Statika

UČEBNÍ TEXTY VYSOKÝCH Š KOL 

Vysoké uč ení technické v Brně Fakulta stavební 

Prof. RNDr. Milena Š amalíková, CSc. 
RNDr. Jiří Locker 
RNDr. Pavel Pospíšil 



GEOLOGIE 

Uč ební texty pro studenty kombinovaného a denního studia 
Electronic publishing ústav geotechniky FAST VUT v Brně 
ÚVOD ..........................................................................................................................5 
Význam geologie pro stavební inženýry..................................................................5 
Definice a základní pojmy........................................................................................6 
VŠ EOBECNÉ POZNATKY O ZEMI.........................................................................7 
SUBDUKČ NÍA RIFTOVÉ ZÓNY.............................................................................9 
ROZDĚLENÍ HORNIN.............................................................................................11 
STÁŘÍ HORNIN V ZEMSKÉ KŮŘE.......................................................................12 
HORNINY MAGMATICKÉ .....................................................................................14 
Vznik magmatických hornin..................................................................................14 
Textury magmatických hornin...............................................................................14 
Minerály magmatických hornin.............................................................................18 
Klasifikace magmatických hornin..........................................................................18 
Přehled magmatických hornin................................................................................20 
Hlubinné horniny................................................................................................20 
Žilné horniny......................................................................................................22 
Výlevné horniny.................................................................................................23 
HORNINY SEDIMENTÁRNÍ..................................................................................27 
Vznik sedimentárních hornin.................................................................................27 
Sedimentační prostředí...........................................................................................27 
Textury sedimentárních hornin ..............................................................................29 
Textury klastických sedimentárních hornin.......................................................29 
Charakter pojiva zpevněných klastických sedimentů........................................30 
Tvar zrn klastických sedimentárních hornin......................................................31 
Textury chemogenních a organogenních usazených hornin..............................32 
Minerály sedimentárních hornin ............................................................................33 
Přehled usazených hornin.......................................................................................33 
Klastické sedimenty ...........................................................................................33 
Biochemickékarbonátové sedimenty.................................................................38 
Biochemickékřemité sedimenty (silicity)..........................................................40 
Vulkanoklastické horniny ..................................................................................41 
Reziduální horniny .............................................................................................42 
HORNINY METAMORFOVANÉ ............................................................................43 
Vznik metamorfovaných hornin.............................................................................43 
Textury metamorfovaných hornin..........................................................................45 
Přehled metamorfovaných hornin..........................................................................48 
Regionálněmetamorfované horniny ..................................................................48 

Přehled kontaktně metamorfovaných hornin .....................................................51 
TECHNICKY VÝZNAMNÉ VLASTNOSTI HORNIN...........................................52 
HORNINY JAKO NEROSTNÉ STAVEBNÍ SUROVINY......................................53 
HORNINOVÉ MASÍVY, JEJICH STRUKTURNÍ PRVKY A TEKTONICKÉ 
DEFORMACE ...........................................................................................................55 

Tvary těles vyvřelých hornin..................................................................................55 
Tělesa hlubinných hornin...................................................................................55 
Tělesa žilných hornin.........................................................................................56 
Tělesa výlevných hornin ....................................................................................58 
Tvary těles usazených hornin.................................................................................58 
Tvary těles přeměněných hornin............................................................................59 
Deformace horninových masívů............................................................................60 
Plastické deformace............................................................................................60 
Rupturní (křehké) deformace.............................................................................61 

VULKANIZMUS.......................................................................................................66 
Geologická tělesa vznikající vulkanickou č inností ................................................67 
Lávové sopky .....................................................................................................67 
Vý bušné sopky ...................................................................................................69 
Stratovulkány .....................................................................................................69 
Produkty vulkanickéč innosti.................................................................................69 
ZEMĚTŘ ESENÍ.........................................................................................................70 
Intenzita zemětřesení ..............................................................................................71 
Registrace zemětřesení ...........................................................................................71 
GEODYNAMICKÉ PROCESY ................................................................................73 
Zvětrávání...............................................................................................................73 
Sufóze.....................................................................................................................74 
Eroze.......................................................................................................................74 
Krasové jevy...........................................................................................................74 
Svahové pohyby .....................................................................................................76 
Faktory svahový ch .............................................................................................76 
Geologické struktury příznivé pro vznik svahový ch pohybu.............................76 
Typy svahový ch pohybu ....................................................................................78 
PODZEMNÍ VODA...................................................................................................80 
Původ podzemní vody............................................................................................80 
Propustnost horninového prostředí.........................................................................81 
Hladina podzemní vody .........................................................................................82 
Prameny..................................................................................................................83 
Fyzikální a chemické vlastnosti podzemní vody....................................................84 
Agresivita podzemní vody .....................................................................................84 
Opatření proti podzemní vodě na staveništi...........................................................85 
REGIONÁLNÍ GEOLOGIE Č ESKÉ REPUBLIKY.................................................86 
Geologické jednotky Č eské republiky ...................................................................86 
Západní Karpaty...............................................................................................108 

INŽ ENÝRSKO GEOLOGICKÁ CHARAKTERISTIKA HORNINOVÉ HO PROSTŘ EDÍ 
..................................................................................................................................110 
Krystalinikum.......................................................................................................110 
Zpevněné prvohorní sedimenty............................................................................111 
Druhohorní zpevněné a soudržné sedimenty .......................................................113 
Paleogenní zpevněné a soudržné sedimenty ........................................................113 
Karbonátové horniny............................................................................................114 
Neovulkanity ........................................................................................................114 
Třetihorní nezpevněné sedimenty ........................................................................115 
Kvartérní pokryvy ................................................................................................116 

GEOLOGICKÉ MAPY............................................................................................117 

LITERATURA.........................................................................................................121 


Ú VOD 
GEOLOGIE je jednou z přírodních věd, která studuje složení, stavbu a vý voj zemské kůry. Dnes se rozsah vý zkumu rozšířil na celou Zemi jako planetu. Geologie zkoumá procesy, které na ni působily po celou dobu jejího vý voje. Zabý vá se fyzikálními silami (geofyzika), chemický m složením (geochemie)a takéživoč išný mi pozůstatky (paleontologie). Rozsah geologie se stále rozšiřuje a vznikají nové mezioborové disciplíny. Studium se přesouvá i na jiná nebeská tělesa, v jejichž složení a vý voji je možné vidět analogii se Zemí. Všechny tyto poznatky jsou aplikovány pro lidstvo (aplikovaná geologie) tak, aby mu zajistily dostatek nerostný ch surovin, pomohly najít ekologicky vhodné prostory k osídlení a aby snížily nebezpečí rizika přírodních katastrof. 
Geologie k tomu využívá i poznatků příbuzný ch vědních disciplín, jako např. mineralogie, jejíž náplní je studium minerálů, petrografie, která popisuje a č lení horniny a vysvětluje jejich vznik. Důležité jsou i poznatky z takový ch oborů jako chemie, fyzika, astronomie, geografie, botanika i zoologie. Velmi vý znamnou vědní disciplínou související s geologií je geomorfologie, studující tvary zemského povrchu, které jsou vý sledkem působení jak endogeologický ch a exogeologický ch č initelů, tak i geografický ch faktorů. 
Geologie je velmi obsáhlý m vědním oborem, který se dělí na samostatné vědní disciplíny, a to na geologii všeobecnou, geologii historickou (stratigrafie a paleontologie), geologii regioná lnía geologii aplikovanou, která zahrnuje i inženýrskou geologii, disciplínu zabý vající se geologický mi otázkami spojený mi s potřebami stavebního inžený rství. Geologický obor zabý vající se především zajišťováním vodních zdrojůa problémy s tím spojený ch se jmenuje hydrogeologie. 
Vý znam geologie pro stavebníinžený ry 
Stavební inžený r se při svéč innosti aťprojekč ní, nebo při provádění staveb, vždy setkává s geologický mi otázkami, které, i když sám č asto neřeší, musí umět správně posoudit a bý t schopen vyvodit z nich závěry pro hospodárné projektování a provádění staveb. 
Aby mohl stavební inžený r posuzovat základní geologické jevy při provádění staveb a č init správné závěry z inžený rskogeologický ch posudků pro navrhování a projekt, musí mít především základní znalosti z všeobecné geologie, regioná lnígeologie a technické petrografie. 
Stavební inžený r přichází do styku s horninami jako se zá kladovou pů dou již při vý běru a hodnocení staveniště, kdy č asto geologické podmínky urč ují jeho vhodnost a z toho vyplý vající způsob založení stavby. 
Inženýři konstruktivně-dopravní a vodohospodářské specializace mohou na základě znalostí z výše uvedený ch geologický ch disciplín hodnotit petrografický charakter horniny a z něho vyplý vajících geotechnický ch vlastností pak mohou usuzovat na únosnost, stabilitu, pevnost, rozpojitelnost a těžitelnost základové půdy i chemickou povahu podzemní vody. Velmi č asto je rozhodující znalost technický ch vlastností hornin při provádění zemních prací na liniový ch stavbách, kde zejména stabilita svahů, zářezů nebo násypů je na nich závislá. 
Zvláště značné geologické znalosti musí mít inžený r zabý vající se podzemními stavbami nebo při zakládání velký ch inžený rský ch a hydrotechnický ch staveb. 
Jiným způsobem se projevují vlastnosti hornin při jejich použití jako stavebního materiá lu. Horniny použité jako drcené nebo těžené kamenivo i jako stavebníká men musí splňovat určitétechnicképožadavky. 
Geologické znalosti uplatní i architekti při vý běru a použití hornin jako dekoračního kamene, pro jehož využití je důležitá znalost petrografického složení a strukturně-texturních parametrů, které především ovlivňují technické vlastnosti uvažovaného kamene. 
Horniny mají značný vý znam pro stavebnictví také jako základní surovina pro vý robu stavebních hmot. Vý běr, těžbu a kvalitu takový ch surovin musí umět posoudit inženýři-technologové. 
Z uvedeného vyplý vá, že geologie a z ní správně vyvozené závěry, ovlivňují náklady na zakládání staveb i vý robu stavebních materiálůa konstrukcí. 

Definice a zá kladní pojmy 
HORNINY jsou přírodní inhomogenní minerální asociace rů zného slož ení, textury a struktury, které vznikly pů sobením geologický ch procesů a v podobě rů zný ch horninový ch těles vytvář ejí zemskou kuru. Chemické slož ení hornin nelze vyjádř it chemický m vzorcem, lze pouze provést kvantitativní chemickou analý zu, kterou určíme váhová procenta oxidu nejdů lež itějších prvků , jako např . Si, Al, Fe, Mg, Ca, K, Na. 
Horniny se v inžený rské terminologii označují jako základová půda pokud jsou v interakci se stavební konstrukcí a dělí se na zeminy, jestliže jsou nezpevněné, bez pevný ch strukturních vazeb, a na dobře zpevněné skalní horniny s pevný mi krystalizačními nebo cementačními vazbami. 
HORNINOVÉ PROSTŘEDÍse rozlišuje na: 
A) HORNINOVÉ MASÍVY, což jsou horninová tělesa v přírodním stavu, jejichž celistvost je porušena diskontinuitami (plochy nespojitosti, např. plochy vrstevnatosti, břidličnatosti, pukliny, zlomové poruchy). 
B) HORNINOVÝ MATERIÁ L, zahrnující: 
• 	
kamenivo pro stavební účely, které se dělí na kamenivo drcené (skalní horniny podrcené drtičem) a kamenivo těžené (vytěžené v přírodním stavu, např. písek nebo štěrk) 

• 	
stavebnía dekoračníkámen. 


Horniny se skládají z minerá lů neboli nerostů , u který ch je možné charakterizovat chemické složení, na rozdíl od heterogenních hornin, chemický m vzorcem. Jde tedy o jakési "stavební kameny" skládající systémy vyššího řádu, a to horniny. Přesto, že existují i horniny, které jsou složeny prakticky z jediného minerálu (jako např. vápenec nebo křemenec), není možné jejich celkový chemizmus vyjádřit stechiometrický m vzorcem, protože vždy jsou přítomny i jiné minerály jako příměsi. Mají tedy proměnlivé chemické složení. 
MINERÁ LY jsou anorganické homogenní přírodniny, jejichž slož ení lze vyjádř it chemický m vzorcem nebo značkou, skupenství př eváž ně pevného, někdy i kapalného, které jsou součástí zemské ků ry. Vznikají př irozený mi pochody, nezávisle na lidskéčinnosti a organizmu. Lze je makroskopicky charakterizovat ř adou znaků , které odráž ejí chemické i fyzikální vlastnosti, typické pro daný minerál. Patří k nim př edevším barva, štěpnost, tvrdost, hustota, lesk a habitus. 
Minerály se mohou dělit podle celéřady kriterií. Základní mineralogické č lenění minerálů vychází z jejich chemizmu a molekulární struktury. Pro praktickéúč ely je důležité znát rozdělení minerálůna primá rnía sekundá rní. 
PRIMÁ RNÍminerály se dále dělí na: 
a. 	
podstatné , které jsou přítomny nejč astěji v podstatném množství a při urč ování hornin mají rozhodující vý znam (dělí se na světlé a tmavé) 

b. 	
podružné , minerály se vyskytují v podružném množství a nemají pro klasifikaci horniny zásadní vý znam. V jiný ch horninách se mohou vyskytovat i v podstatném množství 

c. 	
akcesorické , jsou zastoupeny ve velmi malém množství (viditelné obvykle pouze pod mikroskopem) 


SEKUNDÁ RNÍminerály jsou důležitý mi indikátory hydrotermálních přeměn nebo zvětrávání postihujících horniny a způsobující snižování jejich kvality z hlediska technický ch parametrů jako např. pevnosti, mrazuvzdornosti, nasákavosti a obrusnosti. 



VŠEOBECNÉPOZNATKY O ZEMI 
Ve Vesmíru existují struktury různý ch velikostí, jejichžpoznáváníúzce souvisí s poznáváním galaxií. Na obr. 1 je znázorněn vesmírný systém. Jeho největšími celky jsou nadkupy, které se skládají z kup, kupy se skládají z galaxií. Naše Země je součástí sluneč ní soustavy, která je součástí Galaxie mléč né dráhy. 
Tvar Země se nejvíce podobá zploštělému rotač nímu elipsoidu. Podle Mezinárodní unie pro geodézii a kartografii (IUGG) je rovníkový poloměr Země 6,38 .106 m, zploštění Země 0,00337, povrch Země 510 .106 km2, z toho povrch souší 149 . 106 km2 a povrch oceánů 361 .106 km2. Idealizovaný tvar Země je dán plochou geoidu. 

1 -Vesmír, 2 -nadkupa, 3 -kupa, 4 -Galaxie mléč né dráhy, 5 -nejbližší okolí sluneč ní soustavy ve Vesmíru, 6 - sluneč ní soustava, Z -Země. 
Pohyby Země jsou trojí: -kolem Slunce po eliptické dráze vzdálené od Slunce 147 až 152 km za 365 dní 5 hodin 49 minut, -kolem vlastní osyod západu k vý chodu 365,2422 x roč ně, rotač ní pohyb zemské osy po myšlené kuželové ploše s periodou 25 800 let. Malé pohyby mohou bý t vyvolávány atmosférický mi vlivy nebo sluneč ní aktivitou. 
Zemská tíž e je vý slednicí gravitace a rotace Země a projevuje se tíhový m polem Země. Je největší na pólech a nejmenší na rovníku. 
Zemský magnetizmus má původ v nitru Země a jeho intenzita je cca 0,5 .104 Tesla. Magnetické pole se měnilo a mění s č asem a studium paleomagnetizmu pomáhá geologům vytvořit reálnou představu o vý voji Země. Na okraji zemské kůry se indukují sekundární magnetická pole, jejichž intenzita závisí na magnetické susceptibilitě minerálů (k). Magnetická susceptibilita vyjadřuje schopnost magnetizace hornin a minerálů v závislosti na intenzitě vnějšího magnetického pole. Nejběžnějším minerálem, který má feromagnetické vlastnosti je magnetit. Vnitřní stavba Země je znázorněna na obr. 2. 
Zemská ků ra je nejsvrchnější částí pevného zemského tělesa. Tvoří ji dva základní typy - kůra kontinentální a kůra oceánská. K nim přistupuje ještě další typ, tzv. kůra přechodného typu. 
Kontinentá lní ků ra je vyvinuta pod pevninou a její mocnost je asi 30 až 40 km. Je více rozšířena na severní polokouli a lze ji charakterizovat rychlostí podélný ch seizmický ch vln do 6200 m .s-1. Ve svrchní části ji tvoří horniny usazené, slabě metamorfované a vulkanické. Ve středníčásti ji tvoří převážně granitoidy a ve spodníčásti bazaltoidy. Mezi granitoidní a bazaltoidní vrstvou je vý razná plocha nespojitosti -Conradova plocha. 

A - zemskákůra do 35 km MOHOROVIČ IČ OVA PLOCHA B - svrchní vrstva pláště do400 km C - přechodní vrstva pláště do 900 km D - spodní vrstva pláště do 2900 km GUTENBERGOVA PLOCHA E - zemskéjádro do 5100 km 
F - zemskéjádro do 6378 km 
Obr. 2 Schéma stavby Zeměse základními údaji o jednotlivý ch hloubkový ch zónách. 
Oceá nská ků ra je tvořena převážně bazickými horninami. V tomto typu kůry se pohybují podélnéseizmické vlny rychlostí vyšší než6200 m .s-1 . 
Mezi zemskou kůrou a svrchní vrstvou pláště je vyvinuta další diskontinuita ­Mohorovičičova plocha a další významná nespojitost je mezi pláštěma jádrem -Gutenbergova plocha, kde dochází k náhlému snížení rychlosti podélný ch seizmický ch vln a vymizení vln příčný ch. Předpokládá se, že zde přechází pevnáfáze zemské hmoty ve fázi kapalnou. 

SUBDUKČ NÍA RIFTOVÉZÓ NY 
Stavba zemské kůry a její pohyby jsou založeny na existenci tahový ch a tlakový ch zón, podle nichž se zemská kůra dělí a deformuje. Tyto zóny jsou doloženy jednak přímý m pozorováním (fotografickou dokumentací ze satelitů Země a vesmírný ch vý zkumů), jednak mapováním mořského dna pomocí echolotu. Zemská kůra je tvořena systémem různě velký ch desek (obr. 3), které se v důsledku pohybu Zeměposunují. 
Pohyb litosférický ch desek ovlivňuje konvekční proudění pod litosférou, v zóněnazý vanéastenosfé ra (v hloubce 70 až 250 km). 
V tlakový ch zónách na sebe desky narážejí.V těchto zónách dochází ke vzniku metamorfních, magmatický ch i vulkanický ch procesůa silný m zemětřesením. 

1 -Arabská deska, 2 -Filipínská deska,, 3 - deska Cocos, 4 - Karibská deska 
riftové zóny zóny s největší seizmicitou 
Obr. 3 Hlavní a vedlejší litosférické desky s vyznač ený m charakterem pohybu na jejich kontaktních liniích. Přerušované linie značí oblasti komprese, mající v mnoha případech charakter subdukč ních zón. 
V případě, že se jedna deska podsunuje pod druhou, jde o tzv. subdukci (oceánská deska se podsunuje pod pevninskou, např. vyvrásnění And podsouváním pacifické desky pod jihoamerickou). Střetnou-li se dvě pevninské desky, dochází k tzv. kolizi (např. vyvrásnění Himálaje kolizí indické a euroasijské desky). Souč asné subdukčnízóny odpovídají průběhu hlubinný ch zlomů a mohou probíhat v délce stovek až tisíců km. Schéma subdukč ní zóny je na obr. 4. 

Obr. 4 Schématické znázornění subdukce. 
Riftové zóny jsou tahové, stovky až desetitisíce kilometrů dlouhé a několik kilometrů až několik stovek kilometrůširoké příkopové struktury ohranič ené poklesy. Může na ně bý t vázán vý stup vulkanitů i zemětřesení, vyskytují se na pevnině i ve dně oceánů. Oceánské riftové zóny jsou hranice, na který ch dochází k oddalování litosférický ch desek. 
Na základě vý zkumů v řadě geologický ch disciplin byla vytvořena rekonstrukce rozmístění litosférický ch desek v různý ch geologický ch obdobích vý voje Země (obr. 5). 

Obr. 5 Rekonstrukce rozmístění kontinentů v různý ch geologický ch obdobích vý voje Země. 1 ­perm, 2 -konec triasu, 3 - konec jury, 4 - konec křídy. 

ROZDĚ LENÍ HORNIN 
Horniny je možné dělit z mnoha hledisek. Pro základní představu je však nejvý hodnější č lenění na základě geologického prostředí a podmínek, ve který ch horniny vznikaly. Tomuto se říká genetické hledisko, podle kterého se horniny rozdělují do tří základních skupin. Horniny vyvřelé (magmatické ), usazené (sedimentá rní)a přeměněné (metamorfované ). 
I. HORNINY MAGMATICKÉ (VYVŘELÉ ) 
• 
hlubinné(intruzívní, plutonické) 

• 
žilné 

• 
výlevné (vulkanické) 


-paleovulkanity 
-neovulkanity II. HORNINY SEDIMENTÁRNÍ(USAZENÉ ) 
klastické (úlomkovité) 
-nezpevněné 

-sypké 
-soudrž né 

- zpevněné 
podle velikosti převládajících úlomků dělíme úlomkovité sedimenty na: 
-psefity (> 2 mm) 
- psamity (2 - 0,06 mm) 
-aleurity (0,06 - 0,002 mm) 
-pelity (< 0,002 mm) 
biochemické 
- organogenní 

- chemogenní 
Zvláš tní postavení v systému hornin mají: 
• 
vulkanoklastické horniny 

• 
reziduá lníhorniny 


III. HORNINY METAMORFOVANÉ (PŘEMĚ NĚ NÉ ) 
• 
kontaktně metamorfované 

• 
regioná lně metamorfované (krystalické břidlice) 


-ortobřidlice 
-parabřidlice 


STÁ ŘÍHORNIN V ZEMSKÉKŮŘE 
Nejstarší horniny jsou známy z jižní Afriky a podle metody Rb-Sr, K-Ar a U-Th-Pb dosahují stáří 3,5 až 3,8 miliard let. 
Z hlediska relativního stáří hornin v zemské kůře je důležitá stratigrafie. Je to odvětví geologie, které se zabý vá studiem vrstevního sledu sedimentů, jejich vý vojem a dělením. Podle způsobu metody rozlišujeme biostratigrafii (urč ování stáří pomocí zbytků organizmů-fosilií, litostratigrafii (urč ování stáří pomocí litologického vý voje) a chronostratigrafii (urč ování stáří pomocí č asu). Přehled základních geologický ch údobí je v tab. 1. 
Z hlediska praktický ch potřeb stavebního inžený ra lze podle klastický ch usazený ch hornin odhadnout i jejich geotechnický charakter. Tak např. sedimenty prvohor a starší jsou zpevněné skalní horniny (droby, pískovce, slepence). Druhohorní a starší třetihorní sedimenty hlavně z období křídy a paleogénu se mohou vyskytovat jednak ve formě skalních hornin (pískovce, slepence), jednak jako horniny soudržné (křídové slínya měkké paleogenní jílovce). Klastické sedimenty mladší než paleogenní se vyskytují ve formě nezpevněný ch hornin -zemin a to buď sypké (písky, štěrky) nebo soudržné (jíly, slíny). S tím úzce souvisí i způsob zakládání a volba vhodné konstrukce. 
Tab. 1 Zjednodušené geologickéč lenění historie Země s vyznač ený mi orogenezemi. 


HORNINY MAGMATICKÉ 
Vznik magmatický ch hornin 
Vyvřelé horniny vznikají krystalizací přirozené silikátové taveniny označ ované jako magma. Podle toho, v jaký ch podmínkách k této krystalizaci dochází, se vyvřelé horniny rozdělují na horniny hlubinné , žilné a výlevné . Vlivem různý ch zdrojů tepelné energie, ke který m patří především teplo vznikající třením podsouvající se jedné desky zemské kůry pod druhou nebo teplo vznikající radioaktivním rozpadem, může docházet až k roztavení hornin a ke vzniku tzv. magmatické ho krbu. 
Pokud magma zůstane v hloubce uvnitřzemské kůry, dochází vlivem různého vý chozího chemizmu nebo různou diferenciacímagmatu během pozvolného ochlazování, ke vzniku různý ch typů hlubinných vyvřelých hornin. Díky dlouhotrvající krystalizaci (řádově mil. roků) se hlubinné horniny vyznač ují makroskopicky zrnitou hmotou. Velikost minerálů se zpravidla pohybuje od několika milimetrůaždo několika centimetrů. 
Má-li magma možnost prostupovat podél tektonický ch trhlin směrem k zemskému povrchu, vznikají v případě utuhnutí magmatu v puklinách deskovitá tělesa různé mocnosti. Někdy dochází i k jejich větvení av příč ném pohledu pak připomínají žílyv lékařském smyslu, od č ehož je odvozen název žilných hornin. Tyto horniny se nezřídka vyznač ují hmotou, ve které jsou větší, okem viditelné krystaly minerálů obklopeny jemně zrnitou hmotou, která utuhla ažv puklině rychlejším ochlazováním. Např. vyšší koncentrací těkavý ch složek, jako H20, CO2, F, B, může krystalizace i v těchto místech vést ke vzniku zvláštnížilné horniny pegmatitu s krystaly o rozměru i několik decimetrů. 
Dostoupí-li magma až k zemskému povrchu a dojde k jeho vý levu, vznikají horniny výlevné , označ ované také jako vulkanity. Ochlazování taveniny na povrchu (lá vy) probíhá ve srovnání s předchozím velmi rychle, a to podmiňuje č asto makroskopicky celistvý vzhled hmoty vulkanitů. 
Uvedené rozlišení na základě zrnitosti je hrubé av některý ch případech se můžeme setkat např. s jemně zrnitou hlubinnou horninou z okraje plutonického tělesa, mající již charakter žilné horniny nebo s žilnou horninou upomínající hmotou horninu vý levnou. V takový ch případech je pro správné urč ení horniny nezbytné ověřit charakter geologického tělesa v terénu. 

Textury magmatický ch hornin 
TEXTURA je soubor charakteristický ch znaků , které jsou podmíněny uspořádáním nerostný ch součástek v prostoru, jejich velikostí, omezením, stupněm krystalizace a vyplněním prostoru hmotou. Pro zjednodušení makroskopického popisu hornin jsou v tomto skriptu do pojmu textura zahrnuta i hlediska chápaná v klasickém pojetíjako struktura. 
Pro makroskopické rozlišování hornin jsou textury velmi důležité, protože odráží podmínky vzniku horniny, ze který ch vychází základníč lenění hornin na vyvřelé, usazené a přeměněné. Používají se i jako jedno z klasifikač ních kriterií. Textury se rozlišují především na základě těchto hledisek: 
• 	orientace a rozložení součá stek (např. všesměrná, šmouhovitá, kulovitá) 
• 	
vyplněníprostoru horninovým materiá lem (např. masivní, pórovitá, mandlovcovitá) 

• 	
velikosti zrn (podle skuteč né velikosti např. jemně zrnitá, hrubě zrnitá, nebo podle relativní velikosti porfyrická, stejnoměrně zrnitá) 

• 	
stupně krystalizace (např. holokrystalická) 


• 	omezeníminerá lů (např. hypidiomorfní) 
Nejtypič tější texturou vyvřelý ch hornin, zvláště plutonitů, je textura všesměrně zrnitá . Hmota horniny se jeví při pohledu z různý ch směrů stejná. Anizometrické krystaly jsou orientovány všemi směry a nevykazují přednostní orientaci. 
Méně běžná je proudovitá neboli fluidá lnítextura se zjevnou přednostní orientací, která může bý t zpodobněna uspořádáním anizometrický ch krystalů nebo protažením pórů u vý levný ch hornin do směru pohybu lávy. 
Některé granitoidy se ojediněle vyznač ují kulovitou texturou. Znač ná část horniny je uspořádána do více méně kulovitý ch útvarů s koncentrickou stavbou, mezery jsou vyplněny běžnou stejnoměrně zrnitou základní hmotou. 
Podle toho jaký m způsobem vyplňuje hmota horniny prostor, se u vyvřelý ch hornin rozlišují textura kompaktníneboli masivní, u které hmota vyplňuje prostor souvisle a textura pórovitá , typická pro vý levné horniny, u níž prostor není zcela vyplněn. Pórovitá hornina obsahuje různě velké póry zpravidla oválného tvaru, které vznikají uvolněním plynů z horniny. Jejich velikost se může pohybovat od zlomků milimetrůdo několika decimetrů. 
Dojde-li později k zaplnění pórů nějaký m minerálem za postvulkanický ch procesů, vzniká textura mandlovcovitá . Zvláštním případem je textura pěnovitá , kde jsou mezi jednotlivý mi dutinami jen velmi tenké stěny sklovité hmoty. 
Velice důležitou kategorií textur vyvřelý ch hornin jsou textury vyjadřující průměrnou absolutní velikost zrn. Zrnitost horniny č asto velmi dobře charakterizuje podmínky, za který ch hornina vznikala, a je tedy důležitý m hlediskem při makroskopickém urč ování hornin. Důležitá je i souvislost mezi velikostí zrna a některý mi fyzikálně-mechanický mi vlastnostmi. Vyč lenění textur podle průměrné velikosti zrn je uvedeno v tab. 2 podle stupnice E. O. Teuschera. Přehled nejdůležitějších textur vyvřelý ch hornin je na obr. 6. 

Tab. 2 Textury vyvřelý ch hornin podle průměrné absolutní velikosti zrna 
Označ ení textury  Průměrná velikost zrna (mm)  Příklady hornin  
velkozrnná  nad 33  
velmi hrubozrnná  33 až 10  pegmatit  
hrubozrnná  10 až 3,3  
středně zrnitá  3,3 až 1  hlubinné horniny  
drobně zrnitá  1 až 0,33  
jemně zrnitá  0,33 až 0,1  základní hmota žilný ch hornin  
velmi jemně zrnitá  0,1 až 0,01  základní hmota vý levný ch hornin  
makroskopicky celistvá  pod 0,01  

Podle relativní velikosti zrna lze rozlišit texturu stejnoměrně zrnitou s řádově stejně velký mi minerály a texturu porfyrickou. Ta se vyznač uje relativně velký mi krystaly obklopený mi jemnozrnnější zá kladní hmotou. Větším krystalům se říká porfyrické vyrostlice. Porfyrická textura je běžná u některý ch hornin vý levný ch a žilný ch. 
Podle stupně krystalizace hmoty horniny lze vyč lenit texturu holokrystalickou s plně vykrystalizovanou hmotou, texturu hypokrystalickou, kde vedle krystalů je v horninové hmotě přítomno i sklo a texturu hyalinníneboli sklovitou, v případě, že většina hmoty vlivem rychlého ochlazení utuhne jako sklo (vulkanická skla). Textury hypokrystalická a sklovitá se vyskytují pouze u hornin vý levný ch. 
Minerály v hornině bý vají různě dokonale omezeny krystalový mi plochami. Podle stupně idiomorfie se rozlišují idiomorfně (dokonale) omezené minerály, 
idiomorfní 
které jsou ohranič eny vlastními krystalový mi plochami. Hypidiomorfně omezené minerály jsou ohranič eny vlastními krystalový mi plochami jen z hipidiomorfni části. Částeč ně jsou nepravidelné, protože se při svém růstu musely přizpůsobit již dříve vykrystalizovaný m minerálům. Alotriomorfně omezené minerály jsou 
alotriomorfní 	zcela nepravidelné. Jsou to obvykle ty, které krystalizují z taveniny jako poslední (např. křemen). 
U stejnoměrně zrnitý ch textur se vyjadřuje charakter vzájemného omezení minerálů v hornině texturami panidiomorfně zrnitou, hypidiomorfně zrnitou a panalotriomorfně zrnitou (aplitickou), které lze však jednoznač ně identifikovat zpravidla až mikroskopicky. 
Panidiomorfnítextura je případ, kdy většina krystalů v hornině je omezena idiomorfně. Hypidiomorfnítextura vystihuje případy, kdy jsou v hornině přítomny jak minerály omezené idiomorfně, tak i hypidiomorfně a jiné i alotriomorfně. Konkrétním příkladem hypidiomorfní textury je textura granitická , kde tmavé nerosty (amfibol, biotit) mají vyšší stupeň idiomorfie než nerosty světlé, jako např. živce a křemen, který krystalizuje poslední a je téměřvždy alotriomorfní. 
16 


Obr. 6 Textury vyvřelých hornin. 

Panalotriomorfnítextura charakterizuje hmotu, ve které jsou téměř všechny minerály omezeny alotriomorfně. Tato textura je příznač ná pro horninu aplit. Grafická (písmenková ) textura je zvláštní případ orientovaného prorůstání křemene a draselného živce, připomínající klínové písmo. Vyskytuje se jen u některý ch typůžilné horniny pegmatit. 

Minerá ly magmatický ch hornin 
Přehledná charakteristika všech horninotvorný ch minerálů podle jejich č etnosti vý skytu a množství v jednotlivý ch typech hornin je zpracována v tabulkové formě v uč ebním textu VUT v Brně "Návod k popisu a určování hornin př i samostudiu". Minerály jsou seřazeny tak, že se nejprve seznámíte s minerály nejběžnějšími, vyskytujícími se ve všech třech typech hornin a následně s typický mi minerály pro magmatické, sedimentární a metamorfované horniny. Minerály jsou charakterizovány základními makroskopicky pozorovatelný mi znaky tj. barvou, štěpností, tvrdostí, leskem a habitem. Kromě toho je u každého minerálu uveden jeho chemický vzorec a hustota. Zmíněny jsou také nejdůležitější vý skyty daného minerálu v horninách. 
Pro přehled je zde uveden pouze výč et nejdůležitějších minerálů, běžně se vyskytujících ve vyvřelý ch horninách. Mezi nejhojnější minerály, zastoupené ve většině hornin i v největším objemovém množství, patří skupina živců. Ty se dělí podle přítomný ch kationtů na živce draselné , označ ované obvykle K­živce, a na živce sodno-vá penaté , znač ené Na-Ca živce tzv. plagioklasy. 
Dále je velmi běžný ma důležitý m minerálem křemen, který spolu s živci má zásadní klasifikač ní vý znam. Následující minerály se v nejrozšířenějších typech hornin zpravidla vyskytují jako minerály podružné. Jsou to slídy muskovit a biotit, dále amfiboly, pyroxeny, foidy, a zcela v nepatrném množství pak turmalín, graná t, olivín, analcim a ze sulfidůpyrit. 

Klasifikace magmatický ch hornin 
Základní rozdělení vyvřelý ch hornin je možné provést z genetického hlediska na horniny hlubinné, žilné a vý levné. 
Podrobnéčlenění vychází z kvantitativního zastoupení vybraný ch horninotvorný ch minerálů . Tato klasifikace byla vypracována mezinárodní komisí Mezinárodní unie geologický ch věd na podkladě návrhu A. Streckeisena v roce 1972. Podle něho se označuje jako Streckeisenova klasifikace plutonických hornin a je mezinárodně uznávána. Ke klasifikačním účelů m se využívátěchto minerálů : Q -kř emen, A -alkalickéživce, P -plagioklasy, F -foidy, M -mafické (tmavé) minerály. Horniny s obsahem mafický ch minerálů do 90 % se klasifikují podle světlý ch minerálů ,s vyšším obsahem, podle tmavý ch minerálů . Klasifikační diagram má podobu dvojitého trojúhelníka s vrcholy Q,A,P,F u hornin s M<90%, př ičemž je nutné světlé součástky př epočítat na 100 (tj. Q + A + P =100 nebo A + P + F =100). P ř esnézař azení do diagramu je možné až po kvantitativní mikroskopické analý ze obsahu minerálů z vý brusu horniny. Vysvětlivky k diagramu: I -granitoidy, II -syenitoidy, III -dioritoidy, IV -gabroidy, V ­foidové syenitoidy, VI -foidové dioritoidy, VII -foidotity, VIII -anortozity (horniny tvoř ené př eváž ně z plagioklasů ). 
18 

Tab. 3 Přehled vybraných typůmagmatických hornin rozdělených na základě geneze a minerálního složení. Pro jednotlivé kategorie jsou uvedeny typické textury a horninotvornéminerály. Horniny napsanédrobněkurzívou nejsou probírány pro jejich malérozšíření. 
Horniny s křemenem  Horniny bez křemene nebo s jeho podružný m množstvím  Horniny s foidy  
Minerály hlavní: světlé tmavé akcesorické :  křemen K-živec plagioklasy (kyselé) muskovit biotit amfiboly pyroxeny turmalín pyrit  K-živec plagioklasy (kyselé) biotit amfiboly pyroxeny zeolity  plagioklasy (andezín) amfiboly pyroxeny biotit zeolity  plagioklasy (bazické) pyroxeny amfiboly olivín magnetit  plagioklasy (bazické) pyroxeny amfiboly analcim (v těšinitu)  K-Na živce foidy amfiboly pyroxeny biotit olivín magnetit  
Typické textury  Pů vod  
porfyrická s makroskopicky celistvou zá kladníhmotou, pórovitá , velmi jemně zrnitá nebo makroskopicky celistvá , fluidá lní, sklovitá  Neovulkanity Paleovulkanity  ryolit (liparit) křemenný porfyr  trachyt paleotrachyt  andezit porfyrit  čedič(bazalt) melafyr diabas  pikrit  fonolit (znělec)  
porfyrická s jemně zrnitou zá kladní hmotou, písmenková , velkozrnná  Žilné  žulový porfyr pegmatit aplit  syenitový porfyr mineta vogezit  dioritový porfyrit kersantit spesartit  gabrový porfyrit  
vš esmě rná , středně až hrubě zrnitá , stejnomě rně zrnitá nebo porfyrická se středně zrnitou zá kladní hmotou  Hlubinné  granitoidy: granit (žula) granodiorit křemenný diorit  syenit  diorit  gabro labradorit  amfibolovec pyroxenit těšinit  essexit theralit  

19 

Podle obsahu SiO2 se vyvřeliny rozdělují na horniny: 
• 	
kyselé (obsah SiO2 -nad 65%), pro které je typické to, že obsahují křemen v podstatném množství. Jsou to např. všechny granitoidy. 

• 	
intermediá rní (obsah SiO2 -52 až 65 %), které prakticky křemen neobsahují nebo jen v nepatrném množství. Běžný mi intermediárními horninami jsou syenit nebo diorit. 

• 	
bazické (obsah SiO2 -44 až 52 %) horniny jsou bezkřemenné, bohaté na tmavé minerály jako je amfibol, pyroxen, olivín. 

• 	
ultrabazické (obsah SiO2 -pod 44%) jsou složeny vý hradně z tmavý ch minerálů. 


Klasifikace založené na celkovém chemizmu jsou úč elné jen pro některé typy hornin, zvláště pro vulkanity a pro řešení genetický ch problémů. 
Pro úč el hrubšího makroskopického urč ování je vý hodné vycházet z rozdělení vyvřelý ch hornin na základě hlediska genetického a podle obsahu křemene, typu živcůa množství foidů, jak je znázorněno v tab. 3. 

Přehled magmatický ch hornin 
Hlubinnéhorniny 
Hlubinnéhorniny s křemenem -granitoidy 
Do skupiny granitoidůpatří granit, granodiorit a křemenný diorit. 
Nejrozšířenějšími granitoidy u nás jsou granit neboli žula a granodiorit, jejichžbarva může bý t od šedobílé přes různé odstíny šedi ažpo šedorůžovou a masověč ervenou. Granitoidy jsou kompaktní, všesměrně zrnité, nejč astěji stejnoměrně zrnité.U některý ch žul se vyskytuje textura porfyrická s vyrostlicemi draselného živce. Hmota granitoidůje nejč astěji drobně ažstředně zrnitá, nezřídka i hrubozrnná. Společ ný m znakem všech granitoidů je makroskopicky viditelný křemen ve formě izometrický ch, alotriomorfně omezený ch, neštěpný ch zrn, šedé barvy a skelného lesku. 
Granit 
Vyznač uje se převahou K-živce nad plagioklasem. Z tmavý ch minerálů jsou přítomny obvykle slídy (biotit a muskovit), řidč eji amfibol a ojediněle se vyskytujížuly s turmalínem a granátem. Při zvětrávání je pro žuly typický balvanitý rozpad a vznik písč itého eluvia. Ž ula je velmi vhodný kámen jak pro hrubé,tak i ušlechtilé kamenické zpracování.U nás je žula velmi rozšířenou horninou, která v různý ch varietách tvoří řadu masivů. Mezi největší tělesa tvořenážulou patří centrální masív moldanubika, masív krkonošsko-jizerský , masívy Krušný ch hor. Hlavními lomařský mi oblastmi jsou Č eskomoravská vrchovina s nejznámějšími ložisky Mrákotín, Řásná, Lipnice. 
Granodiorit 
Je to nejrozšířenější hlubinná vyvřelina na zemském povrchu a tvoří zpravidla největší masívy. Granodiorit se liší od žuly převahou plagioklasů nad K-živci a z tmavý ch minerálůse běžně vyskytuje biotit a amfibol. Vzhledem k vý borný m technický m vlastnostem je granodiorit jednou z nejvhodnějších hornin pro kamenickou vý robu i jako kamenivo pro stavební úč ely. V Č eské republice je granodiorit nejvíce zastoupený m horninový m typem ve středoč eském plutonu (např. ložiska Blatná, Hudč ice), v brněnském masívu (např. Leskoun u Mor. Krumlova) a v dyjském masívu (Mašovice). 
Křemenný diorit 
Jde o horninu tvořenou křemenem a plagioklasem odpovídajícím konkrétně andezínu. Z tmavý ch minerálů bý vá zastoupen biotit, amfibol a pyroxen. Tato hornina se obvykle vyskytuje jako součást větších granitoidních těles, kde je možné sledovat plynulý přechod mezi granodioritem a křemenný m dioritem až dioritem. 
Hlubinnéhorniny bez křemene 
Mezi hlubinné horniny bez křemene patří syenit, diorit, gabro, amfibolovec, pyroxenit, a těšinit. Texturně se hlubinné horniny bez křemene v podstatě shodují s předchozími. 
Syenit 
Vyznač uje se znač ně proměnlivou barvou. Hlavní minerály tvořící syenit jsou K-živce (ortoklas, mikroklin), plagioklasy jsou přítomny jen ve velmi malém množství, z tmavý ch minerálů bý vá nejč astější složkou amfibol a biotit, méně č astý je pyroxen. Syenit má zpravidla středně zrnitou až hrubozrnnou texturu. Velmi tmavý , porfyrický syenit s množstvím tmavý ch minerálů v základní hmotě a vyrostlicemi bílého K-živce se nazý vá durbachit. Tato varieta, amfibol-biotitový syenit se v Č eském masívu vyskytuje např. ve středoč eském plutonu a tvoří velkou část třebíč ského masívu. Zde byl využíván jako stavební kámen již ve středověku např. na raně gotické bazilice v Třebíč i. Na rozdíl od něj se v jihlavském masívu vyskytuje pyroxenový syenit používaný jako kvalitní drcené kamenivo. 
Diorit 
Odlišuje se od předchozích plutonitů vždy tmavěšedou ažč ernošedou barvou díky velkému podílu tmavý ch minerálů. Ze světlý ch minerálů jsou zastoupeny vý hradně plagioklasy. Z tmavý ch minerálů je běžně zastoupen amfibol a pyroxen, biotit je méněč astý . Oproti syenitu je diorit č astěji drobně a stejnoměrně zrnitý . Diorit netvoří zpravidla samostatná tělesa, ale bý vá součástí rozsáhlejších magmatický ch plutonů.V Č eské republice se diority vyskytují např. ve středoč eském plutonu, při vý chodním okraji dyjského masívu, v brněnském masívu, v kdyňském bazickém masívu. Diorit má vý borné fyzikálně-mechanické vlastnosti (vysoká pevnost, leštitelnost) a č asto se těžil ve středních Č echách jako tmavý ušlechtilý kámen. 
Gabro 
Obvykle velmi tmavá hornina složená z bazický ch plagioklasů a pyroxenů. Podle charakteru pyroxenu se odlišují různé variety gabra se specifický mi názvy. Č asto obsahuje rudní minerály jako např. magnetit, ilmenit nebo pyrhotin. Gabro se nezřídka vyznač uje hrubozrnnou texturou. V Č eském masívu gabro vystupuje, podobně jako diorit, v rámci větších plutonický ch těles. Známé vý skyty gabra jsou ve středoč eském plutonu mezi Sázavou a Březnicí. Zde byl těžen jako ušlechtilý , ozdobný kámen (např. lokalita Pecerady). Gabro je rovněž typickou horninou ranského masívu v Ž elezný ch horách. Stavební vý znam jako kamenivo má gabro v západních Č echách u Poběžovic. Podobné složení jako gabro má i hrubozrnná hornina labradorit. Na rozdíl od gabra je složena převážně jen z plagioklasu labradoritu, podle něhož se jmenuje. Vyznač uje se barevnou opalescencí na štěpný ch plochách plagioklasu a patří mezi vyhledávané dekorač ní kameny. 
Hlubinné horniny tvořené téměřvý luč ně tmavý mi minerály se u nás vyskytují zřídka, zpravidla jako polohy v okolních bazický ch a ultrabazický ch horninách. Jsou to především amfibolovec, hornina tvořená obecný m amfibolem a pyroxenit obsahující jeden nebo více druhů pyroxenů podle nichž se vyč leňují speciální názvy horniny. Amfibolovec i pyroxenit jsou obvykle středně zrnité ažhrubozrnné, č erně zbarvené horniny. 
Těšinit 
Barva těšinitu bý vá nejč astěji tmavěšedá (opticky vynikajíč erné vyrostlice amfibolu ve světle šedé základní hmotě). Typickou texturou je porfyrická se středně zrnitou základní hmotou. Vyrostlice tvoří č erný , sloupcovitý amfibol nebo pyroxen. V základní hmotě jsou přítomny plagioklasy a analcim, který v případě nevhodného chemizmu podzemní vody způsobuje rozložení plagioklasů a tím rozpad horniny. Těšinit není proto vhodný pro využití ve stavební praxi. 
Žilnéhorniny 
Žilnéhorniny s křemenem 
K typický m zástupcům této skupiny hornin patří žulový porfyr, aplit a pegmatit. 
Žulovýporfyr 
Vyznač uje se porfyrickou texturou, v níž se jako vyrostlice vyskytují obvykle křemen a živce (K-živce převládají nad plagioklasy), vzácněji je přítomen i amfibol nebo biotit. Složení jemnozrnné až velmi jemně zrnité základní hmoty je obdobné. Ž ulový porfyr je hojnou žilnou horninou ve středoč eském plutonu. V jiný ch granitoidních masívech se vyskytuje vzácněji. 
Aplit 
Hojnážilná hornina vyskytující se ve všech granitoidních masívech. Hlavními minerály aplitu jsou živce, a to jak K-živce, tak i plagioklasy a křemen. Tmavé minerály se vyskytují rozptý leně ve velmi malém množství, takže barva aplitu je ovlivněna především živci. Nejč astěji je aplit šedobílý nebo narůžovělý . Nejběžnějšími tmavý mi minerály jsou biotit a turmalín. Aplitické žíly bý vají č asto rozpukány, a proto se hodí převážně na štěrk nebo lomový kámen. Pěkná ukázka aplitu je v dálnič ním zářezu u Velkého Meziříčí, kde mléč ně bílý aplit proráží tmavý m syenitem třebíč ského masívu. 
Žulový pegmatit 
Tento druh žilné horniny má obdobné minerální složení jako aplit, vyznač uje se však hrubší zrnitostí (velikost zrna nad 2 mm). Větší pegmatitové žíly se vyznač ují typickou zonální stavbou. Od okraje se mohou vyskytovat zóna granitická , připomínající texturně granit nebo aplit, dále zóna písmenková a za ní bloková zóna vyznač ující se velmi hrubozrnnou nebo až velkozrnnou texturou. Někdy jsou starší minerály pegmatitu metasomaticky nahrazovány mladšími, č asto vzácný mi minerály, které se jinde prakticky nevyskytují. Pegmatit může bý t surovinou pro celou řadu odvětví, od keramickéživcové suroviny až po strategicky vý znamné minerály s vzácný mi prvky jako např. Be, Li, Rb, Ni, Ta, Zr nebo minerály drahokamové jakosti. Kroměživců, křemene a slíd, jako základních minerálů, se v pegmatitu zpravidla vyskytuje turmalín, beryl, zirkon, kasiterit a množství fosfátový ch minerálů.V Č eském masívu jsou nejznámější pegmatity ze západní Moravy (Dolní Bory), z Písecka a Domažlicka. 
Žilnéhorniny bez křemene 
K těmto horninám patří syenitový porfyr, dioritový porfyrit, gabrový porfyrit a horniny označ ované souhrnně jako lamprofyry. Vzhledem k nepodstatnému rozšíření těchto hornin na území našeho státu, se jimi nebudeme v rámci tohoto zjednodušeného přehledu magmatický ch hornin blíže zabý vat. 
Výlevnéhorniny 
Podle starší nomenklatury se vý levné horniny rozdělují na paleovulkanity tj. horniny starší než třetihorní a neovulkanity terciérního a kvartérního stáří. Dvojí pojmenování vychází z případů, kdy je možné podle okolních sedimentů dané vulkanity stratigraficky urč it, a i z č asto odlišného vzhledu paleovulkanitů od neovulkanitů, způsobeného druhotný mi přeměnami. To však neplatí obecně a někdy i neovulkanit je postižen intenzívnější hydrotermální přeměnou než paleovulkanit. Některé novější trendy proto toto dělení nedoporuč ují. Pro stavební praxi to je však vý hodné, neboťvětšinu paleovulkanitů lze využít pro drcené kamenivo, zatím co neovulkanity jsou kvalitativně proměnlivé a č asto pro stavební úč ely nevhodné. Typickou texturou většiny vý levný ch hornin je porfyrická textura, kde lze rozlišit dvě generace krystalů. Větší, makroskopicky viditelné porfyrické vyrostlice vznikaly ještě v nitru zemské kůry (delší krystalizací). Okolní zá kladníhmota, která je č asto až makroskopicky celistvá (mikrokrystalická), vznikala za rychlého ochlazování již na zemském povrchu. Při velmi rychlém ochlazení v ní může vzniknout i sklo. 
V případě, že většina hmoty utuhne ve formě skla, vznikají vulkanická skla, která nejč astěji odpovídají kyselý m vulkanitůms křemenem. Neovulkanity bý vajíč asto pórovité. Pórovitost a charakter pórů má znač ný vliv na fyzikálně­mechanické vlastnosti horniny jako je pevnost v tlaku a mrazuvzdornost. 
Výlevnéhorniny s křemenem 
K vý levný m horninám s křemenem patří křemenný porfyr a ryolit. 
Ryolit 
Může mít rozmanité zbarvení. Č asto je šedobílý , narůžovělý až slabě fialový . Vyrostlice tvoří křemen, živce (zejména K-živec, méně kyselý plagioklas) a biotit. Běžnou texturou ryolitu je fluidální (proudovitá), která bý vá mnohdy patrná až na větších horninový ch celcích. Velmi č asto je ryolit pórovitý . Silně pórovitá odrůda se označ uje podle typického vý skytu na Liparský ch ostrovech jako liparit. Vý skyt ryolitu je vázán prakticky na mladá pásemná pohoří. Nejbližší známý vý skyt je na Slovensku v centru Západních Karpat (Š tiavnické a Kremnické pohoří - lokalita Vyhne). 
Křemenný porfyr 
Odlišuje se od ryolitu č asto barvou, která souvisí s druhotný mi přeměnami minerálů. Vlivem sekundárního chloritu bý vá křemenný porfyr tmavě zelený nebo vlivem hematitu č ervenohnědý až temně hnědý . Na rozdíl od ryolitu je křemenný porfyr kompaktní. Typická je vý razná porfyrická textura. V Č eském masívu se nachází především v severních Č echách (teplický porfyr), v Podkrkonoší, kambrické křemenné porfyry se vyskytují v křivoklátsko­rokycanském pásmu ve středních Č echách. 
Výlevnéhorniny bez křemene 
Trachyt 
Tato hornina je tvořená hlavněživci. Z nich převažuje K-živec sanidin, vyskytují se i plagioklasy oligoklas až andezín. Z tmavý ch minerálů je hojný biotit a amfibol nebo pyroxen. Vyrostlice mohou tvořit všechny uvedené nerosty. Barva trachytu je obvykle světle bílošedá až hnědošedá.V Č eské republice se trachyt vyskytuje ojediněle, např. u obce Ú terý v blízkosti Mariánský ch lázní. Kromě běžného využití jako lomový kámen se v některý ch zemích (např. Řecku) využívá i jako ušlechtilý kámen v architektuře. 
Andezit 
Jde o jednu z nejrozšířenějších neovulkanický ch hornin na světě. Hlavní vý skyt andezitu je vázán na mladá pásemná pohoří a na cirkumpacifický pás. Na jeho složení se podílí především plagioklasy oligoklas a andezín, z tmavý ch minerálů hlavně amfibol a pyroxen, méně biotit. Vyrostlice tvoří jak živce, tak 
tmavé minerály. Porfyrická textura andezitu bý vá velmi nápadná díky vyrostlicím č erného, č asto sloupeč kovitého amfibolu. Andezity jsou převážně kompaktní, a vyznač ují se dobrý mi fyzikálně-mechanický mi vlastnostmi, které však mohou negativně ovlivnit hydrotermální procesy, označ ované jako propylitizace. Při tom se mění vý chozí minerální složení za vzniku sericitu, epidotu, kaolinitu a kalcitu, což má za následek zhoršení technicky vý znamný ch vlastností (např. mrazuvzdornosti). Andezity se vyskytují nejvíce na Slovensku v řadě středoslovenský ch vulkanický ch pohoří (Š tiavnické a Kremnické vrchy, Slánské vrchy a Vihorlat). Na Moravě jsou známy z lomařské oblasti v okolí Uherského Brodu (lokality Nezdenice, Bojkovice, Bánov). 
Čedič (bazalt) 
Je nejhojnější vý levnou horninou na Zemi vůbec. Typická barva č edič e je šedoč erná. Hlavní minerální součásti jsou plagioklasy (labradorit a bytownit) a pyroxen -augit. Amfibol a biotit se vyskytují ojediněle. Některéč edič e jsou typické přítomností olivínu, buď ve formě vyrostlic nebo celý ch uzavřenin (tzv. olivínový ch pecek), vzniklý ch rekrystalizacíútržků ultrabazický ch hornin, tvořený ch převážně olivínem. Obsahuje-li č edič některý minerál ze skupiny foidů, odlišují se pak horniny speciálních názvů. Č edič e jsou také typické některý mi formami vý skytu. V případě podvodních efuzí vznikají někdy tzv. polštářové lávy. Vlivem kontrakce při ochlazováníč edič ový ch vý levů vznikají vertikální trhliny způsobující sloupcovitou odlučnost č edič e. Pro některé č edič e je typický tzv. bobovitý rozpad. Č edič je znám svojí vysokou pevností a houževnatostí. Proto se hodí jako kvalitníštěrk. Pro snadnou ohladitelnost se však nehodí pro silnič ní úč ely. Speciální využití má tavenýč edič .V rámci Č eského masívu se vyskytují především terciérníč edič ev Č eském středohoří a v Doupovský ch horách. 
Paleovulkanity č edič ového složení jsou zastoupeny permo-karbonský m melafyrem. Ten se vyznač uje č asto mandlovcovitou texturou a temně hnědofialovou barvou, se kterou kontrastuje zelený povlak mandlí tvořený chloritem. 
Ještě starší bazaltoid vyskytující se u nás je ordovický ažsilurský diabas, který má na rozdíl od předchozích bazaltoidůč asto makroskopicky zrnitou texturu a nazelenalé zbarvení. V minulosti se využíval jako dekorač ní kámen ve středních Č echách. V Nízkém Jeseníku se vyskytuje diabas devonského stáří. Ve slabě metamorfované podobě s č asto plošně paralelní texturou je diabas součástí metabazitové zóny brněnského masívu. 
Výlevné horniny s foidy 
Fonolit (znělec) 
Složení fonolitu je obdobné trachytu, s tím rozdílem, že obsahuje navícv základní hmotě minerál nefelín ze skupiny foidů. Ten dodává fonolitu charakteristické nazelenalé zabarvení. Kromě běžné porfyrické textury jako u ostatních vulkanitů se fonolit nezřídka vyznač uje i texturou mandlovcovitou. Uvnitř mandlí se objevujíč asto minerály ze skupiny zeolitů. Fonolit se u nás nachází v jz. části Č eského středohoří. Hodí se na štěrk, jako lomový kámen a používá se i na vý robu lahvového skla. 
Vulkanická skla 
Vulkanická skla jsou poměrně vzácné horniny vznikající velmi rychlý m utuhnutím různý ch typů magmatu. Nejč astěji však svý m chemizmem odpovídají kyselému magmatu, které se vyznač uje větší viskozitou a rychlejším tuhnutím než magma bazické. Podle charakteru textur a podle obsahu vody se rozlišují: 
• 	obsidiá n, obvykle č erně zbarvený , se silný m skelný m leskem a lasturnatý m lomem, obsah vody je malý (1 až2 %) 
• 	
smolek, je zpravidla hnědozelený s typický m smolný m leskem, obsah vody je vyšší (až10 %) 

• 	
perlit, šedý ažč erný , vyznač uje se vý raznou kulič kovitou (perlovitou) odluč ností 

• 	
pemza, šedobílá, typická je pěnovitou texturou, způsobující velmi nízkou objemovou hmotnost (plave na vodě), obsah vody je nepatrný 


KONTROLNÍOTÁZKY: 
1. 	
Které jsou nejdůležitější horninotvorné minerály? 

2. 	
Podle č eho lze nejlépe rozlišit živce od křemene? 

3. 	
Jakou tvrdost mají slídy? 

4. 	
Jak se nejlépe odliší biotit od ostatních tmavý ch minerálů? 

5. 	
Jak lze rozeznat štěpné plochy od lomný ch? 

6. 	
Čím se vzájemně liší minerály amfibol, pyroxen a turmalín? 

7. 	
Jak se dělí vyvřelé horniny podle původu, minerálního složení, chemizmu a stáří? 

8. 	
Které vyvřelé horniny mají makroskopicky zrnitou texturu a které celistvou? 

9. 	
Čím se liší porfyrická textura od mandlovcovité? 

10. 
Pro kterou horninu je typická přítomnost olivínu? 

11. 
Pro kterou horninu je typická přítomnost analcimu a co způsobuje? 

12. 
Jaký je název vý levného ekvivalentu gabra? 

13. 
Jaký je rozdíl mezi žulou a syenitem? 





HORNINY SEDIMENTÁ RNÍ 
Jsou nejrozšířenějšími horninami na zemském povrchu. Setkáváme se s nimi ve stavební praxi jako s nejč astějšími typy základové půdy pro jednoduché stavby, založené na plošný ch základech, i pro liniové dopravní stavby. 
Vzhledem k tomu, že petrografická klasifikace sedimentů není dosud ve světě jednotná, uvádíme zde tradič ní starší dělení na sedimenty klastické, chemické a organogenní. Ke skupině klastický ch sedimentů přiřazujeme i skupinu hornin vulkanoklastický ch a reziduálních. 
Vznik sedimentá rních hornin 
Vznik sedimentárních hornin lze rozdělit na několik fází: 
• 	
zvětrá vá níhornin (magmatický ch, metamorfovaný ch nebo starších sedimentárních) 

• 	
přenos - transport zvětralého materiálu různý mi transportními č initeli (voda, vzduch, ledovec) v podobě klastický ch částic nebo formou roztoků 

• 	
usazová ní- sedimentace přeneseného materiálu v sedimentač ních prostředích různého charakteru, může jít o hromadění klastický ch částic nebo srážení minerálůz roztoku 

• 	
zpevňová ní- diageneze usazeného materiálu, a to buď kompakcí (stlač ením) vlivem tíhy nadloží, nebo chemickou cestou tzv. cementací, při níždochází k vysrážení některého minerálu tvořícího v klastický ch sedimentech tmel. Diagenezí zpevněné sedimenty považujeme za horniny skalní. Příkladem může bý t vznik pískovce z písku nebo slepence ze štěrku. 



Sedimentač ní prostředí 
Podle prostředí, ve kterém sedimentace (usazování) probíhá můžeme rozlišit sedimentaci na pevninách a sedimentaci v mořích. 
Mořské ho pů vodu je převážná část sedimentů. Usazování zde probíhá chemickou i biochemickou cestou, ale i mechanický m tříděním klastický ch částic přinesený ch z pevniny. 
Podle toho kde k sedimentaci dochází, mění se způsob sedimentace i charakter sedimentu. Na pevninském šelfu (kontinentální pláni), která má velmi mírný sklon a sahá do hloubky cca 200 m vznikají sedimenty štěrkovité, písč ité a jílovité a jejich zrnitost se postupně zjemňuje s hloubkou. Mohou zde vznikat i organogenníútesové vápence (korálové bariéry) a v mělký ch částech evapority (sůl, sádrovec). Ve větší hloubce pod kontinentálním svahem vznikají jemná bahna i chemické sedimenty. Na tvorbu sedimentův moři má vliv teplota vody, tlak vody, salinita i organizmy. 

Tvar říčního údolí na horním toku 
Na kontinentech může sedimentace probíhat jednak na souš i, jednak pod vodou. K sedimentům, které vznikají na souši patří sedimenty eolické (větrné), sedimenty svahové a sedimenty ledovcové . K sedimentům, které vznikají ve vodním prostředí patří sedimenty říč ní, jezerní a sedimenty pobř ež ních lagun. 
Na souš i je rozhodujícím faktorem klima. Urč uje charakter sedimentu. V pouš tních oblastech (zabírají asi 1/5 souše) je rozpad hornin ovlivňován střídáním denní a noční teploty a dochází k deskvamaci neboli odlupování povrchu hornin. Vznikléúlomky jsou dále přenášeny větrem za vzniku dun (písečný ch přesypů). V období prudký ch lijavců mohou i zde vznikat bahnité písčité proudy v korytech jinak vyschlý ch řek. Rovněž po období zimních mrazů dochází k rozbřídání pouštních sedimentů a jejich novému ukládání.V horký ch oblastech dochází k extrémnímu vý paru a při povrchu se tak vytváří pevnékrusty a ků ry, č asto pestře zbarvené- načervenaléa žlutohnědé. 
V podhů ří a na ú patí svahů všech zeměpisný ch šířek vznikají svahové sedimenty. K sedimentaci úlomků dochází účinkem gravitace a přemisťování nastává deštěm nebo svahový mi pohyby. Vytvářejí se dejekč ní kuž ely i kamenná moř e. 
Říč ní sedimenty vznikají podle charakteru a vý voje říčního toku i říč ního údolí. V horním toku máříčníúdolí zpravidla tvar písmene V. Erozivníčinnost je převážně hloubková, nerovnosti a spádová křivka toku se vyrovnávají vodopády a peřejemi. Horninovéúlomky se transportují vlečením a dochází k intenzivnímu opracovávání horninového materiálu. Na středním toku řeka eroduje do stran, vytváří spíše neckovitéúdolí a meandry (zákruty) a ukládá sedimenty. Postupně klesá velikost sedimentovaný ch částic a vytvářejí se aluviá lní nivy. V dolním toku převažuje zpravidla sedimentace nad erozí. Vznikají aluviální roviny s mohutný mi nejmladšími nánosy, často bahnitého nebo písčitobahnitého charakteru. 
Zvláštním typem říčních sedimentůjsou říční š tě rkové terasy.U většiny našich řek vznikly v pleistocénu vlivem střídání období zalednění a období oteplování. V období mrazu bylo v řece málo vody, její transportní síla byla malá a docházelo k ukládání transportovaného materiálu. V období tání bylo v řekách mnoho vody, řeka nejen přenášela, ale i hloubkově erodovala koryto a vytvářela tak novou budoucí sedimentační bázi dalších štěrkový ch usazenin. Schematickéznázornění vý voje říčních teras je na obr. 7. 
Sedimentace v jezerech je různorodá a o charakteru sedimentu rozhodují nejen klimatické podmínky (minulé i současné), ale i charakter horninového prostředí. Tak v pouštních oblastech vznikají evapority (sůl, sádrovec), v mírném pásmu všechny typy klastický ch sedimentů a v okolí vulkánů pyroklastika. Ve vlhkém klimatu se vytváří raš elina a bahno, jezera rychle zarůstají a může za určitý ch podmínek vznikat budoucí uhelná sedimentace. Zvláštním typem jezerních sedimentůjsou křída a rozsivková zemina (diatomit neboli křemelina). 
Ledovcová sedimentace se vyznačuje netříděností materiálu. Ledovce se dělí, podle toho kde se vyskytují, na: 
• 	
pevninské (skandinávského typu) 

• 	
vysokohorské (alpského typu). Ledovcovéúdolí vysokohorského 
ledovce má tvar písmene U. 



V ledovcích vznikají bazá lní, bočnía čelnímoré ny, které po ústupu ledovce vý znamně ovlivňují morfologii území. Č asto zahradíúdolí a tak vznikají horská jezera (plesa). Morénové sedimenty lze dobře využívat jako stavební 
bazální moréna
materiál, je však třeba je třídit a zbavit jílovitý ch a hlinitý ch příměsí. Typický tvar ledovcového údol 


Obr. 7 Schematické znázornění vý voje říč ních teras. 
Zbytky sedimentů kontinentálního ledovce nacházíme u nás na Ostravsku, Opavsku a v Moravské bráně. Jsou to jednak známé osamocené bludné (eratické ) balvany, jednak fluvioglaciá lnípísčitéštěrky a souvkové hlíny. 

Textury sedimentá rních hornin 
Pro většinu sedimentárních hornin je typická vrstevnatá textura (obr. 8), související se způsobem jejich vzniku. Č astá je i textura pórovitá . Velikost pórů bý vá obvykle několik desetin mm až několik mm. 
Textury klastických sedimentá rních hornin 
Klastické sedimenty (úlomkovité) se dělí podle velikosti úlomků do č tyř skupin: 
Názvoslovípodle Č SN 73 1001 
• 	
psefity (velikost nad 2 mm) štěrková složka (ba) 

• 	
psamity (2 až 0,06 mm) písč itá složka (bb) 

• 	
aleurity (0,06 až 0,002 mm) prachová složka (ca) 

• 	
pelity (pod 0,002 mm) jílová složka (cb) 


Na základě tohoto rozdělení se popisují i textury psefitická , psamitická , aleuritická a pelitická . 
29 


Obr. 8 Vrstevnatá textura. 
Pro stavebního inžený ra je dobře si zapamatovat, že názvy skupin pocházejí z řeč tiny: psefos = hrubý, psamos = písek, alevros = mouka, pelos = bahno. Podle toho lze jednoduše dělit tyto sedimenty na štěrkovité, písč ité, hlinité a jílovité. To v podstatě odpovídá i dělení podle norem pro zakládání na plošný ch základech: štěrk (gravel -G), písek (sand -S), hlína (mould -M) a jíl (clay - C). 
Charakter pojiva zpevněných klastických sedimentů 
Stupeň zpevnění původních zemin (štěrkovitý ch, písč itý ch a jílovitý ch) má velký vliv na fyzikální, mechanické i deformač ní a hydraulické vlastnosti hornin. Způsob, jaký m pojivo vyplňuje prostor mezi zrny, je rovněž důležitý m texturním hlediskem klastický ch sedimentů. Rozlišují se tyto základní typy pojiva: 
• 	
kontaktní-zrna jsou spojena jen na styku, v hornině je velké množství pórů a hornina je propustná pro vodu podle průlin mezi zrny 

• 	
povlakové-zrna jsou obalena po celém obvodu pojivem, ale mezi zrny jsou zachovány póry, označ uje se téžobalný tmel 

• 	
pórové-vyplňuje póry mezi dotý kajícími se zrny 

• 	
výplňové -vyplňuje póry mezi zrny, která již dříve byla stmelena starším pojivem (např. dotykový m), jedná se proto o mladší generaci tmelu, která může přispět ke zpevnění horniny 

• 	
bazá lní-pojivo převažuje nad klastický mi částicemi, které jsou v něm roztroušeny a vzájemně se nedotý kají 

• 	
korozní -zrna jsou korodována tmelem a mají proto nepravidelný až zubovitě laloč natý povrch 

• 	
regenerační-vzniká orientovaný m obrůstáním klastický ch zrn tmelem stejného složení, tím dochází k dokonalému spojení a ke zvýšení pevnosti horniny 


Pokud lze rozpoznat primární (klastické) nebo sekundární (chemogenní) pojivo, označuje se primárníjako základní hmota (matrix) a sekundární jako tmel. 
Z hlediska minerálního charakteru zpravidla jsou nejč astější pojiva železitá (limonit -rezavá barva, hematit -č ervenohnědá barva), pojivo křemité -barva šedobílá, vá pnité -barva béžová až bělavá, glaukonitové -barva šedozelená. Některá z těchto pojiv jsou typická pro urč ité geologické období. Tak např. hematitové pojivo je běžné v permu, křemité a glaukonitové v křídě, vápnité ve flyši. Podle pestrosti pojiv je zřejmé, že s typem přítomného pojiva souvisí i celkové zbarvení sedimentu. Příklady pojiv jsou znázorněny na obr. 9. 

Obr. 9 Typy pojiv klastický ch sedimentů. 1 -kontaktní, 2 -povlakové,3 -pórové nebo vý plňové, 4 - bazální, 5 - korozní, 6 - regenerač ní. 
Tvar zrn klastických sedimentá rních hornin 
Dalším texturním znakem klastický ch sedimentů je stupeň zaoblení klastický ch částic a jejich tvar. K odhadu se používá vizuálníškály (obr.10). 

U zaoblený ch úlomků- valounůse jejich tvar vyjadřuje koeficientem plochosti Kp. 

a = nejdelší osa, b = střední osa, c = nejkratší osa valounu. 
Textury chemogenních a organogenních usazených hornin 
Textura většiny chemogenních sedimentů je krystalinní (složená ze zrn karbonátu nebo křemene různé velikosti). Makroskopicky se však téměř vždy jeví jako celistvá . Např. pro travertin je typická textura vrstevnatá a pórovitá (obr. 11). 
U organogenních sedimentů se nejč astěji vyskytuje textura organogenní, jsou­li v hornině zachovány celé schránky organizmů, které se podílely na jejím vzniku. Vlivem proudění vody může dojítk přednostní orientaci schránek, např. u ortocerasový ch vápenců s kónický mi schránkami hlavonožců (obr. 11). Jsou-li patrné pouze rozdrcené části pevný ch schránek, mluví se o textuře 
organodetritické . 

vrstevnatá a pórovitá textura travertinu (výše na obr.) organogenní textura ortocerasového vápence (dole) 


Minerá ly sedimentá rních hornin 
Dělí se do dvou skupin: 
• 	
Autigenní minerály, které vznikají během tvorby sedimentu. Z autigenních jsou z hlediska stavební praxe nejdůležitější jílové nerosty, ze síranů sá drovec a anhydrit, z oxidů hematit a limonit, křemen i ve formě opá lu a chalcedonu, ze sulfidů pyrit a markazit, z uhličitanů kalcit a dolomit. 

• 	
Alotigenníminerály, které jsou přinášeny z jiný ch míst. Z alotigenních minerálůjsou důležité křemen, živce, muskovit. Zvláštní skupinou jsou tzv. těžké nerosty. Patří k nim např. magnetit, ilmenit, turmalín skoryl, graná ty a staurolit, některé amfiboly a pyroxeny. Vyskytují se v písčitý ch sedimentech zvyšují jejich objemovou hmotnost. Takové sedimenty lze využít jako kamenivo do těžký ch betonů. 


Kromě minerálů se na stavbě sedimentů podílejí i organizmy svý mi schránkami (zkameněliny neboli fosilie). Bý vají nejčastěji vápnité nebo křemité. Další součástí sedimentůmohou být bitumen a uhelná substance. 

Přehled usazený ch hornin 
Klastické sedimenty 
Zeminy 
Jako zeminy se v inžený rském smyslu označují nezpevněné horniny, které se podle zrnitosti dělí na balvanité, kamenité, štěrkovité, písčité, prachovité a jílovité. Podle plasticity mohou bý t soudržné a sypké . 
Sutě 
Jsou to hranaté zvětralinové skalníúlomky uložené na svahu. Gravitací nebo svahový m pohybem se mohou částečně zaoblit na hranách a rozích. Podle charakteru převažujících úlomků mohou být čistě kamenité nebo hlinito­kamenité a podle toho se na svahu chovají. Jsou dobře propustné a na úpatí svahu mohou v nich vznikat menší prameny, jejichž existence závisí na množství srážek a ročním období. Při inžený rskogeologickém průzkumu je třeba vyšetřovat nejen jejich ulehlost, stabilitu a propustnost, ale i průběh povrchu podložních hornin pod nimi. 
Štěrky 
Jsou klastické hrubé sedimenty složené z valounů odpovídajících velikostí psefitový m úlomkům z 80 %. Podle původu mohou bý t mořské, jezerní a říční. Podle kvalitativního zastoupení valounů mohou bý t monomiktní (složené z jednoho horninového nebo minerálního typu) a polymiktní (složené z různý ch typů valounů). Říčníštěrky se vyskytují jak ve dně, tak i v naplavený ch lavicích v zákrutech řek. Zvláštním typem jsou terasovéštěrky, které nacházíme v různý ch výškách svahu a které představují staré fluvioglaciální akumulace z období pleistocénu. Š těrky se používají k vý robě betonu, slouží jako filtrač ní a stabilizač ní materiál. Poskytují dobrou a spolehlivou, málo stlač itelnou základovou půdu. Při zakládání na štěrkový ch terasách ve svahu je však třeba vyšetřovat průběh štěrkové vrstvy pod celý m objektem. 
Ke štěrku lze přiřadit i till. Jedná se o nezpevněný materiál ledovcový ch morén. Je nestejnorodý jak z hlediska velikosti, tak i složení i tvaru úlomků. Pro stavební využití se musí třídit a kvalitativně posuzovat pro každou stavbu zvlášť. 
Písky 
Jsou sypké sedimenty s úlomky odpovídajícími velikostí z 80 % psamitům. Většinou se skládají z křemene, živců a muskovitu. Mohou obsahovat až 20 % prachovité, jílovité nebo štěrkovité příměsi a dále těžké nerosty. Mohou bý t mořské, jezerní i říč ní, ale i eolické (větrné) nebo-li váté. Některé mořské písky obsahují zrnka karbonátů, některé příměs glaukonitu. Jezerní písky bý vají silně jílovité, váté písky křemenné s malý m podílem živců nebo rohovců. 
Pro stavebnictví jsou důležité písky tekoucí, tzv. kuřavka. Jedná se o písky, do nichž pronikl proud podzemní vody, který pootáčí jednotlivá zrneč ka a způsobuje ztekucení celého komplexu. Takové písky jsou pro zakládání nevhodné, způsobují závaly při ražbě a většinou se zpevňují zmrazováním. 
Písky se používají ve stavebnictví jako stavební materiál, křemenné písky jsou dobrý m filtrač ním materiálem a č asto slouží i jako sklářská surovina. Jílovité písky se používají ve slévárenství. Jako škodlivé příměsi lze označ it slouč eniny železa, humus a jiné organické látky. 
Sprašoidní zeminy 
Patří sem spraše, spraše pahorkatin a sprašové hlíny. Na našem území většinou vznikly eolickou č inností v pleistocénu. V některý ch zemích, např.v Číně, vznikají i v souč asné době. Bý vají rozděleny půdními tmavšími horizonty ve více vrstev, nebo se střídají vápnité a nevápnité vrstvy v jednom souvrství. Sprašoidní sedimenty jsou převážně okrové barvy, skládají se z kosterních zrn (křemen, živec) a jílový ch minerálů (hlavně illitického charakteru). Pro spraše je charakteristický obsah CaCO3 a to jednak ve formě povlakůbílé barvy, jednak jako cicvá ry - konkrece nepravidelného tvaru a velikosti. Příměs cicvárů zhoršuje kvalitu spraší jako suroviny k vý robě cihel. 
Spraš je pórovitá, silně stlač itelná a pro vodu dokonale propustná. V suchém stavu je stabilní i ve vysoký ch stěnách, s vodou však rychle rozbřídá a kolapsuje. Jako základová půda se hodnotí jako podmíněně použitelná. Spraše a sprašové hlíny jsou vý znamnou cihlářskou surovinou. Vhodné jsou zejména zeminy s nízký m obsahem CaCO3. 
Hlíny 
Mohou bý t různého původu (geneze) a složení. 
Aluviá lníhlíny (povodňové) se nacházejí v blízkosti řek v inundač ním území, tzv. aluviá lnínivě. Podle toho se jim krátce říká aluvium. Jsou stlač itelné, obsahujíč asto organogenní příměs v takovém množství, že na nich nelze zakládat. Jsou zvodnělé, hladina podzemní poříč ní vody kopíruje hladinu vody v řece, při povodních vystupuje až k povrchu, za sucha se snižuje až na úroveň vody v toku. Vzniká tak depresní křivka proměnlivého tvaru a při zakládání lze využít jen zpevněného povrchu pro lehké a nenároč né stavby. 
Svahové hlíny (deluvia) vznikají na svazích zpravidla přemístěním eluvia. Složení je jílovité až písč itohlinité, bý vají napojeny srážkovou vodou a mohou přecházet do deluviofluviálních svahový ch sedimentů. Jako základová půda nejsou příliš spolehlivé a zpravidla je nelze využít ani jako zdroj stavebního materiálu. 
Zvláštním typem hlín jsou souvkové hlíny na Ostravsku. Jsou ledovcového původu a vyskytují se v poměrně malé mocnosti. V zářezech dopravních staveb jsou však nestabilní a musí jim bý t proto věnována zvláštní pozornost. 
Jíly a slíny 
Jsou to jemné zeminy s téměř 90 % jílové pelitické frakce. Podle převládajícího jílového nerostu mohou bý t objemově stálé -kaolinitové jíly nebo objemově nestálé - jíly s obsahem smektitůnebo jílový ch slíd (illitové). 
Kaolinitové jíly jsou bělavé (č isté) nebo zbarveny druhotnou příměsí oxidů železa do žluta ažč ervenohnědá. Vý jimeč ně jsou až tmavošedé nebo nazelenalé. Používají se k vý robě porcelánu a šamotu, jako příměsi do barev, žáruvzdorný ch cihel a do tiskařskéč erni. Jsou objemově stálé. 
U nás se vyskytují v těžitelném množství v chebské, č eskobudějovické a třeboňské pánvi a u Š atova na jižní Moravě. V blízkosti Rudic se těžily v minulém století a sloužily k vý robě krásné moravské keramiky. 
Jíly objemově nestá lé tvoří převahu jílovitý ch základový ch půdu nás. Jsou většinou šedé ažšedozelené, při navětrání rezavošedé. Jako základová půda jsou známy citlivostí vůč i vysychání a smršťování i vůč i rozbřídání a bobtnání. Jejich zvláštním typem jsou tzv. potrhané jíly. Vyskytují se č asto v blízkosti zlomový ch linií a skládají se z nepravidelný ch ostrohranný ch úlomků o velikosti jednoho až několika cm, omezený ch vůč i sobě hladký mi lesklý mi (vyleštěný mi) ploškami. Hmota mezi těmito úlomky je lístkovitá, prohnětená. Tyto jíly vedou vodu, na rozdíl od masivních téměřnepropustný ch a vyznač ují se sníženou stabilitou v zářezech. 
Slíny jsou jemné pelity barvou i vzhledem podobné jílům, které obsahují jemně rozptý lený uhlič itan vápenatý . Reakce s HCl je bouřlivá. Jako základová půda se chovají stejně jako jíly, většinou je převažující jílový nerost objemově nestálý . 
Zvláštní zeminou, tvořenou jílový mi minerály je bentonit. Původem jde o horninu reziduální, s vysoký m obsahem bobtnavého montmorillonitu. V technologické praxi se mu též říkalo fullérská hlinka. Bentonit může přijímat urč ité kationty a náhradou za ně uvolňovat vápník a hořčík. Bobtnavé bentonity mohou absorbovat vodu až v osminásobku svého objemu. Toho se využívá ve stavebnictví ve vrtné technice k vý robě injekč ních směsí pro těsnění horninového prostředí. U nás se vyskytují bentonity v okolí Mostu, nejznámější lokalitou jsou Braňany. 

K rozlišení jílového charakteru a objemové stálosti soudržný ch pelitů se využívá některý ch mineralogický ch metod, např. rentgenové difrakč ní analý zy, diferenč ní termické analý zy (DTA) a rastrovací elektronové mikroskopie. 
Zpevněnéklastickésedimenty 
Brekcie 
Jsou zpevněné angulární až subangulární psefitovéúlomky (většinou původní sutě). Mohou bý t monomiktní i polymiktní. Od zpevněný ch brekcií klastického původu je třeba odlišovat brekcie tektonické , které vznikly drcením horniny na zlomech a dodateč ný m stmelením vzniklý ch úlomků a brekcie vulkanické , které vznikají stmelením sopeč ný ch vyvrženin. Brekcie jsou různý ch barev a odstínůa některé poskytují krásné a vyhledávané dekorač ní materiály. 
Slepence 
Označ ují se též jako konglomerá ty. Jsou to zpevněné psefity s oválný mi úlomky (valouny). Podle složení mohou bý t monomiktní nebo polymiktní, podle typu pojiva mohou bý t křemité, krevelové, limonitové, vápnité. Mohou se využívat jako stavební kámen i jako kámen dekorač ní. 
Pískovce, arkózy, droby 
Jsou zpevněné psamity, které se liší svý m minerálním složením i typem pojiva. Skládají se ze zrn křemene a úlomků stabilních hornin (např. silicitů, kvarcitů), tzv. složky stabilnía složky nestabilní(především živce) a jílové jemné hmoty. 
Pískovce 
Skládají se převážně ze zrn křemene, malého podílu jílové matrix a pojiva. Podle typu pojiva mohou bý t křemenné -barvy bělavé, vyskytující se hlavně v č eské křídové tabuli, hematitové -barvy hnědoč ervené, typické pro perm, glaukonitové -barvy šedozelené, nacházející se v beskydské křídě flyšového pásma, vá pnité -barvy žlutošedé, vyskytující se ve flyšia limonitové -barvy rezavé, které jsou v křídě i flyši. 
Glaukonitové pískovce Beskyd jsou pevnější než pískovce vápnité a označ ují se jako godulské. Lze je používat i jako kameniva k dlažbě rigolů a svahů horský ch bystřin. Základní hmota pískovcůmůže bý t siltovitá nebo jílovitá. 
Arkózy 
Jsou zpevněné psamity, které se skládají převážně ze zrn živce. Jílová základní hmota je zastoupena až do 20 %. Barva je č ervenohnědá od krevelového pojiva, vý jimeč ně jsou kaolinitové -barva bělavá nebo nažloutlá. Jsou typické pro č eský permokarbon okolí Rakovníka a Kladna. 
Droby 
Jsou to polymiktní zpevněné psamity, které obsahují kromě zrn minerálů i úlomky hornin -převážně jílovitý ch kulmský ch břidlic. Jílová hmota drob je slabě epizonálně metamorfovaná, což způsobuje poměrně vysokou pevnost a houževnatost těchto hornin, které se tak mohou využívat i jako drcené kamenivo. Barva drob je šedá, zvětráváním přibý vá hnědé až rezavohnědé. Jsou to mořské sedimenty, které se vyskytují jako hlavní horniny kulmu Drahanské vrchoviny, Nízkého Jeseníku a Oderský ch vrchů.V Č echách se vyskytují v Barrandienu. 
Moravské droby jsou jedním z nejč astějších stavebních kamenů. Používaly se jako stavební kámen na zdivo, obrubníky, chodníky, patníky i jako kamenivo drcené. Š kodlivinou při drcení ve velkolomech bý vají jílovité břidlice, s nimiž se droby společ ně v kulmském souvrství vyskytují. Proto při vý běru nový ch lomůby se mělo na tuto skuteč nost pamatovat. 
Opuka 
Jiný mi slovy je možné tuto horninu označ it jako písčitý slínovec, který se vyskytuje jako typická hornina v souvrstvíč eské křídy. Barva je bělavá až žlutošedá, u tzv. zlaté opuky rezavá. Typickou příměsí opuky jsou mikroskopické jehlice mořský ch hub tvořené opálem (tzv. spongie). Jejich množství ovlivňuje pevnost a trvanlivost opuky. Jedná se o kvalitní stavební kámen, který byl oblíben zvláště ve středověku v pražském okolí. Opuka není vhodná k vý robě drceného kameniva. Je však dobře opracovatelná a může sloužiti k sochařský m úč elům. 
Jílovce a slínovce 
Jsou zpevněné pelity, slínovce s obsahem CaCO3. Hlavními minerály jsou jílové nerosty, většinou illitové povahy. Majíšedou, bílošedou ažč ernošedou barvu a lasturnatý lom. Některé se mohou využívat k vý roběšamotu. Jílovce z oblasti permokarbonu a karbonu se označ ují jako lupky. 
Jílovébřidlice 
Jsou zpevněné břidlič naté pelity většinou šedé barvy, které jsou charakteristické pro kulm severní Moravy. Zde se od pradávna využívaly jako střešní krytina, tzv. pokrývačské břidlice. Ve vodě jsou stálé, nerozpadají se, a tím se odlišují od jílovců.Z jílový ch minerálů převažuje illit. V Barrandienu se vyskytují jílové břidlice kameneč né, jsou algonkického stáří a obsahují pyrit. Jílové břidlice se mohou těžit i k vý robě expanditu. 
Jílové břidlice kulmské se používají na krytinu střech, jako dlažební kámen, k vnějším obkladůmik vý robě drti na střešní lepenky. Slouží rovněž k vý robě tvárnic a jako stavební písek. Těží se v Nový ch Těchanovicích a porůznu v Nízkém Jeseníku. 
Biochemickékarboná tovésedimenty 
Patří k nim vá pence, dolomity apřechodné typy mezi slínovcem a vápencem a vápencem a dolomitem (tab. 4), travertin a psacíkřída. 
Tab. 4 Přechodné horniny mezi vápencem a dolomitem, jílovcem a vápencem. (100 % u vápence představuje 100 % CaCO3) 

100  90 50  10  0%  
vápenec dolomitický vápenec  vápnitý dolomit  dolomit  
0  10 50  90  100%  

Vá pence 
Chemogenní vá pence jsou skalní horniny, složené převážně z kalcitu (CaCO3). Jejich textura se jeví stavebnímu inžený ru jako makroskopicky celistvá, ve skuteč nosti je hmota horniny složena z mikroskopický ch zrn a označ uje se jako krystalinní. Zvláštním typem jsou tzv. vá pence oolitické . Jsou charakterizovány velký m množstvím ooidů neboli oolitů -kulovitý ch nebo vejč itý ch tělísek o průměru až 2 mm s koncentrickou nebo radiálně paprsč itou stavbou. 
Organogennívá pence se liší od předchozích prakticky jen texturou, která se označ uje jako organogennínebo organodetritická (viz. textury sedimentů). Její konkrétní podoba souvisí s tvarem a velikostí pevný ch schránek živoč ichů nebo částí rostlin, díky jejichž nahromaděním daný vápenec vznikl. Na rozdíl od chemogenních vápencůvšak nikdy nemají makroskopicky celistvou texturu. Někdy mohou bý t i pórovité. 
Barva vápenců bý vá bílá, světle až tmavěšedá, mohou bý t zbarveny i do č ervena, žluta nebo zelena. Kalcitovéžilky jsou vždy bílé. 
Kvalita vápence, jako suroviny k vý robě cementu, je zpravidla urč ována procentuálním zastoupením kalcitu, kterého by mělo bý t nejméně 50%. Z dalších minerálů bý vá přítomen minerál dolomit, klastická příměsa případně i jílové nerosty (illitu). 
Vápence se používají k vý robě vápna a cementu, jako kamenivo pro různé stavební úč ely, jako stavební kámen kusový i opracovaný , některé druhy se brousí a leští k dekorač ním úč elům. 
V Č echách patří k vý znamný m lomařský m oblastem okolí Berouna, na Moravě okolí Brna a Hranic na Moravě. Několik drobný ch lomů je i v Nízkém Jeseníku. Zvláštní typ vápence je zastoupen v tzv. vnějším bradlovém pásmu. Jedná se o pruh osamocený ch ker, které vystupují mezi Mikulovem a Š tramberkem. Tvoří Pálavské kopce, vápencový vý skyt u Kurovic a známý štramberský Kotouč . 
Dolomit 
Je to chemogenní karbonátová hornina, která se skládá hlavně ze zrn dolomitu CaMg(CO3)2, příměsi illitu a případně i bitumenu. Vzhledem k tomuto minerálnímu složení, vykazuje dolomit s HCl pouze slabou reakci a tím se liší od č istý ch vápenců. Barva může bý t bílá, šedá až tmavošedá, žlutobílá i narůžovělá. Textura je makroskopicky celistvá, masivní. Při zvětrávání se některé typy dolomitu rozpadají v drobnéčástice velikosti zpravidla několika mm, tzv. dolomitický písek. 
Dolomit je odolnější vůč i zvětrávání než vápenec, a tím vytváří ve vápencový ch a dolomitový ch pohořích ostřejší morfologické tvary i bizarní povrch skal. Patří proto právem k nejatraktivnějším turistický m oblastem. 
V Č eské republice netvoří dolomit vý znamné samostatné masívy, je však zastoupen hojně na celém středním Slovensku. 
Travertin 
Vyznač uje se šedobílou, šedožlutou až rezavěžlutou barvou. Nažloutlé zbarvení je způsobeno limonitem. Travertin bý vá běžně pórovitý a vý razně vrstevnatý . Sráží se z pramenů obsahujících CO2 a rozpuštěný hydrogen uhlič itan vápenatý . Při vý věru uniká znač ná část CO2 do vzduchu nebo je odebírána rostlinami. Hydrogen uhlič itan přestává bý t v roztoku stabilní a přechází na normální CaCO3, který se usazuje. Takto se postupně vytváří tzv. travertinové kupy, které rostou dokud pramen nepřestane vyvěrat (obr. 12). Jejich velikost může bý t od několika metrůaždo několika set metrů. 
Nejvíce vý skytů travertinu je soustředěno ve Slovenské republice, kde vznikaly především v pleistocenu a holocénu a na některý ch lokalitách se travertin tvoří i v souč asné době. Typický mi vý skyty travertinový ch kup jsou např. okolí Spišského Podhradí, kde jsou jedny z největších, u Vrůtek, Ružbach, Bešeňové u Ružomberka a na vrchu Dreveník. 
Travertin se používá k vý robě leštěný ch obkladový ch desek, kamenný ch zábradlí, vý jimeč ně i jako sochařský kámen. Vzhledem ke své velmi pórovité textuře se nehodí jako obkladový materiál pro exteriér. Póry se rychle zanáší popílkem a jiný mi neč istotami a č ištění takového povrchu je velmi obtížné. Travertin s masivní texturou a zlatožlutou barvou se označ uje jako zlatý onyx. Vyrábí se z něj dekorač ní předměty. 

Psací křída 
Je zvláštním typem karbonátové horniny. Je to hornina nejč astěji bílá, měkká, otírající se o prsty. Tvořena je především mikroskopický mi schránkami mořský ch mikroorganizmů nebo i příměsí kalcitický ch schránek větších živoč ichů. Obsah CaCO3 je kolem 98%. Pro křídu je typická přítomnost křemitý ch konkrecí pazourků . Vyskytuje se hlavně v severní Evropě (známé bíléútesy u Doveru a na Rujaně). 
Biochemické křemité sedimenty (silicity) 
Jsou neklastické horniny, které se skládají zpravidla z více než 90 % SiO2 Vznikly buď přímo chemický m vysrážením nebo nahromaděním opálový ch schránek mikroorganizmů (např. rozsivek, mřížovců nebo opálový ch jehlic mořský ch hub). Mají různé názvy, např. křemenec, buližník, pazourek, limnokvarcit, rohovec, gejzírit, diatomit. Vyskytují se v sedimentech různý ch geologický ch dob. Z hlediska stavebního vý znamu jde však většinou o zanedbatelné horniny, protože se vyskytují obvykle v malém množství. 
Křemenec (ortokvarcit) 
Tmel č istě křemenný ch pískovců můžev některý ch případech překrystalizovat takový m způsobem, že již není možné rozeznat zrna klastického původu a původní tmel. Takové horniny se nazý vají křemence. Křemence mají obvykle šedou až hnědou barvu a kompaktní, jemně zrnitou texturu. Obsah křemene je minimálně 90%. Oproti pískovcům se vyznač ují vyšší pevností. Typické křemence u nás pocházejí z barrandienského ordoviku (např. drabovské křemence). V neogénu mezi Louny a Mostem se vyskytují křemence známé pod technický m označ ením dinasové křemence, které slouží jako surovina na vý robu dinasu pro vyzdívku pecí metalurgického průmyslu. 
Buližník 
Jako jediný patří u násk vý znamnějším typům s využitím i ve stavební praxi. Je šedý nebo č erný , makroskopicky celistvý a lidově se jeho skalkám říká kamý ky. Nachází se v JZ Č echách. Poskytuje vý bornýštěrk a materiál pro mozaiky. 
Pazourek 
Jde o odrůdu silicitu, tvořícíč asto hlízy ve vrstvě psací křídy. Barva je šedá až č erná na povrchu má bílou kůru, lom je lasturnatý . Může obsahovat mikroskopické jehlice hub. Hlavní vý skyty jsou na obou stranách kanálu La Manche a poloostrově Rujana. U nás se nachází v ledovcový ch uloženinách na severní Moravě a v říč ních sedimentech. 
Limnokvarcit 
Je to hornina kompaktní nebo pórovitá bílé ažšedé barvy, lasturnatého lomu. Je tvořen mikroskopický mi zrny křemene, max. několik tisícin mm velký mi. Hlavním zdrojem silicia pochází z horký ch pramenů, geneticky souvisejících s ryolity. Ke srážení, původně opálu, docházelo v jezerním prostředí. Limnokvarcity se nacházejí na Slovensku v širším okolíŽ iaru nad Hronom. 
Rohovec 
Tvoří obvykle tenké, několik cm mocné polohy např. ve slínovcích a jílovcích karpatského flyše. Je vždy makroskopicky celistvý a barva je šedá, někdy až šedoč erná. Tvořen je zpravidla směsí opálu, chalcedonu a křemene. 
Diatomit 
Vznikl převážně ze schránek rozsivek. Může bý t různě zpevněný . Nezpevněný se označ uje jako rozsivková zemina (křemelina) a zpevněný diatomová břidlice. Křemelina má bílou barvu, je pórovitá. Těží se v jižních Č echách u Ledenic a Borovan. Používá se k vý robě lehč ený ch staviv. 
Vulkanoklastickéhorniny 
Tato skupina hornin má, z hlediska klasifikace, zvláštní postavení. Při jejich vzniku nedochází ke zvětrávání vý chozích hornin. Klastický materiál je č istě vulkanického původu. Tím jsou pyroklastika spíše příbuzná magmatický m horninám. Vzhledem k tomu, že další stadia vzniku pyroklastik (transport vzduchem, sedimentace a následné zpevnění) jsou obdobná fázím vzniku sedimentů a že klasifikace podle velikosti vulkanický ch úlomků je obdobná s klasifikací klastický ch sedimentů, jsme tuto kategorii hornin přiřadili za sedimenty. Vulkanoklastické horniny lze dělit na: 
• 
nezpevněné(tefra) 

• 
zpevněné 


K nezpevněný m počítáme vulkanický popel, vulkanický písek, lapilli, kameny a bomby. 
Ke zpevněný m patří tufy, které vznikly uložením a zpevněním na souši a tufity, které představují týž materiál uložený ve vodě. Tufity obsahují oproti tufům navíc jílové nerosty a klastický materiál ze sedimentárního bazénu. Tufy i tufity se využívají jako stavební materiál vhodný k vý robě tvárnic i celý ch panelů. Podle velikosti úlomků se pyroklastika dělí na: 
• 
velmi jemný vulkanický popel (pod 0,004 mm) 

• 
vulkanický popel (pod 0,063 mm) 

• 
vulkanický písek (pod 2 mm) 

• 
lapilli (pod 63 mm) 

• 
vulkanické kameny a pumy (pod 250 mm) 

• 
vulkanické bloky a balvany (nad 250 mm) 


Tufy se mohou také označ ovat podle toho, ke který m vý levný m horninám látkově patří. Nejrozšířenější jsou tufy čedičových hornin, po nich následují tufy andezitové . Ryolitový ch a trachytový ch tufů je málo. U nás se nacházejí tufy hlavně v Č eském středohoří a v Doupovský ch horách, v menší míře i na severomoravský ch sopkách (např. Venušina sopka, Uhlířský vrch). 
Reziduá lníhorniny 
Podobně jako pyroklastika, tak i reziduální horniny jsou specifickou skupinou hornin mající v systému hornin zvláštní postavení. Jsou to horniny, jejichž materiá l vznikl mechanický m rozpadem, popř. chemický m zvětráváním zdrojové horniny v nejsvrchnější zóně zemské kůry, zůstává spjat se zdrojovou horninou a není transportová n. 
K reziduálním horninám patří: 
• 
eluvium 

• 
bentonit 

• 
kaolín 



KONTROLNÍOTÁZKY: 
1. 
Jaké jsou fáze vzniku sedimentů? 

2. 
Jak se dělí klastické sedimenty podle zrnitosti? 

3. 
Čím se liší zeminy od skalních hornin? 

4. 
Jaká je typická textura u většiny sedimentů? 

5. 
Ve kterém typu sedimentač ního prostředí vznikají nejč astěji sedimenty? 

6. 
Jaké znáte typy pojiva podle vyplnění prostoru a minerální povahy? 

7. 
Jak vznikají sprašoidní sedimenty a které typy k nim řadíme? 

8. 
Co je to kolaps spraše? 

9. 
K č emu se využívají ve stavebnictví karbonátové horniny? 

10. 
Jaký je rozdíl mezi sutí, štěrkem, slepencem a brekcií? 

11. 
Jaký je rozdíl mezi jílem a slínem? 

12. 
Které jílové horniny jsou objemově nestálé a proč ? 





HORNINY METAMORFOVANÉ 
Vznik metamorfovaný ch hornin 
Metamorfované horniny vznikají metamorfózou (přeměnou) magmatický ch, sedimentárních nebo starších metamorfovaný ch hornin. 
METAMORFÓZA je poměrně slož itý proces, př i kterém dochází k př izpů sobování již existujících hornin nový m fyzikálně-chemický m podmínkám prostř edí, do nichž se postupně dostávají vlivem neustále probíhajících geologický ch procesů . Je však odlišnáod zvětrá vá nía diageneze. Na rozdíl od těchto procesů (viz. vznik sedimentů ), probíhá metamorfóza v odlišný ch fyzikálně-chemický ch podmínkách, daný ch nejčastěji vyšší teplotou a tlakem. Z hlediska geologické pozice probíhá metamorfóza obvykle v hlubších částech zemské ků ry. Od magmatický ch procesů je odlišná tím, ž e horninový materiál zů stává v prů běhu metamorfózy v pevném stavu (nevzniká magma). Př i metamorfóze horniny vznikají nové, metamorfníminerá ly. Tento proces se nazý váblasté za. 
U hornin vstupujících do procesu metamorfózy se postupně mění: 
• 
textura 

• 
minerá lnísložení 

• 
chemizmus 


Do jaké míry dochází ke změně vlastností u původní horniny závisí na intenzitě působení metamorfních faktorů , který mi jsou především: 
• 
teplota 

• 
všesměrný tlak (hydrostatický, litostatický) 
• orientovaný tlak (stress) 


• 
parciá lnítlak fluid 

• 
chemická aktivita složek vstupujících do procesu metamorfózy 

• 
čas 


Je nutné si uvědomit, že existuje pestráškála hornin (magmatický ch, sedimentárních č i dříve metamorfovaný ch), které vstupují do procesu metamorfózy a existuje celářada faktorů, které ovlivňují průběh metamorfózy. Pouze malou změnou kterékoli z vlastností původní horniny č i nepatrný m pozměněním faktoru metamorfózy, muže dojít ke vzniku zcela odlišný ch metamorfovaný ch hornin. A naopak někdy velmi odlišný mi metamorfními pochody při vhodný ch vlastnostech původní horniny mohou vzniknout velmi blízké metamorfované horniny. Teoreticky by tak bylo možno, vzájemnou kombinací různý ch původních hornin a faktorů metamorfózy, vytvořit nekoneč ně mnoho druhů metamorfovaný ch hornin. 
Metamorfóza je děj, který nelze přímo pozorovat, a proto jsou podmínky, při nichž probíhá, pouze odhadovány. Uvádí se, že všesměrný tlak narůstá asi o 25 MPa na 1 km hloubky a teplota se pohybuje v intervalu od několika desítek C, do teplot přesahujících 1000 C. 
Vzhledem k uvedený m skuteč nostem odlišujeme různé druhy metamorfózy podle vý sledný ch produktů (metamorfovaný ch hornin) a jejich geologické pozice. 
• Regioná lnímetamorfóza 
Největší vý znam má metamorfóza regionální, která svý mi úč inky postihuje rozsáhláúzemí (řádově stovky až tisíce km2) a probíhá velmi dlouho, pravděpodobně desítky milionů let. V jejím průběhu vznikají krystalické břidlice -horniny, většinou, s vý raznou plošně-paralelní (břidlič natou) texturou. 
• Loká lnímetamorfóza 
Druhý m, odlišný m typem je metamorfóza lokální. Dochází k ní anomálními změnami podmínek v prostorově omezený ch částech zemské kůry. Probíhá mnohem rychleji než metamorfóza regionální, několik sekund až několik tisíc let. V rámci lokální metamorfózy se vymezuje několik podtypů: 
• 
metamorfóza kontaktní 

• 
metamorfóza dislokační 

• 
metamorfóza šoková 


Kontaktnímetamorfóza probíhá na kontaktech vyvřelý ch hornin. Buď na kontaktu žhavé lávy (přibližně 1200 C), vyvržené ze sopky, s okolními horninami nebo na kontaktu magmatu v plutonech, pních č i žilách pod zemský m povrchem s okolními horninami. 
Metamorfóza dislokačníje způsobena drcením hornin na zlomech a v pásmech kolem nich. Nejč astěji takto vznikají mylonity a kataklazity, ovšem při intenzivnější dislokač ní metamorfóze mohou vznikat i některé druhy krystalický ch břidlic. 
Šoková metamorfóza je nejrychlejším typem metamorfózy a probíhá obvykle jen několik sekund. Příkladem může bý t metamorfóza hornin po nárazu meteoritu na zemský povrch nebo při podzemním jaderném vý buchu. 
Všechny druhy metamorfózy mohou působit v různém stupni intenzity na okolní horniny. Pro zjednodušení nebude při studiu intenzity metamorfózy zaveden pojem metamorfní izográda. Bude použit starší model, kterýč lení metamorfózu podle intenzity do tří stupou: 
• 
slabá metamorfóza (epimetamorfóza) 

• 
střední metamorfóza (mezometamorfóza) 

• 
silná metamorfóza (katametamorfóza) 


Pro stavebního inžený ra je důležitá především znalost hornin vznikajících při regionální metamorfóze, poněvadž s nimi se v praxi s největší pravděpodobností setká nejč astěji. Z hornin lokálně metamorfovaný ch se může ojediněle setkat při zakládání staveb s kontaktní metamorfovaný mi. 
Projektování a vý stavbu podzemních staveb pak mohou velmi vážně ovlivnit produkty dislokač ní metamorfózy. Nejč astěji jsou to kataklazované (drcené)a mylonitizované (intenzivněji metamorfované -dochází nejen k drcení, ale i ke krystalizaci metamorfních minerálu) zóny v mocnostech od několika decimetru a? po několik metru. 

Textury metamorfovaný ch hornin 
Stavba metamorfovaných hornin se utváří převážně v pevném stavu drcením původních č i růstem novotvořený ch minerálu v průběhu metamorfózy. Tím, že je pro stavebního inžený ra ve většině případů potřebný pouze makroskopický popis horniny, lze pojem stavba ztotožnit s pojmem textura. 
Většina metamorfovaný ch hornin se vyznač uje plošně paralelnítexturou, kterou podmiňuje prostorové uspořádáníšupinkovitý ch, tabulkovitý ch nebo sloupeč kovitý ch minerálů do přibližně paralelních ploch (obr. 13). Plošně paralelní texturu lze označ it také termíny foliace či břidličnatost. U nikterý ch hornin je velmi zřetelná (napo. fylit, rula), u jiný ch může bý t nevý razná s přechodem do textury všesměrné (nikteré mramory). 

V případě vý raznějšího zastoupení sloupeč kovitý ch nebo jehlič kovitý ch minerálů muže bý t vytvořena textura lineá rně paralelní(lineace), která je charakteristická nejen uspořádáním minerálů do navzájem paralelních ploch, ale také lineárním uspořádáním sloupeč kovitý ch (č i jim tvarově podobný ch) minerálů přímo v plochách foliace. Ukázkově je lineárně paralelní textura vyvinuta u stébelnatý ch rul (obr. 14). Rovněž některé amfibolity mají zřetelnou lineárně paralelní texturu. 
Podle stupni a charakteru uspořádání součástek lze geometricky u obou typu paralelních textur rozlišovat napo. texturu pá skovanou, plá stevnatou nebo okatou (obr. 15). 
Pá skovaná textura bý vá nejč astěji charakteristická střídáním barevněč i zrnitostně odlišný ch ploch. U plá stevnaté textury jsou plochy foliace souvisle potaženy šupinkami slíd. Okatá textura je dána plošný m uspořádáním č oč kovitý ch zrn živce, což v příč ném řezu připomíná tvar "oka". 


Jen malá část metamorfovaný ch hornin má texturu všesměrnou (některé kontaktně metamorfované horniny, eklogity a serpentinity neboli hadce). 
Z hlediska tvaru minerálních součástek je možné rozlišit texturu granoblastickou, lepidoblastickou a nematoblastickou. 
• 
textura granoblastická se vyznač uje přítomností převážně izometrický ch, nepravidelně omezený ch zrn - napo. mramor 

• 
textura lepidoblastická je charakteristická pro horniny, v nich? jsou v podstatné míře zastoupeny šupinkovitéč i lupenité minerály -napo. fylit, svor 

• 
textura nematoblastická je podmíněna vyšším zastoupením sloupeč kovitý ch nebo jehlicovitý ch minerálu - napo. amfibolit 


Pro popis horniny lze používat také kombinace tří výše uvedený ch textur, přič emž převládající typ textury stojí na konci složeného názvu textury (např. lepidogranoblastická textura označ uje texturu s převládajícím šupinkatý m minerálem nad zrnitý m -obr. 16 A). 
Podle relativní velikosti minerálu vyskytujících se v hornině se odlišuje textura homeoblastická (přibližně stejně velké součástky) a heteroblastická (různě velké součástky, netvoří se však porfyroblasty). Zvláštním případem je textura porfyroblastická , kdy se v hornině vytvářejí relativně velká minerální zrna ­porfyroblasty vzhledem k velikosti minerálních zrn základní hmoty (obr. 16 B). 

Minerální složení metamorfovaný ch hornin 
Minerální složení máu metamorfovaný ch hornin, podobnějako u hornin magmatický ch a sedimentárních, zásadní význam pro určení horniny, neboť odráží podmínky vzniku horniny. Každý minerál je stabilní pouze v určitém rozmezí teploty a tlaku. Rovněžje pro každý minerál charakteristický určitý interval chemické stability. Při změněkteréhokoli z výše uvedený ch faktorůza krajní hodnoty intervalu stability, začne docházet k postupnépřeměnědaného minerálu v jiný minerál. Proces směřuje k rovnovážnému stavu systému, tzn. vzniku takového minerálu, který bude v nový ch podmínkách stabilní. Pochopení principu těchto postupný ch přeměn je základem pro pochopení metamorfních procesů. 
Minerály metamorfovaný ch hornin lze podle původu rozdělit do dvou skupin: 
• 
minerály, které pocházejí z původních hornin (např. křemen) 

• 
minerály, které se vytvořilyv průběhu metamorfózy -označují se jako metamorfní(např. sericit, sillimanit) 


Křemen, živce, muskovit, biotit, některé pyroxeny a amfiboly, graná ty, turmalín, jsou příklady minerálů, které se vyskytují jak v magmatický ch, tak i metamorfovaný ch horninách. S řadou z nich se setkáváme i v klastický ch sedimentech díky jejich odolnosti vůč i zvětrávání v průběhu rozrušování vý chozích hornin i transportu. Mezi nejodolnější patří křemen, muskovit, granáty. 
Kromě výše uvedený ch, existuje ještě skupina minerálů vznikajících jen při metamorfóze: některé graná ty, andalusit, kyanit neboli disten, sillimanit, cordierit, staurolit, sericit, chlorit, mastek, serpentin, grafit. Jejich identifikací v hornině lze s největší pravděpodobností považovat danou horninu za metamorfovanou. Některé z nich se mohou vzácně vyskytovat i v jiný ch než metamorfovaný ch horninách. Vlastnosti minerálů jsou popsány v přehledné tabulce v doplňkový ch skriptech "Návod k popisu a určování hornin př i samostudiu". 
Další (např. křemen, kalcit a dolomit) nezanikají při metamorfóze, a proto se mohou vyskytovat jak v sedimentárních, tak i metamorfovaný ch horninách (např. přeměna vápence v krystalický vápenec neboli mramor). 

Přehled metamorfovaný ch hornin 
Regioná lně metamorfovanéhorniny 
Regionálně metamorfované horniny s dobře patrnou plošně paralelní texturou jsou nazý vány krystalické břidlice. Jestliže vznikly ze sedimentárních hornin, jsou označ ovány jako parabřidlice, při vzniku z magmatický ch hornin jsou nazý vány ortobřidlice. 
Fylit 
Barva fylitu je nejč astěji šedá až tmavěšedá. Č asto obsahuje také příměs chloritu, který způsobuje šedozelenou barvu horniny. Přechod do téměřč erné barvy ovlivňuje příměs grafitu. Textura je u fylitu jemně plošně paralelní s vý raznou odluč ností podle ploch foliace. Podle tvaru minerálních zrn ji lze označ it jako lepidoblastickou. Podle absolutní velikosti součástek je fylit velmi jemně zrnitý . Na minerálním složení fylitu se podílí sericit, chlorit, křemen, albit, někdy biotit. Přítomnost sericitu dodává foliač ním plochám fylitu i ostatních slabě metamorfovaný ch hornin hedvá bný lesk, který je charakteristický m znakem pro odlišení slabě metamorfovaný ch břidlic od sedimentárních jílový ch břidlic (na vrstevních plochách nejsou lesklé). 
Sericitová břidlice, chloritová břidlice, mastková břidlice 
Jsou to horniny světle šedé ažšedozelené barvy, většinou vý razně plošně paralelní, makroskopicky celistvé, převážně s lepidoblastickou texturou. Hlavními minerály jsou sericit a/nebo chlorit a/nebo mastek. Dále se mohou v menším množství vyskytovat živec a epidot. 
Svor 
Tato krystalická břidlice je většinou šedá, stříbrošedá nebo hnědošedá. Texturu má vý razně plošně paralelní s velmi dobrou odluč ností podle ploch foliace. Podle tvaru součástek má svor texturu lepidoblastickou. Podle velikosti součástek je středně zrnitý . Může bý t rovněž porfyroblastický . Křemen a muskovit a někdy i biotit se podstatnou měrou podílejí na minerálním složení svoru. Podružně jsou zastoupeny živce. Jako porfyroblasty jsou v některý ch svorech přítomny nejč astěji granáty (granátové svory) nebo staurolit (staurolitové svory). 
Pararula 
Obvykle mášedou barvu. Plošně paralelní textura bý vá většinou zřetelná, ovšem v některý ch případech může bý t i nevý razná. Hlavními minerály jsou křemen, živce a slídy, z nichž převládá biotit. Z typicky metamorfních minerálů je někdy zastoupen sillimanit. Podle minerálního složení lze rozlišovat např. pararuly biotitové, sillimanitové, granátové. Trojice parabřidlic fylit, svor, pararula je příkladem, kdy ze stejné vý chozí horniny (pelitické sedimentární horniny) vzniknou v různý ch stupních metamorfózy různé horniny. 
Ve stavební praxi jsou slabě metamorfované horniny (fylity, sericitové, mastkové, chloritové břidlice) spolu se svory a částeč ně i pararulami horninami náchylný mi zejména ke svahový m pohybům, z důvodu zvýšeného vý skytu slídový ch minerálu na plochách foliace, které vý razně snižují tření a způsobují snadnou odluč nost. V rámci studia tektoniky horninového masívu je nutno věnovat dostateč nou pozornost zjištění směru a úhlu úklonu foliač ních ploch. Fylity se rovněž používají jako obkladový materiál. Vý hodou je, že se dají (podle ploch foliace) štípat na velmi tenké desky. 
Metakvarcit 
Je to šedá ažsvětle šedá, někdy modrošedá ažhnědošedá hornina s všesměrnou nebo plošně paralelní a granoblastickou texturou. U plošně paralelních variet jsou na plochách foliace většinou soustředěny slídy a foliač ní plochy jsou proto lesklé. Podle minerálního složení lze rozlišovat metakvarcity sericitové, muskovitové a chloritové. V praxi se metakvarcity používají jako drcené kamenivo. Je to dáno jejich technický mi vlastnostmi, především pevností a křehkostí. 
Mramor 
Mramor je souhrnné technické označ ení pro krystalické vá pence a dolomity, které vznikly metamorfózou sedimentárních vápenců a dolomitů. Mramory se od vápenců liší makroskopicky tím, že jsou makroskopicky zrnité (granoblastické). U hruběji zrnitý ch typů jsou zřetelně vidět leskléštěpné plochy kalcitu. Barva č istý ch mramorů je bílá. Barevná pestrost mramoru je však velká a závisí na obsahu příměsí. Vlivem grafitu jsou mramory zbarveny v různý ch odstínech šedi až po tmavěšedou. Přítomností jiný ch minerálů vznikají variety narůžovělé, žluté, světle modré, nazelenalé nebo hnědoč ervené. Textura mramoru je granoblastická, jemně až středně zrnitá, všesměrná, někdy s přechodem do nevý razně plošně paralelní. Hlavními minerály mramoru jsou kalcit a dolomit. Podružně se v mramorech vyskytuje flogopit (slída zlatohnědé barvy). 
Mramory jsou jedněmi z nejpoužívanějších hornin ve stavební praxi (jako stavební i dekorač ní kámen). Již od nejstarších civilizací jsou díky svý m technický m vlastnostem vyhledávaný m stavebním materiálem. Jsou velmi snadno opracovatelné (kalcit má tvrdost 3) do libovolný ch tvaru (použití v sochařství). 
Amfibolit 
Je šedoč erný nebo č erný . Texturu má všesměrnou až plošně paralelní (páskovanou), v některý ch případech pak lineárně paralelní, jemně až hrubě zrnitou. Podle tvaru zrn se jedná o texturu nematoblastickou. Pro amfibolity je charakteristická minerální asociace amfibol a plagioklas. Z dalších minerálů mohou bý t v amfibolitech zastoupeny např. biotit, pyroxeny a granáty. 
Upozornění: neplést si amfibolovec a amfibolit ! 
Eklogit 
Je to velmi tmavá hornina, zelenoč erné nebo č ervenozelené barvy (č erveně skvrnitá). Eklogit je příkladem metamorfitu s všesměrnou texturou. Ojediněle mívá náznak plošně paralelní textury. Z hlediska habitu přítomný ch minerálůje granoblastický až grano-nematoblastický . Velikost zrna kolísá od textury drobnozrnné až po hrubozrnnou. Eklogit je složen z pyroxenu a granátu, což způsobuje jeho vysokou hustotu (3.5 g.cm3). Eklogit je nejpevnější metamorfovanou horninou. 
Některé typy eklogitu jsou používány jako dekorač ní kameny. Vyhledávány jsou zejména typy s č ernozelenou barvou pyroxenu a dostateč ně velký mi a barevně vý razný mi zrny granátu. 
Serpentinit (hadec) 
Barva serpentinitu je zelenoč erná nebo téměřč erná. Je to hornina většinou s všesměrnou, makroskopicky celistvou texturou. Navětralé serpentinity přecházejí do žlutozelené barvy. žilky azbestu (chryzotilu) s mocností od několika mm do několika cm jsou v serpentinitech velmi hojné. Hlavním minerálem je serpentin, vedle kterého muže bý t přítomen granát. Kromě serpentinu a granátu se v serpentinitech mohou vyskytovat i pyroxeny, amfiboly a rudní minerály. Hadce jsou používány jako dekorač ní kámen. Ceněny jsou především pro svou vý raznou temně zelenou ažč ernozelenou barvu a zajímavéžilkování. Odtud pochází i název horniny (připomíná hadí kůži). 
Někdy může bý t problematické odlišení amfibolitu, eklogitu a hadce, zvláště obsahují-li tyto horniny porfyroblasty granátu. Je nutné si uvědomit, že amfibolit a eklogit mají jemně až drobně zrnitou hmotu mezi porfyroblasty, kdežto serpentinit je makroskopicky celistvý . Vzájemné odlišení amfibolitu a eklogitu je obtížnější. Vodítkem může bý t nazelenalý odstín pyroxenu omfacitu v eklogitu nebo dlouze sloupeč kovitý tvar zrn amfibolu v amfibolitu (jsou vidět jehlič kovitéštěpné plochy amfibolu). 
Ortorula 
Zbarvení ortoruly je obvykle šedé, žlutohnědé nebo šedoč ervené. Textura je většinou plošně paralelní (plástevnatá, okatá), ale může bý t až nevý razně plošně paralelní. Granoblastická až lepido-granoblastická, drobně až středně zrnitá. Minerálním složením se ortoruly neliší od granitoidních hornin. Převládají křemen, živce, slídy, amfiboly a pyroxeny. Podle minerálního složení lze odlišovat muskovitové, biotitové, dvojslídné nebo amfibolové ruly. 
Ortoruly se používají jako kvalitní drcené kamenivo. Ve srovnání s pararulami bý vají znatelně trvanlivějším materiálem. Pararulové drcené kamenivo snáze podléhá úč inkům mrazového zvětrávání.V případě, že mají ortoruly zvláštní barvu a vhodnou texturu lze je použít i jako dekorač ní kámen. Ortoruly poutají pozornost především svý mi texturami, kdy zprohý bané foliač ní plochy doplněné barevnou pestrostí jednotlivý ch poloh působí dobrý m estetický m dojmem. 
Granulit 
Je to bílošedá až béžová hornina, plošně až nevý razně plošně paralelní, jemně až drobně zrnitá. Podle tvaru zrn má granoblastickou až lepidogranoblastickou texturu. Je složena z živců, křemene, biotitu a granátu. Granulity jsou velmi pevné a odolné horniny, a proto se používají jako drcené kamenivo. Na Moravě v okolí Náměště nad Oslavou se kdysi označ oval granulit jako běloká men nebo též"náměšťský kámen". 
Migmatity 
Jde o skupinu hornin různý ch textur, které vznikly při nejvyšší metamorfóze (ultrametamorfóze). Jsou to většinou šedě zbarvené horniny. Od rul se liší typický mi migmatitový mi texturami. Nejběžnější migmatity jsou vý razně páskované. Odlišuje se v nich tzv. metatekt (složka granitická -obvykle světlejší pásky) a substrát (složka blízká svý m složením původní hornině ­tmavší pásky). Ke vzniku těchto textur dochází již při částeč ném natavení hmoty horniny. Tím jsou migmatity velmi blízké (podmínkami svého vzniku) horninám vyvřelý m. Minerálním složením jsou velmi blízké pararulám. 
Přehled kontaktně metamorfovaných hornin 
S kontaktně metamorfovaný mi horninami se může setkat stavební inžený r pouze ojediněle, díky jejich lokálně omezenému vý skytu. 
Kontaktníbřidlice 
Vznikají ve vnějších částech kontaktního dvora. Jsou většinou šedé barvy a vý razně břidlič naté textury. Minerální složení je biotit, muskovit, živce a křemen. Na plochách foliace se vytvářejí buď jen shluky grafitové ho pigmentu nebo porfyroblasty metamorfních minerálů(andalusit, cordierit). 
Kontaktnírohovec 
Je šedý až tmavěšedý , někdy hnědošedý . Textura je obvykle celistvá, všesměrně až plošně paralelní (páskovaná). Vzniká ve vnitřníčásti kontaktního dvora (při intenzívnější metamorfóze). Hlavními minerály bý vají biotit, živce, křemen, andalusit a cordierit. 
Tyto horniny jsou známy především z kontaktu s vyvřelý mi hlubinný mi tělesy. Poskytují kvalitní drcené kamenivo. 
Porcelanit 
Je č asto pestře zbarvená hornina. Nejč astěji šedé, ale takéžlutošedé, hnědošedé, č ervenohnědé i č erné barvy. Zbarvení závisí na minerálním složení původní pelitické sedimentární horniny. Porcelanity jsou makroskopicky celistvé, všesměrné, znač ně tvrdé horniny s lasturnatý m lomem. Jsou velmi křehké a na hranách ostré. Na rozdíl od sedimentárních rohovců jsou matné a na hranách neprůsvitné. 
Erlan (vá penato-siliká tový rohovec) 
Vzniká kontaktní metamorfózou sedimentárních vápenců, které obsahovaly křemitou nebo jílovitou příměs. Je to šedozelená až hnědošedá, celistvá nebo jemně zrnitá hornina s všesměrnou ažslabě plošně paralelní texturou. Hlavními minerály jsou diopsid (druh pyroxenu), živce a křemen. V některý ch erlanech mohou bý t přítomny také granáty. 
KONTROLNÍOTÁZKY: 
1. 
Které jsou nejdůležitější faktory metamorfózy? 

2. 
Jaké znáte typy metamorfóz? 

3. 
Jaká je nejběžnější textura u regionálně metamorfovaný ch hornin? 

4. 
Jaké znáte typy textur podle tvaru zrn? 

5. 
Čím se liší orto- a parabřidlice? 

6. 
Která metamorfovaná hornina je nejpevnější? 

7. 
Jaký je rozdíl mezi vápencem a mramorem? 

8. 
Které minerály vznikají při metamorfóze? 

9. 
Které metamorfované horniny jsou nepříznivé pro stavebníč innost? 

10. 
Co je to porcelanit?