Učební text E02 Základy historické geologie

Gymnázium a Střední odborná škola pedagogická, Čáslav, Masarykova 248
Moderní biologie
reg. č.: CZ.1.07/1.1.32/02.0048
TENTO PROJEKT JE SPOLUFINANCOVÁN EVROPSKÝM SOCIÁLNÍM FONDEM A STÁTNÍM ROZPOČTEM ČESKÉ REPUBLIKY
Učební text E02
ZÁKLADY HISTORICKÉ
GEOLOGIE
Učební text pro čtyřletá gymnázia a vyšší ročníky
osmiletých gymnázií
Zhotovil: Mgr. Tomáš Hasík
G a SOŠPg Čáslav
Vznik a vývoj vesmíru
Počátky našeho vesmíru spadají do období před asi 14 mld. lety. Podle teorie tzv. velkého třesku se
začal tehdejší vesmír ze své původní formy o nekonečné hustotě hmoty a nulovém objemu prostorově
rozpínat. Počátek rozpínání prostoru se stal zároveň počátkem plynutí času. Vesmír je možno
přirovnat k rozpínající se časoprostorové bublině. Rozpínání bylo provázeno, zejména v prvních
sekundách vývoje, velmi výrazným snižováním hustoty a zprvu nepředstavitelně vysoké teploty.
Rozpínání prostoru vedlo (a vede) k oddalování všech komponent vesmíru od sebe navzájem,
neexistuje žádný střed rozpínání. V počáteční fázi rozpínání se nám dosud neznámým způsobem
vytvořily z prvotního „vesmírného koncentrátu“ částice (kvarky a elektrony) a jim odpovídající
antičástice (antikvarky a pozitrony). Následně docházelo ke srážkám kvarků a elektronů s jim
odpovídajícími antičásticemi, přičemž se veškerá hmota částic i antičástic přeměnila na energii fotonů
elektromagnetického záření.
Kdyby na počátku bylo stejné množství částic i antičástic, veškerá hmota by existovala jen ve formě
záření. Mírný nadbytek částic však umožnil vznik atomů. Přebývající kvarky se slučovaly do
neutronů a protonů – stavebních kamenů atomových jader. Existence silného záření však
umožňovala pouze vznik jader tzv. lehkých prvků – vodíku a helia. Dalším vývojem pak připojením
elektronů vznikly první atomy (75% atomů vodíku, 25% atomů helia). Gravitačním nahloučením
atomů se posléze vytvořily „chuchvalce látky“ ze kterých se následně zformovaly první hvězdy a
galaxie. V důsledku hvězdných termojaderných reakcí se postupně vytvořily ostatní chemické prvky,
které se (např. při výbuších hvězd) dostávaly do okolního vesmíru.
Pro další budoucnost vesmíru má zásadní význam počáteční rychlost jeho expanze. Pokud byla
dostatečná na to, aby posléze nepřevládly gravitační síly a vesmír se nezačal po určité době smršťovat,
bude jeho rozpínání zřejmě donekonečna pokračovat.
Vznik sluneční soustavy
Vznik sluneční soustavy započal před více než 4,6 mld. let v chladném mračně, tvořeném prachem a
plynem. Bylo to sice téměř vakuum, přesto bylo minimálně stokrát hustší než okolní prostor.
Následkem vnějšího popudu se toto mračno začalo smršťovat. V době, kdy dosáhlo útvaru o
poloměru asi 10 miliard kilometrů, bylo již tak husté, že se stalo neprůchodné pro infračervené záření,
jež v důsledku smršťování vznikalo v jeho nitru. To vedlo k prudkému zvýšení teploty mračna a
k vypaření všech prachových zrnek v jeho nejteplejší centrální části. Podle zákona zachování
momentu hybnosti se počáteční nepatrná rotace díky smršťování zrychlovala. Rostla odstředivá síla,
která původně nepravidelný chuchvalec mračna zdeformovala do tvaru plochého disku s tlustším a
hustějším jádrem uprostřed.
Vlivem neustálé rotace posléze teplota mračna poklesla, takže v chladnějších částech disku opětně
kondenzovala prachová zrnka. Ta se soustředila v rovníkové rovině plynného disku a vytvořila tzv.
prachový disk. Mezitím se plynné jádro rychle smršťovalo na zárodek budoucího Slunce. Zárodečné
Slunce mělo v této době poloměr asi 100 milionů km a nadále se smršťovalo až do dnešních rozměrů
(poloměr 700 tisíc km). Celý tento proces trval od počátků smršťování mračna přibližně desítky
milionů let (uvádí se též hodnota 100 milionů let).
Vývoj v prachovém disku pokračoval následujícím způsobem. Vlivem gravitačních poruch se
prachový disk počal rozpadat na izolované shluky zrnek. Ta se nadále sdružovala (tzv. akrece či
agregace) a za relativně krátkou dobu se vlivem jejich gravitační přitažlivosti vytvořily kamenné
útvary o průměru asi 5 km (tzv. planetesimály I.generace). Obdobným způsobem došlo k formování
planetesimál II. generace o průměru zhruba 500 – 800 km. Tato tělesa již byla dostatečně hmotná,
aby k sobě gravitačně poutala helio-vodíkovou atmosféru z plynné části disku. Udržet ji však byla
schopna jen ta, jež se dokázala spojit+) v ještě hmotnější útvary, navíc od Slunce dostatečně vzdálené
(obří planety Jupiter, Saturn, Uran, Neptun). Ostatní tělesa (včetně terestrických planet) o primární
atmosféru přišla++) vlivem jejího silného zahřívání od Slunce a následným únikem lehkých atomů do
vesmírného prostoru. Odsud pak byly tyto plyny (spolu se zbylým prachem a nezkondenzovaným
plynem) vymeteny ze sluneční soustavy vichřicí slunečního větru, který byl tehdy daleko silnější než
dnes. Zbytky původního mračna se udržely jen v nejvzdálenějších prostorách sluneční soustavy,
přičemž jsou považovány za zdrojnice komet. Rozdílné chemické složení jednotlivých planet si
vysvětlujeme různou teplotní hranicí kondenzace různých sloučenin. V odlišně teplých (a tedy odlišně
vzdálených) místech disku tak kondenzovaly různé sloučeniny, jež daly planetám vzniknout.
Zajímavou epizodou při formování sluneční soustavy byl vznik Měsíce. V době, kdy Země
dosahovala asi 70 % své dnešní hmotnosti, se tečně srazila s velkou planetesimálou o hmotnosti asi 30
% dnešní Země. Plášť Země se nárazem roztavil, přičemž se část jeho hmoty spolu s částí hmoty
planetesimály odpařila. Ve vesmíru hmota vychladla, zkondenzovala a nabalila se do podoby Měsíce.
) Některé planetesimály si uchovaly svou samostatnost až do dnešní doby. Říkáme jim planetky
(asteroidy).
++
) Venuše, Země a Mars si odplyněním svého nitra při sopečné činnosti vytvořily atmosféru
druhotnou. Merkur si již žádnou nevytvořil.
+
Geologický vývoj litosféry
Po prvotním zformování zemského tělesa z prachoplynového mračna došlo k jeho vnitřní diferenciaci.
Díky teplu uvolňovanému při rozpadu radioaktivních prvků se Země silně zahřála a natavila. Ve
žhavotekuté tavenině se na základě svých fyzikálně-chemických vlastností (hustota, bod tání aj.)
diferencovaly jednotlivé látky a zaujímaly rozdílnou vzdálenost od středu planety. Těžší látky klesaly
do nitra, kde vytvořily zemské jádro, lehčí stoupaly k povrchu. Před více než 4 mld. let+) pak
tuhnutím vznikla nejsvrchnější část – bazaltová zemská kůra. Zprvu byla tato kůra křehká a často se
prolamovala vlivem hojné sopečné činnosti, doprovázené únikem plynů do nově se tvořící atmosféry.
Vlivem endogenních i exogenních geologických pochodů se zemská kůra postupně měnila.
K nejdůležitějším událostem geologické minulosti patří formování, konsolidace a postupné rozšiřování
kratonů – stabilních oblastí kontinentální zemské kůry. Jejich zprvu ještě vysoce mobilní zárodky
(protokratony) začaly vznikat někdy před 4 - 3,5 mld. let v období globální endogenní aktivity.
Kratony vznikaly v důsledku intenzivních magmatických a metamorfních procesů (granitizace),
přičemž tyto procesy probíhaly v mnohem menších hloubkách, než v pozdějších obdobích. Rozloha
jednotlivých kratonů se postupně rozšiřovala o novou kontinentální kůru, která se tvořila během
orogenetických cyklů v oblastech mobilních zón a která byla při orogenezích vyzdvižena do podoby
rozsáhlých pásemných pohoří.
Nejstarší zjištěná orogeneze – pilbarská – proběhla asi před 3,2 mld lety na území dnešní Austrálie.
V následujícím průběhu prekambria rozeznáváme několik dalších orogenezí (projevujících se
celosvětově i lokálně), z nichž nejvýznamnější byla orogeneza kadomská (= assyntská, panafrická či
bajkalská) vrcholící na přelomu prekambria a kambria. V průběhu fanerozoika pak proběhly tři
orogeneze – kaledonská (její jednotlivé fáze probíhaly od spodního kambria po spodní devon včetně),
variská (= hercynská, jednotlivé fáze od spodního devonu po svrchní perm včetně) a alpínská
(jednotlivé fáze od triasu až do současnosti). Nová kůra se následně konsolidovala, či si zachovala
svoji mobilitu a ještě před svojí konsolidací byla v průběhu následných orogenetických cyklů
přepracovávána. Oblasti, k jejichž konsolidaci došlo nejpozději v období středního proterozoika,
nazýváme staré kratony, nověji konsolidované části označujeme jako mladé kratony.
V konsolidovaných částech zemské kůry (starých i mladých kratonech) již k orogenetickým cyklům
nedochází, setkáváme se však – zejména v obdobích kratonní aktivizace - s vývojem zlomových
struktur (rifty, prolomy, trupová pohoří), tvorbou syneklíz a anteklíz (zlomového i nezlomového
původu) a projevy vulkanismu. K poslední výrazné kratonní aktivizaci dochází v důsledku alpínské
orogeneze v průběhu kenozoika. Za příklad takto postižených oblastí z této doby může sloužit třeba
východoafrický rift, bajkalský rift, rýnský prolom, podkrušnohorský prolom, podél zlomů vyzdvižená
starší pohoří jako Ural, Ťan-šan, Krušné hory, Jeseníky aj. Typickými projevy vulkanismu jsou
plošina Dekan, sopky východní Afriky, České středohoří aj.
V průběhu věků však nevznikala jen nová kontinentální kůra, nýbrž i kůra oceánická. Ta se neustále
tvoří v oblastech středooceánských hřbetů, ale protože zároveň v subdukčních zónách zaniká,
nenajdeme v současnosti oceánickou kůru starší než 200 milionů let (tedy z počátků jury). Také
poloha dílčích částí zemské kůry se postupně měnila. Ovšem až po zformování systému deskové
tektoniky, tj. asi před 900 miliony lety. O poloze kontinentů v prekambriu máme spíše jen mlhavé
představy (jednotlivé kratony patrně zpočátku tvořily jeden superkontinent zvaný Pangea I či
Megagea), situace v průběhu fanerozoika je zdokumentována daleko lépe. Rekonstrukci dávného
postavení kontinentů nám umožňuje mj. i studium paleomagnetismu.
Během geologických období se postupně měnila i plocha souší. Ta se jednak rozšiřovala během
orogenetických cyklů, jednak se měnila v důsledku tzv. epeirogeneze (epeirogenetických pohybů).
Epeirogenezí rozumíme poklesy či výzdvihy dílčích částí zemské kůry vyvolané snahou dosáhnout
izostatickou rovnováhu. Rozloha souše se však měnila i díky podnebným změnám. Při ochlazeních
se voda vázala v ledovcích, při otepleních se z nich naopak uvolňovala. Např. v důsledku roztání
značné části pleistocenních ledovců se zvýšila hladina světového oceánu v průměru o 65 metrů.
V závislosti na výše uvedených faktorech tedy docházelo k mořským transgresím (zaplavením), kdy
vznikala mělká epikontinentální moře, nebo regresím (ústupům). K největší mořské transgresi
v historii Země došlo ve svrchní křídě.
) Dosud nejstarší nalezená hornina utuhla před 3,96 mld. let v severní Kanadě. Většina hornin
z tehdejší doby však byla v průběhu doby přeměněna (metamorfována) a jejich původní stáří nelze
zjistit. Stáří některých minerálů může být ještě větší – z Austrálie se uvádí až 4,2 mld. let.
+
Vývoj atmosféry a hydrosféry
V období asi před 4 mld. let byla prvotní, čerstvě utvořená, zemská kůra zprvu křehká a často se
vlivem sopečné činnosti prolamovala. Při tom docházelo k uvolňování mnoha plynů ze zemského
nitra. Tyto plyny se spolu s exhaláty předchozího žhavého vývojového stadia Země podílely na
utváření druhotné zemské atmosféry. Ta nahradila původní helio-vodíkovou, kterou Země
v prvotních etapách své existence nedokázala udržet. Proces odplyňování zemského nitra (tzv.
degazace) byl poměrně krátký – trval asi 1 milion let. Druhotná atmosféra byla tvořena metanem,
čpavkem, vodíkem, vodními parami, dusíkem, oxidem uhličitým a siřičitým, oxidem uhelnatým, dále
byly přítomny příměsi inertních plynů (Ar, Kr, Xe, He) a kyselých dýmů (HF, HCl, H2S). Množství
jednotlivých plynů se postupně měnilo. Některé plyny atmosféra ztrácela (např. CO2 se vázal do
uhličitanů, vodík unikal do kosmického prostoru apod.), jiných přibývalo (srovnej se složením
současné atmosféry). Země byla až do počátku proterozoika zahalená v hustých mracích, jež
způsobovaly silný skleníkový efekt. Také atmosférický tlak byl v archeozoiku díky husté a mocné
atmosféře o mnoho vyšší než dnes (až desítky atmosfér). Intenzita UV záření byla snad desettisíckrát
vyšší než dnes. Kyslíku bylo v tehdejším ovzduší velice málo, vznikal zřejmě při fotochemickém
rozkladu (fotolýze) vodních par. Působením UV záření se z něj tvořil při zemském povrchu ozón.
K výraznému nárůstu množství kyslíku v atmosféře došlo až později vlivem činnosti fotosyntetických
organismů. I tak byl nárůst jen pozvolný, neboť kyslík byl až do „nasycení prostředí“ chemicky vázán
v sulfátech či oxidech (např. za vzniku železné rudy Fe2O3). Ještě na přelomu siluru a devonu
obsahovala tehdejší atmosféra jen 2 % kyslíku. Zvýšení koncentrace kyslíku mělo mnoho důsledků –
mj. uvolňování dusíku ze čpavku, posouvání ozónové vrstvy do větších výšek (jedna z podmínek
přechodu života na souš) či změny v metabolismu organismů.
Do období prvotního formování atmosféry spadají i počátky vzniku hydrosféry. V době bouřlivé
sopečné činnosti totiž kromě různých jiných plynů unikala ze zemského nitra (zejména
prostřednictvím lávy) i voda v podobě vodní páry. Tekutá voda se objevila v okamžiku, kdy teplota
Země poklesla natolik, že na jejím povrchu mohla voda kondenzovat. Během krátkého období se pak
vytvořil systém prvotní hydrosféry. Obdobně jako docházelo ke změnám ve složení atmosféry, měnilo
se i chemické složení mořské vody. Voda oceánu v archaiku byla značně kyselá (pH 1 – 2) a to díky
rozpuštěným plynným produktům vulkanické činnosti (HCl, HF, H2S, CO2, CH4 aj.). Od pozdního
archeozoika postupně v oceánu důsledkem zvětrávání vulkanitů v atmosféře bohaté na CO2 přibývalo
množství uhličitanů. Uhličitany reagovaly s kyselinami obsaženými v mořské vodě a za vzniku
chloridů je neutralizovaly. Složení mořské vody se stávalo nejprve chloridovým, později chloridouhličitanovým. S rostoucím množstvím kyslíku v atmosféře docházelo k oxidaci síry a sirovodíku
v hydrosféře za vzniku síranů. Mořská voda tak v průběhu proterozoika získala chlorido - sírano uhličitanový charakter obdobný dnešnímu.
Vývoj klimatu
V průběhu geologických období docházelo na Zemi k různě intenzivním změnám klimatu. Střídala se
období chladnější (často charakterizovaná zaledněním) s obdobími teplejšími. Výrazné změny
klimatu snad byly podmíněny změnami v intenzitě slunečního záření či jinými astronomickými
změnami (sklon zemské osy, tvar oběžné dráhy aj.). Na proměnách klimatu (ať už globálního či
lokálního charakteru) se podílely i změny ve složení zemské atmosféry, změny v cirkulaci atmosféry a
hydrosféry (např. mořských proudů), zeměpisná šířka a stupeň kontinentality pevninských mas v tom
kterém období, přítomnost prohřátých či chladných epikontinentálních moří, rozsáhlá vulkanická
činnost, v důsledku orogenezí měnící se nadmořská výška rozsáhlých oblastí apod. Následující
klimatický přehled je pouze zjednodušený, výstižnější pohled na podnebí jednotlivých epoch podávají
paleoklimatické mapy. Navíc si je nutno uvědomit, že některé epochy trvaly i desítky milionů let a
není možné pojednat o všech klimatických výkyvech, k nimž v průběhu těchto období docházelo.
Prekambrium
Během archeozoika bylo podnebí značně teplé a azonální. Teplota ovzduší byla díky silnému
skleníkovému efektu až o 30 °C vyšší než dnes, postupně se však ochlazovalo natolik, že Země
v proterozoiku prodělala několik kontinentálních zalednění. Nejstarší doklady o zalednění pocházejí
z doby asi před 2,3 mld. let (spodní proterozoikum) z Kanady a jižní Afriky. Z období svrchního
proterozoika pak nacházíme doklady zalednění (zřejmě nejrozsáhlejšího v dějinách Země) ze všech
kontinentů, vyjma Antarktidy.
Kambrium
Na počátku kambria ještě doznívalo chladnější proterozoické podnebí, ale brzy nastalo zřetelné
oteplení a koncem kambria převládalo podnebí teplé a spíše suché. O zalednění důkazy neexistují.
Ordovik
Ve spodním ordoviku pravděpodobně panovalo na většině planety mírné klima. Pozdní ordovik pak
patřil k nejchladnějším obdobím v historii Země. Led pokrýval značnou část Afriky a Jižní Ameriky.
Severní Amerika, Evropa, Sibiř a severní části Gondwany byly naopak teplé a slunné.
Silur
Podle výskytu četných korálových útesů můžeme usuzovat na přítomnost slunného jižního aridního
pásu, táhnoucího se přes Severní Ameriku a severní Evropu. V blízkosti jižního pólu přetrvávaly
glaciální podmínky. Na konci siluru počala aridizace klimatu, jež vyvrcholila v devonu.
Devon
Devonská perioda se vyznačuje nejrozsáhlejšími oblastmi aridního klimatu z celé fanerozoické historie
Země. V jeho důsledku vznikaly nápadně červené zvětraliny, podle nichž severní část tehdejší pevniny
(tvořenou Laurentií a Baltikou) nazýváme „Starý červený kontinent“. Ke konci devonu se zvýšilo
množství srážek, což vedlo k rozvoji rostlinstva a vzniku prvních uhelných slojí, zejména v oblastech
dnešní arktické Kanady a jižní Číny, kde tehdy rostly tropické deštné lesy. Od druhé poloviny devonu
se až do konce karbonu postupně ochlazovalo. Oblast dnešní Amazonské nížiny ležela ve svrchním
devonu v blízkosti jižního pólu a byla pokryta ledem.
Karbon
Na konci devonu zformovaná Pangea se postupně posunovala k severu. V důsledku toho došlo ve
spodním karbonu k přemístění tropických deštných lesů z arktické Kanady na New Foundland, do
západní Evropy a postupně do dalších vlhkých a teplých (převážně rovníkových) oblastí Pangey.
V průběhu středního a pozdního karbonu se neustále ochlazovalo (zejména na jižní polokouli) a
ledovce se počaly šířit k severu.
Perm
Ve spodním permu již byla značná část jižní polokoule pokryta ledovcem. V některých oblastech
trvalo permokarbonské zalednění (včetně interglaciálních přestávek) po dobu 90 milionů let.
V oblastech tropů (a v teplejších interglaciálech i v oblastech mírného pásu) nadále přetrvávaly
podmínky pro vznik uhlí. Od středního permu zaznamenáváme šíření pouští na úkor tropických
deštných lesů. Z jižní polokoule mizí zalednění, s jeho pozůstatky se však setkáváme v oblasti pólu
severního.
Trias
Trias patří k nejteplejším obdobím v historii Země. I v polárních oblastech panovalo mírné klima.
Většina Pangey (zejména její centrální části) byla horká a suchá.
Jura
V průběhu jury pokračovalo na mnoha částech Země aridní podnebí. Oblasti dnešních amazonských a
konžských pralesů byly pouštěmi. Aridní oblasti byly lemovány pásy mírného vlhkého klimatu. Ve
svrchní juře se Pangea počala rozpadat, přičemž se její klima stávalo díky epikontinentálním mořím
vlhčím. V důsledku zřetelného ochlazení na konci jury se v polárních regionech sezónně objevoval
sníh a led.
Křída
Obdobné podnebí jako na konci jury panovalo i ve spodní křídě. V polárních oblastech pokrytých lesy
chladného pásu sezónně mrzlo. Na vrcholu spodní křídy vrcholí nárůst humidity, jež započal v juře.
Patrně došlo ke zvýšení skleníkového efektu, který mohl být jednou z příčin rozsáhlých křídových
transgresí. V průběhu křídy se pak postupně oteplovalo, led z pólů zmizel.
Paleocén
V paleocénu pokračovalo teplé podnebí konce druhohor. To znamená, že bylo daleko tepleji než dnes.
V Grónsku a Patagonii rostly palmy, v jižní Austrálii (tehdy na 65° j.š.) byly lokalizovány
mangrovové porosty.
Eocén
V průběhu eocénu žili v mokřinách u severního pólu krokodýli a na území jižní Aljašky rostly palmy.
Na konci eocénu se postupně ochlazovalo a na jižním pólu se začal formovat ledovec. Stále však bylo
daleko tepleji než dnes. Indii pokrývaly tropické deštné lesy, většinu Austrálie pak lesy mírného
pásma. Počínaje eocénem dochází k zesilování kontrastů mezi jednotlivými klimatickými pásy.
Oligocén
V průběhu oligocénu pokrýval ledovec oblasti jižního, nikoli však severního pólu. Na počátku
oligocénu dochází k dalšímu ochlazování, které silně ovlivňuje flóru i faunu mírného pásu. I když se
opět na krátký čas oteplilo, ráz bioty mírných pásem se stále více přibližuje dnešku.
Miocén
Miocénní klima bylo o něco teplejší než dnes, pokračoval však trend neustálého ochlazování. Dobře
vyvinuté podnebné pásy se střídaly od rovníků k pólům. V Anglii a severní Evropě ještě rostly palmy
a žili krokodýli. Ve svrchním miocénu se na Aljašce začaly tvořit ledovce.
Pliocén
V průběhu pliocénu se asi před 3 miliony let začaly v Grónsku tvořit příkrovy kontinentálního
ledovce.
Kvartér
Ke konci třetihor se začalo na celé Zemi podnebí měnit. Zprvu se tyto změny projevovaly nepříliš
výrazným kolísáním teplot, ale jejich neustálý pokles nakonec vyvrcholil v celosvětové ochlazení,
doprovázené dešti, které se v chladných ročních obdobích měnily ve sněhové vánice. Vznikaly
rozsáhlé sněhové příkrovy, které se postupně měnily v ledovce. Odhaduje se, že v době svého vrcholu
pokrýval pleistocénní ledovec 45 mil km souše, tj. asi její 1/3 (dnes je to 1/10)! V Severní Americe
jsou vidět stopy kontinentálního zalednění až ke 40. Rovnoběžce, v Evropě sahal ledovec po 50.
rovnoběžku. Na místě dnešního New Yorku se ještě před 25 000 lety rozkládal ledovec o mocnosti
4000 metrů. Také horské masívy byly zaledněny v daleko větším měřítku než dnes, horská zalednění
existovala dokonce i v tropických oblastech. Během kvartéru se vyhranila velmi výrazná podnebná
pásma, jejichž hranice se však podle kolísání průměrné teploty během pleistocénu značně měnily.
Ochlazení, k němuž na konci třetihor došlo, nebylo trvalé. Chladnější období byly střídány etapami
teplejšími, po nichž se opět ochlazovalo atd. Podnebí v kvartéru se tedy vyznačovalo střídáním
chladnějších dob ledových – glaciálů, a teplejších dob meziledových – interglaciálů. V rámci
jednotlivých glaciálů ještě vymezujeme obzvláště studená období – stadiály (průměrné teploty ve
střední Evropě klesaly na -2 až -3 °C), střídané mírnějšími interstadiály (průměrné teploty ve střední
Evropě byly asi o 3 – 4 °C nižší než dnes). Rytmické střídání chladnějších a teplejších období
probíhalo na obou polokoulích současně. Směrem k rovníku intenzita změn podnebí klesala.
V subtropických a tropických oblastech odpovídají glaciálům a interglaciálům deštivější pluviály a
sušší interpluviály.
V období glaciálů docházelo v důsledku poutání vody v ledovcích k výrazným poklesům mořské
hladiny, naopak v interglaciálních obdobích, kdy byly průměrné teploty střední Evropy přibližně na
dnešní úrovni (mnohdy však i o 2 – 3 °C vyšší), hladina stoupala. Jednotlivá horská a kontinentální
zalednění mají své vlastní názvy, byť k nim došlo ve stejném období. Stejně tak mají své vlastní
pojmenování zalednění, k nimž došlo ve stejném čase v různých částech světa. Podmínky v Evropě
byly ovlivněny třemi rozsáhlými severskými kontinentálními zaledněními (elsterské, sálské a
wiselské) a pěti zaledněními horskými, pojícími se zejména k Alpám a Karpatům (donau, gunz,
mindel, riss, wurm). Posledním ústupem ledovců, k němuž došlo před 10 000 lety (tj. 8000 let př. n.
l.), vymezujeme počátek holocénu. Zda-li období střídání dob ledových a meziledových již skončilo,
nebo jen právě probíhá další interglaciál, je těžko říci. Víme, že klima mírně kolísá i v průběhu
holocénu. Od počátku holocénu až do období před asi 6000 let (tj. 4000 let př. n. l.) průměrná teplota
na Zemi postupně stoupala. Toto období dělíme na preboreál (klima se stává teplejší a vlhčí), boreál
(stále se otepluje, teploty jsou ve střední Evropě až o 2 °C vyšší než dnes, podnebí se stává sušší) a
atlantik (stále se otepluje, teploty jsou ve střední Evropě až o °4 C vyšší než dnes, klima získává
vlhký oceánický charakter). V následujícím období, které dělíme na epiatlantik, subboreál,
subatlantik a subrecent (existují však i jiná dělení) se v průměru o něco ochladilo a dochází již jen
k drobnému kolísání teplot., které trvá až do současnosti.
V předpolí kontinentálních ledovců se v závislosti na klimatických podmínkách tvořila vegetační
pásma tunder, stepí a tajgy. V Čechách té doby bychom nalezly tundru s ostrůvky tajgy.
V pohraničních horách se tvořily místní ledovce. V dobách meziledových pak byla studenomilná
vegetace nahrazována teplomilnějším rostlinstvem, které se šířilo z jižních oblastí. V Čechách rostly
převážně smíšené lesy. V důsledku klimatických změn se mění i květena v průběhu holocénu.
Kvartérní zalednění nebylo v historii Země jediné. Rozsáhlá zalednění známe ze spodního i
svrchního proterozoika, ordoviku a tzv. permokarbonu. Dokladem zalednění jsou různé glacigenní
útvary (kary, ledovcová jezera, morény aj.), uloženiny (např. tillity) a zvětraliny (např. spraše a váté
písky vznikající v periglaciální zóně).
Určování absolutního stáří
Výzkumem absolutního i relativního stáří minerálů, hornin a stratigrafických jednotek se zabývá obor
zvaný stratigrafie. Stratigrafie určuje jednak relativní stáří geologických těles a procesů (tzv. relativní
stratigrafie) a jednak jejich skutečné stáří (absolutní stratigrafie = geochronologie).
Nejdůležitější metodou měření absolutního stáří je radiometrická (= radiochronologická) metoda. Je
založena na skutečnosti, že rychlost rozpadu určitého radioaktivního izotopu je konstantní a nezávisí
na vnějších vlivech. Při vzniku horniny či minerálu krystalizací z magmatu či metamorfní krystalizací
se vytvoří soustava, v níž se nestabilní mateřské radioaktivní izotopy postupně rozpadají na stabilní
dceřiné izotopy. Rozpad mnohdy probíhá přes celou řadu meziproduktů. Vždy za stejnou dobu (tzv.
poločas rozpadu = T) se rozpadne přesně polovina výchozího množství mateřského izotopu. Stáří
soustavy je možno zjistit určením poměru obsahu příslušného mateřského a dceřiného izotopu
v hornině či minerálu. Je nutné přihlížet k tomu, zda část izotopů v minulosti ze zkoumaného vzorku
neunikla do okolí, což by ovlivnilo výsledek geochronologického testu.
Pro zjišťování stáří sedimentů lze radiometrickou metodu použít pouze nepřímo a to určením stáří
vulkanitů, které vznikly v době sedimentace a sedimenty jsou jimi prostoupeny. Stáří sedimentů se
proto určuje zejména na základě fosilních či paleomagnetických stop.
Pro určování stáří hornin mají největší význam izotopy s dlouhým poločasem rozpadu. Jedná se např.
o: U238 (T = 4,5 mld. let, rozpadá se přes meziprodukty na dceřiný izotop Pb206), U235 (T = 700
milionů let, rozpadá se přes meziprodukty na Pb207), Th232 (T = 14 mld. let, rozpadá se přes
meziprodukty na Pb208), Rb87 (T = 50 mld. let, rozpadá se na Sr 87) a zejména – díky přítomnosti
draslíku v mnohých minerálech (biotit, muskovit, K-živce atd.) – K40 (T = 1,33 mld. let, rozpadá se
ve stabilním poměru na Ca40 a Ar40). Metodou K40 je možno u metamorfovaných hornin stanovit
dobu poslední proběhlé metamorfózy, neboť do té doby vzniklý Ar40 je při silném zahřátí z horniny
vypuzen. Pro mladší geologická období lze s úspěchem použít izotopy s kratším poločasem rozpadu –
např. C14 (T = 5570 let, rozpadá se na N14). C14 se užívá pro stanovení stáří spadajícího do
posledních 50 tisíc let. C14 vzniká ve svrchních vrstvách atmosféry, vstupuje do cyklu uhlíku a skrze
CO2 se dostává do tkání a pevných částí rostlin a živočichů. Poměr C12 (neradioaktivní uhlík) a C14 je
v živých organismech konstantní (stejně jako v CO2, který přijímají). Po smrti se však díky rozpadání
C14 začne zvětšovat podíl C12. Na základě zjištění poměru C14 a C12 určíme stáří vzorku.
Určování relativního stáří
Relativním stářím rozumíme vzájemnou pozici geologických těles v čase. Zjišťujeme, zda určité
geologické těleso je starší nebo mladší než jiná tělesa. Pro stanovení relativního stáří vrstev a dalších
geologických těles byly propracovány dvě základní metody: metoda litostratigrafická
(litostratigrafie) a metoda biostratigrafická (biostratigrafie). Litostratigrafická metoda vychází při
určování relativního stáří z faktu, že v normálním vrstevním sledu jsou vrstvy uložené nahoře mladší
než vrstvy uložené pod nimi (tzv. zákon superpozice). V praxi však mnohdy bývá problematické určit,
zda se jedná o vrstevní sled normální či překocený. Biostratigrafická metoda studuje relativní stáří
sedimentů na základě jejich paleontologického obsahu. Je založena na druhém základním zákoně
stratigrafie – zákoně stejných zkamenělin. Ten říká, že ve vrstvách stejného stáří, usazených
v podobném prostředí, jsou obdobná společenstva zkamenělin. Stratigraficky nejhodnotnější jsou tzv.
vůdčí zkameněliny. Jsou to dobře rozlišitelné a snadno určitelné fosilní zbytky těch organismů, které
měly velké rozšíření geografické a velmi omezené rozšíření časové. U hornin vyvřelých nepřichází
využití biostratigrafie do úvahy, v horninách vzniklých metamorfózou sedimentů se však vzácně
mohou fosilie zachovat.
Paleomagnetismus
Během svého vzniku (tj. při tuhnutí, sedimentaci nebo metamorfóze) horniny získávají působením
magnetického pole Země magnetizaci, která v nich zůstává fixována. Z jejího směru a velikosti lze
zjistit směr a velikost pole, které ji vyvolalo, případně i orientaci dané části zemské kůry. Toho se
využívá (spolu se znalostmi návazností ložisek nerostných surovin, návazností areálů rozšíření
organismů, znalostmi principů deskové tektoniky apod.) při rekonstrukcích postavení jednotlivých
kontinentů v minulosti. Paleomagnetické záznamy se využívají také při stanovování stáří hornin.
Ze zachovaných magnetických záznamů vyplývá, že v geologické minulosti často docházelo
k putování magnetických pólů, které mnohdy přerůstalo až v inverze geomagnetického pole,
tj. obrácení polarity (magnetický sever se přesunul do oblasti geografického jihu). Jednotlivá období
s převažující polaritou v jednom směru označujeme jako paleomagnetické epochy. V současné době
panuje epocha zvaná Brunhes, jež začala před 800 000 lety a je charakterizována normálním
magnetickým chodem (magnetický sever odpovídá geografickému severu). Zpětně dokážeme určit
chování magnetického pole až do počátku prvohor, starší záznamy jsou již nejasné.
Určování paleoklimatu
Na charakter klimatu v jednotlivých geologických epochách můžeme usuzovat podle výzkumu tehdy
vzniklých sedimentů a tehdy žijící bioty.
Jiné sedimenty vznikají v teplém humidním klimatu - např. laterity či bauxit, další v podnebí teplém a
suchém - např. dolomity, rudé arkózovité uloženiny či evapority (sedimenty vzniklé odpařováním
mořské vody či slaných jezer). V humidním (teplém i chladnějším) klimatu vznikají ložiska uhlí. Na
přítomnost ledovců poukazují mj. uloženiny tillitů (zpevněné sedimenty budující morény) či
přítomnost spraší (sedimenty, jež vznikly vyvátím jemnozrnného materiálu z oblastí bez vegetačního
pokryvu - ledovcového předpolí nebo pouští).
Svědectví o charakteru podnebí v té které době podává i fosilizovaná fauna a flóra (může se jednat
třeba jen i o pylová zrna), která vykazuje adaptace na podmínky, ve kterých existovala. Některé
organismy jsou typické pro teplé podnebí (koráli, palmy), jiné pro podnebí chladné (srstnatý
nosorožec, dryádka), další organismy jsou adaptovány na vlhké prostředí atd. U dřevin lze charakter
klimatu vypozorovat i z přítomnosti letokruhů, která svědčí o sezónním střídání příznivých a
nepříznivých podmínek. Naopak dřeviny bez letokruhů rostly v celoročně příhodných podmínkách.
Teplotu pravěkých moří lze určit zkoumáním poměru izotopů O18/O16 ve vápnitých schránkách
tehdejších mořských organismů.
Desková tektonika
Teorie deskové tektoniky představuje v současnosti vedoucí ideu pojetí geologického vývoje zemské
kůry. Ve svých základech vychází z představ A. Snidera a později A. Wegenera. Vysvětluje
„stěhování“ kontinentů a vznik a zánik oceánů na základě pohybů jednotlivých částí litosféry.
Mechanismus pohybů je založen na segmentaci litosféry do litosférických desek ležících na plastické
astenosféře. Většina desek je budována jak kůrou kontinentálního tak oceánického typu, existují však i
desky čistě oceánické. Za hnací motor pohybu litosférických desek jsou považovány konvekční
proudy, které v astenosféře představují pravidelný termocirkulační systém. Konvekční proudy
vznikají v důsledku nerovnoměrného rozmístění teplot v zemském nitru. Tavenina o vysoké teplotě
stoupá v místech riftů k zemskému povrchu, postupně se ochlazuje a v oblastech subdukce opět klesá
do zemského nitra. Systém deskové tektoniky se zformovala asi před 900 miliony lety, patrně
v důsledku termických změn v zemském nitru. Rozhraní mezi jednotlivými deskami vyčleňujeme do
třech typů: rozhraní divergentní, konvergentní a neutrální.
Divergentní rozhraní nacházíme mezi deskami, jež se od sebe navzájem vzdalují. Toto rozhraní má
podobu riftů, ať už pevninských (východoafrický rift, bajkalský rift) či oceánických, vázaných na
středooceánské hřbety (středoatlantický, středoindický, východopacifický aj.). V místech
středooceánských hřbetů dochází k výlevům bazaltových láv, které budují novou oceánickou kůru.
Rifty jsou tedy místem zrodu a rozšiřování oceánů. Rychlost vzdalování desek kolísá od několika cm
do zhruba 17 cm (v některých částech východopacifického riftu až 25 cm) za rok. V důsledku
nerovnoměrného rozpínání riftů vznikají mnohdy velmi výrazné zlomové struktury – transformní
zlomy. Rifty vytvářejí celosvětový systém v délce okolo 80 000 km.
Konvergentní desková rozhraní nacházíme v místech, kde se jednotlivé desky přibližují a následně
střetávají. Jsou-li okraje střetávajících se desek tvořeny kůrou kontinentálního typu, dochází k tzv.
kolizi. Při střetu dochází k bočnímu stlačování sedimentačního prostoru (geosynklinály) mezi oběma
deskami. Zánik sedimentačního prostoru je spojen se vznikem pásemného pohoří. Modelovým
příkladem je střet indoaustralské a euroasijské desky v neogénu, při němž došlo k vyvrásnění a
výzdvihu Himálají. Vznikající pohoří mívají složitou příkrovovou a vrásovou stavbu s hojnými
projevy magmatismu a metamorfismu.
Na konvergentním rozhraní může též docházet k podsouvání jedné desky pod druhou. V případě, že
se podsouvá okraj desky tvořený oceánickou kůrou pod okraj desky tvořený kontinentální kůrou,
mluvíme o subdukci. Děj je doprovázen vznikem hlubokomořského příkopu, v němž se hromadí
sedimenty, které jsou následně pohřbívány v hlubinách Země. Sedimenty však také mohou být na
okrajích kontinentů seškrabávány a vrásněny. V důsledku podsouvání dochází na styku desek
k silnému tření, jež způsobuje častá zemětřesení. Klesající deska je postupně tavena a vzniklé magma
se dostává k povrchu. Při tom se tvoří rozsáhlé plutonické a vulkanické oblouky. Typickým příkladem
subdukce tohoto typu je rozhraní Jihoamerické desky a desky Nazca. Subdukčním rozhraním je i
oblast podsouvání oceánického okraje jedné desky pod oceánický okraj desky jiné. Opět vzniká
hlubokomořský příkop a vulkanický ostrovní oblouk. Tyto oblouky jsou charakteristické např. pro
západní část Tichého oceánu (Kurilské ostrovy, Marianské ostrovy, Kermadecké ostrovy). Vzácným
případem konvergentního rozhraní je nasouvání oceánické kůry na kůru kontinentální. Tato tzv.
obdukce byla popsána např. z Papuy.
Na neutrálním deskovém rozhraní dochází k horizontálním posunům, při kterých desky kloužou
vedle sebe. Pohyby jsou doprovázeny častým zemětřesením. Příkladem jsou např. pohyby
Severoamerické a Pacifické desky podél zlomu San Andreas. K obdobným pohybům dochází i podél
transformních zlomů.
Epeirogeneze
Epeirogeneze zahrnuje kolébavé (naklánění) či vertikální pohyby, jakož i prohýbání a vyklenování
částí zemské kůry, přičemž souvislost vrstev kůry není narušena. Pohyby však mohou být vázány na
již existující zlomy. Příčinou těchto pohybů je snaha jednotlivých částí kůry dosáhnout izostatickou
rovnováhu. V současné době dochází ke zdvihu pevniny např. ve Skandinávii či v oblasti Hudsonova
zálivu a to díky odlehčení kůry po ústupu ledovce. Naopak pokles pevniny je dnes patrný např. na
pobřeží Nizozemska či jižní Anglie. S epeirogenetickými pohyby se setkáváme jak v oblastech
kratonních (většinou se jedná o méně intenzivní pohyby, tak v oblastech mobilních zón, kde jsou
naopak mnohdy velmi markantní. Podle staršího pojetí se však epeirogenetické pohyby omezují jen na
kratonní oblasti, proti nim pak stojí pohyby orogenní v oblastech mobilních.
Izostatická rovnováha
Mechanismus izostatické rovnováhy je založen na existenci bloků zemské kůry, jež „plavou“ na těžší
plastické hmotě svrchního pláště. Porušení rovnovážného stavu endogenními (magmatismus,
vulkanismus) nebo exogenními procesy (denudace, sedimentace, zalednění) podmiňuje vznik
nerovnováhy, která je podle modelu G. B. Airyho kompenzována výstupem lehčích a poklesem
těžších ker zemské kůry.
Princip izostatického vyrovnávání vysvětluje i model J. H. Pratta. Ten předpokládá existenci bloků o
různé hustotě, jejichž spodní okraj leží ve stejné rovině. Bloky s větší nadmořskou výškou mají nižší
hustotu než bloky s menší nadmořskou výškou. Ani jedna z těchto teorií, které vznikly již
v předminulém století, neplatí bezvýhradně, proto jsou spolu navzájem kombinovány.
Vývoj mobilních zón
Mobilní zónou rozumíme oblast zemského povrchu (oceánickou či kontinentální) se zvýšenou
endogenní aktivitou. Časté jsou projevy tektoniky (vznik vrás a zlomů), magmatismu (vznik plutonů,
doprovodná vulkanická činnost) a metamorfismu. Mnohdy je to oblast vzniku nového či
přepracování již stávajícího pásemného pohoří. Mobilní zóny mají často podobu sedimentačních
pánví (mnohdy i planetárních rozměrů) – tzv. geosynklinál. Geosynklinály najdeme jak na dnech
oceánů, tak na kontinentech. Pro vznik nové kontinentální kůry (a tedy pro rozšiřování plochy
kratonů) mají význam zejména geosynklinály situované na dně oceánu v blízkosti hranic
litosférických desek. Celý proces vývoje geosynklinály – tzv. orogenetický cyklus – začíná
hromaděním sedimentů na jejím dně. S přibývajícím množství sedimentů (mocnost řádově tisíce
metrů) dochází k poklesu geosynklinály podél hlubinných zlomů. Klesání (stejně jako následné fáze
cyklu) bývá doprovázeno metamorfózou sedimentů a vulkanismem. V následující fázi – vlastní
orogenezi (= výzdvihu horstva) – dochází vlivem bočních tlaků (způsobených třeba pohybem
litosférických desek) k vyvrásnění a výzdvihu+) sedimentů. Proces je ve svrchních vrstvách
doprovázen vznikem různých typů vrás, příkrovů a zlomových struktur, v hlubších částech dochází
k metamorfismu a rozsáhlému granitoidnímu plutonismu. Plutony tvoří jádro vrásového pohoří, které
může být časem díky postupné denudaci obnaženo. Při okrajích vrásového pohoří se tvoří pánve,
v nichž dnes často nacházíme akumulace uhlí, solí či ropy (např. Apalačská pánev, Doněcká pánev,
Hornoslezská pánev, Vídeňská pánev aj.). Orogeneze je dlouhodobý pochod trvající i desítky milionů
let. Dělí se v řadu dílčích maxim (fází) střídaných obdobími relativního klidu. Jednotlivé fáze pak
probíhají v různých oblastech mobilní zóny v různou dobu. Celý orogenetický cyklus je završen tím,
že se oblast nově vzniklého pásemného pohoří konsoliduje a začne převládat jeho denudace. Některé
části se však konsolidují až během dalšího orogenetického cyklu, v rámci něhož jsou nejprve
přepracovány (např. převrásněny). Než dojde ke konsolidaci původně mobilní oblasti, může v ní
proběhnout i několik orogenetických cyklů a celý vývoj pak trvá i stamilióny až miliardy let. Vývoj
prekambrických mobilních zón byl obecně delší, než tomu bylo v mobilních zónách fanerozoických.
) Při výzdvihu se uplatňují i mechanismy založené na principu izostatické rovnováhy;
Výzdvih nemusí být s vrásněním synchronní. Např. Karpaty byly vrásněny již od druhohor, ale
k jejich výzdvihu došlo až koncem třetihor.
+
Orogenetický cyklus
Termínem orogenetický cyklus můžeme mít na mysli: 1) celkový vývoj jedné mobilní zóny od fáze
sedimentační až po závěrečnou konsolidaci; 2) můžeme ho vztahovat i k vývoji několika mobilních
zón v různých částech Země v určitém časovém období. Mluvíme např. o alpínském orogenetickém
cyklu (cykly jsou nazývány podle konsolidující orogeneze), ale orogenetické cykly máme na mysli
vlastně dva - v mobilní zóně středomořské (Alpy, Kavkaz, Himálaje aj.) a mobilní zóně tichooceánské
(Kordillery, Andy, Kamčatka aj.). V tomto případě by bylo lepší nahradit termín orogenetický cyklus
např. pojmem tektonomagmatická etapa, v rámci níž probíhaly v jednotlivých mobilních zónách
orogenetické cykly (ve smyslu bodu 1). Obdobné problémy jsou i s užíváním pojmu orogeneze a
mnoha dalších termínů, jež nejsou přesně definovány, nebo jsou nahrazovány řadou synonym.