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

 

Obecné informace

Hlavní faktory metamorfózy

Hlavními činiteli při metamorfóze jsou teplota, tlak (všesměrný – hydrostatický a orientovaný – stress), čas, mechanické vlastnosti výchozích hornin a chemická aktivita plynů, par a roztoků. Při metamorfních procesech se všechny uvedené faktory nemusí vždy nutně uplatňovat a nemusí také působit vždy se stejnou intenzitou. Z tohoto důvodu nacházíme mezi metamorfity celou řadu přechodů, a to od silně metamorfovaných typů až po horniny, které se svým petrografickým charakterem prakticky blíží horninám výchozím.

Teplota

Zvýšená teplota má při metamorfóze zpravidla rozhodující význam. K jejím hlavním zdrojům patří tepelná energie, která je do zemské kůry přiváděna z vnitřních částí Země (zemského pláště) prostřednictvím magmat a magmatických fluid. Podíl tohoto druhu energie na celkovém tepelné bilanci zemského tělesa je relativně značný a odhaduje se asi na 40 – 60 %. Druhým základním zdrojem tepla je tepelná energie, která se v zemské kůře uvolňuje rozpadem radioaktivních prvků, především U a Th. O jeho uplatnění svědčí skutečnost, že metamorfity již obsahují podstatně menší množství přirozených radionuklidů než jejich nemetamorfované ekvivalenty. Podíl tohoto zdroje se odhaduje asi na 50 %, podle některých teorií však může dosahovat až 95 %.

K sekundárním tepelným zdrojům patří slapové tření, teplo vznikající v zemské kůře přeměnou energie, exotermické reakce a vliv sluneční energie. Slapové tření vzniká při deformacích Země přitažlivými silami okolních planet sluneční soustavy, zejména pak Slunce a Měsíce. K přeměně mechanické energie v tepelnou dochází v důsledku tření hmot v souvislosti s pohyby v zemské kůře. Jde např. o tření na plochách diskontinuity, tření vyvolané pohybem kontinentálních ker nebo tření, k němuž dochází při deformaci hornin. Podle některých teoretických výpočtů může toto teplo vyvolat celkové prohřátí 3 km mocné vrstvy o 30-80 ºC. Exotermické reakce hrají důležitou úlohu v nízkých stupních metamorfózy a při retrográdní metamorfóze. Představa o metamorfním uplatnění sluneční energie se opírala o chybné hodnocení termického efektu při reakci přeměny kaolinitu na sillimanit. Podle současných poznatků se převážná část sluneční energie od zemského povrchu odráží a vrací se zpět do vesmíru.
Při kontaktní metamorfóze je teplota závislá na teplotě magmatu, velikosti intruze a vlastní teplotě horniny před intruzí.

Teplota se při metamorfóze uplatňuje mnohostranným způsobem. Teplotní faktor určuje v prvé řadě stupeň metamorfózy. Teplota způsobuje vznik teplotních gradientů a ovlivňuje tak migraci látek. Ovlivňuje jak pevnou, tak i fluidní fázi, způsobuje rekrystalizaci a vznik nových, za daných podmínek stabilnějších minerálů a vyvolává fázové přeměny minerálů již existujících.
Teplotní interval, v jehož hranicích probíhají typické metamorfní procesy, se pohybuje mezi 300-400 ºC a 700-900 ºC. Pod hranicí 300ºC metamorfóza neprobíhá buď vůbec, nebo jen velice pomalu. Spodní i horní hranici metamorfózy ovlivňuje především chemické složení hornin a tlak. V případě spodní hranice se navíc uplatňuje i časový faktor, tj. doba trvání metamorfního procesu.
Teplota jako jeden z hlavních faktorů metamorfózy se podílí především na procesech, vedoucích ke vzniku novotvořených minerálů. Zvyšuje rychlost chemických reakcí, zvyšuje schopnost rekrystalizace horniny a působí jako faktor, který řídí a ovlivňuje vznik příslušných minerálních asociací. V podmínkách stoupající teploty probíhají významné endotermické reakce, doprovázené procesy dehydratace a dekarbonatizace minerálů.

Tlak

Celkový tlak, který na horninu při metamorfóze působí, představuje souhrn různých tlaků, případně jejich složek. K nejvýznamnějším z nich patří tlak nadloží (tlak hydrostatický, litostatický), tlak orientovaný (směrný, stress) a tlak fluid. Tlakové účinky obecně směřují proti působení teploty. Jestliže stoupající teplota brání slučování vody a CO2, rostoucí tlak naopak znemožňuje rozklad minerálů na vodu a CO2. Růst teploty podporuje podobně krystalizaci minerálů s méně kompaktní strukturou, při zvýšeném tlaku se tvoří minerály se strukturami kompaktními.

Tlak nadloží vzniká jako důsledek zatížení horniny při metamorfóze sloupcem hornin v jejím nadloží. Při průměrné hustotě hornin kontinentální kry (2,7-2,8 g/cm3) narůstá od povrchu zhruba lineárně o 25-30 MPa na 1 km hloubky. V hloubce 10 km tak působí tlak kolem 260 MPa, ve 35 km asi 1000 MPa a v 50 km 1500 MPa. Experimentálně bylo stanoveno, že tlak nadloží může při metamorfóze dosahovat hodnot kolem 2800-2900 MPa. Ukazuje se tak, že velikost tohoto tlaku není limitována pouze hmotností nadloží, ale závisí rovněž na velikosti parciálních tlaků vodních par a CO2, souvisejících s dehydratací a dekarbonatizací minerálů.

Orientovaný tlak souvisí s tektonickými pochody. Na rozdíl od tlaku nadloží jeho účinek směrem do podloží klesá, takže v hloubkách nad 10 km se jeho vliv již prakticky neprojevuje. Orientovaný tlak se skládá ze složky střihové, způsobující střižné pohyby a složky litostatické, vyvolávající stlačování hornin. Orientovaný tlak zvyšuje rozpustnost minerálů a vyvolává kataklázu hornin, což usnadňuje cirkulaci roztoků v horninovém systému a následnou rekrystalizaci jeho horninotvorných minerálů.
Orientovaný tlak neovlivňuje fázové rovnováhy, může bezprostředně řídit charakter vznikajících minerálních asociací. V zónách, které jsou zasaženy orientovaným tlakem, vznikají ve stejných horninách odlišné druhy minerálů s vyšší hustotou, než v zónách tímto tlakem nepostižených.
Orientovaný tlak má zásadní význam při formování strukturních a texturních znaků metamorfovaných hornin. V podmínkách nižších stupňů metamorfózy (facie zelených břidlic) vznikají za spolupůsobení orientovaného tlaku a teplotního faktoru textury s charakteristickou zákonitou orientací minerálů, označované jako foliace a lineace. Hlavní příčinou vedoucí k jejich vzniku je zvýšení rozpustnosti ve směru působícího orientovaného tlaku (tlakové rozpouštění) a následný přednostní růst ve směru na tlak kolmém.
Tlak fluid představuje souhrn tlaků jednotlivých složek fluidní fáze:
Pf = PH2O + PCO2 + PH + PO + P(S,B,F… aj.)
Původně se předpokládalo, že tento tlak je shodný s tlakem nadloží a nebyl tak samostatně odlišován. Experimentálně bylo potvrzeno, že jeho velikost však nemusí na celkovém tlaku záviset a může tak představovat jeden ze základních faktorů metamorfózy.

Při regionální metamorfóze je tlak fluid roven tlaku nadložního sloupce fluid a má tak hydrostatický charakter. Vzhledem k hustotě je poněkud nižší než tlak nadložních hornin. U horninových systémů otevřených pro fluidní fázi ovlivňuje teplotu reakcí. V sušších horninách tak vznikají minerální asociace odpovídající vyšším stupňům metamorfózy dříve než v horninách vodou bohatších. Při stoupající metamorfóze zvyšuje tlak fluid celkový tlak.

Celkový tlak má společně s teplotou zásadní význam pro celkový charakter metamorfních pochodů. Určuje oblast stability typických metamorfogenních minerálů, ovlivňuje rozpustnost, aktivitu složek fluidní fáze a objemové změny pevné fáze při její rekrystalizaci. S rostoucím celkovým tlakem dochází ke zmenšování objemu hornin a tím i ke zmenšování možnosti látkové migrace.

Čas

Doba trvání metamorfních podmínek umožňuje jednu ze základních charakteristik hlavních druhů metamorfózy.
Šoková metamorfóza trvá jen krátce. Ve většině případů jde o setiny vteřiny (atomový výbuch, seismická činnost, dopad kosmických těles), dny nebo několik málo let (kontaktní působení efuzív).
Při kontaktní metamorfóze závisí doba působení na velikosti magmatického tělesa, na tepelné vodivosti hornin a jejich výchozí teplotě. S ohledem na vzdálenost magmatické taveniny se tak doba potřebná pro kontaktní metamorfózu může pohybovat v řádu dnů až desítek tisíc let.
V případě regionální metamorfózy se celková doba trvání metamorfního procesu uvádí na 20 až 30 miliónů let, u starších orogénů pak kolem 100 miliónů let.

Mechanické vlastnosti výchozích hornin

Mechanické vlastnosti ovlivňují průběh metamorfních přeměn do nejvyšších metamorfních stupňů.
Stavba hornin ovlivňuje vznik foliace nebo hornin strukturně celistvých. Z hornin původně blízkých se tak mohou vytvářet druhy s odlišnou geologickou pozicí.
Velikost zrna mívá při metamorfóze obvykle inverzní vliv. Jemnozrnné výchozí horniny se tak po rekrystalizaci stávají hrubozrnnější. Velikost zrna bývá při metamorfóze negativně ovlivňována přítomností příměsí.
Pórovitost hornin usnadňuje látkovou migraci a zvyšuje možnost zachování pórových fluid do vyšších metamorfních stupňů.
Hustota hornin při metamorfóze závisí na nově vznikajících minerálech a je odrazem působení celkového tlaku. Postupně se zvyšuje do středních metamorfních stupňů a poté opět klesá.

Chování a význam fluidní fáze při metamorfóze

Fluidní fáze ovlivňuje při metamorfóze fázové rovnováhy, umožňuje přenos teploty a tlaku, má zásadní význam při migraci látek a zprostředkování chemických reakcí. Její přítomnost může měnit izotopické a chemické složení horniny. Fluidní fázi reprezentuje řada prvků a sloučenin, jako jsou např. H2O, CO2, O2, H2, F2, N2, CH4 a S. K nejdůležitějším z nich patří voda a CO2.
Zdrojem vody při metamorfóze může být voda vázaná v pórech nemetamorfovaných hornin nebo v inkluzích, voda vázaná v hydratovaných minerálech, voda pocházející z hlubších metamorfních zón a vystupující juvenilní voda související s chladnoucími magmatickými roztoky. Vodní pára zvyšuje v průběhu metamorfózy tlak a zesiluje její průběh. Voda současně působí jako chladící médium, takže minerální asociace typické pro vyšší metamorfní stupně mohou vznikat již za relativně nižších teplot. Voda zvyšuje rekrystalizační schopnost minerálů v metamorfním procesu, vystupuje jako aktivní rozpouštědlo chemických sloučenin, které se podílejí na chemických reakcích a zajišťuje vynášení a přenos mobilnějších látek.
Parciální tlak CO2 se uplatňuje zvláště při metamorfóze hornin obsahujících karbonáty a vzrůstá směrem do hloubky úměrně s jejich stoupající dekarbonatizací.
 
Prohlášení o Cookies |
Name
Email
Comment
Or visit this link or this one