Jozef Klembara, Evolúcia ekosystémov, Univerzita Komenského v Bratislave
O. Kumpera, Z.Vašíček, Základy historické geologie a paleontologie
J. Dvořák, B. Růžička, Geologická minulost Země
http://www.trilobites.info/
http://www.alaunwerk.de/guide3.htm
http://www.barrandien.cz/
http://skole.trondheim.kommune.no/rosten/fag/naturfag/utvikling/kambrium.htm
http://www.portalsaofrancisco.com.br/alfa/ceratopsideos/triceratops.php
Joseph G. Mečet, Trond H. Torsvik, The making and unmaking of a supercontinent: Rodinia revisited
http://geo-evropa.upol.cz/temata/geologie/
http://theprehistoricworld.blog.cz/1006/trias
http://www.meteo-maarssen.nl/pk_02.html
http://www.giobioobrazky.ic.cz/geologie.htm
http://historiezeme.sweb.cz/
http://departments.fsv.cvut.cz/k135/wwwold/webkurzy/rg/regionalka.html
http://pruvodce.geol.cechy.sci.muni.cz/regionalni_geol/geologie_CM.htm#kap1
http://www.geology.upol.cz/paleogeografie.html
I. Chlupáč a kol., Geologická minulost České republiky, Academia 2002
J. Zimák, Mineralogie a petrografie, UP v Olomouci 1998
A. Bajer, J. Matyášek, K. Rejšek, M. Suk, Petrologie, Masarykova univerzita v Brně, Brno 2004
http://astronomia.zcu.cz/planety/zeme/1948-stavba-nitra-zeme
http://www.sci.muni.cz/~herber/
http://www.ig.uit.no/webgeology/
http://geologie.vsb.cz/
http://atlas.horniny.sci.muni.cz/
http://www.zatlanka.cz/vyukove-materialy/zemepis/litosfera_typy_pohybu_desek.html
http://keith-travelsinindonesia.blogspot.com/2010/09/why-are-there-so-many-volcanoes-here.html
http://www.litosfera.chytrak.cz/3.html
L. Čepek, Hlubiny země, Praha 1964
J. Kalvoda, O. Bábek, R. Brzobohatý, Historická geologie, Olomouc 1997
http://www.jindrichpolak.wz.cz/encyklopedie/abc/sopka.php
http://www.youtube.com
B. Bouček, O. Kodym, Geologie I.díl Všeobecná geologie, Praha 1954
J. Karásek, Základy obecné geomorfologie, Brno 2001
Digg  Sphinn  del.icio.us  Facebook  Mixx  Google  BlinkList  Furl  Live  Ma.gnolia  Netvouz  NewsVine  Pownce  Propeller  Reddit  Simpy  Slashdot  Spurl  StumbleUpon  TailRank  Technorati  TwitThis  YahooMyWeb
 

stránky v rekonstrukci

 

Metamorfní zónografie

Metamorfní stupeň závisí na maximální teplotě, jíž byla hornina v průběhu metamorfózy vystavena. Podle vzrůstající teploty lze rozlišit čtyři metamorfní stupně: velmi nízký stupeň (200 - 350°C), nízký stupeň (350 - 550°C), střední stupeň (550 - 650°C) a vysoký stupeň (nad 650°C). Uváděné teplotní hranice jsou však pouze relativní, protože jejich výše i rozmezí jsou významně ovlivňovány působícím tlakem.
Metamorfní zóna. Základem teorie metamorfních zón je představa, že rozložení metamorfní intenzity bylo v každém terénu nerovnoměrné a lze je rekonstruovat na základě dnešního minerálního složení hornin. Metamorfní zóna je tak definována prvním výskytem tzv. indexového minerálu, vzniklého při metamorfóze po dosažení určitých teplotních a tlakových podmínek na úkor dříve stabilních minerálních asociací.

Metamorfní facie je definována na základě přítomnosti stabilní, prostorově omezené minerální asociace a s ní spojených typických hornin, na jejichž základě lze odhadovat teplotní a tlakové podmínky, za kterých došlo k metamorfóze a následně rekonstruovat jak výchozí chemické složení hornin, tak i stupeň jejich přeměny.

Z hlediska metamorfního stupně můžeme obvykle metamorfózu klasifikovat jako slabou, střední a silnou. U regionálně metamorfovaných hornin použil toto dělení jako jeden z prvních švýcarský petrograf U. Grubenmann (1850-1924), který pro označení uvedených metamorfních stupňů použil pojmy epizonální, mezozonální a katazonální. V souvislosti s nimi vyčlenil Grubenmann tři metamorfní zóny: epizónu (zóna nejslabší přeměny), mezozónu (zóna střední intenzity přeměny) a katazónu (zóna nejsilnější přeměny). V původní Grubenmannově koncepci (1904) byly tyto zóny spojovány s hloubkou metamorfního prostředí vyjadřovanou v délkových jednotkách. V současném pojetí jsou již Grubenmannovy zóny definovány výhradně na základě termodynamických podmínek.

Epizóna je charakteristická velmi nízkou teplotou a slabým tlakem nadloží, který může i chybět, působí zde však velmi silný tlak orientovaný. V této metamorfní zóně vznikají minerály, z nichž za daných termodynamických podmínek jsou stabilní zejména hydratované silikáty, jako je muskovit, mastek, chlorit, epidot a aktinolit. Horní teplotní hranicí jejich vzniku se pohybuje přibližně kolem 500°C. Z hornin jsou pro podmínky epizóny charakteristické fylity, kvarcity, chloritové, mastkové, sericitové a zelené břidlice.

Pro metamorfní podmínky mezozóny je typická stoupající teplota a tlak nadloží. Horní teplotní hranice leží kolem 650°C. Orientovaný tlak může být stále ještě vysoký nebo již klesá zhruba do středních hodnot. Z minerálů se zde běžně vyskytují biotit, muskovit, staurolit, kyanit, antofylit, obecný amfibol, almandin a kyselé plagioklasy. Nejtypičtější horninou vznikající v podmínkách mezozóny je svor a epidotový amfibolit, za specifických podmínek se mohou vytvářet i dvojslídné nebo granátové ruly. Při kontaktní metamorfóze odpovídají mezozóně střední části kontaktního dvora.

Katazóna se vyznačuje vysokou teplotou a při regionální metamorfóze i velmi vysokým tlakem nadloží. Při kontaktní metamorfóze může být tlak i slabý. Z typických minerálů se tvoří ortoklas, bazické plagioklasy, andalusit, sillimanit, cordierit, granáty a pyroxeny. Metamorfním podmínkám katazóny odpovídají biotitové, sillinanitové a cordieritové ruly, granulity, eklogity, krystalické vápence a kontaktní rohovce.
Grubenmannovo dělení bylo celosvětově rozšířené zejména v období mezi oběma světovými válkami. V současnosti již bylo postupně nahrazeno dalšími klasifikacemi, založenými např. na indexových minerálech nebo principu metamorfních facií.

Jednou z prvních klasifikací metamorfovaných hornin vycházející z principu indexových minerálů je dělení G. Barrowa (1893, 1912), které následně upřesnil C. E. Tilley (1925). Vzniklo na základě geologických a petrografických studií hornin v oblasti Dallardian ve Skotsku. Barrow zjistil, že v závislosti na stoupajícím stupni metamorfózy se v metapelitech začínají objevovat nové nerosty metamorfního původu, které označil jako tzv. indexové minerály. Jejich přítomnost vždy charakterizuje určitou metamorfní zónu (metamorfní podmínky). Každá zóna je příslušným indexovým minerálem určována do doby, pokud se v ní neobjeví indexový minerál ze zóny následující. Indexové minerály se mohou chovat jako stabilní i v zónách metamorfně vyšších, nikdy však nejsou přítomny v zónách nižších metamorfních stupňů.

Ve směru rostoucí intenzity metamorfózy jsou rozlišovány následující metamorfní zóny:
• Zóna klastických slíd představuje zónu, v níž horniny ještě nejsou metamorfovány a kde lze sledovat pouze přítomnost slíd klastického původu.
• Zóna chloritová. Jako vůdčí minerál se zde objevuje novotvořený chlorit, vytvářející v hornině větší zrna nebo drobné čočkovité shluky. Mimo něj se může vyskytovat křemen a již makroskopicky identifikovatelné porfyroblasty albitu. Hlavními horninami chloritové zóny jsou chlorit-sericitové břidlice s variabilním poměrem chloritu, sericitu a dalších minerálů. Svým celkovým charakterem odpovídají tyto horniny našim fylitickým břidlicím až fylitům.
• Zóna biotitová začíná tam, kde se v původních pelitických horninách začíná objevovat biotit. Vzniká složitými reakcemi na úkor chloritu, sericitu a rudního pigmentu. Se stoupajícím stupněm metamorfózy narůstá jeho kvantitativní zastoupení a zvětšují se jeho rozměry. Místy může v hornině vytvářet i větší porfyroblasty. Kromě biotitu je stále stabilní chlorit a sericit, opět se vyskytuje křemen a albit. V závěru biotitové zóny se může v horninách objevovat granát s významným podílem spessartinové komponenty, odlišný od granátu následující metamorfní zóny. Hlavními horninami biotitové zóny jsou fylity.
• Zóna almandinová začíná prvním výskytem granátu, jehož složení je blízké almandinu s určitým podílem spessartinové složky. Tvoří se na úkor chloritu, biotitu a zčásti i magnetitu. Mimo granátu jsou součástí hornin almandinové zóny muskovit, biotit, křemen a albit, oproti biotitové zóně dosahují s postupující rekrystalizací pouze větších rozměrů. Chlorit v almandinové zóně postupně mizí. Horniny mají na počátku almandinové zóny charakter fylitů, postupně však přecházejí do svorů.
• Zóna staurolit-kyanitová. V metapelitech skotské vysočiny byl staurolit zaznamenán dříve než kyanit. Jeho přítomnost souvisí nejen s fyzikálně chemickými faktory metamorfózy, ale závisí i na chemickém složení protolitu. Se staurolitem bývá spojen výskyt granátu, muskovitu, biotitu, křemene a kyselého plagioklasu (albit až kyselý oligoklas). S ohledem na úzké pole stability se místo staurolitu může tvořit kyanit + almandin. Horninami charakteristickými pro staurolit-kyanitovou zónu jsou svory.
• Zóna silimanitová představuje nejvyšší stupeň regionální metamorfózy pelitických sedimentů. Sillimanit tvořící shluky drobných jehliček se vyskytuje v asociaci s biotitem, draselným živcem, plagioklasem, křemenem, popř. i s granátem a cordieritem. Kromě sillimanitových až biotit-sillimanitových rul vznikají v této nejvyšší metamorfní zóně také ruly cordieritové.

Barrow-Tilleyho zónografie je platná pro oblast skotské vysočiny. Jak bylo zjištěno pozdějšími výzkumy v oblasti Buchan ve Skotsku, mohou při odlišném složení výchozích hornin nebo při jiném termodynamickém režimu vznikat i odlišné indexové minerály a rovněž sled metamorfních zón může být zčásti rozdílný.

Princip metamorfní facie zavedl do literatury na základě pozorování metabazitů finský petrograf P. Eskola a v 70. letech 20. století jej upravil novozélandský geolog F. J. Turner. Eskolova koncepce vychází z teze, kterou formuloval již ve své práci v roce 1915:
Jestliže hornina určité metamorfní formace dosáhla při metamorfóze za konstantních teplotních a tlakových podmínek chemické rovnováhy, pak je její minerální složení určováno pouze jejím složením chemickým.
Horniny, které se vytvořily za stejných fyzikálních podmínek je tak možné považovat za určitou charakteristickou skupinu, která je dobře odlišitelná od skupin, vzniklých za podmínek zcela odlišných. Pro tyto geneticky samostatné skupiny metamorfovaných hornin zvolil Eskola označení „metamorfní facie“. K téže metamorfní facii patří všechny horniny, které vznikly za stejných teplotních a tlakových podmínek, a to bez ohledu na jejich chemické složení.
Pro regionální metamorfózu rozlišil Eskola v závislosti na zvyšující se teplotě a tlaku sedm metamorfních facií s typickými minerálními asociacemi:

• Zeolitová facie je facií s nejnižším teplotním stupněm, která probíhá jako první metamorfní reakce při metamorfóze pohřbením. Horniny v této fázi prodělávají jen rekrystalizaci za nízkých teplot. Facie odpovídá teplotám okolo 50 až 150 °C v rozmezí hloubky 1 až 5 km (tlak kolem 100 MPa). Základní minerální asociaci metabazitů reprezentuje křemen a zeolit (např. wairakit, heulandit, analcim, laumontit a stilbit).
V metapelitech tvoří typickou řadu indexových minerálů muskovit, chlorit, albit a křemen.
• Facie prehnitová a pumpellyitová představuje opět facii typickou pro metamorfózu pohřbením. Typickými minerály jsou zde prehnit a pumpellyit. Oproti zeolitové facii potřebují tyto indexové minerály ke svojí stabilitě o něco vyšší tlak a teplotu, ale často se mohou vyskytovat i v zeolitové facii. Indexové minerály metapelitů tvoří muskovit, chlorit, albit a křemen.
• Facie zelených břidlic odpovídá stále facii relativně nízkých metamorfních teplot (250-400ºC) a nízkého tlaku (200-400 MPa). Facie je charakteristická přítomností minerální asociace chlorit + albit + epidot (zoisit) + křemen ± aktinolit. K nejrozšířenějším horninám vznikajícím za těchto termodynamických podmínek patří fylity a zelené břidlice.
• Glaukofanitová facie. Fyzikální podmínky hornin vzniku glaukofanitové facie se přibližují podmínkám facie zelených břidlic. Jde opět o nízké metamorfní teploty (200-300ºC), které jsou však doprovázeny výrazně vyššími lokálními tlaky (500-1300 MPa). Indexové minerály této facie reprezentují alkalické amfiboly s významnou převahou glaukofanu, lawsonit, epidot, albit, chlorit, granát, křemen a kalcit. Výskyt glaukofanických hornin (označovaných často jako modré břidlice) je nejčastěji spojován se subdukčním rozhraním litosférických desek. Rychlé ponořování některých desek do velkých hloubek způsobuje rychlý růst tlaku za relativně nižších teplot. Postupné zvyšování teploty vyvolává v horninách mineralogické změny, jako je stabilizace granátu v železem bohatých sedimentech nebo stabilizace klinopyroxenu v metabazitech, které jsou chudé na hliník. Glaukofanické horniny vznikají nejčastěji z bazických vulkanitů a jejich tufů a bývají často sdruženy s fylity a svory.
• Amfibolitová facie se obvykle rozděluje na tři subfacie, které odpovídají staurolit-kyanitové a sillimanitové zóně Barrow-Tilleyho klasifikace. Teplota navazuje na nejvyšší teploty facie zelených břidlic (350-450ºC) a končí v blízkosti teploty 700ºC, popř. i výše. Také celkový tlak je vyšší než ve facii zelených břidlic a pohybuje se kolem 450-800 MPa. Relativně vysoký je i tlak H2O, který podporuje vznik amfibolů a slíd. Typickou minerální asociaci metabazitů tvoří oligoklas až andezín, obecný amfibol, epidot, chlorit a křemen. S nárůstem teploty k přibližně 550 °C zaniká poslední chlorit. Při teplotě 600 °C mizí i epidot a na jejich úkor vzniká granát s převahou almandinové složky, který bývá častý zejména v metamorfních ekvivalentech pelitických hornin. Za vysokých teplot může docházet ke krystalizaci klinopyroxenu. Typickými horninami vznikajícími v podmínkách amfibolitové facie jsou amfibolity.
• Granulitová facie odpovídá teplotám 700-850°C a tlakům 500-1000 MPa. Za nižšího tlaku patří k převládajícím minerálům plagioklas, klinopyroxen a ortopyroxen. S narůstajícím tlakem se typickou minerální asociací stává granát s podílem almandinové, pyropové a grossularové složky, plagioklas a klinopyroxen. K charakteristickým horninám této facie patří pyroxenové granulity.
• Eklogitová facie. Horniny této facie vznikají převážně z mafických metamorfovaných hornin. Při jejich vzniku se předpokládá působení mimořádně vysokého tlaku (1000-1400 MPa) a teplot pohybujících se v rozmezí 300-800 ºC, místy však dosahujících až 1700 ºC. Minerální asociace této facie jsou tvořeny jen malým počtem fází, což má za následek, že zde probíhá jen málo kontinuálních reakcí. Jejich absence tak neumožňuje v mnoha případech stanovit přesné tlaky, které ke vzniku příslušné minerální asociace vedly.
V této metamorfní facii již není stabilní plagioklas. Základními indexovými minerály jsou pyroxen (omfacit) + granát s vysokým podílem grossularové složky. Kromě obou uvedených minerálů může být v horninách této facie přítomno také menší množství křemene, kyanitu, enstatitu a diopsidu.

Kontaktní metamorfózu charakterizují v Eskolově pojetí čtyři metamorfní facie:
• Facie albit-epidotických rohovců. Podmínky této facie jsou splněny ve vnější části kontaktního dvora. Facie je spojena s velmi nízkými teplotami a tlaky, během kterých dochází ke stabilizaci albitu a epidotu. Teplotně lze tuto facii přirovnat k facii zelených břidlic s nimiž obsahuje i shodné minerální asociace.
• Facie amfibolických rohovců vzniká za podobného tlaku jako facie albit-epidotických rohovců, ale dochází u ní k pozvolnému nárůstu teploty. Zahrnuje silněji metamorfované horniny ze střední části kontaktního dvora.
• Facie pyroxenických rohovců reprezentuje nízkotlakou facii, projevující se dalším narůstáním teploty. Její podmínky jsou splněny ve vnitřní části kontaktního dvora. Podobně jako v granulitové facii i zde je charakteristickým minerálem ortopyroxen, k dalším typomorfním minerálům této metamorfní facie patří andalusit, cordierit, korund, biotit, ortoklas a spinel.
• Sanidinitová facie představuje facii, v níž panují velmi nízké tlaky, doprovázené extrémně vysokými teplotami, které místy vyvolávají parciální tavení hornin a vznik skla. Do této facie spadají produkty žárové metamorfózy. Vzhledem k nízkému tlaku těkavé složky při metamorfóze rychle unikají a reakce tak probíhají do značné míry zasucha (reakce v pevném stavu). V této facii se objevují jednak minerály, které v předešlých faciích nejsou zastoupeny (např. cristobalit, tridymit), jednak nerosty facií předchozích (cordierit, diopsid, forsterit, wollastonit, kalcit). Nejpestřejší minerální asociace vznikají zpravidla v místech, kde výchozími horninami byly vápence s příměsí SiO2 a MgO.
 
Prohlášení o Cookies |
Name
Email
Comment
Or visit this link or this one