1. Úvod

Petrologie je geologická věda zabývajícími se výzkumem hornin. Zkoumá jejich minerální a chemické složení, stavbu, podmínky vzniku apod. Termín petrografie je dnes chápán jako označení pouze pro popisnou část petrologie, zatímco vznik hornin a procesy jejich přeměn zkoumá petrogeneze. Petrologie se všemi svými podobory nám umožňuje pochopit vývoj zemské kůry a pláště, zemského tělesa i ostatních planet.

Pojem hornina označuje těleso, které je tvořené zákonitě se opakující směsí nerostů nebo zbytků organického původu. Horniny tvoří rozsáhlé celky, které se podstatně podílí na stavbě zemské kůry..

Podle původu se horniny dělí na tři velké skupiny: horniny magmatické (vyvřelé, eruptivní), horniny sedimentární (usazené) a horniny metamorfované (přeměněné).

Magmatické horniny vznikají jako přímé produkty z taveniny (magmatu) krystalizací za vysokých teplot na zemském povrchu, v zemské kůře nebo ve svrchním plášti.

Sedimentární horniny vznikají ukládáním uvolněných a transportovaných produktů starších hornin (minerálních zrn, úlomků starších hornin), chemickým nebo biochemickým vysrážením minerálů na zemském povrchu.

Metamorfované horniny vznikají přeměnou starších hornin, sedimentárních, vyvřelých, případně i hornin dříve metamorfovaných, za změněných tlakových a teplotních podmínek, při kterých stávající minerální asociace a stavba je nahrazena minerální asociací a stavbou odlišnou.

Vznikají v hlubších částech zemské kůry a ve svrchním plášti.

(Obrázky)

2. Vyvřelé (magmatické) horniny

Magmatické horniny vznikají jako přímé produkty z taveniny krystalizací za vysokých teplot. Podle umístění v zemské kůře se rozlišují horniny plutonické (hlubinné, abysální), žilné (subvulkanické, hypabysální)a vulkanické (výlevné, efuzívní, extruzívní). Další důležité je dělení na alkalické (mají nadbytek alkálií ve vztahu k Al₂O₃) a subalkalické (tj, nesplňují kritéria alkalických). Na pomezí vyvřelých stojí horniny pyroklastické. Jejich materiál je magmatického původu, ale závěrečné fáze jejich vzniku odpovídají podmínkám vzniku hornin sedimentárních.

(Obrázky)

2.1 Vznik vyvřelých hornin

Běžná bazaltová magmata vznikají jako eutektoidní (tj. tavenina v určitém rovnovážném poměru složek) tavenina vzniklá z peridotitů svrchního pláště. Granitová magmata vznikají tavením nejrůznějších korových hornin.Výchozí, tzv. zdrojové horniny jsou svým složením obvykle rozdílné od výsledné taveniny. V reálných podmínkách dochází k částečnému (parciálnímu) tavení a oddělování nataveného magmatu od zbytkových neroztavených složek. Magma uniká do oblastí nižšího tlaků (obvykle vzhůru), tuhne v mělčích a chladnějších částech zemské kůry jako hlubinná tělesa nebo jako láva vytéká na povrch; pak je projevem sopečná činnost se vznikem výlevných a pyroklastických hornin. Posloupnost krystalizace je dána mnoha podmínkami; ve zjednodušené formě ji vyjadřuje Bowenovo schéma.

2.2 Minerální složení vyvřelých hornin

Hlavní skupinou minerálů vyvřelých hornin jsou silikáty. Z nich jsou pro klasifikaci nejdůležitější nerosty světlé, tj. živce (K-živce, K-Na živce a Ca-Na živce), křemen a foidy (nefelin, sodalit a příbuzné nerosty, leucit, analcim, kankrinit). Nerosty tmavé jsou slídy (biotit, muskovit, flogopit), olivín, pyroxeny, amfiboly, spinelidy, melilit, turmalín a ilmenit).

Většina podstatných nerostů vyvřelých hornin patří ke skupině nerostů světlých a jsou podle nich klasifikovány; tmavé nerosty jsou podružné. U části hornin jsou podstatnými nerosty tmavé a podružnými jsou nerosty světlé. Některé nerosty jsou vždy jen v podružném množství a jsou označovány jako nerosty akcesorické (apatit, zirkon, titanit aj.).

Křemen je přítomen pouze v horninách vznikajících z magmatu bohatého (přesyceného) SiO_2. U výlevných hornin acidních (ryolitů) tvoří křemen porfyrické vyrostlice, které jsou často magmaticky korodované. Pokud je křemen přítomen v hlubinných horninách, pak vyplňuje zbytkové prostory a má xenomorfní omezení.

Plagioklasy Na-Ca se podle obsahu SiO₂ ve vzorci dělí na plagioklasy alkalické s An_0-05, kyselé (An₁₀-An₃₀₎, střední (An₃₀-An₅₀) a bazické (An₅₀-An₁₀₀). Zastoupení anortitové složky An se označuje jako bazicita plagioklasu. Tvoří řadu albit, oligoklas, andezin, labradorit, bytownit a anortit. Horninotvorné plagioklasy jsou obvykle chemicky a opticky zonální.

K- a Na-K živce jsou ortoklas, sanidin, anortoklas a mikroklin. Sanidin a anortoklas krystalizují za vysokých teplot za podmínek rychlého ochlazení ve výlevných horninách. Ortoklas a mikroklin vznikají za nižších teplot za podmínek pomalého chladnutí. Ortoklas vytváří silně i tence tabulkovité vyrostlice, obvykle karlovarsky zdvojčatělé.

Foidy (dříve tzv. zástupci živců) jsou silikáty složením blízkým živcům, ale s nižším obsahem SiO₂. Vznikají z magmatu chudého na SiO₂ a proto se nikdy nemohou vyskytovat společně s křemenem. Patří k nim nefelín, sodalitová skupina (sodalit, nosean, hayun, lazurit), leucit, analcim, klasilit a kankrinit. Z nich je nejběžnější nefelin, který je významnou součástí alkalických nenasycených magmatitů (nefelinických syenitů, fonolitů, nefelinitů, tefritů, bazanitů aj.). Přítomnost foidů v horninách se projevuje olejovitým leskem.

Tmavé nerosty jsou ve vyvřelých horninách zastoupeny především muskovitem, biotitem, amfibolem, pyroxeny a olivínem. Zastoupením tmavých minerálů v horninách je zákonité a koreluje ze zastoupením živců, resp. s poměrem živců alkalických a plagioklasů. U hornin s převahou živců alkalických se objevují turmalín, muskovit a biotit, u hornin s převahou plagioklasu je významný biotit a amfibol. U hornin bazických a ultrabazických je z tmavých nerostů důležitý pyroxen a olivín, případně i amfibol a biotit.

(Obrázky)

2.3 Stavba vyvřelých hornin

Struktury vyvřelých hornin jsou patrné většinou jen mikroskopicky. Z hlavních struktur se rozlišují struktury popisující absolutní a relativní velikost zrna, stupeň vykrystalování magmatu, stupeň vlastního omezení minerálů a struktury popisující zvláštní uspořádání nerostů v hornině.

Absolutní velikost zrna (zrnitost) je buď uváděna speciálními škálami nebo slovními označeními. Zrnitost je velkozrnná (průměrná velikost zrna je nad 33 mm), velmi hrubozrnná (33-10 mm), hrubozrnná (10-3,3 mm), středně zrnitá (3,3 – 1 mm), drobnozrnná (1 – 0,33 mm), jemnozrnná (0,33 – 1 mm), velmi jemnozrnná (0,1 – 0,01 mm) a celistvá (0,01 – 0,001 mm). V praxi se používá slovní označení afanatický pro zrnitost menší než 0,1 mm, u které zrna pouhým okem nerozeznáme, a faneritický pro zrnitost patrnou makroskopicky.

Relativní velikost zrna označuje vzájemnou velikost krystalů v hornině. Zrna minerálů mohou mít srovnatelnou velikost (stejnoměrně zrnitá struktura) nebo různou velikost (nestejnoměrně zrnitá struktura). Při výrazně rozdílné velikost zrn za přítomnosti vyrostlic hovoříme o porfyrické struktuře. Vyrostlice (fenokrysty) jsou krystaly mnohonásobně větší nežli zrno horniny okolní, tzv. základní hmoty. Někdy bývají fenokrysty magmaticky korodované, tj. po vykrystalovaní byly opět částečně roztavené. Tento proces se označuje magmatická koroze.

Obecně platí, že zrnitost hornin hlubinných je hrubší, zrna jsou makroskopicky viditelná, chybí dutiny a není přítomno sklo. Výlevné horniny jsou jemnozrnné až celistvé, často je obsaženo sklo nebo vyrostlice a bývají přítomny dutinky po plynech.

Rozdíly ve velikosti zrna souvisí s rychlostí chladnutí. U hornin hlubinných magma chladne pomalu a je dostatek času na tvorbu krystalů. U hornin výlevných je krystalizace při rychlém chladnutí mnohem rychlejší a při prudkém ochlazení (např. ve vodě) může vznikat i sklo.

Stupeň krystalizace magmatu je dám poměrem skla a krystalovaných nerostů. Holokrystalickou strukturu mají plně krystalované horniny, hemikrystalickou strukturu mají výlevné horniny s určitým množstvím skla mezi krystaly. U hyalinní (vitrické) struktury je hornina tvořena sklem; k tomu dochází u magmat bohatých na SiO₂ při prudkém ochlazení.

Podle stupně vlastního omezení se rozeznávají tři základní struktury. U panxenomorfní struktury jsou všechna nebo skoro všechna zrna xenomorfní (např. při současné krystalizaci v aplitech).U struktury hypautomorfní je část zrn omezena vlastními krystalovými plochami a část je omezena plochami dříve existujících krystalů. Je to nejběžnější struktura hlubinných hornin. Stupeň omezení je dán posloupností vylučování nerostů z magmatu (viz Bowenovo schéma) a proto některá zrna mají xenomorfní omezení (poslední nerost vyplňuje zbytkové prostory; např. křemen u granitoidů) zatímco zrna vznikají jako první mají omezení automorfní. Panautomorfní struktura je těžko dosažitelná a blíží se jí situace v hornině s vysokým počtem nápadně automorfních krystalů.

Podle zvláštního uspořádání nerostů se rozlišuje množství speciálních struktur, zejména u výlevných hornin. Z častějších je významná ofitická struktura, u které lišty plagioklasů tvoří základní síť v jejíž dutinách leží xenomorfní mafity, nejčastěji pyroxeny); poikilitická struktura, u které mezi velkými zrny leží malé krystaly jiných nerostů; pilitická struktura, u které jsou hojné jehličkovité krystaly, nejčastěji plagioklasů; intersertální struktura , u které je mezi lištovitými plagioklasy sklo a mnoha dalších popisujících konkrétní uspořádání nerostů v hornině.

Textury vyvřelých hornin jsou patrné makroskopicky. Kompaktní texturu mají horniny bez dutin. Pórovitou (vezikulární) mají horniny s dutinami po plynech, zejména lávy. Jsou-li tyto dutiny vyplněné druhotně minerály (kalcitem, chloritem, křemenem, chalcedonem aj.) označuje se jako textura madlovcovitá (amygdaloidní). Převládají-li dutiny nad hmotou horniny, jedná se o strukturu zpěněnou texturu (typicky u pemzy). Miarolitickou strukturu mají plutonity s dutinami po plynech; obvykle jsou dutiny mezeny automorfně omezenými krystaly.

Podle prostorového uspořádání mají vyvřelé horniny texturu plošně paralelní, páskovanou, laminovanou, zvrstvenou, fluidální orbikulární a brekciovitou. V těchto texturách je patrné uspořádání součástek pole ploch nebo v jednou směru při tečení, kumulací různě hmotných minerálů ve zvrstvených polohách apod. U hlubinných hornin, za podmínek všesměrného tlaku, je nejčastější textura všesměrná.

Morfologicky významné jsou typy bazických a intermediálních láv.

Aa-a lávy (struskovité) jsou tvořeny struskovitým, zpěněným, nerovným a ostře hrotitým povrchem. Vznikají z bazaltů různého složení a jsou produktem rychlé erupce neodplyněného magmatu.

Pahoe-hoe lávy mají hladší povrch tvořený provazcovitými, paralelně uspořádanými a prohnutými liniemi. Proto jsou také označovány jako provazovité lávy. Povrch je nápadně lesklý. Vzniká z láv o nízké viskozitě při tečení a shrnování ztuhlého povrchu proudu.

Blokové lávy jsou tvořeny ostrohrannými bloky , jejichž vznik je dám vysokou viskozitou lávy. Často vznikají z andezitové lávy.

Polštářové lávy vznikají ve vodním prostředí. Čelo lávového proudu se ochlazuje na styku s vodou a vytváří sklovitou slupku, která vlivem tlaku přitékají lávy puká a vytváří se nový bochníkovitý útvar tento proces se mnohonásobně opakuje. Mezi polštáři bývá zachycen okolní sediment nebo je vyplněn sklovitými útržky lávy.

Při ochlazování a tuhnutí lávových proudů, podpovrchových těles a mělkých žil vzniká sloupcovitá odlučnost. Sloupce jsou nejčastěji šestiboké a jsou orientované přibližně kolmo k ploše, která je nejvíce ochlazována (povrch proudu nebo okolní horniny u žil).

(Obrázky)

2.4 Klasifikace vyvřelých hornin

2.4.1 Mineralogická klasifikace

V zásadě existují dvě klasifikace vyvřelých hornin. První je založená na minerálním složení hornin, druhá je založena na chemickém složení hornin.

Kvantitativní mineralogická klasifikace byla vypracována v sedmdesátých letech 20. století a podle autora návrhu je známa jako Streckeisenova klasifikace (Albert Streckeisen: 1901-1998) či IUGS klasifikace. Navazuje na klasifikace starší, u nás např. Hejtmanovu (19).

IUGS klasifikace využívá trojúhelníkové klasifikační diagramy a je dnes používána jako standardní pro horniny hlubinné a v upravené formě i pro horniny výlevné.

IUGS klasifikace je založena na přítomnosti a procentuelním zastoupení následujících nerostů:

Q – křemen

A – alkalické živce (An00-An05)tj. K-živce a Na-živce.

P – plagioklasy (An05-An100)

F – foidy

M – mafity, tzv. tmavé minerály, především olivín, pyroxeny, amfiboly, slídy, melilit, granáty, spinelidy aj.)

Podle indexu tmavosti M´; tj. podílu M (kromě muskovitu, apatitu a primárních karbonátů) se horniny rozlišují na leukokratní (M´ = 0-35%), mezokratní (M´ = 35-65%), melanokratní (M´ = 65-90%) a ultramafické (ultramafitity) (M´ = 90-100%). Horniny leuko- až melanokratní se klasifikují podle diagramu QAPF (poměr složek, Q, A, P a F). U ultramafititů se používá samostatných diagramů pro jednotlivé minerály.

V trojúhelníkových diagramech je vrchol roven 100% složky (např. Q), protilehlá strana trojúhelníka je 0% dané složky. Diagram QAPF jsou dva trojúhelníkové diagramy přiložené k sobě; tedy, složky Q a F se navzájem vylučují.

Názvy základních horninových skupin a procentní hranice jsou uvedeny v diagramu QAPF (obr.). U všech polí lze použít předponu leuko- nebo mela- pro extrémně světlé nebo abnormálně tmavé horniny. Obecně se tmavost horniny posunuje v diagramu QAPF doprava, tj. s rostoucím podílem plagioklasů

Chemická kvantitativní klasifikace je založena na % zastoupení SiO₂ a ostatních prvků převedených na oxidy. Pro svojí náročnost je využívána pro spíše výlevné horniny, u kterých je minerální složení hůře patrné (zejména pokud obsahují sklo).

(Obrázky)

2.4.2 Chemická klasifikace

Nejvýznamnější klasifikace je podle obsahu SiO₂. Rozlišují se čtyři skupiny vyvřelých hornin:

ultrabazické (SiO₂ je méně než 45%), bazické (45 – 52 %), intermediální (52 – 63 %) a acidní

(SiO₂ je více než 62%). V literatuře jsou i jiná rozdělení s mírně posunutými hranicemi.

(Obrázky)

2.5. Přehled vyvřelých hornin

2.5.1 Ultramafitity

Utramafické horniny obsahují 90-100% mafitů (olivínu, pyroxenů, amfifolů, slíd nebo jiných tmavých minerálů). Mají různé obsahy SiO₂ a velké rozdíly v chemizmu; nelze je cele zaměňovat za horniny ultrabazické. Peridotity, hornblendity patří většinou k horninám ultrabazickým, zatímco pyroxeniny k horninám bazickým až intermedialníním.

Peridotity jsou hlubinné horniny tvořené 40-100% olivínu; dalšími minerály jsou pyroxeny, případně i amfiboly, spinelidy, granát, flogopit aj. Téměř monominerální peridotity, jen s olivínem, jsou dunity. Vznikají jako kumuláty gabroidních komplexů. Vyskytují se také v mělkých částech svrchního pláště. Peridotity s převahou ortopyroxenu jsou hazburgity. Jsou spodní částí ofiolitových komplexů, ve kterých reprezentují horniny z nejmělčí části svrchního pláště. Podobně jako dunity i hazburgity jsou v kumulátových sledech bazických a ultrabazických intruzí. Peridotity s klinopyroxeny a orthopyroxeny jsou lherzolity. Kromě olivínu a pyroxenu běžně obsahují spinely (magnetit, chromit) a granát (pyrop). Spinelové a granátické lherzolity jsou horniny svrchního pláště. Běžně se vyskytují jako uzavřeniny (xenolity) v alkalických bazaltoidních magmatech, u nás např. jako tzv. olivinové koule v bazanitech kozákovské sopky (Smrčí u Semil). Granátické lherzolity z větších hloubek (60-100 km) vynášejí kimberlity.

Pyroxenity jsou hlubinné horniny s obsahem olivínu pod 40%. Obvykle jsou to kumulátové horniny v mafických a ulramafických intruzích, gabroidních masívech a ofiolitových komplexech.

Horblendity jsou hlubinné horniny tvořené převážně amfibolem. Běžné jsou pyroxeny, olivín, biotit (flogopit) a menší množství plagioklasu (do 10%). Jsou to horniny vzácné, většinou vznikající jako kumuláty mafických a ultramafických intruzí. U nás jsou přidružené gabrovým intruzím (Kdyně).

(Obrázky)

2.5.2 Gabroridy a dioritoidy

Gabroidy jsou plutonické obvykle bazické horniny, tvořené z 10-90% světlými nerosty, převážně bazickým plagioklasem. Dioritoidy se od gabroidů liší nižší bazicitou plagioklasu, pod An50. Mezi gabroidy se rozlišují gabra s obsahem ortopyroxenů pod 5%, gabronority s obsahen všech pyroxenů nad 5% a nority s obsahem klinopyroxenů pod 5%. Běžný je olivín; pokud je hlavním mafitem, jedná se o troktolit. Horniny tvořené jen plagioklasy (mafitů je pod 10%) jsou anortozity.

Gabra jsou hlubinné, drobnozrnné až středně zrnité horniny, s hypautomorfně zrnitou strukturou. Kromě plagioklasů obsahují pyroxeny a olivín. Jsou to časté horniny. Vyskytují se společně s dioritoidy a granitoidy, ve kterých tvoří menší tělesa. U nás jsou ve středočeském plutonu (Pecerady). Častěji však tvoří samostatné intruze, od drobných po obrovské. Jsou součástí zákonitého sledu ofiolitových komplexů a představují základní typ hornin spodnějších částí kůry oceánského typu.

Nority a gabronority mají kromě plagioklasů vyšší zastoupení ortopyroxenu a velmi často i amfibol. Jsou součástí mnoha gabroidních komplexů. U nás jsou významně zastoupeny mezi gabroidními horninami kdyňského komplexu.

Troktolity jsou tvořeny plagioklasem a olivínem. Jsou to typické kumulátové horniny, tvořící součásti zvrstvených bazických intruzí v ofiolitových komplexech a spodních částech oceánské kůry. U nás se vyskytují v malých tělesech Ranského masívu u Ždáru nad Sázavou.

Anortozity jsou plutonity tvořené plagioklasem. Plagioklasy jsou bazické nebo střední. Z tmavých nerostů je přítomen pyroxen, někdy olivín (vždy pod 10%). Jsou to středně až hrubě zrnité horniny, s krystaly většinou cm velikosti. Tmavé variety jsou vyhledávaným dekoračním kamenem (labradoritit), technicky tzv. labrador. Vznik anortozitů se vysvětluje procesy akumulace plagioklasu. Anortozity se vyskytují především v prekambrických horninových komplexech. Na Měsíci jsou podobné horniny v oblastech tzv. měsíčních pevnin. U nás se anortzity nevyskytují, hojné jsou např. ve Skandinávii

Diority jsou hlubinné, drobnozrnné až středně zrnité horniny, poměrně tmavé, podobné gabrům. Liší se nižší bazicitou plagioklasu. Z mafitů mohou obsahovat pyroxeny, amfibol i jen amfibol, častý je biotit. Olivín obvykle chybí. Diority s křemenem (do 20%) , tzv. kvarcdiority, často tvoří xenolity a uzavřeniny v granitoidech. Diority a kvarcdiority jsou součástí velkých plutonických těles, u nás např. ve kdyňském komplexu nebo v mutěnínkém tělese v západních Čechách Ve středočeském plutonu a přilehlých masívech (např. Štěnovický masív u Plzně) jsou kvarcdiority běžnými uzavřeninami.

(Obrázky)

2.5.3 Bazalty

Bazalty (čediče) jsou bazické vulkanity, makroskopicky šedé až černé, obvykle celistvé (afanické). Jsou tvořeny bazickými plagioklasy, Ca-klinopyroxenem a opakními minerály; k nim může přistupovat olivín a Mg-Fe pyroxen. Další nerosty jsou méně podstatné: amfibol, biotit, alkalické živce, křemen nebo foidy (tyto se vzájemně vylučují). Obsah SiO₂ kolísá mezi 45-52 %. Bazalty jsou drobně porfyrické s pilotaxitickou nebo ofitickou strukturou. U žilných intruzí je struktura hrubozrnnější a jsou označovány jako dolerity. V hloubkách bazaltové magma tuhne jako gabro a dolerity jsou vlastně přechodným článkem k povrchovým bazaltům.

Ve vodním prostředí vznikají polštářové lávy. Na styky teplého bazaltu s mořskou vodou dochází ke vzniku albitu z původního plagioklasu; tento proces označujeme jako spilitizaci. Spilit je tedy bazalt s druhotně pozměněnou minerální asociací. Ke spilitizacei dochází na mořském dně, zejména v oblastech středooceánských hřbetů.

Bazaltové lávy mají nízkou viskozitu. Erupce mají slabou explozivitu a vytváří lávové fontány a poměrně klidné výlevy. Bazaltové lávy vytváří proudy, rozsáhlé málo mocné příkrovy. Často vytváří ložní i pravé žíly. U láv a mělkých podpovrchových intruzí je typická sloupcovitá odlučnost.

Bazalty se dělí na dvě základní skupiny: subalkalické a alkalické. Liší se chemismem i minerálním složením. U alkalických bazaltů máme více alkálií při daném SiO₂, u subalkalických (dříve tzv. tholeiitů) je více SiO₂ a méně alkálií. U subalkalických bazaltů se rozlišují dva trendy. Tholeitický trend vede v výraznému relativnímu obohacování Fe ve zbytkové tavenině, zatímco vápenatoalkalický trend se vyznačuje víceméně stabilním poměrem Mg a Fe při rychle rostoucím SiO₂. Vápenatoalkalické trendy jsou významné pro prostředí vulkanických oblouků nad subdukčními zónami.

Typy bazaltů

Vznik bazaltových magmat probíhá tavením lherzolitů svrchního pláště nebo diferenciací z plášťových magmata. Podle míst na zemském povrchu a složení se rozlišuje několik typů bazaltů:

Bazalty střeooceánských hřbetů (MORB) tvoří svrchní část oceánské kůry a pokrývají naprostou většinu dna světových oceánu. Jako polštářové lávy a roje doleritických žil vznikají v prostředí středooceánských hřbetů. Ze stejných magmat vznikají i intruze gabroidních hornin.

Geochemicky jsou bazalty s nízkými obsahy draslíku.

Kontinentální tholeiity jsou bazalty v oblastech s kontinentálním typem kůry. Tvoří žilné roje doleritů nebo, častěji, rozsáhlé mnohonásobné výlevy na velké ploše, tzv. platóbazalty či trapové bazalty. Klasickou oblastí jsou dekkanské trapy v Indii, pánev Karro v Jižní Africe, trapy na sibiřské platformě aj. Proti tholeitům typu MORB mají více inkompatibilních prvků.

Tholeiity oceánských ostrovů jsou bazalty od MORB se odlišující vyššími obsahy K, Fe, Ti a P a řady stopových inkompatibilních prvků. Tyto bazalty jsou charakteristické pro sopečné ostrovy nad vnitřními částmi litosférických desek. Jejich vznik se spjat v výstupem žhavých hmot z velkých hloubek. Projevují se zvýšeným tepelným tokem (tzv. horské skvrny). Typickým příkladem jsou Havajské ostrovy.

Alkalické bazalty jsou typické pro vulkanické oblasti uvnitř litosférických desek. Vyskytují se na oceánských ostrovech, a v riftových oblastech na kontinentech.

Starší názvosloví bazaltů

V literatuře se běžně vyskytuje dnes již zastaralá terminologie bazaltových hornin. Setkáváme se s označováním geologicky starších bazaltů speciálními názvy podle jejich geologického stáří. Spilit označoval proterozoické bazalty, diabasy staropalezoické , melafyry mladopaleozoické a mezozoické bazalty. Samotný název bazalt (čedič) označoval terciérní a recentní bazalty. Uvedené termíny, i když jsou srozumitelné, by neměly být používány, neboť název horniny má být stejný bez ohledu na geologické stáří.

Bazalty se u nás vyskytují v různě starých horninových komplexech a jsou často postiřžené metamorfózou (tzv. metabazity: zelené břidlice a amfibolity).

„Spility“ jsou proterozoické bazalty barrandienské oblasti. Vznikaly převážně na mořském dně a mají zachovalou polštářovou texturu. Původně patřily tholeitickým bazaltům, ale byly silně albitizované.

„Diabasy“ spodního paleozoika jsou subalkalické až alkalické. Tvoří z části intruzívní typy (pravé a ložní žíly), zčásti i efuzívní typy: lávy, často zpěněné a mandlovcovité, a jejich tufy. Ojedinělé jsou suchozemské výlevy. Vzácněji se vyskytují i bazičtější typy, bohaté olivínem (pikrity).

„Melafyry“ jsou permského stáří. Zčásti odpovídají bazaltům, zčásti andezitům. Jsou subalkalické a a zčásti vápenatoalkalické. Vyskytují se v Podkrkonoší a ve Vnitrosudetské pánvi. Efuzívní typy jsou většinou červenohnědé, silně oxidované.

Bazaltoidní neovulkanity. Terciérní a pleistocénní bazaltoidy Českého masívu mají alkalický charakter a zahrnují i různé typy bazanitů, tefritů a nefelinitů. Jsou široce rozšířeny v Českém Středohoří, Doupovských horách a v řadě drobných těles v západních, severních a východních Čechách. Některé obsahují peridotitové xenolity vynesené ze svrchního pláště.

Ofiolitové komplexy

Ofiolitové komplexy jsou zákonité sledy převážně bazických a ultrabazických hornin, plutonitů, žil i vulkanitů. Vyskytují se jako velké kry v orogenních zónách. Jejich spodní část tvoří tektonicky postižené peridotity. Na nimi je vyvinut komplex doleritických žil, ve spodní části jsou i tělesa gabroidů. Ve svrchní části jsou komplexy polštářových láv. Ve svrchní části leží bazaltové, často spilitizované lávy a podružné vložky hlubokomořských usazenin.

Celek představuje oceánský typ kůry s nejvyšší tektonizovanou částí pláště. Na ofiolitové komplexy jsou vázána ložiska rud, zejména Cr, Ni, Co, Cu, Ag a Au.

Ofiolitové komplexy jsou známy z Kypru (masív Trodos), Noska a Skotska (západoevropské kaledonidy), Ománu (Semail). U nás mají charakter ofiolitového komplexu proterozoické až spodnopaleozoické horniny ve Slavkovském lese (okolí Mariánských lázní).

(Obrázky)

2.5.4 Andezity

Andezity jsou subalkalické intermediální vulkanity, obvykle porfyrické. Vyrostlice jsou převážně plagioklasové, méně hojné jsou vyrostlice pyroxenů (hypersten, augit), případně amfibolu nebo biotitu. Základní hmota je plagioklasová, s An pod 50. Struktura je pilotaxitická až trachytická. Velmi časté je sklo. Intermediální lávy mají vyšší viskozitu než lávy bazaltové. Časté je střídání krátkých lávových proudů a pyroklastických vyvrženin. Andezity mají většinou lavicovitou nebo nepravidelnou odlučnost.

Většina andezitů patří do vápenatoalkalické série typické pro mladé vulkanické oblouky a starší orogenní zóny. Provází konvergentní rozhraní litosférických desek. Andezitový vulkanismus je charakteristický pro „tzv. ohnivý pás“ lemující Tichý oceán.

V Čechách jsou paleoandezity kambrického stáří na Křivoklátsku a Strašicku (křivoklátsko-rokycanský a strašický komplex). Andezitům svým složením odpovídají i melafyry permského stáří v Podkrkonoší. Terciérní andezitový vulkanismus je významný pro slovenská sopečná pohoří (Vtáčnik, Vihorlat, Slánské vrchy, Štiavnické vrchy, Polana).

(Obrázky)

2.5.5 Dacity a ryolity

Dacity a ryolity jsou acidní vulkanity s výrazně světlejším odstínem. Kromě vyrostlic obvyklých v andezitech se objevují i vyrostlice křemen. V ryolitech jsou vyrostlice křemen velmi hojné, obvykle jsou doprovázeny i vyrostlicemi kyselých plagioklasů a někdy i draselným živce. Vyrostlice nesou stopy otavení (magmatické koroze). Dacity i ryolity mohou mít vysoký podíl vulkanického skla. Pak vznikají silně sklovité typy jako jsou obsidiány, perlity a smolky; pokud jsou silně napěněné, vzniká pemza.

Ryolitové a dacitové lávy mají vysokou viskozitu. Tvoří kupy a lávové dómy. Vulkanismus je explozívní, se žhavými mračny. Ve vyvrženinách silně převládají pyroklastika, někdy vznikají ignimbrity, vznikající se suspendovaného magmatu (žhavých mračen) jeho spečením na sopečných svazích. Dacity a ryolity jsou významné pro vulkanické oblouky na aktivních pevninských okrajích. U nás jsou známé ze svrchního kambria Křivoklátska (křivoklátsko-rokycanský komplex), v permokarbonu (tufy jsou známé z většiny svrchnokarbonských jezerních pánví, např. Radnicka). Slabě přeměněné ryolity a jejich pyroklastika se vyskytují i v proterozoiku jižně od Prahy.

(Obrázky)

2.5.6 Granitoidy

Granitoidy zahrnují plutonické horniny, které obsahují alespoň 20% křemene; běžné granitoidy mají 60% křemene ze světlých minerálů. Podrobnější členění zahrnuje alkalickoživcový granit, granit, granodiorit a tonalit.

Běžné granitoidy jsou leukokratní horniny s obsahem mafitů 5-25%. Nejvíce tmavých nerostů mají tonality (až 40%). S rostoucím podílem mafitů se mění i jejich složení. U granitu je vysoké zastoupení turmalínu, muskovitu a biotitu, u granodioritů a tonalitů stoupá podíl vápenatých amfibolů. Alkalické živce jsou zastoupené ortoklasem nebo mikroklinem. Plagioklasy jsou kyselé (albit-oligoklas) nebo, v tonalitech, i střední (andezín). Granitoidy jsou stejnoměrně zrnité, někdy i porfyrické s vyrostlicemi draselného živce. Nejčastější je struktura granitická.

Běžné granity jsou nejčastěji muskovit-biotitické (dvojslídné) nebo biotitové. Takové horniny jsou u nás známy z Liberecka (narůžovělá liberecká žula), z čistecko-jesenického masivu (tmavošedá tiská žula), Říčanska (říčanská žula). Dvoslídné granity jsou součástí moldanubického batolitu na Českomoravská vrchovině a Šumavě. (tzv. eisgarnský typ).

Granodiority a tonality bývají biotitové a amfibol-biotitové. Často obsahují tmavé bazické pecky. Jsou rozšířené ve středočeském plutonu a přilehlých tělesech. Významný je tzv. sázavský typ, kozárovický, blatenský a červenský granodiortit. Amfibol-biotitický granodiorit tvoří i štěnovický masív na Plzeňsku.

Vznik granitoidů byl po řadu desetiletí předmětem sporů. Dnes převládá názor o magmatickém původu granitoidů. Předpokládá se vznik granitoidního magmatu parciálním tavením širokého spektra metamorfitů, pokud obsahují alespoň malé množství křemene, alkalického živce nebo slíd. Zásadní význam má voda, které výrazně snižuje teplotu počátku tavení. Za její přítomnosti mohou stačit teploty již okolo 620°C. Následně mohou granitoidní magmata intrudovat v prostředí spodní kůry diapirickým mechanismem směrem k povrchu. Dochází k výstupu magmatu ve formě žil, odlamováním stropu a jeho asimilaci do magmatu, vyplňováním otevírajících se trhlin a pod. Tento typ intruzí se kombinuje s vyzdvihováním nadloží a vznikem mělkých podpovrchových intruzí.

Největší objemy granitoidních intruzí jsou v oblastech orogenních pásem. Bývají proto označovány jako granitoidy orogenní. Menší rozšíření mají granitoidy anorogenní; některé jsou těšně spjaty s vulkanismem (tzv. ringové struktury; u nás Sedmihoří).

Granitoidy doprovází řada typů žilných hornin. Často mají porfyrickou strukturu a jsou označovány jako granodioritový nebo tonalitový porfyr. Okrajové partie velkých granitoidních těles běžně doprovází pegmatity a aplity. Mají shodné nebo podobné složení jako granitoidy, liší se strukturou.

Pegmatity jsou velmi hrubozrnné horniny, tvořící žíly, kapsy nebo hnízda v plutonitech a jejich okolí. Okrajové partie pegmatitů jsou relativně drobně zrnitým pegmatitem, směrem ke středu tělesa zrnitost roste. Kromě běžných nerostů (křemen, živce) jsou významné slídy (biotit, muskovit), turmalin a mnohé další nerosty (beryl, fosfáty). Běžné jsou partie s pravidelným prorůstáním křemene a živců (tzv. „písmenková žula“). Aplity jsou naopak jemnozrnnější než okolní granitoidy; vznikaly rychlejším ochlazením taveniny a mají panxenomorní strukturu.

(Obrázky)

2.5.7 Syenitoidy

Syenitoidy zahrnují plutonické horniny z alkalických živců (ortoklasu, albitu), u monzonitu s plagioklasy An₃₅ až An₆₅. Křemen chybí nebo je do 20. Podrobnější členění zahrnuje alkalické syenity, syenity a monzonity.

Durbachitový typ syenitických až granitoidních hornin označuje nápadně tmavé horniny, u nás označované jako typ Čertovo břemeno. Jsou to amfibol-biotitové syenity s výraznou porfyrickou strukturou. Ortoklas v těchto horninách vytváří 1 až 3 cm velké, tabulkovité, karlovarsky zdvojčatělé fenokrysty modravě šedé až bílé barvy. Z tmavých nerostů je významný biotit. Durbachity tvoří tělesa ve středočeském plutonu, řadu menších těles v šumavském moldanubiku a třebíčský pluton. Jsou charakteristickou skupinou plutonitů variského orogénu; známé jsou i z jiných oblastí (Vogézy, Schwarzwald). Podobné typy tmavých syenitů jsou v okolí Tábora a Jihlavy (táborský a jihlavský typ).

Larvikit je syenit s alkalickým živcem vyznačující se kosočtvercovými průřezy a modravou měnou barev. Je to cenný dekorační kámen.

(Obrázky)

2.5.8 Alkalické plutonické horniny

Gabra a diority s podružným až podstatným množstvím foidů jsou ve srovnání s ostatními hlubinnými horninami vzácné. Přítomny jsou v oblastech alkalického vulkanismu.

Essexit je typ tmavého nefelínového gabra až dioritu. Pokud je u podobných hornin z foidů přítomen analcim, jedná se o těšínit. U nás je essexit znám z vyvřelých hornin Doupovských hor a Českého Středohoří. Těšínity jsou známé z Beskyd. Ostatní typy foiditických hlubinných hornin jsou vzácné. jsou označovány speciálními názvy a našem území se s nimi nesetkáváme.

(Obrázky)

2.5.9 Alkalické vulkanické horniny

Bazanity, tefrity a foidity jsou horniny jsou makroskopicky podobné čedičům, liší se od nich mikroskopicky nebo se dají rozlišit chemickou analýzou. Tmavé nerosty tvoří vyrostlice. Jsou jimi především Ti-bohatý pyroxen (titanaugit), olivín, přítomen může být amfibol a biotit. V základní hmotě je zejména klinopyroxen a plagioklasy, často střední (andezin) a s nimi určitý foid, nejčastěji hayun, případně leucit, analcim.

Bazanity obsahují ulivín, tefrity nikoliv Foidity mají ze světlým minerálů jen foidy a to především nefelin.

Tyto výlevné horniny vznikají z magmat svrchního pláště; nejprve vznikají horniny olivinické (bazanity, olivíné nefelinity) z nich diferenciací vzniká magma bez olivínu (tefrity, nefeliny). Tefrity, bazanity a nefelinity jsou běžně rozšířené v Českém Středohoří, Doupovských horách a v řadě meších těles v sz. Čechách (Černošín, okolí Konstantinových lázní, Manětínsko, Žluticko).

Trachyty josu výlevné horniny velmi světlých odstínů, typicky porfyrické s vyrostlicemi sanidinu nebo anortoklasu obtékanými základní hmotou s lištami alkalického živce. Z mafitů je přítomen klinopyroxen. Některé trachyty mají malé množství křemene nebo foidů. Jsou to horniny typické pro oblasti kontinentálních riftů. U nás jsou trachyty terciérního stáří v Českém Středohoří a v západních Čechách (Špičák u Teplé).

Fonolity (tzv. znělce) jsou světlé vulkanické horniny, tvořené alkalickým živcem (sanidinem nebo anortoklasem), klinopyroxenem a někdy i granátem. Převažujícím foidem bývá nefelín, Fonolity jsou výrazně porfyrické, s vyrostlicemi alkalických živců). Vznikají z bazanitového magmatu postupnou diferenciací.

Fonolity doprovazejí bazické a ultrabazické alkalické vulkanity v Českém Středohoří. Mnohé vytváří mělce intruzívní tělesa nebo kupy silně viskózních láv. U nás fonotlity tvoří význačné vrcholy Českého Středohoří (Bořeň, Želenický vrch). Sodalitové nebo hayunové fonolity se vyskytují v okolí Milešovky, Kletečné, v okolí Doksů, tvoří velký a malý Bezděz aj.

(Obrázky)

2.5.10 Vulkanická skla

Dojde-li k prudkému ochlazení magmatu, extrémně vzroste viskozita a vniká sklo. Složení je variabilní. Protože sklo je termodynamicky nestabilní, snadno přijímá vodu a snadno si prostřednictví vodných roztoků vyměňuje ionty, dochází i ve vychladlých horninách k jeho devitifikaci a vzniká směs velmi jemných krystalů minerálů.

Obsidián je masivní sklo obvykle černé nebo stříbřitě šedé barvy, s lasturnatým lomem. Obsidián má nízký obsah vody. Perlit je částečně hydratované sklo. Smolek je silně hydratovaná sklovitá hmota se zvýšeným podílem vykrystalovaných nerostů. Pemza je bělavé sklo vzniká utuhnutím silně zpěněné taveniny. Obsahuje 50-75% pórů a může plavat po vodě.

(Obrázky)

2.5.11 Pyroklastické horniny

Silně proplyněné magma je při sopečných erupcích natrháno na sopečný popel,. prach, kamínky (lapilly), kameny a balvany (sopečné pumy). Jejich navrstvením na svazích sopek vznikají nesouvislé polohy tefry. Rozkladem vulkanického skal dochází ke zpevnění tefry a vznikají sopečné tufy. Rozplavením tufů a jejich uložením ve vodním prostředí vznikají tufity. Pyroklastické horniny u nás známe z různých období. Silně kalcifikované tufy proterozoického stáří známe z okolí Blovic. V okolí Strašic, komárova Zdic máme tufy a tufity spodního paleozoika (ordoviku). Řady tufů a tufitů silurského stáří máme v Českém krasu, kde vznikaly v okolí svatojanského vulkanického centra. Tufy karbonského stáří, často rozložené, známe z poloh mezi slojemi černého uhlí v permokarboských pánvích Kladenska, Radnicka a Plzeňska (tzv. brousky a bělka). Třetihorní tufy, hojně s vyrostlicemi augitu a amfibolu, známe z Českého Středohoří, Doupovských hor a mnoha výskytů v sz. Čechách. Čerstvě vypadající sklovité tufy jsou na starokvartérních sopkách Chebska (Komorní a Železná hůrka).

(Obrázky)

3. Usazené (sedimentární) horniny

Usazené horniny vznikaly a vznikají ukládáním uvolněných produktů starších hornin (minerálních zrn, úlomků starších hornin), chemickým nebo biochemickým vysrážením, nejčastěji ve vodním prostředí. Materiál, který usazené horniny tvoří je tedy materiál klastický (detritický), materiál biogenního původu a materiál chemicky vysrážený. Podle převahy jedné z těchto složek jsou sedimenty dále klasifikovány, i když většinou je obsažen v různé míře ve všech druzích usazených hornin.

(Obrázky)

3.1 Vznik usazených hornin

Zvětráváním označujeme proces, který vede k rozpadu starších hornin. Podle povahy zvětrávání rozlišujeme zvětrávání fyzikální a mechanické.

Zvětrávání fyzikální je mechanický rozpad hornin na menší částic až uvolnění na jednotlivá minerální zrna, ke kterých je hornina složena. Rozpad je vyvoláván tlakem a napětím, které vznikají v horninách vlivem konkrétních klimatických podmínek. Největší význam mají objemové změny horniny a minerálních zrn vyvolané výkyvy teploty. Velké rozdíly teplot ve dna a v noci, zejména v oblastech bez vegetace (pouště, polopouště, skalní masivy) způsobují, že sluncem prohřátá hornina se noci vychládáním smršťuje a opětovným prohřátím roztahuje. Vznikají mikrofraktury, zejména mezi minerálními zrny s různou roztažností, které se spojují, zvětšují a hornina se postupně rozdroluje. Pokud jsou rozdíly teplot velmi vysoké (např. v pouštích), dochází dokonce k odlupování šupin z povrchu skalisek a kamenů (tzv. deskvamace). V chladných nebo horských oblastech v podmínkách dostatku vody vedou objemové změny při zamrzání vody led k rozšiřování prasklin a puklin v horninách a postupnému mechanickému rozpadu hornin. K mechanickému rozrušování dochází vlivem gravitace na horských srázech, tři transportu úlomků vodou a větrem. Rovněž jej způsobují kořeny rostlin rozšiřováním trhlin a prasklin v horninách.

Chemické zvětrávání spočívá v rozrušení chemických vazeb v minerálech. Následuje po fyzikálním zvětrávání a mechanickém rozrušení hornin. Hlavním činitelem je voda způsobující hydrataci a hydrolýzu minerálů. Rozrušení vazeb vede k uvolnění alkálií K^1+, Na¹⁺ a alkalických zemin (Ca²⁺, Mg²⁺)a k jejich odnosu v roztocích. Současně dochází ke vzniku nových minerálů. Dalším činitelem je reakce vzdušného kyslíku, způsobující oxidaci sulfidů. Vzniká kyselina sírová a siřičitá, které mají velký význam pro koncentraci vodíkových iontů a tedy a vliv na pH vody. Podobný význam má kyselina uhličitá, jejích zvýšený obsah vede k rychlejšímu rozkladu minerálů s alkáliemi a alkalických hornin.

Intenzita chemického zvětrávání závisí na teplotě a přítomnosti vody. Je vyšší v teplém a humidním klimatu, proto má nejvyšší intenzitu v tropickém humidním a mírném humidním klimatu. Naproti tomu, v oblastech chudých na vodu (pouště, tundra) je intenzita chemického zvětrávání nízká. Chemické zvětrávání postihuje různé nerosty různou intenzitou. U některých nerostů dochází jen k naleptávání povrchu (např. křemenná zrna). U jiných nerostů, např. živců, slíd a ostatních silikátů jsou vyluhovány alkálie. Draslík (K) je vázán do struktury jílových nerostů (illitu) zatímco sodík (Na) je odnášen v roztoku do moře a vytváří chlorid sodný. Z běžných horninotvorných minerálů je neodolnější křemen; proto není překvapivé, že je tvoří převládající složku v klastických usazeninách.

Přemisťování zvětralin

Zvětraliny (rozpuštěné látky, uvolněná minerální zrna, kousky hornin) jsou přemísťovány různým způsobem. Největší význam má proudící voda, v menší míře se uplatňuje vítr, led nebo samotná gravitace.

Proudící voda přenáší rozpuštěné látky, suspenzi minerálních částeček, a hornin v největším množství. Velikost unášených úlomků je závislé na unášecí schopnosti proudu. Největší intenzita je na horním toku, nejmenší na dolní toku řeky. V průběhu transportu se materiál rozrušuje, chemicky vyluhuje a třídí podle velikosti. Vznikají nejrůznější klastické usazeniny.

K třídící procesům, rozmělňování a obrušování dochází v mělkovodním mořském prostředí činností mořských proudů a vlněním. Největší význam má příliv a odliv, kdy dochází k opakovanému přenosu dvěma směry; výsledkem je dokonalé opracování a vytřídění stabilních složek usazenin. Vznikají rozsáhlé přílivo-odlivové plošiny s dokonale vytříděnými a zralými usazeninami.

V oblastech bez vegetace (pouště, polopouště, mořské pláže, říční štěrkové náplavy) má značný význam přenos materiálu větrem. V jeho průběhu dochází k rozmělňování a obrušování částic a jejich velikostnímu vytřídění. Vznikají písečné přesypy a duny. Jemný materiál může být transportován na velké vzdálenosti, např. saharský písek do střední Evropy; jemný eolický materiál je také přítomen ve značném množství v usazeních oceánského dna i tisíce kilometrů daleko od pevnin.

Přenos ledem se děje buď transportem částic zamrzlých v ledu nebo částic nesených ledovcovými řekami. Materiál je neopracovaný nebo nese stopy ohlazení při vlečení pohybem ledovce po skalním podloží. Materiál bývá velikostně nevytříděný, neohlazený a přítomné jsou i chemicky méně stabilní složky. Ledovcový materiál je kromě pevninských uloženin přítomný i na mořském dně, kam se dostává z postupně tajících ker plujících na hladině

Gravitace přemisťuje materiál zejména na strmých svazích hor. Mechanicky rozrušený materiál spadá, dále se mechanicky rozrušuje a vytváří osypy a suťové kužele. Dochází k velikostnímu vytřídění při kterém jemnější materiál ostrohranných úlomků (štěrk) zůstává výše ve svahu, zatímco nejhrubší materiál (balvany) leží při jeho úpatí..Gravitačním přenosem zvětralinového pláště dochází k hromadění svahových hlín pod prudšími svahy pahorkatin.

Diagenezí nazýváme procesy vedoucí ke vzniku pevné horniny. Zpevňování se ději mechanicky a chemicky. Mechanické zpevnění spočívá ve stlačení (kompakci) materiálu váhou nadložních vrstev. Zmenšuje se množství póru v hornině a z usazeniny je vytlačována voda. Největší význam má mechanické zpevnění u hornin jílových a kaustobiolitů. U nich se objem může zmenšit až na jednu desetinu objemu původního.

Chemické zpevnění je způsobeno vznikem novotvořených minerálů, které vyplňují zbytkové póry v hornině a tmelí jednotlivé zrna. Jako tmel se nejčastěji uplatňují nerosty jako křemen, kalcit, oxidy a hydroxidy železa, jílové nerosty i vzácněji i mnohé další.

(Obrázky)

3.3 Minerální složení usazených hornin

Složky

(Obrázky)

Minerály

3.4 Horninotvorné organismy

Na rozdíl od vyvřelých a přeměněných hornin se v usazených horninách významně uplatňuje materiál vzniklý činností organismů, tj. schránky a kostry tvoření minerálními látkami i materiál organický rostlinného i živočišného původu. Tento materiál se stává bioklastickou složkou usazenin, tvoří samostatné polohy nebo může být i rozpuštěn a pak se s ním setkáváme jako s tmelem.

Schránky a kostry organismů jsou tvořeny zejména třemi chemickými sloučeninami: uhličitanem vápenatým, oxidem křemičitým a fosforečnanem vápenatým. V podstatně menší míře se uplatňují i další látky, např. síran strontnatý.

Uhličitan vápenatý (CaCO₃) je významnou a převládající složkou v kostrách a schránkách mnoha organismů, většinou ve formě kalcitové, méně často i jako aragonit. Aragonit, který je méně stabilní modifikací CaCO₃ v normálních podmínkách rekrystaluje na kalcit. Proto geologicky starší schránky a jejich části tvořené aragonitem nacházíme v horninách jako kalcit. Existence aragonitového materiálu v sedimentech je podmíněna i hloubkou, ve které vápnité sedimenty vznikají; pod m (tzv. kompenzační hranice aragonitu) dochází k rozpouštění aragonitu a aragonitové schránky nebo části schránek (např. perleťové vrstva u mlžů) se nezachovávají.

Dírkonošci (Foraminifery) jsou nejvýznamnější skupinou prvoků se schránkami z uhličitanu vápenatého. Objevují se již ve starším paleozoiku, ale horninotvorný význam mají od karbonu. Jejich schránky, na jednobuněčné pozoruhodných rozměrů (až několik cm) jsou významné pro vápence karbonu (fusuliny a schwageriny) a paleogénu (nummuliti). V křídě došlo k mohutnému rozvoji planktonních typů (globigerin).

Planktonními horninotvornými organismy jsou v devonu tentakuliti (tentakulitové vápence).

Měkkýši jsou horninotvornými fosiliemi od staršího paleozoika. V siluru a devonu jsou významné vápence tvoření hlavonožci (nautilidi a goniatiti). Význam mají i v triasu a juře (ceratiti, amoniti). Schránky amonitů jsou z velké části tvořeny aragonitem a v hlubokovodních vápencích jurského stáří bývají zachovány jen jejich víčka (aptychy). Vznikají aptychové vápence. Nahromaděním schránek mlžů vznikají vápence v triasu v Alpách. Vápence ze schránek mlžů a plžů jsou široce rozšířeny od terciéru do současnosti (např. vápence..), často tvou tvořené hrubými bioklasty, např. fosilní ústřičné slapy v terciéru jižní Moravy. Vápence staršího paleozoika, ad kambria do permu jsou často tvořeny k původně kalcitových misek ramenonožců (brachiopodové vápence).

V paleozoiku a z triasu mají velký význam vápence z destiček lilijic (krinoidové vápence), menší míře i jiných skupin osnokožců. Jejich většinou izolované destičky, bývají často rekrystalizované a tvoří nápadnou sparitickou složku v mělkovodních mořských vápencích, zejména silurského a devonského stáří (např. scyphokrinitové vápence v Barrandienu).

Koráli tvoří významnou složku mělkovodních útesových vápenců, často ve spojení s inkrustacemi vápnitých řas. Skelety moderních korálnatců jsou aragonitové, fosilní jsou však rekrystalované na kalcit. Další karbonátový materiál v sedimentech dodávají zoaria mechovek (zejména v karbonu a spodním paleocénu), naplavené krunýře trilobitů (kambrium až devon).

Činností řas vznikají vrstevnaté nebo hlízkovité útvary ve vápencích (litothamniové vápence) nebo vznikají nahromaděním zvápenatělých částí stélek v mořském (teutloporové a diploporové vápence) nebo jezerním (charové vápence) prostředí. Řasy tvoří vrstevnaté a hlízkovité nárusty. Z velmi drobných vápnitých destiček mikroskopických bičíkovců (tzv. kokolitů) vznikjaí jemné mikritické vápence; kokolity jsou u významnou součástkou slabe zpevnných vápenců (např. křídy). Ze schránek mikroskopických prvoků obrvených (Ciliophora) (tinntinidi) vznikly v juře jemné vápence kalpionellové.

Křemitý materiál, většinou ve formě opálu využívá poměrně málo skupin organismů. Větší význam mají jen mřížovci (Radiolaria), které jsou významnou součástí zooplanktonu. Jejich schránky se hromadí na velmi hlubokém dně, pod kompenzační hranicí kalcitu. Jsou významné horninotvorné organismy od ordoviku do současnosti. Křemitý materiál do usazenin dodávají i houby s křemitými jehlicemi (Porifera: Hexactinellida a Demospongia).

Rozsivky mají schránky z opálu, a dodávají křemičitý materiál do recentních sedimentů v cirkumpolárních oblastech a ve sladkovodních jezerech. Jsou významné v terciéru s kvartéru.

Fosforečnan vápenatý využívají některé skupiny ramenonožců, zejména ve starším paleozoiku, Mohou dodávat materiál na tvorbu fosfátů. Fosforečnan vápenatý v sedimentech mladších, zejména na terciérních a kvartérních má původ v kostech a zejména zubech obratlovců, především ryb a paryb. Hromaděním trus v mořském prostředí a na přilehlé pevnině vznikají charakteristické fosfatické sedimenty (guana, bonebedy).

Síran strontnatý, mineralogicky nerost celestin SrSO₄, je vzácně využívaný materiál některými prvoky ze skupiny strontnatců. Síran strontnatý je snadno rozpustný ve vodě a proto se fosilní nezachovává. Může však dodat materiál na tvorbu některých minerálů z sedimentárních ložiscích síry (celestin).

Převážná část biochemických usazenin, zejména vápenců, má mimořádný význam pro udržení rovnováhy mezi horninových prostředím a atmosférou. Ve vápencích je vázáno obrovské množství CO₂, fixovaného činností organismů do horninového prostředí (odhaduje se na % současné úrovně CO₂ v atmosféře). Rovněž množství uhlíku a metanu vázaného na ložiska kaustobiolitů má značný význam pro bilanci skleníkových plynů v atmosféře.

(Obrázky)

3.5 Stavba usazených hornin

Struktury usazených hornin jsou patrné většinou jen mikroskopicky. Jsou buď primární, tj. vzniklé současně se sedimentem, nebo sekundární, vzniklé v průběhu diagenetických změn. Obvykle se rozlišují struktury podmíněné absolutní velikostí zrna sedimentů (psefitická, psamitická, aleuritická a pelitická struktura). Podle vzájemného uspořádání tmelu, základní hmoty a klastických součástek se rozlišuje struktura bazální, pórová, dotyková, výplňová a povlaková. V chemogenních sedimentech se rozlišují struktury krystalické, např. mikrokrystalická nebo kryptokrystalická. K nim patří i oolitická a pisolitická struktura některých vápenců a ferolitů.

Texturou sedimentů se označuje prostorové uspořádání stavebních jednotek v horninách. U usazených hornin je nejvýznačnější texturou vrstevnatost. Vrstevnatost je podmíněna rozdílnou velikostí vytříděného ukládaného materiálu. Příčiny jsou různorodé, např. změny rychlosti a směru proudu, klimatické změny, apod. Rozlišují se lavicovitá vrstevnatost (mocnost nad 25 cm), deskovitá vrstevnatost ( od 1- do 25 cm), laminovaná vrstevnatost (pod 1 cm). Pokud vrstevnatost není patrná, označujeme texturu jako masivní.

Zvrstvení je uspořádání složek horniny uvnitř vrstev. Poskytuje informaci o podmínkách vzniku, zejména o směru a rychlosti proudu. V klidných podmínkách vzniká horizontální zvrstvení, často nápadné jemnou laminací, V podmínkách proudění vzniká zvrstvení šikmé, nebo, mění-li se rytmicky směr proudu, např. při přílivu a odlivu, vzniká zvrstvení křížové. Rozmývají-li se již uložené vrstvy a nebo jsou-li vrstevní plochy nerovné, vzniká zvrstvení zvlněné, čočkovité a či nezřetelné. Při zmenšující se rychlosti proudu vzniká zvrstvení gradační, nápadné velikostním vytříděním uvnitř vrstvy. Při plastických deformacích uvnitř vrstvy vzniká zvrstvení konvolutní.

Rozmýváním svrchní části vrstev a odplavováním jemnější části usazenin dochází k hromadění hrubšího, často bioklastického materiálu na povrchu dna. Vznikají ostře ohraničené polohy a čočky hrubšího materiálu uvnitř sledů jemnějších usazenin. Takové akumulace schránek, většinou i velikostně vytříděných, se označují jako lumachely.

Četní texturní znaky usazených hornin vytváří svojí činností organismy. Jsou to různé stopy po lezení na povrchu vrstev, stopy po prolézání sedimentem, vyhrabaná doupata na povrchu dna i uvnitř poloh apod. Souborně bývají označovány jako ichnofosilie a dokládají přítomnost živočichů i na místech, kde skutečné fosilie mohou chybět.

(Obrázky)

3.6 Klasifikace usazených hornin

3.7. Přehled usazených hornin

3.7.1 Klastické usazené horniny

Klastické (úlomkovité) horniny vznikaly usazením mechanicky transportovaného materiálu, tj. zrn minerálů a úlomků hornin. Podle velikosti převládajících úlomků se dělá na psefity, psamity, aleurity a pelity. Hranice mezi nimi bývají pojaty rozdílně. Označení typů hornin je dodnes prováděno podle makroskopického vzhledu, tj. podle převládající velikosti zrn.

(Obrázky)

3.7.1.1 Psefity

Psefity je obecné označení pro stěrky a slepence. Jsou to horniny, kde převládají hrubozrnné úlomky větší než 2 mm. Klastické částice jsou různé velikosti, různého složení a různého stupně zaoblení. Většinou jsou doprovázeny větším podílem písčité až jílové příměsi. Nejčastějšími texturní znaku jsou paralelní nebo šikmé zvrstvení, mnoho slepenců však vrstevnost nejeví. Kamenité sutě je označení pro nezpevněný materiál tvoření ostrohrannými úlomky hornin, které vznikají mechanickým rozpadem hornin. Transport je převážně gravitační a nedochází během něj k zaoblení úlomků. Velikostně nebývá materiál vytříděn. Sutě vznikají na svazích a při úpatí skalních stěn mechanickým rozpadem, často za spoluúčasti mrazu. Jako mrazové drtě se označuje horninový materiál vzniklý rozlamováním skalního podloží opakovaným cykly mrznutí a rozmrzání. Materiál není odnášen a postupně se hromadí na místě jako mocné uloženiny ostrohranných úlomků.

Brekcie vznikají zpevněním sutí, horninových drtí nebo minimálně transportovaného materiálu (např. opadu v jeskyních). Jsou poměrně vzácné. Podle složení se označují jako monomiktní brekcie (jsou tvořeny jen úlomky jednoho horninového druhu), oligomiktní brekcie (jsou tvořeny jen úlomky více než jednoho horninového druhu, většinou horninou a křemenem) nebo polymiktní brekcie (jsou tvořeny jen úlomky více horninových druhů). Zvláštními jsou brekcie tvořené úlomky kostí (kostní brekcie) nebo brekcie vznikající napadáním ostrohranných úlomků do písčitého až jílovitého sedimentu (intraformační brekcie). Nejčastější jsou brekcie na bázi některých sedimentárních celků, kde vznikají rychlých splavenín zvětralinového pláště a jeho uložením do sedimentačního prostoru (sedimentární brekcie).

Štěrky je označení pro nezpevněný materiál tvoření polozaoblenými až zaoblenými valouny nejrůznějšího složení. Velikostně lze valounky dělit na drobný štěrk a štěrčík (2-20 mm), štěrk (20-200 mm) a balvanový štěrk (nad 200 mm). Terminologie je velmi nejednotná a objevují i pojmy jako kámen, kamínek, oblázek, valoun apod. Štěrky vznikají v říčních tocích, v nichž v průběhu transportu dochází k třídění a opracování neseného materiálu. Nejčastěji se vyskytující valouny jsou horniny odolnější vůči mechanickému zvětrávání, především křemence, různé druhy žul a rul. Velmi významný je křemen, především žilný a ze sekrečních žil. Nejvýznamnější štěrky na našem území jsou štěrky říčního původu, které tvoří výplně říčních údolí a je doprovázejících říční terasy. Nevytříděné štěrky ledovcového původu (till) máme v severních výběžcích Čech a na Ostravsku a Opavsku.

Slepence (konglomeráty) vznikají zpevněním štěrků říčního, jezerního i mořského původu. Podle zastoupení valounů a jemné okolní hmoty (matrix) se rozlišují parakonglomeráty (v nich převládá matrix, a valouny se nedotýkají) a ortokonglomeráty (převládají valouny, které se dotýkají a matrix vyplňuje zbývající prostory). Podle zastoupení různých druhů valounů se rozlišují slepence monomiktní (tvořené jedním druhem valounů, nejčastěji křemenem nebo křemenci) a oligomiktní slepence (tvořené více druhy valounů, nejčastěji křemene, křemenců, buližníků, rohovců a pod.). Polymiktní slepence jsou tvořené více druhy valounů, často hornin vyvřelých (žul, čedičů), usazených (křemenců, vápenců, buližníků) a různých rul (pararul, ortoruly apod.). Proto se doporučuje místo polymiktní používat pojem petromiktní slepenec. Podobně rozmanité složení má základní hmota (matrix); u monomiktních slepenců bývá stejného složení jako jsou valouny, zatímco u petromiktních slepenců je tvořena nejrůznějším materiálem.

Slepence tvoří tenké vložky i mocné vrstevní sledy na bází sedimentárních celků mořského i sladkovodního původu. Mořské slepence známé z prekambria ve středních Čechách, z kambria v Brdech, s báze ordoviku v Barrandienu a ze Železných hor a z různých úrovních svrchní křídy v severních a středních Čechách. Na Moravě a ve Slezsku slepence tvoří bázi devonu v okolí Brna, jsou známé z karbonu Slezska a z terciéru jižní Moravy. Sladkovodní (říční a jezerní) slepence jsou u nás v karbonu a permu středních a západních Čech a z terciéru podkrušnohorských pánví.

(Obrázky)

3.7.1.2 Psamity

Psamit je obecný název pro písky a pískovec. Jsou to horniny, kde více než 50% převládají úlomky o velikosti 0,063 – 2 mm. Jako spodní velikostní hranice bývá někdy uváděno i 0,05 nebo 0,1m. Většinou jsou doprovázeny větším podílem prachové až jílové příměsi. K význačným texturám patří vrstevnatost a zvrstvení, v závislosti na podmínkách vzniku je časté horizontální nebo šikmé zvrstvení. Vrstevní plochy mívají běžně vyvinuty čeřiny a jiné nerovnosti, často biogenního původu.

Písky je označení pro sypký, nezpevněný psamitický materiál. Podle velikosti zrna je rozdělujeme na jemnozrnné, střednozrnné a hrubozrnné. V píscích většinou převládají křemenná zrna (křemenné písky), ale známe písky s větším zastoupením živců (živcové nebo arkózové písky), slíd a jílových minerálů (jílovité a drobové písky) a písky s glaukonitem (glaukonitické písky). Zastoupení jednotlivých složek v píscích ukazuje na podmínky zdrojové oblasti, na dobu, po kterou trvaly třídící procesy, a na klimatické podmínky. V podmínkách rychlého chemického rozkladu méně stabilních minerálů vznikají písky s převahou křemene a dalších akcesorických nerostů (zralé sedimenty). V podmínkách rychlého zvětrávání, snosu a uložení vznikají písky málo vytříděné, které obsahují i nestabilní minerály a úlomky hornin (nezralé sedimenty). Podle původu se písky dělí na několik skupin. Eluviální písky vznikají uvolněním a zvětrávání částic primárně zrnitých hornin bez dalšího transportu. Říční písky vznikají v korytech říčních toků jako jemnozrnnější složka říčních náplavů. Jezerní písky vznikají v mělkovodním prostředí jezer, jsou lépe vytříděné nežli písky říční, ale často obsahují vyšší podíl jílovité příměsi. Glaciofluviální a glacilakustrinní písky vznikly vytříděním z tavných vod ledovců. Mořské písky bývají dobře vytříděné, často se šikmým zvrstvením. Často zaujímají velké rozlohy. Mohou obsahovat glaukonit. Váté písky vznikají z materiálu unášeného větrem. Jsou obvykle dokonale vytříděné s vysokým podílem křemenných zrn.

Písky nejrůznějšího, nejčastěji jezerního nebo mořského původu máme na našem území na řadě míst. Většinou jsou křídového, terciérního nebo kvartérního stáří. Často bývají doprovázené štěrky a bývají pro stavební účely označovány jako štěrkopísky.

Pískovce jsou zpevněné psamity. Podle zastoupení klastické složky se rozlišují pískovce, droby a arkózy, Pro vzhled a vlastnosti pískovců má velký význam i tmel, který jednotlivá zrna zpevňuje. Nejčastěji je křemičitý, karbonátový a železitý. Křemenné pískovce jsou tvořené z 90% a více křemenem. Akcesorických minerálů je málo a jsou zastoupeny granátem, zirkonem, rutilem, turmalínem, apatitem aj. Je-li tmel tvořen křemenem, vznikají velmi odolné křemence. Méně odolné jsou křemenné pískovce s karbonátovým nebo železitým tmelem. Prachový a jílový materiál je zastoupen v malém množství. Barva křemenných pískovců může být bílá a světle šedá, od příměsí bývá načervenalá nebo nažloutlá (hematit, limonit) nebo nazelenalá (glaukonit). Křemenné pískovce vznikají zejména v mělkovodním mořském prostředí ve kterém byl písek dlouhodobě přeplavován a tříděn Mohou vznikat i eolickou činností. U nás se vyskytují na mnoha místech České křídové pánve v severních a středních Čechách. Křemence tvoří mocné polohy v ordoviku Barrandienu, zejména v brdských Hřebenech. Arkózy jsou pískovce s vysokým podílem živců, který se pohybuje nad 25%. Arkózy jsou nepříliš vytříděné hrubozrnné pískovce s nedostatečně opracovanými zrny. Ukazují na rychlý přenos a uložení zvětralého eluvia granitických hornin. Kromě křemene a živců bývají přítomna i zrna muskovitu, biotitu a úlomky hornin. Základní hmota je směs jílu a prachu. Bývají světlých barev. Živce jsou často kaolizované. Vznikají v podmínkách aridního anebo periglaciálního klimatu a v výškově výrazně výškově rozdílných. Arkóźy a arkózové pískovce (přechodný člen ke křemenným pískovcům) jsou u nás hojně rozšířeny v karbonu a permu středočeské oblasti. Kde reprezentují materiál rychle erodovaných granitových těles. Běžné jsou i v podkrkonošškých perských pánvích, v permu boskovické brázdy a v ostravsko-karvinském karbonu.

Droby jsou pískovce s vysokým obsahem křemene, živců, úlomků výlevných hornin a dalších nestabilních nerostů (biotit, amfibol). Vysoký je podíl jílového materiálu. Stupeň vytřídění je nízký. Zrna křemen a živců jsou ostrohranná. Zvrstvení je nezřetelné. Barva drob je většinou tmavá, často nazelenalá, šedá nebo narudlá (od hematitu ve tmelu). Droby vznikají rozpadem nejrůznějších druhů intermediálních a bazických magmatitů. Vznikají jen v mořském prostředí, do kterého byl splaven zvětralý materiál z blízké pevniny. U nás se droby vyskytují v prekambrium a spodním ordoviku Barrandienu, a Železných hor, ve spodním karbonu Drahanské vysočiny, Jeseníků a Oderských vrchů. Hojné jsou i ve flyši Karpat.

(Obrázky)

3.7.1.3 Aleurity

Aleurit je obecný název pro prach a prachovce. Jsou to horniny, kde více než 50% převládají úlomky o velikosti 0,01 – 0,63. Psefitových úlomků a jílové příměsi je v součtu méně než 20%.

Velmi často se mísí s jílovým materiálem. Pro sledy hornin tvořené střídání prachových a jílových hornin (které jsou nejhojnějšími usazenými horninami vůbec) se proto používá termín aleuropelity. K význačným texturám patří aleuritů patří laminární vrstevnatost, tj. střídání hrubšího a jemnějšího materiálu.

Spraš je nezpevněný aleurit eolického původu, který vznikal v glaciálech. Je charakteristická nedostatkem vrstevnatosti, velmi dobrým vytříděním a vysokým obsahem uhličitanu vápenatého. Má žlutavou barvu. U nás jsou známé v níže položených oblastí Čech a Moravy (okolí Prahy, Brna a na jižní Moravě).

Prachovce jsou zpevněné aleurity s velmi proměnlivým minerálním složením. Největší význam mají drobná zrnka křemen, živce, slíd, jílových minerálů a akcesorických minerálů. Tmel je chemogenní nebo jej tvoří rekrystalovaná jílovitá hmota. Dobře je vyvinuta tenká vrstevnatost. Barva prachovců je dána příměsemi, velmi často jsou tmavě šedé od organické hmoty nebo načervenalé od hematitu. Vyskytují se prakticky ve všech sedimentačních prostředích a útvarech. Doprovází jiné klastické horniny, vytváří vak spíše tenké vrstvičky mezi pískovci a jílovci.

U nás jsou velmi rozšířené ve středním kambriu (jinecké souvrství) a ordoviku (letenské a zahořanské souvrství) Barrandienu a v jezerních sedimentech permokarbonu středních a západních Čech a Podkrkonoší.

(Obrázky)

3.7.1.4 Pelity

Pelity je obecný název jílové sedimenty. Jsou to horniny, kde více než 50% převládají jílové nerosty menší než 0,01 mm, především illit, kaolinit a montmorillonit. Většinou jsou doprovázeny určitým podílem prachové příměsi. Podle stupně zpevnění se rozlišují nezpevněné jíly, středně zpevněné jílovce a silně zpevněné jílovité břidlice.

Jíly jsou nezpevněné pelity, které se v destilované vodě rozplavují. Jílovce jsou těžko rozplavitelné. Mohou obsahovat různé jílové nerosty.

Kaolinitické jíly vznikají kaolinitickým zvětráváním a přeplavením kaolinitu vzniklého rozpadem živců. Nejčastěji tvoří se tvoří v eluviu granitů, arkóz a arkozóvých pískovců s velkým podílem živců v hornině. Tvoří hnízda, čočky ale také až desítky metrů mocné tělesa.U nás jsou kaolinické jíly, jako tzv. kaolinová ložiska, známa v okolí Plzně (Kaznějov, Horní Bříza, Chlumčany) a u Karlových Varů. Kaoliny jsou významné keramické suroviny pro výrobu porcelánu. Podobně i ložiska kaolinitických jílů a jílovců na Sokolovsku, jíly z nadloží uhelných slojí na Žatecku, jíly svrchní křídy a terciéru u Zlivi a Bechyňsku jsou těženy jako keramické a žárovzdorné suroviny.

Montmorillonitické jíly a jílovce vznikají zvětráváním bazických vyvřelin a jejich tufů. Reziduální montmorillonitické horniny bývají označovány jako bentonity. Vyskytují se u nás v Českém Středohoří a v Doupovských horách. Jejich rozplavováním vznikají montmorillonické jíly a jílovce. Často mají příměs křemene. Využívají se v keramickém a stavebním průmyslu i jako plnidla nebo čistící materiál. Svými sorbčními vlastnosti výrazně ovlivňují kvalitu zemědělských půd.

Illitické jíly a jílovce jsou nejrozšířenějšími pelity. Převládá v nich illit. U nás se illitické jíly vyskytují v jezerních sedimentech terciérních podkrušnohorských pánví a v jílovcích karbonského stáří v permokarbonských pánvích středních a západních Čech. Illitické mořské jíly jsou přítomny v české křídové pánvi a v paleogénu karpatského flyše na Moravě.

Jílovité břidlice je diageneticky zpevněný jílový materiál. Nejčastějším materiálem je illit. Břidličnatá odlučnost jílovitých břidlic je způsobena přednostní orientací jílových minerálů a vznikem blanek organických látek, přibližně paralelně a čočkovitě uspořádaných. Proti jílům a jílovců se jílovité břidlice ve vodě nerozpadají a také jejich pórozita je nižší. Barva jílovitých břidlic je většinou světle až tmavě šedá, podmíněná minerálním složením a množstvím organické příměsi. Jílovité břidlice často obsahují příměsi dalších minerálů, obsahují konkrece nebo tufový materiál. V jílovitých břidlicích bývají velmi hojné fosilie. Jílovité břidlice jsou u nás široce rozšířené ordoviku, siluru a devonu Barrandienu a v devonu Drahanské vysočiny, Jeseníků a Oderských vrchů.

Obsahují-li jílovité břidlice vyšší podíl organických látek, označujeme je jako černé břidlice. Ty vznikají za anoxických, redukčních podmínek na dně a proto obsahují sulfidy Fe, nejčastěji pyrit. Časté jsou i karbonáty v podobě konkrecí a vrstviček. Jejich charakteristickým představitelem jsou kyzové břidlice prekambrického stáří v západních Čechách, v 19. století těžené jako surovina pro výrobu kyseliny sírové (Hromnice, Radnice) a kyzové ložisko v prekambriu Železných Hor u Chvaletic. Graptolitové břidlice silurského stáří v Barrandienu reprezentují jiný příklad černých břidlic. Permského stáří jsou měďnaté břidlice v Německu, které obsahuj vysoké obsahy sulfidů mědi (bornit, chalkozín, pyrit, sfalerit). Některé jílovité břidlice obsahují vyšší podíly sedimentárního sideritu a jako tzv. pelosiderity byly předmětem těžby. Pelosiderity tvoří konkrece v karbonských jílech na Kladensku, v minulosti vyhledávané sběrateli minerálů pro výskyt zajímavých nerostů (millerit, whewellit, baryt, ankerit aj.).

Reziduální jíly vznikající rozpouštěním karbonátových hornin, hromaděním nerozpustných zbytků a obsahující vyšší obsahu hydroxidů a oxidu železa, se označují jako červenice (terrarossy). Jsou typickou půdou krasů (Český kras, Moravský kras, Slovenský kras), zejména jižní Evropy (Dalmácie, Řecko, Francie).

(Obrázky)

3.7.2 Vápence a dolomity

Vápence a dolomity jsou usazené, často monominerální horniny z podstatným zastoupením kalcitu a dolomitu. Obsahují více nežli 50% CaCO₃. Klasifikace vápenců je velmi složitá a existují samostatné klasifikace mineralogické a strukturní. Nejrozšířenější je v současnosti klasifikace Folkova z roku 1959, která dělí vápence na alochemické, orthochemické a autochtonní (neboli biolitové). I když je poměrně složitá, je dnes všeobecně používána pro zpevněné vápence. Allochemické vápence jsou tvořeny alochemy (klasty), které v pojivu mají buď sparit nebo mikrit. Názvy vápenců jsou pak kombinací pojmenování alochemů se sparitem nebo mikritem např. (biosparitová vápenec, mikritový vápenec, oosparitový vápenec apod.). Orthochemické vápence jsou mikritové nebo sparitové vzniklé chemickým vysrážením. Biolitové vápence jsou tvořeny na místě rostoucími a přerůstajícími organismy.

Mezi alochemy patří fosilie (bioklasty), peloidy (fekální, řasové hlízky), polyagregáty (setmelené agregáty mikritu), oolity, pisoidy, intraklasty a extraklasty. Mikrit je nejjemnější část vápenců (o velikosi 1-4 §m). Sparit je zrnitý kalcit.

Nezpevněné sedimenty tvořené kalcitem se jednoduše označují jako vápencové bahno, vápencový písek nebo vápencový štěrk.

Travertiny jsou vápence vznikající na pevnině tam, kde se uhličitan vápenatý vysráží při vývěru oteplených vod (travertinové kupy a travertinové kaskády). Pro travertiny vysrážené z chladných povrchových vod za spoluúčasti řas a mechů se byl zaveden název pěnitec. Travertiny a pěnitce vznikají v krasech. Z Čech známe travertiny terciérního stáří z Tuchořic u Loun, odkud pochází řada pozoruhodných nález fosilií. Pěnitce vznikají n potocích v krasových oblastech kde vytváří kaskády; klasickou kaskádou jsou pěnitce ve Sv. Janu pod Skalou u Berouna a v Karlickém údolí. Travertiny jsou známy u Přerova a z řady míst na Slovensku (např. Gánovce). Využívají se jako dekorační kámen.

Luční křída je označení pro sladkovodní jezerní vápence vzniklé nahromaděním schránek měkkýšů a uhličitanu vysráženého rasami, zejména parožnatkami (charové vápence). Luční křídy známe z Tuchořic u Loun, kde tvoří několik metrů mocné polohy s bohatým obsahem fosilií, zejména schránek měkkýšů.

Allochemické vápence a biolitové vápence jsou především mořského původu. Jsou to bílé nebo šedobílé horniny, příměsemi získávající nejrůznější další zbarvení. Často jsou žlutavé, nahnědlé, načervenalé od oxidů železa, nebo šedé až tmavě šedé od organické příměsi. Silně bituminózní vápence mají až černou barvu. Vápence obsahují nejrůznější fosilie, podle kterých bývají označovány speciálními názvy. Řasové, často biolitové vápence budované řasami triasového stáří se označují jako teutloporové a diploporové vápence, řasové neogenní vápence jižní Moravy jsou litothamniové vápence. Vápence vzniklé nahromaděním mikroskopických schránek prvoků jsou označovány jako fusulinové vápence (karbonské a permské stáří) a nummulitové vápence (paleogén). Na dně oceánů dnes vznikají nezpevněné vápnité kaly označované podle převládajícího dírkonošce globigerinové bahno. Velký význam pro tvorbu vápenců mají korálnatci, kteří vytváří spolu s vápnitými řasami masivní korálové (biolitové nebo biodetritické) vápence korálových útesů. V paleozoiku, zejména siluru a devonu mají velký význam vápence brachiopodové vápence ze schránek ramenonožců. Z volných destiček ostnokožců, především lilijic vznikají krinoidové vápence. Nahromaděním schránek paleozoických hlavonožců vznikaly ortocerové vápence, často využívané pro dekorační účely. Významné jsou terciérní vápence z mechovek, tzv. bryoozové vápence. Pokud převládá mikritová složka a alochemy se sparitovou složkou jsou v malém množství nebo chybí, vznikají celistvé kalové a hlíznaté vápence. Ty vznikají obvykle ve větší vzdálenosti a ve větší hloubce od útesů. Zvláštním typem lagunárních mikritových vápenců jsou litografické vápence jurského stáří v Bavorsku. Málo zpevněným mořským vápencem tvořeným mikroskopickými skelety je křída. Vyskytuje se v jižní Anglii, severní Francii, Dánsku a na pobřeží Rujany v Německu. Obsahuje konkrece silicitů označovaných jako pazourek.

Vápence se u vyskytují zejména v krasových oblastech. Obvykle vznikaly v podmínkách tropického klimatu. V Čechách jsou různé druhy vápenců zastoupené v siluru a devonu Barrandienu. Mnohé z nich byly v okolí Prahy těženy jako dekorační materiál nebo jako dlažební kámen (slivenecký, suchomastský a kosořský mramor). Devonské vápence jsou i v Moravském krasu (amfiporové vápence), u Přerova a u Hranic. Významné jsou korálové a mikritové vápence jurského stáří v Pavlovských vrších u Mikulova. Terciérní vápence jsou známé z výběžků vídeňské pánve na jižní Moravě. V zahraničí jsou vápence druhohorního a terciérního stáří velmi rozšířeny v jižní vápencové Alpách (např. Julské Alpy)y a jsou velmi rozšířené ve Středomoří v jižní Francii, Apeninském poloostrově, na dalmatském pobřeží a v egejské oblasti. Jsou usazeninami druhohorního tropického oceánu Tethys ležícího mezi Afrikou a Eurasií.

Oblasti tvořené vápenci snadno podléhají chemickému zvětrávání a tvoří krasové oblasti s kaňonovitými údolími, propastmi, jeskyněmi a řadou menších složité krasové fenomény, např. závrtů a škrapů.

Vápence jsou velmi významnou surovinou pro chemický průmysl, pro stavebnictví (výroba vápna a cementu) i pro potravinářkou výrobu (rafinace cukru aj.).

Slíny a slínovce je onačení pro vápnité usazeniny tvořené uhličitanem vápenatým a jílovými nerosty. Vápnité jíly jsou u nás rozšířené v české křídě. Jsou těženy jako materiál na výrobu cementu.

(Obrázky)

3.7.3 Silicity

Silicity jsou horniny vzniklé chemickým, biochemickým nebo diagenetickým vysrážením SiO2. Chemicky jsou to sedimenty složené z opálu, chalcedonu nebo křemen. Příměsí bývají jílové minerály a karbonáty, běžná je klastická příměs.

Chemogenní silicity vznikají srážením ze studených nebo horkých vod. Z horkých vod vznikají gejzírity. Limnokvarcity vznikají srážením z postvulkanickým roztoků v jezerech; často obsahují rostlinné zbytky.

Organogenní silicity se podle převládajících křemitých schránek dělí na radiolarity, diatomity a spongolity.

Radiolarity jsou silicity vzniklé nahromaděním křemitých schránek mřížovců (radiolárií) na mořském dně. Mají různou, často černou nebo narudlou barvu. V současné době vznikají radioláriová bahna na dnech oceánů. Křemitý kal z radiolárií je rozšířen v tropických oblastech Tichého a Indického oceánu, v malé míře i v Atlantickém oceánu; nachází se pod oblastmi povrchových vod s vysokou biologickou produktivitou. Oxid křemičitý se totiž v mořské vodě rozpouští a proto křemité sedimenty vznikají jen tam, kde schránky klesají na dno rychleji nežli se stačí ve vodě rozpouštět. Schránky překryté novou vrstvou se již dále nerozpouští a na dně zůstávají. Radiolarity jsou typické hlubokovodní sedimenty, i když za vhodných podmínek mohly vznikat i v mělkovodním prostředí. Radiolarity známe z moravského devonu (Konice) a u některé silicitů v srbském souvrství středního devonu Barrandienu je uvažován stejný původ. Jurské radiolarity jsou známé na Slovensku.

Geologicky staré silicity ne zcela jasného původu bývají označovány jako lydity. Pro proterozoické lydity vyskytující se mezi Klatovy a Kralupy nad Vltavou se používá český název buližníky. Jsou to šedé až černé (od organické příměsi) masivní nezvrstvené horniny, vlivem rozpukání a vyhojení novotvořeným křemen prostoupení sítí bílých žilek. Jsou velmi odolné vůči zvětrávání a vytváří nápadné, erozí vypreparované elevace, tzv. suky neboli kamýky. V okolí Plzně k nim patří Radyně, Andrejšky, u Prahy je to Divoká Šárka, Ládví aj.

Diatomity jsou fytogenní silicity, složné ze schránek rozsivek. Pokud jsou schránky volné je hornina označována jako křemelina nebo rozsivková zemina. Často má vysokou příměs organické hmoty, jílu, různých železitých sloučenin aj. Oxid křemičitý snadno podléhá diagenetickým přeměnám. Vznikají zpevněné diatomity. Pokud je dobře zachována vrstevnatost, vznikají diatomové břidlice, případně diatomové rohovce. Současné oceánské dno lemující Antarktidu má je lemováno křemitý diatomovým kalem.

Diatomity sladkovodního původu jsou od nás známé z terciérních jezerních pánvi sz. a s. Čech, vetšinou na bází vulkanogenních souvrství u Bíliny (Kučlín), Lovosic (Kundratice) a Děčína (Bechlejovice). Bechlejovice jsou světoznámé mimořádně zachovanou faunou žab a rostlin v jemně páskovaných diatomových břidlicích, reprezentujících roční cykly. V terciéru třeboňské pánve jsou ložiska křemeliny u Borovan. Kvartérní křemelina je známa z Hájku u Františkových Lázní.

Spongolity jsou silicity tvořené z jehlic hub. Vyskytují se v mořském prostředí na místech většího rozvoje křemitých nebo rohovitých hub. Jsou známé od paleozoika. Silicity tvořené s z víceméně rozpuštěných jehlic hub nacházíme porůznu v silurských a devonských vápencích Barrandienu. Spongolity jsou známé především ze svrchní křídy (turonu) z Poohří, východních Čecha azápadní Moravy.,

(Obrázky)

3.7.4 Ferolity

Ferolity jsou usazené horniny z vysokým obsahem železa. Bývají také označovány jako železné rudy. Většinou jsou tvořeny hematitem, sideritem nebo chamositem, případně i dalšími minerály obsahujícími Fe (thuringit, limonit, goethit, magnetit, pyrit). Typickou strukturou je oolitická struktura, ale mohou mít i struktury jiné (pisolitickou, zrnitou aj.). Běžně jsou to horniny s vrstevnatou, páskovanou nebo masivní texturou. Častá je příměs klastického křemene a různý podíl jílové příměsi. Zdroje Fe pochází ze zvětralin na pevnině, odkud se Fe dostává v rozpuštěné formě do mořského prostředí, kde dochází k chemickému a biochemickému vysrážení. Železné rudy často doprovází výlevy efuzívních hornin nebo lemují pobřeží pokryté sopečnými vyvrženinami.

Podle složení se rozlišují ferolity oxidové a oxid-hydroxidové (např. hematitivé, geotitové), ferolity silikátové (chamositové, thungitové) a ferolity karbonátové (sideritové, anteritové). Mívají nejčastěji oolitickou strukturu o velikosti oolitů 1-2 mm. V jejich centru bývá jako centrum vzniku klastické zrno nebo úlomek schránky. Recentní ferolity prakticky neznáme, byly však velmi rozšířeny v ordovickém a jurské období. U nás jsou ordovické hematitové a sideritové ferolity rozšířeny ve vrstvách spodního ordoviku na Rokycansku, Hořovicku a Berounsku, kde tvoří dm až desítky metrů mocné polohy v blízkosti původního pobřeží nebo u akumulací sopečných vyvrženin. Zdrojem železa byly nejspíše lateriticky zvětralé bazické a intermediální efuzíva svrchního kambria (strašický komplex) a železo uvolněné z tufů ordovického stáří (komárovský vulkanický komplex). Ložiska chamositových a sideritových ferolitů svrchnoordovického stáří jsou známa u Zdic a Nučic. Vznikala vysrážením železa na mořském dně v redukčním prostředí. Na Moravě jsou ložiska ferolitů spojena s vulkanickou aktivitou ve středním a svrchním devonu a submarinními exhalacemi na mořském dně. Ferolity, většinou limonitického a hematitového složení a s oolitickou stavbou vznikaly v platformních mořských mělkovodních sedimentech jurského (dogger) stáří v západní a střední Evropě.

Pozoruhodnými ferolity jsou jaspility. Jsou to páskované železné rudy, ve kterých se střídají mm pásky křemene a hematitu a magnetitu. Jsou známé pouze s prekambrických horninových komplexů na platformách (Austrálie, Švédsko, Ukrajina, Jižní Afrika). Tvoří současné největší zásoby železných rud ve světě.

(Obrázky)

3.7.5 Allity

Allity jsou většinou reziduální, v menší míře i přemístěné usazené horniny s vyšším obsahem Al, vázaného v hydroxidech.

Laterity jsou nepřemístěné (reziduální) horniny s převahou hydroxidů hliníků (gibbsit, boehmit, diaspor) nad hematitem a hydroxidy Fe. Laterity vznikají intezivním chemickým zvětráváním v teplém a vlhkém klimatu. Ze zvětralinového pláště jsou odnášeny alkálie (K, Na), alkalické zeminy (Ca, Ba) a Si. Na místě zůstávají hydroxidy Al a Fe. Složení lateritu závisí na morfologii povrchu, intenzitě zvětrávání a na charakteru matečných hornin. Laterity jsou u nás zachovány v podloží svrchní křídy (okolí Letovic na Moravě). Některé laterity v jižních Čechách, zniklé zvětráváním hadců mají vyšší obsahy niklu. (Křemže).

Bauxity jsou v podstatě přeplavené laterity s vysokým obsahem Al₂O₃ (poměr Al2O3/ SiO2 je 2,1). Bauxity jsou suroviny pro výrobu hliníku. U nás jsou v malé míře v podloží svrchní křídy, s výskytem u Lukavice u Rychnova nad Kněžnou.

Reziduální jíly vznikající rozpouštěním karbonátových hornin, hromaděním nerozpustných zbytků a obsahující vyšší obsahu hydroxidů a oxidu železa, se označují jako červenice (terra-rossy). Jsou typickou půdou krasů (Český kras, Moravský kras, Slovenský kras), zejména jižní Evropy (Dalmácie, Řecko, Francie).

(Obrázky)

3.7.6 Fosfority

Fosfority jsou usazené horniny se zvýšeným obsahem amorfních nebo kryptokrystalických fosforečnanů vápenatých. V čerstvém stavu jsou to horniny tmavých (černých, hnědočerných barev). Obyčejně tvoří tmel, hlízky, různé konkrecioální útvary nebo masivní polohy v mořských sedimentech.

Guáno jsou fosfority vzniklé nahromaděním koster bohatých na fosforečnan vápenatý. Nejčastěji vzniká z trusu rybožravých ptáků na mořském pobřeží. Guáno bylo předmětem intenzivní těžby na tichomořských ostrovech a na jihoamerickém pobřeží.

Masivní fosfority a konkrece vznikají v místech výstupu chladných, fosforem obohacených oceánských vod do teplejších vod šelfových oblastí. Zde dochází k chemickému srážení za přispění vyšších teplot a vyššího obsahu kyslíku ve vodě. Vznikají konkrece nebo fosfority vytváří souvislé polohy. Fosfority vznikají i nahromadění schránek s forsforečnanu vápenatého nebo kostní tkáně (zejména zubů), na místech hromadného úhynu mořských živočichů. Příkladem vzniku fosforitů mohou být obolové pískovce vrchního kambria v Estonsku nebo fosfority terciérního stáří na řadě míst v severní Africe (Maroko, Alžírsko, Tunisko). U nás praktický význam nemají, konkrece a tenké polohy jsou známé ze spodního ordoviku Barrandienu a v transgresivních jednotkách české křídy.

(Obrázky)

3.7.7 Evapority

Evapority jsou horniny tvořené lehce rozpustnými solemi. Vznikají za příznivých klimatických podmínek, kdy výpar převládá nad přítokem vod to sedimentační pánve. Nejčastějšími minerály v evaporitech jsou chloridy a sírany. Některé jsou soli jednoduché, jiné mohou být soli podvojné i potrojné. Při rychlém vyparování se z mořské vody vylučují nerosty nejčastěji chlority halit, sylvín a carnallit a sírany sádrovec, anhydrit a mirabilit. Ostatní sírany jsou vzácnější. Z příměsí mají největší význam jílové nerosty, karbonáty (dolomit) a organické látky.

Anhydrit a sádrovec vznikají na počátku evaporace. Jsou to jemnozrnné horniny světlých bělavých, šedavých nebo načervenalých barev. Častá bývá klastická příměs. U nás jsou známy z miocénu karpatské předhlubně u Opavy.

Kamenná sůl (halit) je jako hornina jemnozrnná, bezbarvé nebo od příměsí šedá, načervenalá nebo namodralá. Sůl má vysokou plasticitu, proto je z původních horizontálních vrstev vytlačována do solných dómů. Kamenná sůl je zpravidla ukládaná ve střední části evaporitů, a bývá doprovázena anhydritem, sádrovcem, dolomitem a jílovým materiál. Tvoří většinu solných ložisek; draselné a hořečnaté soli (sylvín, carnallit, mirabilit, polyhalit aj.) vznikaly až v závěrečných fázích evaporace. U nás se ložiska kamenné soli nevyskytují, známa jsou z Polska (Wieliczka) v Německu v okolí Magdeburgu (Stassfurt), historicky významné byla těžba v Rakousku (Salzkammer).

Evaporací vznikají ve vodách jezer aridních oblastí další soli. Významný je síran mirabilit (zátoka Kara-Bogaz na východním pobřeží Kaspického moře) nebo evapority s Na a B (chilský ledek; borax, colemanit aj.) v aridních oblastech Bolivie, Chile, Turecku aj.

(Obrázky)

3.7.8 Kaustobiolity

Kaustobiolity jsou sedimenty bohaté na organický uhlík. Výchozí materiálem pro jejich vznik je organogenní materiál, tvořený se zbytků rostlinných pletiv, a tkání živočišného původu. Ve výchozí formě tyto látky vytváří humus, rašelinu nebo sapropel.

Podle chemického složení se rozeznávají dvě základní řady: uhelná řada a živičná řada. Do

Do uhelné řady patří humus, rašelina, hnědé a černé uhlí, antracit, liptobiolity a různé smíšené horniny vznikající za nedostatečného přístupu kyslíku. Do řady živičné patří sapropelity, asfalt, ozokerit, ropa a průvodní plyny a různé smíšené horniny jako bituminózní vápence, hořlavé břidlice apod.

Rašelina je nejmladším kaustobiolitem. Je to fytogenní kvartérní usazenina, vznikající v rašeliništích. Vrchoviště jsou v našich podmínkách horská rašeliniště v podmínkách chudých na živiny. Z mechů v nich převládají rašeliníky. Rašelina vrchovišť je lehká, drobivá hornina žlutohnědé až hnědé barvy. Rašeliniště v nižších polohách, tj. v opuštěných meandrech řek, se označují jako slatiniště. Slatinná rašelina je tmavší, mazlavá, vyschlá je kompaktnější a využívá se pro léčebné účely. Horské rašeliny jsou u nás ve všech vyšších pohořích (Šumava, Krušné Hory, Krkonoše, Jeseníky) a také na Třeboňsku. Dnes jsou předmětem ochrany, neboť reprezentují mimořádně cenné přírodní oblasti. Slatinné rašeliny byly časté v Polabí.

Hnědé uhlí je středně prouhelnělý kaustobiolit uhelné řady. Někdy mívá zachovánu původní strukturu dřeva. Takové typy jsou označovány jako xylity nebo lignity. Tyto částečně prouhelnělé kmeny jsou obklopeny zemitým uhlím. Xylity jsou u nás známé z Mydlovar v jižních Čechách a na více místech jižní Moravy. Středně až více prouhelnělá hnědá uhlí se vyskytují především na severozápadě Čech v chebské, sokolovské a severočeské pánvi. Tvoří zde 20-30 m mocné uhelné sloje z petrograficky různých typů. V malé míře se humitová hnědá uhlí vyskytují i v české křídě. Materiálem pro hnědá uhlí na našem území byl rostlinný materiál krytosemenných a nahosemenných rostlin a zřejmě se významně uplatňovaly i mechové porosty podobné dnešním rašeliníkům. Naše ložiska hnědého uhlí vznikala v subtropickém až mírném klimatu v období miocénu při zarůstání jezer a v mokřadech podél velkých řek na místě dnešního podhůří Krušných hor.

Černé uhlí vznikalo v černouhelném stadiu prouhelňovacího procesu. Má obvykle dobře zachované páskování hlavních uhelných litotypů; lesklé pásky tvoří vitrit, pololesklé klarit, matnou složku tvoří durit a vláknitou složku fusit. Střídáním těchto složek vzniká typická páskovitost černouhelných poloh. Lesklá a pololesklá složka reprezentuje původní dřevní hmotu. Složka matná vznikala z původní gelovité kaše rostlinné hmoty. Černé uhlí karbonského stáří (wesfphal) u nás bylo dobýváno na řadě míst z původních jezerních, tzv. limnických pánví. Historicky významná je radnická, plzeňská, kladensko-rakovnická a žacléřsko-svatoňovická pánev. Příležitostně bylo dobýváno i v četných menších reliktech karbonských pánvi (Merklín, Manětín, Mirošov, Štílec aj.). Nejvýznamnější, dosud těžené zásoby černého uhlí jsou ve Slezsku v ostravsko-karvinské pánvi. Zde černé uhlí vznikalo v paralické (příbřežní) pánvi a uhelné sloje jsou geologicky poněkud starší (namur) a střídají se s mořskými uloženinami. Na Moravě měla význam i jezerní pánev rosicko-oslavanská s uhlím stephanského stáří.

Antracit je označení pro kompaktní černé uhlí bez zřetelného páskování, které reprezentuje nejsilněji prouhelněnou horninu uhelné řady. Má vysoký lesk a vysokou výhřevnost. Vzniká z černého uhlí při zvýšeném tlaku a teplotě. Velmi kompaktní, využívané pro ozdobné účely se označuje gagát. U nás se antracit vyskytuje v hlubších patrech ostravsko-karvinské pánve (v západní části) a v malé brandlovské pánvi v Krušných horách.

Liptobiolity jsou kaustobiolity vzniklé nahromaděním pryskyřičných nebo voskových hmot. Jsou druhohorního nebo terciérního stáří a tvoří tenké polohy nebo hnízda v uhelných slojích.

Hořlavé břidlice je souborné označení pro usazeniny různého stáří, které mají vysoký podíl organické hmoty a jsou využívány jako palivo. Příkladem jsou kukersity, hnědé hořlavé horniny slínité povahy tvořící několik dm mocné polohy v ordovických vápencích Estonska.

Asfalt a ozokerit vznikly z ropy po úniku velké části těkavých uhlovodíků. Asfalt je polotuhá až mazlavá hmota černé barvy. Menší výskyty asfaltu jsou ve vápencových a dolomitových brekciích nebo tmelí pískovcích. Ozokerit (zemní vosk) je pevná až měkká hornina žlutavé až černé barvy. Vyskytuje se v ropných oblastech. V malé míře se hmoty podobné ozoekritu vyskytly i v dutinách vápenců svrchního siluru u Prahy.

Ropa je označení pro směs plynných, kapalných a tuhých uhlovodíků, podle převládajícího složení členěné na parafinické (obecný vzorec C_nH_2n+2), naftenické (obecný vzorec C_nH_2n), a aromatické (obecný vzorec C_nH_2n-6) ropy. Všechny mají značnou pohyblivost,a proto z míst vzniku migrují horninovým prostředím a zachytávají se ve strukturních pastech, kde se hromadí. Ropa je nejčastěji žlutohnědá, tmavohnědá až černá tekutina s hustotou kolísající mezi 0,75 až 1 g(cm3. Může obsahovat až procenta síry. U nás se ropa vyskytuje ve vídeňské pánvi, kde se těží v okolí Hodonína a Gbel. Naše ropy jsou neogenního stáří.

Hydráty zemního plynu (klatráty) jsou kompaktní chemické struktury vytvořené z vody a zemního plynu. Nejčastější složkou je hydrát metanu. Vyskytují se pod permafrostem na pevninách a pod povrchem oceánského dna. V podmínkách vysokého tlaku se voda a plyn smísí takovým způsobem, že vzniká bělavá pevná hmota podobná ledu. Při ohřátí nebo při snížení tlaku se hydráty prudce odpařují za úniku metanu a dalších plynů. Hydráty vznikají bakteriálním rozkladem organických zbytků v usazeninách za úniku metanu, etanu a propanu. Pokud je hloubka větší nežli 525 m, tyto plyny reagují s vodou za vzniku hydrátů. Vznik hydrátů je omezen na okraje kontinentů v místech vysoké produktivity povrchových vod. V hydrátech je odhadem vázáno asi dvakrát více zásob uhlíku nežli v zásobách uhlí, ropy a zemním plynu dohromady.

4. Přeměněné (metamorfované) horniny

Vznikly přeměnou starších hornin, sedimentárních nebo vyvřelých, popř. hornin dříve metamorfovaných. Proces přeměny – metamorfózy - spočívá v tom, že horniny se dostanou do podmínek, ve kterých její minerály přestávají být v rovnováze s okolními podmínkami. Těmto novým podmínkám se hornina přizpůsobuje. Výsledkem je (staro)nové minerální složení a odlišná stavba horniny. Konečným stavem jsou horniny, které jsou svým minerálním složením a stavbou přizpůsobeny novým podmínkám tedy, prolínají se vlastnosti horniny původní a horniny nově vytvořené.

(Obrázky)

4.1 Vznik přeměněných hornin

Hlavními metamorfními činiteli jsou teplota, tlak a aktivita roztoků a plynů. Při přeměně se uplatňují teploty od několika desítek stupňů do teplot okolo 1000°C. Při teplotách 100°C dochází k přeměnám jílových nerostů a organické hmoty. Při vyšších teplotách (800-900°C) již dochází k vytavování snadno tavitelných složek, k tzv. parciální anatexi. Tlak nadložních vrstev, tj. hydrostatický tlak se odhaduje na 25 MPa na 1 km hloubky. Dále se uplatňují dílčí tlaky vody a CO_2. Význam mívá i tlak směrný, tj. stress, který vzniká při bočním namáhání horninového prostředí, např. při pohybech litosférických desek. Chemická aktivita roztoků a plynů se uplatňuje zejména v blízkosti puklin a horninových kontaktů. Velký význam má délka působení činitelů, tedy čas.

(Obrázky)

4.2 Druhy přeměny

Podle geologického postavení se rozlišují metamorfóza regionální a metamorfóza lokální.

Metamoróza regionální má největší význam a rozsah. Vznikají při ní krystalické břidlice, které jsou nejrozšířenějšími přeměněnými horninami vůbec. Trvání této metamorfózy je až v desítkách mil. let a postihuje velké celky zemské kůry (regiony). Podle poměru tlaku a teploty se rozlišují vysokotlaká (enorogenní) a vysokoteplotní (periplutonická) metamorfóza. Při vysokotlaké (enorogenní) metamorfóze se uplatňují hlavně vysoké tlaky, teplota bývá jen zvýšená. Je charakteristická pro oblasti zabořování relativně chladné kůry do teplejšího pláště ve velkých hloubkách na vnější, oceánská straně litosférických bloků. Při vysokoteplotní (periplutonické) metamorfóze se uplatňuje zejména zvýšená teplota. Je charakteristická tavením hornin a vznikem granitických spoust při aktivních okrajích kontinentů.

Metamorfóza lokální je způsobena anomálními změnami podmínek v prostorově omezených místech zemské kůry. K nim patří zejména metamorfóza kontaktní, ze zónami cm až km dosahu. Je způsobena zvýšením teploty za různých tlakových podmínek, zejména přínosem tepla na kontaktech vyvřelých hornin. Za normálního atmosférického tlaku dochází na kontaktech efuzívních hornin a také při požárech uhelných slojí k metamorfóze kaustické; činitelem je pouze zvýšená teplota. Ve větších hloubkách, v podmínkách vyššího tlaku, se uplaňuje metamorfóza kontaktní. Způsobuje ji zvýšený dlouhodobý přínos tepla magmatických těles. V kontaktních lemech granitoidních těles dochází i k intenzivní látkové migraci – vznikají smíšené horniny - migmatity, taktity (erlany) a skarny. Trvání lokální metamorfózy je v desítkách až několika stech tisících let. Metamorfóza dislokační je způsobena vysokými tlaky na poruchách zemské kůry. Bývá doprovázeno drcením hornin. Metamorfoza šoková trvá jen několik sekund. Uplatňují se při ní zejména velmi vysoké tlaky (např. při dopadu meteoritu, při vulkanických erupcích apod.).

Dochází–li k opakované metamorfóze stejných hornin, hovoříme o polymetamorfóze. Výsledkem může být přeměna do vyššího metamorfního stupně (progresívní metamorfóza) nebo, pokud je následná přeměna slabší, jde o retrográdní metamorfozu (tzv. diaftoréza). Ultrametamorfóza je označení pro procesy hraniční, při kterých se hornina dostává do plastického stavu a dochází k částečnému vytavování složek. Granitická složka, tj. metatekt, je representovaný křemenem a alkalickými živci. Ten přechází to nataveného stavu, zatímco původní složky, tj. substrát, zůstávají v pevné fázi. Vznikají smířené horniny, tzv. migmatity.

(Obrázky)

4.3 Minerální složení metamorfovaných hornin

Minerální složení je jedno z nejdůležitějších klasifikačních a genetických kritérií. Vznik nerostů závisí na chemickém složení horniny a na podmínkách vzniku. Největší význam mají silikáty a oxidy; proto většina nerostů je obdobných jako v horninách vyvřelých. Ze silikátů jsou pro metamorfované horniny typické zejména dále uvedené nerosty. Sillimanit, andaluzit a kyanit mají složení Al₂SiO₅ a nacházejí se, v závislosti na poměru tlaku a teploty, v horninách s vyšším obsahem hliníku. Cordierit vzniká v podmínkách vysokých teplot při regionální a kontaktní metamorfóze. Granáty jsou charakteristické pro řadu metamorfovaných hornin, většinou ve směsích čistých složek. Pyropová složka (Mg, Al) v převládá v granátech hadců, amfibolitů a eklogitů; almandinová složka (Fe, Al) v metapelitech a ortorulách; spessartinová složka (Mn, Al) v žulách, aplitech a pegmatitech (tj. horninách vyvřelých); grossularová složka (Ca, Al) v taktitech a erlanech a andraditová složka (Ca, Fe) ve skarnech. Epidot vzniká pří nizkoteplotní metamorfóze bazických vyvřelin. Chlority jsou významné pro nízké metamorfní stupně vyvřelin a metapelitů. V kontaktně metamorfovaných vápencích bývá charakteristický wollastonit, vesuvian a spinel. Ve svorech je význačný staurolit. Z organické substance vzniká v metapelitech a krystalických vápencích grafit (tuha). Oxid magnetit je přítomný ve skarnech a v ekvivalentech bazických vyvřelin.

(Obrázky)

4.4 Stavba přeměněných hornin

Výsledná stavba metamorfovaných hornin závisí na původní stavbě a na přizpůsobování horniny změněným podmínkách. Při slabé metamorfóze se uplatňuje drcení nerostů a růst nerostů nových. Při silnější metamorfóze dochází k růstu novotvořených minerálů; často dochází k vzájemnému zatlačování tvarů minerálních zrn. Za vyšších stupňů vzniká novotvořená stavba, která je stabilní a svědčí o významné a konečné přestavbě horniny. Stavba již odpovídá změněným podmínkám.

Struktury přeměněných hornin dělíme na reliktní, krystaloblastické a kataklastické.

Relikní struktury zůstávají z původní horniny. Kryptoblastické struktury jsou nejčastější a vznikají metamorfní rekrystalizací. K nim patří zejména struktura granoblastická (minerály s nepravidelnými zrny), struktura lepidoblastická (s převahou lupínkovitých nerostů) a struktura nematoblastická (s převahou sloupečkovitých a jehlicovitých nerostů). Kataklastické struktury vznikají destrukcí původních zrn vysokým tlakem; může dojít až vzniku drti bez reliktů větších zrn.

Textury přeměněných hornin mohou být reliktní a metamorfní. Reliktní textury zůstávají z původní horniny; nejčastěji je to původní vrstevnatost usazených hornin. Metamorfní textury vznikají při metamorfóze. Nejčastěji je to paralelní uspořádání, označované jako břidličnatost (foliace). Podle stupně a charakteru uspořádání minerálů se textury často označují jako páskovaná, plástevná, stébelnatá, okatá, dynamofluidální a všesměrná textura.

(Obrázky)

4.5 Klasifikace přeměněných hornin

Horniny metamorfované je možno klasifikovat podle tří principů. Podle petrografického složení, podle druhu výchozích hornin nebo podle druhů a stupňů metamorfózy. Dále je použit systém, který vychází z výchozích hornin (podle Dudka et al. 1984).

(Obrázky)

4.5.1 Přeměněné vyvřelé horniny (orthometamorfity)

4.5.1.1 Přeměněné kyselé vyvřeliny (metaacidity)

4.5.1.1.1 Regionálně přeměněné kyselé vyvřeliny

Porfyroidy vznikají slabou regionální metamorfózou kyselých hornin, především výlevných a jejich tufů. Zůstávají zachovány zůstávají reliktní struktury, tj. vyrostlice křemene a živců, obklopené jemnozrnnou hmotou z křemen, živce, sericitu a chloritu. U nás jsou známy z menších výskytů ze Železných hor (Lukavice) a z Hrubého Jeseníku.

Ortoruly (leukokratní ruly) jsou velmi blízké granitickým horninám. Vznikají z granitů a jejich žil. V ortorulách převládají světlé nerosty (křemen, draselný živec, plagioklasy) nad nerosty tmavými (především slídy, amfibol a pyroxeny). Od granitoidů se liší paralelní texturou (plástevnou, okatou, stébelnatou). Struktura je granoblastická. Pojem leukokratní ruly označuje horniny podobného vzhledu, které vznikají v podmínkách ultrametamorfózy v blízkosti granitických těles. Mají migmatitickou stavbu a bývají detailně a nepravidelně provrásněny.

Liší se však paralelní texturou. Podle tmavých minerálů se ortoruly dělí na muskovitické, dvojslídné leukokratní ruly, amfibol-biotitické ruly aj.

Ortoruly a leukokratní ruly se u nás vyskytují na řadě míst moldanubika (např. gfölské ortoruly) v jižních Čechách (Písecko, Českokrumlovsko, Bechyňsko, západ Českomoravské vrchoviny). V plášti středočeského plutonu jsou ortoruly známy u Mirotic. Pohraniční hory (Krušné hory, Krkonoše, Orlické hory a Jeseníky) mají dvojslídné ortoruly v lemech granitoidních těles. Významná je bítešská ortorula na Moravě. Texturně charakteristická je stébelnatá ortorula z Doubravčan na Kutnohorsku.

Granulity jsou jemnozrnné světlé horniny žulové složení. Mají diskové křemeny tvaru a granoblastická strukturu. Časté je střídání pásků z biotitu a ze světlých minerálů. Kromě křemene a živců jsou významné granáty almandinového složení a kyanit. Granulity jsou v jižních Čechách na Prachaticku a Českokrumlovsku a také na západní Moravě. Minerálním složením podobné jsou jim charnockity. Jsou to staré horniny s draselnými živci a pyroxeny, které u nás prakticky chybí.

(Obrázky)

4.5.1.1.2 Kontaktně přeměněné kyselé vyvřeliny

Při kontaktní metamorfóze kyselých vyvřelin jsou nejčastěji patrné metasomatické změny. Především je to greisenizace ve vrcholových částech granitických těles (dómů) a někdy i v jejich blízkém okolí. V jejím průběhu dochází k rozkladu původní granitické horniny (zejména živců) a nově vzniká muskovit s křemenem doprovázené typickými nerosty Sn-W asociace. Reakcí s přinášenými prvky tak vznikají kasiterit, wolframit, litné slídy, topaz, turmalín a některé rudní nerosty. U nás je greizenizace významná v Krušných Horách (Krásno, Cínovec) a u Horního Slavkova.

Jinou přeměnou je fenitizace, tj. přínos Na, Fe, Zr a F. Malý rozsah mívá albitizace, patrná v načervenalých lemech podél puklin v granitoidech a v lemech aplitických žil.

(Obrázky)

4.5.1.2 Přeměněné bazické vyvřeliny (metabazity)

4.5.1.2.1 Regionálně přeměněné bazické vyvřeliny

Jsou označovány jako metabazity. V závislosti na druhu metamorfózy vznikají z bazických vyvřelých hornin typické série. V podmínkách především vysokého tlaku a nižší teploty při metamorfóze vznikají facie „modrých břidlic“ s eklogity a glaukofanity. V podmínkách vysoké teploty při regionální a kontaktní metamorfóze vznikají facie „zelených břidlic“ se zelenými břidlicemi, amfibolity a bazickými granulity

Glaukofanity vznikají z bazických vyvřelin za velmi vysokého směrného tlaku. Horniny jsou složené z amfibolu glaukofanu a řady dalších nerostů. Bývají přítomny v intenzívně zvrásněných horninách v blízkosti subdukčních zón. U nás jsou v malém množství u Vrchlabí v Krkonoších.

Eklogity jsou zelenavé masivní horniny, složené z pyroxenu omfacitu (Na,Fe bohatý) a granátu almandinového či pyropového typu společně s dalšími tmavými nerosty. Významná je vysoká hustota (3,5 g/cm) a granoblastická struktura. Eklogity tvoří drobná tělíska v pararulách a migmatitech. Původem jsou z rozhraní zemské kůry a pláště. U nás jsou známé z drobných těles kutnohorského a želenohorského krystalinika.

Zelené břidlice jsou jemnozrnné horniny z albitu, epidotu, chloritu a aktinolitu, častý je kalcit, titanit a křemen. Významná je paralelní textura. Vznikají progresívní metamorfózou z bazických vyvřelin (gaber, čedičů) i z andezitů a jejich tufů. Často tvoří vložky ve fylitových komplexech.

= produkty metamorfovaných bazických vyvřelin (gaber, čedičů, andezitů). U nás jsou zejména na Źeleznobrodsku, v Jesenících, Orlických a krušných horách (Boží Dar, Moldava)., u Slap

Amfibolity jsou horniny tvořené převážně amfibolem a plagioklasem, který však může i chybět. Méně je křemene, biotitu, epidotu aj. Textura je kompaktní až plástevná, barva je černošedé až černozelené s hojnými světlými pásky. Vznikají střední až silnou regionální metamorfózou gaber, čedičů a jejich tufů. V Čechách jsou amfibolity velmi rozšířeny, tvoří však menší tělesa v železnohorském krystaliniku, v Krušných horách, na Domažlicku, Mariánskolázeňsku, v okolí Letovic na Moravě, budují jesenický a sobotínský masív v zejména na řadě míst v moldanubiku (Chýnov, Český Krumlov, Jihlavsko aj.).

Pyroxenické granulity vznikají v podmínkách silné metamorfózy. Jsou podobné světlým granulitům, obsahují však pyroxen (hypersten a diopsid) a liší se od nich tmavošedou barvou. Vznikají z bazických vyvřelin. U nás jsou známy z menších těles v granulitových komplexech jižních Čech (Prachaticko, okolí Kletě).

(Obrázky)

4.5.1.2.2 Kontaktně přeměněné bazické vyvřeliny

Kontaktní metamorfóza bazických hornin se projevuje zejména ve spilitizaci geologicky starých efuzívních hornin. Spočívá v albitizaci plagioklasů. U nás je běžná v metavulkanitech prekambrického stáří mezi Plzní a Kralupy nad Vltavou. S propylitizací, spočívající ve vzniku albitu, epidotových nerostů, chloritů a pyritu na úkor tmavých minerálů, se setkáváme u andezitů a dalších neutrálních a bazických hornin terciérního stáří. Často je doprovázena s Au a Ag zrudněním, např. na Slovensku (Bánská Štiavnica, Kremnica) -

(Obrázky)

4.5.1.3 Přeměněné ultrabazické horniny (metaultrabazity)

V oblastech regionální metamorfóźy je vyskytují přeměněné ultrabazické horniny, které často reprezentují horninový materiál vynesený k povrchu z velkých hloubek, tj. z rozhraní zemské kůry a pláště. Z původně ultrabazických hornin, tj. peridotitů a anortozitů, při nízké stupni metamorfózy vznikají krupníky, mastkové a chloritové břidlice. Za vyšších stupňů vznikají tremolitové a antofylitové břidlice. Při nejvyšším stupni pak hadce a olivínovce.

Mastkové břidlice jsou tvořeny téměř jen mastkem, zatímco v krupnících je navíc přítomen karbonát, tremolit a chlority. Chloritické břidlice obsahují převážně chlorit. Ostatní nerosty jsou přítomny v podružném množství. Tyto metamorfované horniny mají obvykle význačnou břidličnatost a jsou charakteristické šedavým a nazelenalým zbarvením, někdy s perleťovým leskem. Tvoří samostatná čočkovitá tělesa v krystalických břidlicích. Vznikají působením hydrotermálních roztoků na již metamorfované ultrabazických horniny. U nás jsou známy ze Sobotína na Moravě, těžená ložiska jsou na východním Slovenku (Hmůšťa). Mastkové břidlice se využívají k výrobě žáruvzdorného materiálu a k získávání mastku.

Aktinolitové a tremolitové břidlice jsou monominerálnmí horniny tmavé barvy, poskytující suroviny pro výrobu azbestu. U nás jsou v malých tělesech v moldanubiku.

Hadce (serpentinity) jsou tmavozelené masivní horniny tvořené serpentinem (směs lupenitého antigoritu, chrysolitu a izotropní hmoty). Často obsahují granáty. Hadce vznikají hydratací olivínu a původní struktura je zcela rozložena a hornina se jeví makroskopicky celistvá. Hadce tvoří drobnější tělesa v silně metamorfovaných horninách. Na hadce bývají vázána ložiska chromu, platiny a i některá ložiska niklu. V Českém Středohoří jsou hadce matečnými horninami českého granátu (pyropu), ze kterých se uvolňují do pyropových štěrků. U nás se hadce vyskytují v granulitových masívech jižních Čech (Kleť), u Křemže, na Kutnohorsku, Mariánskolázeňsku, v okolí Letovic aj. Nejznámější jsou hadce u Mohelna na jižní Moravě, kde na větším tělese vznikla hadcové step. Specifické složení půd na hadcích vede ke vzniku zvláštních rostlinných společenstev a ke vniku samostatných rostlinných druhů vázaných na tento specifický druh skalního podkladu.

Skarny. Metamorfózou sopečných tufů vznikají různě označované horniny. Pokud obsahují hlavně alumosilikáty Fe, Mg a Ca, tj. andradit, hedenbergit, apidot, amfibol, kalcit a ve velkém množství i magnetit, bývají tyto horniny označovány jao skarny. Horniny stejného složení mohou zřejmě vznikat i dekarbonizací karbonátů bohatých na Fe a Mg, tj. sideritu, magnezitu a ankeritu. Skarny jsou masivní tmavé horniny bez zřetelné břidličnatosti a s nápadně vysokou hustotou. U nás vytváří čočkovitá tělesa v regionálně metamorfovaných celcích Krušných hor (Přísečnice, Měděnec), Kutnohorska (Vlastějovice, Malešov), v Krkonoších, na více místech v moraviku, moldanubiku i jinde. Byly dobývány jako ložiska železných rud.

(Obrázky)

4.5.2 Přeměněné usazené horniny (parametamorfity)

Usazení horniny mívají proměnlivé složení a jsou vesměs bohaté na vodu. Již v raných fázích metamorfózy dochází ke ztrátě vody, která je přítomna ve struktuře řady nerostů. Zejména jílové nerosty (např. illit) vymizí již při nízkých teplotách a jejich nahrazení sericitem lze považovat za hranici metamorfózy.

4.5.2.1 Přeměněné pelity a aleurity (metapelity)

4.5.2.1.1 Regionálně přeměněné pelity a aleurity

Usazené horniny s převahou jílových nerostů mívají větší či menší podíl i dalších složek: klastického křemen, karbonátů. Přechodné členy mezi pelity a psamity jsou proto souborně označovány jako lutity. Jejich metamorfózou vzniká plynulá řada hornin, tzv. krystalických břidlic, spojených pozvolnými přechody a dobře vyznačených indexovými minerály: fylit ® svor ® rula ® migmatit nebo pyroxenická rula

Fylity jsou tvořené převážně křemenem, albitem a sericitem. U silněji metamorfovaných se objevuje i sericit a biotit. Fylity se vyznačují velmi jemným zrnem. Mají tence břidličnou odlučnost s charakteristickým hedvábným leskem, způsobeným paralelním uspořádáním slídových šupinek. Plochy břidličnatosti bývají často svraštěny, s četnými žilkami sekrečního křemene. Barva fylitů je nejčastěji světle až tmavě šedá od jemně rozptýleného grafitu, bývají však i zelenavě nebo stříbřitě šedé. Stavba svědčí u silném uplatňování směrného tlaku při nízké teplotě. Nejnižší metamorfóze odpovídají fylitické břidlice, ve kterých bývají někdy zachovány i tektonicky silně deformované fosilie. Při vyšší metamorfóźe vznikají fylity sericitické, fylity chloritické a biotitické. Fylity tvoří rozsáhlé oblasti s nejnižší stupněm metamorfózy. U nás tvoří rozsáhlé celky proterozoického stáří v západních a středních Čechách. Známé jsou zejména jako tzv. pokrývačské břidlice z okolí Rabštejna, Manětína a okolí Kralup. Dále jsou známy ze západní části Krušných hor a Smrčin, z Krkonoš a z Podkrkonošské pahorkatiny (Železný brod), kde mají spodnopaleozoické stáří. Fylity karbonského stáří jsou známé za severní Moravy. Fylity se využívají jako klasická krytina na střechy budov nebo drcené jako plnidlo. Jsou i surovinou pro získávání grafitu, který vzniká z organické substance.

Svory jsou drobně až středně zrnité horniny, tvořené převážně křemenem a slídami. Živců obsahují méně než 10%. Významné jsou však další minerály, většinou tvořící porfyroblasty: granát (nejčastěji almandin), staurolit a kyanit. Další nerosty, např. amfibol, kalcit a grafit jsou méně časté. Svory mají velmi výraznou břidličnatost, která je výsledkem paralelního uspořádání lupínků slíd a střídání proužků slíd a křemene. Struktura je lepidogranoblastická. Časté je intenzívní provrásnění v mm až cm vráskách a rotace porfyroblastů. Podle charakteristických minerálů bývají svory děleny na svory staurolitické, granátické, kyanitové, kalcitické aj. Svory vznikají v podmínkách středního stupně regionální metamorfózy, při působení směrného tlaku, vyššího hydrostatického tlaku a zvýšené teploty. Na našem území jsou svory přítomny v Krušných horách (Klínovec), na Tepelské vysočině, na Domažlicku, v Krkonoších v Orlických horách a Hrubém Jeseníku. V oblasti moldanubika se vyskytují na Železnorudsku a četných menších jednotkách v jeho lemu (Český les, Kaplice, kutnohorské krystalinikum, tzv. moravská svorová zóna aj.).

Pararuly jsou jemně až hrubě krystalické krystalické břidlice tvořené křemenem, živci a slídami, zejména biotitem. Významné jsou i další tmavé minerály, např. pyroxen, amfibol, granát, cordierit aj. Častý je též sillimanit, kyanit a andaluzit. Jsou jemně až hrubě krystalické, s lepidoblastickou nebo granolepidoblastickou strukturou. Výrazná je břidličnatost, textura je plástevná nebo okatá. Pararuly vznikají v podmínkách silné regionální metamorfózy, často v lemech masívů granitických hornin. Podle charakteristických minerálů se označují (se stoupající intenzitou metamorfózy) jako pararuly dvojslídné, biotitické až sillimanit-biotitické až po pararuly cordierit-biotitické a pyroxen-biotitické. U nás se tvoří rozsáhlé oblasti v moldanubiku na Českomoravská vrchovině a v Posázaví. (sillimanit-biotitické pararuly).

Migmatity vznikjí z pararul částečným vytavením světlých nerostů, tj. křemene a živců. Světlá složka, tj metatekt tvoří tenké, detailně provrásněné polohy oddělené stínovitě se rozplývajícími zbytky tmavšího substrátu. Vzniká migmatitová textura, svědčící o tom, že hornina byla během vzniku v plastickém stavu. Migmatitizované pararuly a migmatity vznikají v podmínkách nejvyšší metamorfózy mohou přecházet až do granitických hornin. U nás jsou migmatity známé na území moldanubika, zejména v Pošumaví a v centrální části Českomoravské vrchoviny. Dále je známě z Krušných hor a Hrubého Jeseníku a v lemech velkých těles granitoidů, např. v jižním lemu středočeského plutonu (Písecko, Strakonicko), v okolí Nepomuku a Klatov aj.

(Obrázky)

4.5.2.1.2 Kontaktně přeměněné pelity a aleurity

Na kontaktech hlubinných vyvřelin (s rostoucí intenzitou) vzniká z aleuropelitů řada: skvrnitá břidlice ® plodová břidlice ® rohovec ® migmatitizovaný rohovec a rula. Na minerálním složení se podílejí běžné metamorfní nerosty, tj. křemen, živce a slídy. s indexovými minerály. Často bývají podobné fylitům, liší s však minerálním složením s indexovými minerály, především cordieritem a andaluzitem.

Skvrnitá břidlice je produktem nejslabší metamorfózy. Jsou význačné shlukováním zrn některých nerostů, především grafitu.

Plodové břidlice vznikají při silnější metamorfóze. Mívají porfyroblasty nebo shluky zrn novotvořených minerálů, především cordieritu a andaluzitu.

Kontaktní rohovce vznikají v podmínkách vysoké teploty a většinou vyššího hydrostatického tlaku. Jsou tmavé, velmi jemnozrnné, s granoblastickou strukturou a s častými porfyroblasty cordieritu a andaluzitu. V kontaktních rohovcích bývá významná migrace látek; dochází k ochuzení či obohacení rohovců, např. odnosů alkálií či přínosu jiných prvků z magmatu (např. B nebo F; významné jsou datolitické rohovce v Barrandienu). Všechny tři typy metapelitů se vyskytují v kontaktních dvorech intruzí vyvřelých hornin. Nejznámější jsou na kontaktech středočeského plutonu s proterozoickými a staropaleozoickými sedimenty ve středních Čechách, v tzv. metamorfovaných ostrovech.

Na v kontaktech výlevných hornin (čedičů) s jílovitými horninami vznikají krátkým intenzívním zahřátím (teploty okolo 1000°C) za nízkého tlaku porcelanity a porcelánové jaspisy. Jsou to horniny načervenalých a světlých barev, někdy se stopami zeskelnatění. Obdobné horniny vznikají při zemních požárech např. uhelných slojí. Od nás jsou známé v severních Čechách, kde křídové a terciérní porcelanity obsahují zachovalé otisky rostlin

(Obrázky)

4.5.2.2 Přeměněné psamity a psefity

Metakonglomeráty jsou regionálně i kontaktně metamorfované slepence. Mívají zachovalé reliktní textury a struktury, které vak mohou být silně šetřeny. Pokud zůstávají patrné, bývají původní valouny vyválcovány nebo roztaženy do proužků. Nejlépe patrné metakonglomeráty jsou zachovány v horninách kontaktně metamorfovaných. U nás jsou metakonglomeráty známé v kontaktech v plášti středočeského plutonu. Známé jsou i z některých oblastí Krkonoš, Krušných hor a v oblasti moldanubika u Pacova a Vodňan.

Metakvarcity vznikají z pískovců. Jsou tvořené převážně křemenem a mají granoblastickou strukturu. Obvykle obsahují podružné množství dalších nerostů, které jsou však důležité pro další dělení a dokládají intenzitu metamorfózy: sericit, muskovit, biotit, grafit, sillimanit aj. Tvoří hojné polohy v regionálně i kontaktně metamorfovaných komplexech. U nás jsou časté na mnoha místech; ve fylitech krkonošského krystalinika, v Krušných horách, na severní Moravě i řadě míst moldanubické oblasti. Zajímavé jsou kvarcity ordovického stáří ze sedlčansko-krásnohorského metamorfovaného ostrova v plášti středočeského plutonu, které mají zachovalé ichnofosilie, a kvarcity u Vrbna pod Pradědem v Hrubém Jeseníku, které obsahují hojnou tektonicky deformovanou faunu devonského stáří.

(Obrázky)

4. 5.2.3 Přeměněné karbonátové horniny (metakarbonáty)

Krystalické vápence a dolomity (mramory) je souhrnné označení pro metamorfované horniny tvořené převážně kalcitem a dolomitem v různém poměru; mramory jen z kalcitu jsou vzácné. Jsou to většinou kompaktní horniny s granoblastickou strukturou. Některé mramory bývají hrubozrnné, často jsou však makroskopicky celistvé. Barvu je světlá, někdy čistě bílá. Příměsi jsou koncentrovány do různě zbarvených proužků, které bývají detailně provrásněny. Z příměsí jsou nejčastější slídy, některé amfiboly a pyroxeny, u silněji metamorfovaných mramorů granát.

Mramory tvoří většinou několik desítek metrů mocné polohy v metamorfovaných sedimentárních sériích. U nás jsou mramory známé z Jeseníků, západní Moravy a z moldanubika jižných Čech (Český Krumlov, Chýnov, Horažďovice.

Taktity je označení pro horniny vznikající na kontaktu vápenců a hlubinných vyvřelin. Vznikají nehomogenní horniny s vysokým zastoupením silikátů s Ca. Významnými nerosty jsou wollastonit, forsterit, vesuvian, granát (Ca, Al: grosulár, andradit), diopsid flogopit. Karbonátové horniny dodávají Ca a Mg, zatímco granitoidy hlavně Si a Al. Taktity tvoří nepříliš mocné kontaktní lemy na v Jesenících na kontaktu šumperského granodioritu s vápenci (Vápenná, Bludov) a jsou známy z kontaktu středočeského plutonu a paleozoických vápenců ve na Sedlčansku a Strakonicku.

(Obrázky)

4.5.2.4 Přeměněné slínité horniny

Erlany jsou vápenato-silikátové horniny složené z diopsidu, plagioklasu, křemene, s významným zastoupením vesuvianu, grosuláru, amfibolu a biotitu. Jsou to kompaktní, často páskované horniny s granoblastickou strukturou. Vznikly z původních slínitých hornin regionální nebo kontaktní metamorfózou. Často bývají spojeny pozvolnými přechody s krystalickými vápenci, s amfibolity nebo kvarcity. Vytváří decimetrové až metrové polohy a čočky v metamorfovaných sedimentárních sériích. Nejznámější jsou kontaktní erlany na Šumpersku (Bludov), u Hazlova na Chebsku a u Krásné Hory na Sedlčansku. Z regionálně metamorfovaných celků jsou známé z Krkonoš (Studničná hora) a z pestré série moldanubika (Strakonice, Český Krumlov, Voticko).

(Obrázky)

4.5.2.5 Přeměněné ferolity

Při metamorfóze sedimentárních železných rud vznikají hematitické metaferolity, při silnější až itabirity se spekularitem. U nás byly metaferolity zjištěny na Třebíčsku a Jihlavsku v pestré sérii moldanubika. Pískované metaferolity jsou známé na Železnobrodsku (Vrát) a v plášti středočeského plutonu (Čerčany).

(Obrázky)

4. 5.2.6 Přeměněné organické látky

Při zvýšených tlakových a tepelných podmínkách z organických látek v sedimentech dochází ke vzniku nejprve amorfního a kryptokrystalického grafitu (tzv. grafitoidní substance). S postupující metamorfózou velikost zrn roste až na 1 mm.Grafit bývá rozptýlen z různých horninách (grafitické fylity, grafitické svory, grafitické vápence) nebo tvoří samostatné polohy. První přeměny organických látek probíhají již za podmínek, za kterých okolní horniny změnami dosud neprocházejí nebo jsou jen nepatrné (např. ztráta vody v jílových nerostech). Klasickými slabými přeměnami jsou stupně zrání ropy nebo stupně prouhelnění uhlí. Klasickým příkladem je vznik antracitu z černého uhlí, který vzniká do teplot 350°C nebo může docházet až ke vzniku přírodního koksu (při kontaktní metamorfóze).

(Obrázky)