Gymnázium a Střední odborná škola pedagogická, Čáslav, Masarykova 248 M o d e r n í b i o l o g i e 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. CO 2 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 Fe 2 O 3 ). 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, H 2 S, CO 2, CH 4 aj.). Od pozdního archeozoika postupně v oceánu důsledkem zvětrávání vulkanitů v atmosféře bohaté na CO 2 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 CO 2 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.