Statika

TECHNICKY VÝZNAMNÉVLASTNOSTI HORNIN 
Technicky vý znamný mi vlastnostmi se rozumí takové, které bezprostředně ovlivňují použitelnost horniny ve stavebnictví. 
Při vý běru a hodnocení vý znamný ch vlastností musíme vycházet z měřítka, charakteru a úč elu horninové ho prostředí, které chceme zhodnotit. 
Podle toho je možné vyč lenit vlastnosti horninových masívů , které představují horninová tělesa v přirozeném stavu, jejichž celistvost je porušena diskontinuitami tj. plochami nespojitosti. Jsou chápány z hlediska inžený rské geologie především jako zá kladová pů da, pokud jsou v interakci se stavební konstrukcí. U horninový ch masívů je důležité urč it geologickou stavbu, charakter a hustotu diskontinuit, stupeň zvětrání a hydrogeologické poměry (např. propustnost). 
Některé z těchto vlastností však nelze urč it v horninovém masívu přímo na místě (in situ), proto se urč ují na vzorcích hornin v laboratoři. 
Soubor důležitý ch vlastností horninové ho materiá lu, který m se rozumí samotná hornina vyjmutá z přirozené geologické pozice, je závislý na tom, zda se jedná o skalníhorninu č i zeminu a na úč elu jejího použití. 
Základní charakteristika skalních hornin zahrnuje popis barvy, texturní charakteristiku, minerá lníslož ení, stupeň zvě trá nía charakter alterace. 
K nejvý znamnějším technický m vlastnostem skalních hornin patří: 
• 
měrná hmotnost, objemová hmotnost 

• 
hutnost a pórovitost 

• 
nasá kavost 

• 
mrazuvzdornost 

• 
pevnost v tlaku, tahu a v tahu za ohybu 
• obrusnost 
• opracovatelnost 


• 
leštitelnost 


Základní charakteristika zemin zahrnuje stanovení vlhkosti, mezí plasticity (Atterbergovy meze), indexu plasticity, konzistence a ulehlosti. 
HORNINY JAKO NEROSTNÉ STAVEBNÍ SUROVINY 
Až do nedávné doby se stavební nerostné suroviny klasifikovaly ve smyslu znění tzv. horního zákona o využití a ochraně nerostného bohatství našeho státu. Vzhledem k tomu, že v souč asnosti se tento předpis znovu upravuje uvádíme zde jen ty horniny, které mají bezprostřední vý znam pro stavební č innost. Jsou to karboná tové suroviny (hlavně vápence), stavební písky, cihlářské suroviny, skalní horniny, které lze využít jako dekorač nía stavební ká men (granitoidy, syenitoidy, travertin a některé pískovce a droby), diatomit, bentonit, pokryvač ské břidlice a horniny, z nichž lze vyrábět drcené kamenivo pro stavebníúč ely. 
Karboná tovésuroviny 
Petrograficky to jsou vápence (v Č R se dolomity netěží), případně slínité vápence ažslínovce. 
Jakostní požadavek je dán úč elem použití suroviny. Podle dosud platnéČ SN 72 1217 -67 se vápenec dělí do sedmi třídI až VII. Vápence I.a II. třídy se používají k vý robě velmi č istého vápna. Podle způsobu použití to je vápno vzdušné, hydraulické a vápenný hydrát. Vápence I. až IV. třídy se používají k vý robě cementu. Vápence ostatních tříd se používají k vý robě stavebních hmot. K nejznámějším oblastem těžby vápence patří Berounsko, Sušicko, lomy na okraji Moravského krasu (Mokrá, Č ebínka, Maloměřice), Hranice na Moravě, vápence bradlového pásma (Š tramberk, Kurovice). 
Pro některé lokality byly v minulosti stanoveny zvláštní podmínky těžby, např. ložisko Č ertovy schody, kde se těžil slínitý vápenec s obsahem jen 60 % CaCO3. 
Portlandský cement smí obsahovat maximálně 6 % MgO a maximálně 2% látek nerozložitelný chv HCl.K vý robě bílého cementu je požadováno 96 % CaCO3 a maximální obsah Fe2O3 do 0,1 %. 
Cihlářskésuroviny 
Jsou to sprašoidní sedimenty a některé hlíny s nízký m obsahem CaCO3. Tyto suroviny se zpracovávají za vlhka, musí bý t proto plastické a nízko tavitelné, zpravidla do 1100 oC. Hlavníškodlivinou jsou cicváry. Jsou to vápnité konkrece různého tvaru a velikosti, nepříznivá je rovněž přítomnost sádrovce, sideritu a organický ch látek. 
Cihlářské vý robky se dělí na zdicí materiál (cihly plné, lehč ené, příč ně nebo svisle děrované, voštinky, příč kovky a cihly kanalizač ní). Dále jsou to pálené komínovky, krytina, stropnice (hurdisky), drenážní trubky a ostatní zboží (dlaždice, antuka, cihelná drť). Nalezišťje velké množství, ale kvalita závisí na minerálním složení a je třeba ji kontrolovat. Nejkvalitnější jsou sprašoidní zeminy úvalů. 
Stavebnípísky 
Písky a štěrkopísky jsou jednou ze základních surovin k přípravě betonářské směsi a malty. Povrch zrn má bý t rovný a oblý , petrografické složení není předepsáno. Přednost se dává zrnům zaoblený m před protáhlý mi, které způsobujíšpatné zhutnění,a tím snižují pevnost a zvyšují mezerovitost. Důsledkem je vyšší spotřeba cementu. 
Maltové písky se liší průměrem zrna podle typu omítky. Malta pro zdivo je s maximálním zrnem do 7 mm, malta pro hrubou omítku s maximálním zrnem do 3 mm a štukové omítky mají maximální zrno do 1,5 mm. 
Písek a štěrk se používají pro stabilizaci vozovek. Písky filtrač ní se používají jako náplň filtrů při úpravě vody. Mají bý t č isté, křemité. Písek k vý robě pórobetonu musí splňovat zvláštní požadavky z hlediska chemického složení. 
Diatomit (křemelina, rozsivková zemina) 
Je to organogenní silicit složený převážně ze schránek rozsivek. Je pórovitý , lehký , objemová hmotnost 200 až 900 kg .m-3. Používá se k úč elům filtrač ním, tepelně i zvukově izolač nímak vý robě lehký ch stavebních prvků. Těží se v jižních Č echách u Ledenic a Borovan. 
Drcené kamenivo 
Hornin, které se používají jako drcené stavební kamenivo je celářada. K nejvý znamnějším patří granitoidy, v SZ Č echách znělec, v západních Č echách v okolí obce Ú terý trachyt. Na Č eskomoravské vrchovině, zvláště v její střední části se využívají i některé dioritoidy a syenitoidy (Třebíč , Velké Meziříčí). Jen ojediněle se těží pro místní úč ely gabro, serpentinit, amfibolit a granulit. 
Dekoračníká men 
K dekorač ním úč elům se v Č R využívá jen málo horninový ch typů. Za zmínku stojí některé mramory ze severní Moravy, např. lom Na Pomezí, žuly z okolí Liberce, Mrákotína, Ž ulové a Světlé. Pro rekonstrukci historický ch objektů a sochařskéúč ely se využívají pískovce z okolí Hořic. 


HORNINOVÉMASÍVY, JEJICH STRUKTURNÍ PRVKY A TEKTONICKÉ DEFORMACE 
Pro komplexní charakteristiku horninový ch masívů je důležitá znalost jejich tvarů a vnitřnístavby, která závisí na minerálním složení, podmínkách vzniku a rovněž na následně působících tektonický ch a exogenních vlivech. Charakter těchto znaků ovlivňuje fyzikálně-mechanické chování horninového masívu. Vnitřní stavbu masívu lze popisovat pomocí strukturních prvků (např. vrstevnatost, foliace, vrásové osy, zlomy). Jejich velikost je různá podle povahy a rozměru zkoumaného strukturního objektu. 
Mezi základní rysy vnitřní stavby horninového masívu patří stupeň anizotropie a homogenity. 
Anizotropie vyjadřuje chování některý ch pevný ch látek majících různé vlastnosti v různý ch směrech. Může bý t nejrůznějšího typu (tvarová, hustotní, magnetická, přednostní orientace zrn). 
Homogenita je tím vyšší, čím menší je dílčí okrsek, který je možné ve studovaném úseku zaměňovat. 
Pro masívy vyvřelý ch hornin je typická vnitřní stavba s vyšším stupněm izotropie, pro masívy hornin usazený ch a přeměněný ch naopak vnitřní stavba s vyšším stupněm anizotropie (plošně paralelní textury). Masívy sedimentů se vyznač ují vrstevnatostí, masívy metamorfitůzase foliací. 
Tvary těles vyvřelý ch hornin 
Tělesa hlubinných hornin 
Hlubinné vyvřelé horniny (plutonity) tvoří různě rozsáhlá a tvarově rozmanitá tělesa uvnitř zemské kůry. Typický m tělesem zvláště granitoidů je batolit, představující velké těleso, jehožprůměr směrem do hloubky nepravidelně roste a jeho podloží není známo. Na povrch se dostává až po dlouhodobé denudaci. Takové denudované batolity ve starý ch štítech zaujímajíč asto plochy ve stovkách ažtisících km2. 
Pluton je pojem, který má více vý znamů ze strukturního a tektonického hlediska. Podle tvaru se rozlišují např. plutony okrouhlé, větveného tvaru, vertikální s příkrý mi kontakty nebo horizontální plutony jazykovitého tvaru. Na rozdíl od batolitu je možné v některý ch částech plutonu navrtat jeho podloží. 
Charakteristický m rysem větších hlubinný ch těles je tzv. prototektonika. Uspořádáním strukturních prvků v době, kdy je magma ještě tekuté nebo v plasticko-viskózním stavu, mohou vznikat lineární nebo paralelní stavby. Působením následný ch tektonický ch sil na magma v tuhém stavu, vznikají v konsolidovaný ch magmatický ch tělesech pravidelné systémy puklin. Vznik a charakter puklin souvisí s tím, ve které z horotvorný ch fází dochází ke vzniku magmatického tělesa. Základy studia vnitřní stavby plutonický ch těles položil trojího typu (obr. 17):

• 
příč né (Q), přibližně svislé pukliny orientované rovnoběžně se směrem původního tlaku. Tyto pukliny jsou č asto rozevřené a vyplněné hydrotermálními produkty 

• 
podé lné (S), jsou svislé pukliny orientované kolmo k původnímu tlaku. Podle těchto puklin je hornina zpravidla lehce štípatelná 

• 
lož ní (L), jsou pukliny více méně horizontální, orientované rovnoběžně se směrem tahu. I podle těchto puklin bý vá hornina přednostně rozpojitelná 


Pně jsou menší plutonická tělesa, která se vyznač ují izometrický m, okrouhlý m průřezem. Peň mívá většinou příkré okraje a má diskordantní poměr k okolí. 
Odnože vybíhající z většího hlubinného tělesa, které mají přibližně stejné složení se označ ují jako apofý zy. 
Souhrnný přehled těles hlubinný ch hornin je na obr. 18. 
Tělesa žilných hornin 
Tělesa žilný ch hornin vznikají utuhnutím magmatu v puklinách nebo vrstevních spárách při jeho vý stupu k zemskému povrchu. Na rozdíl od těles plutonitů jsou zpravidla podstatně menších rozměrů. Probíhá-li žíla diskordantně (kose) k okolí, např. vrstevnatosti sedimentu, označí se jako žíla pravá . Zvláštním případem pravý ch žil jsou strmě orientované 
Vysvětlivky: 
1 - batolit 2 - pluton jazykového tvaru 3 - peň 4 - peň 5 - apofý za batolitu 6 - apofý zy plutonu jazykového tvaru 7 - lakolit cedrového typu 8 - ložní žíly 9 - normální lakolit 10 - pravéžíly 11 - lávový podmořský příkrov 12 - lávový suchozemský příkrov 13 - lávové proudy vytékající z jícnu sopek 14 - sopouch 15 - vytlač ená kupa (strmá a plochá) 16 - nasypaný popelový kužel 17 - stratovulkán 18 -kaldera, kráterové jezero a pozdější sopeč né kužele v kaldeře 

sopouchy spojující zdroj magmatu se sopkou. Protlačí-li se magma do mezivrstevních spar, jde o lož ní žílu nebo v případě rozšíření do bochníkovitého tvaru se hovoří o lakolitu. U lakolitu je obvykle spojení s magmatický m centrem pravou žílou nebo sopouchem. Příklady tvarůžilný ch hornin ukazuje obr. 18. 
Tělesa výlevných hornin 
Při vý stupu magmatu až na zemský povrch vznikají charakteristická tělesa, která je možné rozdělit na lávové proudy, lávové příkrovy a vytlač ené kupy lávový ch sopek. 
• 
Lá vové proudy jsou tělesa protáhlá podle směru toku lávy. Vznikají nejč astěji na úbočí sopek, kde láva stéká dolůpo spádnici. Délka a mocnost proudu je závislá na viskozitě lávy, sklonu a množství efuze. 

• 
Lá vové příkrovy se vyznač ují, na rozdíl od proudu, velkou plošnou rozlohou. Láva se dostává k povrchu buď po puklině nebo protavením. 

• 
Vytlačené kupy vznikají především u magmat kyselejších, která mají vyšší viskozitu než magmata bazická, chudá na SiO2. Z velmi viskózního magmatu vzniká strmá kupa, z tekutějšího bazického magmatu plošší kupa (viz. vulkanizmus). 


Příklady uvedený ch tvarůtěles vý levný ch hornin jsou na obr. 18. 


Tvary těles usazený ch hornin 
Vznik vrstevnatosti sedimentů je spojen s měnícími se podmínkami sedimentace. Základním prvkem vrstevnatosti je vrstva. 

Vrstva je deskovitýútvar stejného petrografického složení s převládajícími plošný mi rozměry. Omezena od sousedních vrstev je nadložní a podložní vrstevní plochou. Kolmá vzdálenost mezi těmito plochami se označ uje jako mocnost vrstvy. (obr. 19). Podle mocnosti vrstev se rozlišuje vrstevnatost lavicovitá (mocnost vrstev je větší než 25 cm), deskovitá (mocnost vrstev od 1 do 25 cm) a laminá rní(mocnost vrstev je menší než 1 cm). Mocnost vrstev může v ploše kolísat. V případě ztenč ení se mluví o vykliňová níav případě zvětšení mocnosti o nasazová nívrstvy. Vznikáč oč ka. U sedimentů se dále vyč leňují souvrství, která představují soubor vrstev nějaký m způsobem spolu souvisejících. Vztahy mohou bý t dány litologický m charakterem, shodný mi fyzikálně geografický mi podmínkami vzniku i urč itý m obdobím vzniku neboli tzv. stratigrafickou pozicí. Souvrství bý vají od sebe oddělena buď tak, že vrstvy jednoho souvrství plynule přecházejí do druhého nebo je mezi nimi ostré rozhraní. Plynulý předěl se označ uje jako uložení konkordantní. Pokud je mezi souvrstvími zjevná ostrá hranice, jde o diskordantníuložení. To vzniká v případě, že dojde k přerušení sedimentace (obr. 20). 

Rozpoznání uložení má praktický vý znam při vý poč tu sedání.U konkordantního uložení se počítá se třemi, u diskordantního se dvěma vrstvami. 

Tvary těles přeměněný ch hornin 
Anizotropní vnitřní stavba většiny masívů metamorfovaný ch hornin je zpodobněna především přednostní orientací zrn a přítomností foliačních ploch, jejichž vznik souvisí s orientací napětí působícího během metamorfních procesů.S tím do jisté míry souvisí i celkový tvar horninový ch masívů metamorfovaný ch hornin. Regionálně metamorfované horniny mohou tvořit rozlehlá tělesa neurč itý ch tvarů, která se mohou do hloubky ztrácet a přecházet v hlubinné vyvřelé horniny nebo mohou bý t úč inky tektonický ch sil transportovány v podobě příkrovů na znač né vzdálenosti ažv desítkách kilometrů. Z toho vyplý vá, že na vý sledný tvar geologický ch těles regionálních metamorfitů mají znač ný vliv tektonické síly, působící především během horotvorný ch pochodů. 
Kontaktně metamorfované horniny tvoří kolem tělesa hlubinné horniny tzv. kontaktní dvů r nebo také kontaktní aureolu, ze které plynule přecházejí do nepřeměněný ch hornin. V případě kaustické metamorfózy způsobené vý levy vulkanitůmohou mít tělesa kontakních metamorfitůdeskovitý charakter. 

Deformace horninový ch masívů 
Vlivem následný ch tektonický ch pochodů mohou bý t horninové masívy dále deformovány. Charakter deformace závisí především na původní napjatosti, mechanický ch vlastnostech horniny vůč i deformaci a na její intenzitě. Zjednodušeně můžeme rozlišovat deformace plastické , během nichž není porušena celistvost horninového komplexu a deformace rupturní, při nichž vznikají nové diskontinuity v masívu (pukliny, kliváž, zlomy). 
K deformacím původních struktur dochází především během orogeneze,as tím související regioná lní metamorfó zy. Z hlediska stavební praxe je třeba počítat se vznikem deformací i vlivem antropogenníč innosti. 
Plastické deformace 
Nejjednodušší plastickou deformací je flexura (ohyb), která vzniká prostý m ohybem a vyznač uje se zúžením v místě ohybu (obr. 21). 

Základní deformací plastického charakteru je vrá sa. Vznik a charakter vrás je podmíněn působením smykového, tlakového a tahového napětí, ale i fyzikálně­mechanický mi a chemický mi vlastnostmi deformované horniny. Na vráse je možné definovat její délku , nahoru vyklenutou část antikliná lu, sedlovitě prohnutou část synkliná lu, vrá sová ramena, osu vrá sy a osní rovinu, výš ku a šíř ku vrá sy (obr. 22). 


V rámci pohoří mohou vznikat megastruktury v podobě antiklinoriínebo synklinorií(obr. 23). Základní dělení vrás vychází z úhlu mezi osní rovinou a ramenem vrásy. Podle toho se rozlišují vrá sy stojaté , šikmé , ležaté nebo překocené . Různé příklady vrás jsou na obr. 24. 
Plastický mi deformacemi jsou postiženy v Č eském masívu především paleozoické sedimentární komplexy a regionálně metamorfované horniny. Znalost plastický ch deformací horninového masívu je nezbytná při projektování a vý stavbě podzemních děl, ale i pro zakládání velký ch vodohospodářský ch staveb a sanaci vysoký ch skalních stěn v okolí dopravních staveb. 
Rupturní(křehké) deformace 
Chová-li se horninový masív vůč i tektonický m silám křehce, dochází v něm ke vzniku trhlin různého měřítka a charakteru. K nejvý raznějším tektonický m strukturám v rámci horninový ch komplexůpatří zlomy neboli dislokace. 
Podél zlomů dochází ke zřetelný m pohybům sousedních horninový ch bloků. Podle regionálního vý znamu a hloubky do které zlomy sahají, lze rozlišit několik kategorií. Z globálního hlediska jsou nejdůležitější hlubinné zlomy porušující zemskou kůru a sahající místy až do svrchního pláště. Podél těchto tektonický ch struktur dochází jednak k rozšiřování zemské kůry: riftový systé m Země, jednak ke střetu dvou ker koliznínebo také subdukčnízóny, kde se podsouvá jedna kra pod druhou. Pohyby na těchto globálních tektonický ch zónách jsou doprovázeny vý znamnou vulkanickou a seizmickou aktivitou. 

Tektonická rozhraní regionálně geologický ch oblastí jsou tvořena regioná lními zlomy, jejichž hloubkový dosah bý vá menší.V Č eském masívu se vyskytují hlavní tektonická rozhraní ve směru JZ-SV, který m se říká krušnohorské zlomy, dále ve směru JV-SZ, které se označ ují jako zlomy zá padosudetské a zlomy ve směru J-S se nazý vají rýnské . Zlomy V-Z směru nejsou č asté a nemají zvláštní označ ení. Jednotlivé horninové masívy a horninové komplexy mohou bý t porušeny zlomy ještě menšího měřítka. Podle orientace k hlavnímu napětí 1 rozlišujeme zlomy: 
• 
tlakové , které vznikají kolmo k největšímu hlavnímu napětí 1 (tlak), na zlomové spáře dochází k drcení 

• 
tahové , které vznikají kolmo na nejmenší hlavní napětí 3 (tah),.u nich dochází k oddálení ker 

• 
střižné , ty vznikají tehdy, nastal-li posun v plochách orientovaný ch kose k s1 a s3 


Stř ižnéneboli smykové zlomy jsou trojího typu: 
• 
pokles -nadložní kra se pohybuje po úklonu zlomové plochy (1 je vertikální, 2 a 3 jsou horizontální), obr. 25 

• 
přesmyk -nadložní kra se pohybuje proti úklonu zlomové plochy (1 a 2 jsou horizontální, 3 je vertikální), obr. 26 

• 
horizontá lníposun -v těchto případech je zlomová plocha svislá, pravá kra se pohybuje relativně vzhledem k levé (1 a 3 jsou horizontální a 2 vertikální) 




Přesmyk, pokles a složitější tektonické struktury jako jsou hrá stě, prolomy a příkopové propadliny podílející se na vnitřní stavbě horninového masívu mohou vý znamně ovlivnit podmínky při ražbě podzemních děl, stabilitu svahů nebo vý poč ty sedání objektů nacházejících se přímo na zlomový ch liniích (obr. 27). 

Pro sedimentární horninové komplexy Č eského masívu v předplatformním vý voji je typické jak zvrásnění, tak i rupturní porušení. Zlomově jsou porušeny i mladší, platformní jednotky (např. č eská křídová pánev, neogenní pánve a okolí neovulkanitů). Velký vý znam mají zlomové poruchy v krystalinický ch komplexech, kde podmiňují vznik oslabených zón. 
Další vý znamnou rupturní diskontinuitou jsou pukliny. 
Puklina je negenetický termín pro mechanické diskontinuity v horninách, podél nichž nedošlo k nápadnějším pohybů m sousedních bloků a na rozdíl od zlomů mají menší rozsah. Stěny pukliny zů stávají buď sevř eny nebo mohou bý ti otevř ené a následně vyplněné minerály. Podle vztahu vzniku pukliny a geologického tělesa je mož nérozlišovat: 
Pukliny primá rnívznikající hlavně objemový mi změnami tělesa při jeho vzniku (např. kontrakč ní pukliny vznikající při chladnutí magmatický ch těles) a sekundá rní, související s pozdějšími tektonický mi pochody. Ty se podle orientace ke směrům hlavního napětí mohou podobně jako zlomy dělit na pukliny tahové , tlakové a smykové . Pukliny stejné orientace v horninovém masívu se označ ují jako puklinový systé m. 
Celkové porušení masívu diskontinuitami všech druhů (pukliny, vrstevnatost, břidličnatost, zlomy) významně ovlivňuje jeho celkové fyzikálně -mechanické parametry, a tím i podmínky zakládání staveb, ražbu štol a tunelů (např. nebezpečí sesuvů, závalů). Proto je důležitý m úkolem inžený rskogeologického průzkumu zjistit četnost (hustotu) a charakter diskontinuit a jejich prostorovou orientaci (obr. 28). Ta se zjišťuje pomocí geologické ho kompasu, který m je možnézměřit jak směr sklonu, tak i úhel sklonu měřené diskontinuity. 

Naměřené hodnoty se zpracovávají formou grafického modelu tzv. tektonogramu, který zobrazuje změřené plochy metodou kulového promítání pomocí Lambertovy plochojevné sítě. Statistické vyhodnocení strukturního měření zobrazeného v tektonogramu se provádí pomocí konturové ho diagramu (obr. 29), do něhož se vynáší póly (normály) změřený ch ploch. V současné době se využívá pro konstrukci vý početní technika s příslušný m softwarem (např. Rockworks - Stereo). 



VULKANIZMUS 
Vulkanizmem neboli vulkanickou činnostíse rozumí magmatické pochody, při nichž magma dosáhne zemského povrchu, a na který se buď vylévá za vzniku výlevných hornin nebo je explozí rozmetáno na různě velké vulkanické částice. Z nich vznikají následně pyroklastické horniny (tefra, tufy a tufity). 
Vulkanizmus je časově i prostorově vázán, na horotvorné neboli orogenetické pochody, které se v průběhu geologickéhistorie Zeměněkolikrát opakovaly. Podle vztahu k hlavníhorotvorné fázi se rozlišuje vulkanizmus iniciá lní, subsekventnía finá lní. Každáfáze těchto vulkanických projevů je typickářadou znaků, mezi než patří např. geotektonickápozice, chemizmus a petrografický charakter vulkanitů. 
Dnes můžeme pozorovat vý raznou vulkanickou č innost na okrajích litosferických desek, které se od sebe buď vzdalují (rifty) nebo kde dochází k jejich kolizi (subdukční zóny). Tento vulkanizmus je č asto doprovázen zemětřesením. Celý pásemný systém souč asného aktivního vulkanizmu lze rozdělit do č tyřhlavních pásem: 
• 	
Tichooceá nský (cirkumpacifický kruh), označ ovaný také jako "Ohnivý pás Pacifiku". Probíhá od Kamč atky přes Kurily, Japonsko, Tchaj-wan a Filipíny, dále přes Maršalské a Karolínské ostrovy, vý chodní část Nové Guineje, Š alamounovy ostrovy, Nové Hebridy a Nový Zéland do vý chodní části Antarktidy. Odtud severním směrem přes Shetlandy a Orkneje do Patagonie a dále podél západního pobřeží Jižní a Severní Ameriky na Aljašku a Aleutské ostrovy. Typické jsou alkalicko­vápenaté horniny, všeobecně označ ované jako horniny pacifického typu, mající převážně charakter andezitů. 

• 	
Středomořsko-indoné ský pruh, který probíhá od Azor a Kanárský ch ostrovů Středozemním mořemdo Itálie (ostrovy Lipari, Etna, Vesuv), Egejský m mořem (ostrov Santorin) do Turecka a odtud přes Kavkaz do Indie a Indonézie. 

• 	
Centrá lní pá s Atlantiku, který má přibližně severo-jižní průběh. Převážně probíhá pod mořem, jen místyna něm vznikly ostrovy (Jan Mayen, Island, Faerörské ostrovy, Azory, Ascension, Kapverdy a Tristan da Cunha). 

• 	
VýchodníAfrika a Blízký východ, toto vulkanickéúzemí probíhá na souši přes Keňu a Etiopii v podobě tektonického příkopu (vý chodoafrický příkop), dále přes Rudé moře na Blízký vý chod. 


Vulkanickáč innost však nemusí bý t vázána jen na okraje litosferický ch desek. Např. v prostoru střední Evropy se vyskytuje z hlediska geologického stáří velmi mladý třetihorní vulkanizmus. Centra tohoto vulkanizmu lze spojit do dvou oblouků (severní a jižní), jejichž protažení má přibližně směr V-Z, tj. shodný s průběhem Alp. Vý skyt těchto vulkanitů je spojen s hlubinnou tektonickou predispozicí, jejíž aktivita zřejmě souvisela s alpínský mi horotvorný mi pochody. Oblasti tohoto třetihorního vulkanizmu se označ ují jako oblasti neovulkanitů . Na našem území k nim patří Č eské středohoří a Doupovské hory, vázané na tektonické linie podkrušnohorského prolomu. Kromě těchto největších, existují i izolované sopky v různý ch regionálně­geologický ch jednotkách Č eského masívu. Nejmladší z nich byly č inné ještě ve č tvrtohorách (Komorní Hůrka u Františkový ch Lázní, sopky v okolí Bruntálu). 
Geologická tělesa vznikající vulkanickou č inností 
K nejvý raznějším geologický m tělesům vznikajícím vulkanickou č inností patří 
sopky, lá vové proudy a příkrovy, vytlačené kupy a vypreparované sopouchy. 
Sopka je místo na povrchu zemském, kde vystupuje ze zemského nitra žhavotekuté magma -lá va. Tvar, rozměr a charakter sopek jsou různé. Podle způsobu vzniku můžeme sopky rozdělit na sopky výlevné (efuzívní), výbušné (explozívní)a smíšené neboli stratovulká ny. Podle prostředí vý skytu je možné vyč lenit sopky kontinentá lnía mořské . Na základě hlavních typů vulkanické č innosti nazvaný ch podle známý ch sopek se dělí na sopky typu Havaje (lávový typ), typu Stromboli (stratovulkán), typu Vulcana (stratovulkán s centrálním pněm), typu Vesuvu (stratovulkán s dlouhý mi údobími klidu a zvlášťsilný mi vý buchy) a typu Mont Pelée (s vytlač enou jehlou). Kromě uvedený ch typů existuje i mnoho sopek, které představují přechodné typy mezi některý mi z uvedený ch. 
Podle odhadu je dnes na Zemi 430 č inný ch sopek, které jsou rozsety podél hlavních světový ch tektonický ch linií (okraje litosferický ch desek). 
Lá vovésopky 
Lá vové sopky vznikají klidný m vyléváním lávy na zemský povrch. Rychlost pohybu lávy je různá, pohybuje se od několika cm až do několika km za hodinu. Lávové sopky mohou bý t vázány na jednu trhlinu, probíhající na vzdálenost i několika km nebo jsou vázány na jediné centrum, zpravidla na křížení dvou zlomů. Jejich tvar závisí především na viskozitě magmatu. 
Mezi lávové sopky patří štítové sopky, které jsou nízké ploché sopeč né kužely s mírně ukloněný mi svahy a ve vrcholovéčásti mají kotlovitý kráter. Tvořeny jsou nízce viskózní bazickou lávou. Typické příklady těchto sopek jsou na Havajský ch ostrovech (např. sopka Killauea). 
Podobnéštítový m sopkám jsou rozsáhlé plošné vý levy označ ované jako lá vové příkrovy, které vznikají buď na souši nebo i dně mořském a jsou typické znač ný mi plošný mi rozměry a relativně malou mocností. Island je typický m příkladem velký ch lávový ch polí, tvořících příkrovy o mocnosti 5 až 15 m. Kromě toho je na Islandu i v jeho okolířada č inný ch centrálních vulkánů. Některé z nich daly vznik v nedávné minulosti nový m ostrůvkům. 
Jako lá vový proud označ ujeme takový vulkanickýútvar, který vzniká tehdy, když magma (láva) vytéká jen na jednu stranu. Magma tedy netvoří plošný útvar jako lávový příkrov, ný brž vyteklo v podélné dráze a tvoří lineárně znač ně protaženýútvar. Délka lávového proudu závisí na sklonu svahu a na charakteru magmatu (především na jeho viskozitě). 
V případě, že má magma vysokou viskozitu, může docházet ke vzniku vulkanický ch útvarů, u nichž vertikální rozměr vyniká nad plošný m. Tyto útvary se označ ují jako vytlačené kupy nebo jehly. Jsou to bochníkovitá nebo homolovitá tělesa, vyznač ující se zpravidla "cibulovitou" vnitřní stavbou. Viskózní magma vytlač ující se ze sopeč ného jícnu nadzvedává kůru utuhlé lávy a tak se kupa doplňována zespodu vytlač ujícím se magmatem stává mnohdy velmi vysokou a strmou. Podél těchto "slupek" pak může docházet k přednostnímu rozpadu takového tělesa. 
Vý voj stratovulkánu 

Každé vulkanické těleso, které se jeví jako vytlač ená kupa, nevzniklo však tak, jak je uvedeno. Může se jednat o lakolity, které utuhly v nepatrné hloubce pod povrchem a později byly denudovány (např. znělce v Č eském středohoří) nebo to mohou bý t obnažené části sopečných komínů -sopouchů (izolovaná vulkanická tělesa v č eské křídě). Typické příklady uvedený ch typů vulkanický ch těles jsou na obr. 30. 
Výbušnésopky 
Výbušné neboli explozívnísopky jsou tvořeny sopeč ný mi vyvrženinami, které se klasifikují podle velikosti částic na sopečný popel, nejjemnější materiál, sopečný prach, písek, lapili a sopečné pumy a balvany. Nahromaděním sopeč ného popela a prachu při explozích dochází ke vzniku nasypaných kuželů . Klasický m příkladem tohoto typu sopek je světoznámá japonská sopka Fudžisan. Jestliže se sopeč ný popel na svahu nasytí vodou, přemění se v kašovitou hmotu, která se řítí po svahu rychlostí až 100 km/h. Takové proudy se označ ují jako sopečné bahnotoky. Č asto přecházejí do sesuvů nebo kamenitý ch lavin s obrovskou nič ivou silou. 
Stratovulká ny 
Stratovulkány jsou nejč astějším typem sopek vyskytujícím se na zemském povrchu. Jde o složené sopky tvořené jak lávou, tak i pyroklastiky. Období vý levů se střídala s obdobími explozí, přič emž došlo ke vzniku kužele, jehož vý voj je zobrazen na obr. 30. Některé vý buchy však mohou bý t natolik nič ivé, že dochází ke znič ení urč itéčásti vulkánu. Takové vý buchy se označ ují jako kataklyzmatické erupce. Kráter, zvláště u větších vulkánů, je velmi č asto obklopen rozsáhlou kalderou kotlovitého tvaru, která je pozůstatkem po starším, erupcí znič eném vrcholu sopky. V kaldeře nebo na úbočích sopky mohou vznikat parazitní krátery. Sopka Aso v jižní části ostrova Kjúšú v Japonsku má největší kalderu na světě. Je 45 km široká, je zastavěna a hospodářsky využívána. 


Produkty vulkanickéč innosti 
Mezi produkty vulkanickéč innosti patří lá va, sopečná skla, pyroklastický materiá l a produkty vulkanických exhalací. 
Vyté kajícílá va je žhavotekuté magma, které se dostává na povrch vulkanickou č inností. Její viskozita je ovlivňována především obsahem SiO2 a teplotou. Čím je magma bohatší na SiO2 (kyselé magma), tím je viskóznější. Bazická magmata (chudá na SiO2) jsou tekutější. Se vzrůstající teplotou viskozita magmatu klesá. Teplota magmatu kyselého se zpravidla pohybuje okolo 800 až 900 oC a teplota bazického magmatu dosahuje hodnot až okolo 1300 oC. Vlastní láva může mít různou podobu. K nejznámějším typům láv patří např. provazovitá lá va, na povrchu provazovitě zkroucena, nebo lá va balvanitá , označ ovaná také jako lá va aa, která vzniká rozlámáním kůry lávového proudu připomínající nakupené ledové kry na řece. Chůze po takovém lávovém poli je velmi obtížná. Podle obsahu plynů mohou bý t lávy kompaktní nebo pórovité (např. pemza). 
Pyroklastický materiá l -nezpevněný se označ uje jako tefra a klasifikuje se podobně jako klastické sedimenty podle velikosti částic (viz. kapitola pyroklastické horniny). 
Zpevněním tefry vznikají pyroklastické horniny označ ované souhrnně jako tufy. Jejich klasifikace je stejná a navíc je možné je charakterizovat petrografickou příslušností k vý levný m horninám (např. ryolitový tuf, andezitový tuf). Usazením vulkanického materiálu ve vodě a smíseníms terigenním klastický m matriálem vznikají tufity. 
Kromě lávy a pyroklastik náleží k vulkanický m produktůmi výrony plynů a par. Podle teploty a chemického složení se vý rony plynů rozlišují na fumaroly, solfatary a mofety. 
• 	
Fumaroly vznikají během vulkanickéč innosti. Unikají buď z kráteru, nebo z trhlin na povrchu lávový ch proudů. Vyluč ují se z nich NH4Cl, KCl, NaCl, Fe2O3, H3BO3 a S. Mohou bý t kyselé, neutrální nebo zásadité a jejich teplota kolísá mezi 250 až1000 oC. 

• 	
Solfatary jsou postvulkanické vý rony par a plynů, pojmenované podle Solfatary v blízkosti Neapole. Jejich teplota kolísá mezi 90 až 250 oC. Jsou složeny převážně ze sirovodíku H2S, SO2, CO2 a vodní páry. 

• 	
Mofety dosahují teploty 100 oC a jsou tvořeny suchý m CO2. 


Jestliže jsou vý rony CO2 vázané na deprese a údolí, vznikají známá místa, kde nastává smrt zadušením, např. psí jeskyně u Neapole. U nás jsou tyto vý rony CO2 známé ze zbrašovský ch aragonitový ch jeskyní. 
K postvulkanický m jevům patří také gejzíry a termální a minerální prameny a jejich usazeniny. Typickou oblastí s mnoha gejzíry je Yellowstonský národní park, Island a některáúzemí v Japonsku. Termální vodyse v těchto místech jímají a využívají jak k vý robě elektrické energie, tak i přímo k vyhřívání obytný ch budov. 



ZEMĚ TŘESENÍ 
Pod pojmem zemětřeseníse rozumí rychlé, krátkodobé otřesy zemské kůry různé intenzity. Zemětřesení je zpravidla vázáno na geologicky mladé, tektonicky neklidné oblasti, okraje litosferický ch desek, nebo okolí velký ch hlubinný ch zlomů. Podle příč in je možné rozlišit zemětřesení řítivá , sopečná a tektonická . 
• 
Řítivá zemětřesení vznikají zřícením stropů podzemních dutin nejč astěji krasového původu, někdy i dutin vzniklý ch hlubinný m dobý váním ložisek. Lokálně může mít toto zemětřesení katastrofické úč inky. 

• 
Sopečná zemětřesení bý vají průvodním jevem vulkanickéč innosti. Zpravidla předcházejí vlastním vý buchům nebo vý levům lávy. Zemětřesení je vyvoláno pohybem ker pod tlakem vystupující lávy nebo plynůa par. 

• 
Tektonická zemětřeseníjsou způsobována tektonický m pohybem ker na zlomový ch spárách. Vznikají náhlý m uvolněním nahromaděné energie v tektonicky aktivních oblastech. Je to nejč astější (asi 95 % ze všech typů)a nejzhoubnější typ zemětřesení. Oblast otřesůbý vá rozsáhlá. 


Každé zemětřesení se šíří z ohniska tzv. hypocentra, které se nachází v různé hloubce pod zemský m povrchem. Podle statistiky se hypocentra nacházejí nejč astěji v hloubce okolo 60 km. Průmět hypocentra na zemský povrch se označ uje jako epicentrum. V epicentru bý vá intenzita zemětřesení nejvyšší. 
Z hypocentra se šíří zemětřesné vlny všemi směry. Podle způsobu vlnění je možné rozlišit vlny podé lné , příč né a povrchové . 
• 
Podé lné vlny -P (longitudální) kmitají ve směru šíření otřesů a dosahují v pevný ch horninách rychlosti 4 až 6 km. s-1 . Podobají se zvukový m vlnáma představují postupné střídání zón stlač ování a roztahování. 

• 
Příč né vlny -S (transverzální) kmitají kolmo na směr šíření otřesů av pevný ch horninách dosahují rychlosti 2 až3 km.s-1 . 

• 
Povrchové vlny jsou ještě pomalejší. Rozbíhají se z epicentra po povrchu a při silný ch zemětřeseních mohou oběhnout i kolem Země. Mají charakter příč ný ch vln a jejich vlnění se podobá vlnění mořské hladiny. Vznikají na rozhraní fyzikálně odlišný ch prostředí. 


Rychlost zemětřesný ch vln závisí na prostředí, který m se šíří. V pevný ch horninách se šíří rychleji než v horninách měkký ch. Amplitudy vln kolísají od mm do cm rozměrů. 
Intenzita zemětřesení 
Největší intenzita zemětřesení na povrchu je v epicentru, od kterého se postupně snižuje. Místa se stejnou intenzitou zemětřesení se spojujíč arami označ ovaný mi jako izoseisty. Průběh izoseist odpovídá geotechnický m vlastnostem hornin v dané oblasti. 
Intenzita zemětřesení se měří v balech. V souč asnosti se používáškály 12 balů. Byla sestavena v roce 1912 D. Mercallim, A. Cancanim a A. Siebergem (MCS). V roce 1931 byla dále modifikována Woodem a Neumannem. Proto se označ uje jako modifikovaná Mercalliho š ká la (MM). Tato škála je znázorněna v tabulce 9. Kromě této stupnice existuje i stupnice Richterova, která se běžně používá pro klasifikaci intenzity zemětřesení ve sdělovacích prostředcích. 

Registrace zemětřesení 
Příč iny, průběha následky zemětřesení sleduje samostatný vědní obor seizmika. Registrace zemětřesení se provádí pomocí citlivý ch přístrojů seizmografů . Podstatnou součástí seizmografu je stacionární hmota, nejč astěji ve formě vhodně upraveného kyvadla o hmotě od několika gramů do několika tun. Vzájemný posun mezi stacionární hmotou a zemí se automaticky zvětšuje zvětšovacím zařízením a zaznamenává mechanicky (hrotem jehly zapisovacího zařízení) nebo opticky. Univerzální seizmograf zaznamenává dvě horizontální složky (sever-jih a vý chod-západ) a vertikální složku. Č asový záznam jedné složky se označ uje jako seizmogram. 
Tab. 9 Stupně a úč inky zemětřesení podle modifikované Mercalliho škály. 
intenzita zemětřesení  registrace a průvodní jevy zemětřesení podle (MM)  
I  není registrováno lidmi, pouze seismografy  
II  může bý t pozorováno zvlášť citlivý mi osobami v horních částech budov  
III  slabé otřesy, pozorované některý mi osobami ve vnitřních částech budov, slabé chvění visících objektů  
IV  otřesy, pozorované všemi osobami uvnitř objektů, v terénu pouze některý mi osobami, vibrace věcí (jako by kolem přejela těžká vozidla)  
V  pozorováno většinou osob v terénu, spící se probouzejí, praskliny ve vlhký ch půdách  
VI  pozorováno každý m č lověkem, dostavuje se panika a strach, může dojít k rozbití skla, ojedinělé sesuvy v horský ch oblastech, kolísání hladiny podzemní vody  
VII  škody na budovách, lidé mají pocit, že se neudrží v rovnováze, může dojít k poškození nábytku a padání cihel, sesuvy skalních hornin, narušení hladiny podzemní vody  
VIII  částeč né řícení budov, vznik sesuvů, zanikání a vznikání pramenů, trhliny v půdě o šířce několika cm  
IX  všeobecná panika, trhliny v půdě o šířce až 10 cm, řícení budov, sesuvy, narušení hladiny podzemní vody  
X  úplné řícení budov, velké trhliny v půdě (až 1 m), trhání zdí, příboj na pobřeží, vznik nový ch jezer  
XI  katastrofální následky, poškození železnic, vodovodních potrubí, vystupování bahnitý ch hmot, změna vodního režimu  
XII  velké destrukce terénu, téměř kompletní znič ení objektů, velké sesuvy půdy a skalní řícení, změna ve vodním režimu, vznik nový ch vodopádů, jezer i morfologie terénu  



GEODYNAMICKÉPROCESY 
Jsou to procesy, které ovlivňují vytváření zemského povrchu a horninového prostředí v jeho blízkosti. Pro stavebníč innost jsou nejvý znamnější zvětrá vá ní, sufóze a vyplavová ní, eroze, krasové procesy, prosedavost a svahové pohyby. 
Zvětrá vá ní 
Proces zvětrávání představuje změny ve složení minerálu a hornin působením povrchových činitelů -atmosfé ry, vody, ledu, teploty a činnosti organizmu za vzniku produktu zvětrávání. Všeobecni se rozlišuje zvětrá vá nímechanické , chemické a biologické . 
• 	
mechanické zvětrá vá ní představuje fyzikální rozpad hornin. Jak vyplý vá z dosavadních zkušeností tento typ zvětrávání je však málo č astý a setkáváme se s ním hlavni v pouštních oblastech 

• 	
chemické zvětrá vá níje nejč astějším typem zvětrávání. Z pohledu stavební praxe a vlastností horninového prostředí, jako prostředí stavby, se rozlišuje na destruktivní a konstruktivní 


Destruktivní typ zvětrávání vede k rozpadu hornin bez tvorby nový ch minerálu, konstruktivnítyp vede k tvorbě nový ch minerálu, zvláště jílového charakteru, které pak ovlivňují fyzikální, mechanické i hydraulické a deformač ní vlastnosti hornin. 
Nejjednodušším procesem, který způsobuje chemické zvětrávání u většiny hornin je oxidace slouč enin železa. Oxidace nastává působením vzdušného kyslíku, který se rozpouští ve vodě obsažené v pórech horniny a tím se roztok stává reaktivním s oxidač ním potenciálem, který závisí na parciálním tlaku vzdušného kyslíku a chemizmu vodního roztoku. I při neutrálním pH vody je 
FeIII+ 
oxidač ní potenciál dostateč ný , aby okyslič il FeII+ na . Tento proces pozorujeme v povrchové vrstvi nebo podle puklin jako tzv. limonitizaci. Pokud se vytvoří mocnější limonitové vrstvič ky bý vá vý plň pukliny detritická. 
Trvalé působení exogenních geologický ch č initelů (vody, mrazu, větru) na zemský povrch vede k jeho trvalému snižování, tzv. denudaci. 
Zvětrávání může však nikdy probíhat velmi rychle (dny), což ovlivňuje kvalitu hornin, odkrytý ch v základové spáře nebo ve vý kopu č i zářezu. Některé pararuly na Č eskomoravské vrchovině, ve srovnání s migmatity, mohou změnit třídu těžitelnosti i za jednu zimu. V zářezech je v takovém případě třeba zamezit přístupu atmosférický ch č initelů, zejména vody a mrazu. 
Stupeň zvětrá ní se zjišťuje i při hodnocení kvality stavebního kamene. Zpravidla se vystačí s makroskopickou klasifikací podle obsahu č erstvý ch minerálních zrn a podle toho, zda se zrna vzájemně dotý kají. Pokud dojde k celkovému rozložení skalní horniny úč inkem zvětrávání, považujeme ji z hlediska fyzikálních a mechanický ch vlastností, již za zeminu. Stupeň zvětrání lze téžvyjádřit indexem zvětrá ní(IZ). 

HZ = vlastnost zdravé horniny (napo. objemová hmotnost nebo pevnost) 
HV = vlastnost zvětralé horniny 

Sufóze 
Tento proces představuje postupné rozpouštění a vyplavování velmi jemný ch částic nebo tmele a následné náhlé ztekucení zeminy. Tyto poruchy se označ ují jako filtrač ní a zeminu pak posuzujeme i z hlediska její filtračnístability. 
Vliv na vznik sufóze má především zrnitost. Náchylnější jsou zeminy s nízký m obsahem střední zrnitostní frakce, což umožňuje transport jemný ch zrn mezi většími. Další vliv mají pórovitost a ulehlost a tlakový spád proudící vody. 
Velmi č asto dochází k těmto poruchám ve sprašoidních zeminách a v píscích. 
Kuřavka je typický m sedimentem jižní Moravy, v němž dochází ke ztekucení. Jedná se o tekoucí písek, který tvoří č asto horninové prostředí lignitový ch slojí. K ztekucení dochází i působením otřesu nebo náhlý mi vý kyvy hladiny podzemní vody. 
Nejvhodnějším opatřením proti sufózi a vyplavování je u hrází snížení filtrač ní rychlosti a prodloužení dráhy průsaku vybudováním vodotěsný ch kobercůnebo svislý ch stěn na návodní straně,a tím snížení vztlaku. Je možno využít též injektáže. 

Eroze 
Je rušiváč innost vody a ledovce. Vodníeroze se projevuje jednak na svazích, jako úč inek dešťového ronu, jednak v korytě, jako eroze vlastního toku. Ta může bý t hloubková a boč ní. Hloubková eroze působí převážně v horním toku a formuje strmé svahy ve tvaru písmene "V". Boč ní eroze působí hlavni ve středním a dolním toku a vytvářejí se meandry (obr. 31). Studium erozivní č innosti řeky pomáhá objasnit charakter toku a zvolit správný postup při návrhu jeho regulace. Ledovcová eroze se projevuje jak u ledovců kontinentálních, tak i ledovců vysokohorský ch (obr. 32). Vysokohorský ledovec modeluje údolí ve tvaru písmene "U". Mohou vznikat i visutáúdolí a morfologii údolí ovlivňují i ledovcové sedimenty - morény. 

Krasové jevy 
Představují geodynamický proces, který vede k rozpouštění karbonátový ch hornin. Intenzita se řídí vlastnostmi vody, chemizmem horninového prostředí a tektonický m vý vojem oblasti. 


Krasové jevy postihují nejen vápence, ale i krystalické vápence (mramory), napo. jeskyni Na Pomezí na severní Moravě. 

Svahové pohyby 
Pod pojmem svahový pohyb se zpravidla rozumí přemisťování hornin po svahu účinkem zemské tíže za porušení rovnováhy svahu. Ke vzniku svahový ch pohybu dochází jednak v určitý ch, příhodný ch geologický ch strukturách, jednak z příčiny permanentních nebo epizodických svahových faktoru. 
Faktory svahových 
Podle způsobu účinku se faktory dělí na aktivní, které zvyšují napití ve svahu a pasivní, kterésnižují pevnost horninového pohybu prostředí. 
Podle povahy, intenzity a průběhu trvání se faktory dělí na: 
• 	
permanentní - faktory, kterépůsobí dlouhodobě 

• 	
epizodické -faktory, které probíhají jednorázově, rychle a jsou vlastní příčinou pohybu 


Jako trigger se označuje bezprostřední příčina vyvolaného pohybu. 
K permanentním faktorům lze počítat vnitřní a vnější geologické síly, napo. subdukci, vulkanizmus, tektoniku, erozi, sufózi a zvětrávání. 
Epizodickými faktory bý vají převážně geologické síly exogenní (např. stoletý déšť?), z endogenních sil pak nejčastěji zemětřesení. Epizodickým faktorem bý váčasto právěinžený rskáčinnost, tzv. antropogenní faktor. 
Geologické struktury příznivé pro vznik svahových pohybu 
Č eský masív 
• 	Č eská křída 
Horninové prostředí je budováno dvěma komplexy horizontálně až subhorizontálně uložený ch sedimentu. Jsou to komplex křídový ch křemenných, tzv. kvá drových pískovců (místy i opuk) a komplex pelitů ­jílovců, slínovců až slínů nebo prachovců, z nichž nikteré mohou bý t navíc objemověnestálé. 
Je-li komplex pískovcův nadloží komplexu pelitů, probíhá rozpad pískovcůna okraji skal podle tahový ch svislý ch puklin a dochází k jejich postupnému dělení, vyklápění nebo sklápění jednotlivý ch ker a konečně odpojení ker od vlastního komplexu. V případě objemový ch změn v podložních pelitický ch vrstvách, dojde k zabořování, klouzání a posléze ke vzniku sesuvu rozpadlý ch hornin. Tento typ svahového pohybu se označuje jako kerný nebo-li blokový a dochází k němu téměř na všech okrajích křídový ch pískovců, ležících na měkký ch slínech. Svahové pohyby v dolní části svahu, kde jsou již bloky pískovcůrozpadlé, se považují za plošné nebo proudové sesuvy. 
• Neovulkanity 
Podobný rozpad může nastat i na okraji neovulkanitůČ eského středohoří. Horním pevný m komplexem jsou neovulkanity, měkký m podložím křídové, výše popsané slíny. Systém pohybu je v podstatě podobný s popsaný m pohybem hornin v č eské křídě. 
Zá padníKarpaty 
• Flyš 
Je nejdůležitější geologickou strukturou, příznivou pro vznik svahový ch pohybu. Již samotný název (odvozeno jednak z německého slova fliessen ­téci, jednak podle názvu švý carské vesnič ky Flysch, odkud byly popsány v minulém století rozsáhlé sesuvy), nasvědč uje tomu, že se jedná o oblast na sesuvy velmi bohatou. 
Geologická stavba -střídání pískovců až slepenců s jílový mi břidlicemi až jílovci, tj. vrstev s proměnlivou propustností a rozdílný m pevnostním charakterem, vznik nestability území jen podporuje. Ve flyši se setkáváme s různý mi projevy nestability a typy svahový ch pohybu. K nejč astějším však patří plošné a proudové sesuvy, z nichž první lze sanovat, druhé jen velmi obtížně. 
• Neogennípá nve 
I když se jedná o ploché a rovinatéúzemí, docházíč asto k porušení stability zářezu a odřezu při budování dopravních liniový ch staveb. Horninový m prostředím, které způsobuje nestabilitu jsou neogenní slíny spodního badenu, který m se místněříká "té gly". V blízkosti zlomu jsou tzv. potrhané , tj. skládají se z pevnějších částic ostrohranný ch a mezi nimi stlač ené lístkovité hmoty. Při hloubení zářezu, zvláště, vnikne-li sem voda, se zač nou jednotlivéúlomky pootáč et a dochází k mělký m, ale trvalý m sesuvům. Jestliže se jim nevěnuje ihned inžený rská pozornost, mohou se rozšířit až na velké a plošně rozsáhlé sesuvy, s jejichžzabezpeč ením bý vají spojeny velké finanč ní náklady. 
Čtvrtohorní sedimenty 
Ve č tvrtohorních pokryvech mohou vznikat sesuvy ve sprašoidních sedimentech, zvláště, jsou-li spraše uloženy na nepropustném podložním neogenním jílu. Ale mohou bý t porušována i eluvia v krystaliniku ztekucením nebo úč inkem mrazového zvětrávání. Na Č eskomoravské vrchovině dochází č asto k opadá vá nískal a ke vzniku rozsáhlý ch suťový ch kuželů se sníženou stabilitou. 
Typy svahových pohybu 
Podle mechanizmu a rychlosti se dělí svahové pohyby takto: 
• 	
Plazení je typem svahového pohybu, který má charakter pomalého teč ení tuhé látky. Z geologického č asového hlediska jde o dlouhodobý a zpravidla se nezrychlující pohyb horninové hmoty. Rozhraní mezi pohybující se hmotou a jejím nepohyblivý m podložím je málo zřetelná. S vý jimkou velký ch blokový ch (kerný ch) polí jsou vý sledné morfologické formy tohoto svahového pohybu málo vý razné. 

• 	
Sesouváníje relativně rychlý krátkodobý klouzavý pohyb horninový ch hmot po svahu podle jedné nebo více smykový ch ploch. Vý sledkem sesouvání je sesuv (obr. 33). V horníčásti je charakterizován odlučnou oblastí, ve střední je tvořen vlastním splazem a v dolníčásti se vytváří vý razné čelo sesutých hmot. Při sesouvání může dojít k uplatnění plazení ve spodníčásti a k stékání nebo řícení na jeho povrchu. 

• 	
Stékáníje rychlý krátkodobý pohyb horninový ch hmot ve viskózním stavu. Podstatnáčást hmot vyteč e z odluč né oblasti (deprese) a přemístí se na poměrně velkou vzdálenost. Stékající hmoty jsou odděleny od nepohybujícího se podloží ostrou hranicí. Vý slednou formou stékání je proud. V konč eném stádiu může stékání přejít v plazení. Jako svahový pohyb se tento typ sesuvu označ uje tehdy, jestliže podíl vody ve stékající hmotě není vetší nežpodíl horninový ch úlomku. 

• 	
Řícení je náhlý krátkodobý pohyb horninový ch hmot na strmý ch svazích. Po rozvolnění (zpravidla dlouhodobém) se horninové hmoty volný m pádem zřítí za krátkodobé ztráty kontaktu se svý m podložím. 




KONTROLNÍOTÁZKY: 
1. 
Jaký je rozdíl mezi zlomem a puklinou? 

2. 
Jaký m způsobem se graficky znázorňují diskontinuity horninový ch masívu? 

3. 
Jaký m způsobem ovlivňují zlomy zakládání staveb? 

4. 
Co je to zvětrávání a denudace? 

5. 
U který ch hornin dochází k sufózi? 

6. 
Co to je eroze? 

7. 
Jak vznikly říč ní terasy? 

8. 
Které faktory způsobují vznik svahový ch pohybu? 

9. 
Jaké znáte typy svahový ch pohybu? 

10. 
Které jsou geologické struktury příznivé pro vznik svahový ch pohybu? 




PODZEMNÍ VODA 
Hydrosfé ra je jedním z vnějších obalů Země. Zahrnuje vodu atmosféry, vodu na zemském povrchu, vodu obsaženou v organizmech i vodu podzemní. Vědní obor, který se zabý vá studiem původu, vý skytu a vlastností vody se nazý vá hydrologie. 
Ze základních pojmů z hydrologie se uvádějí nejdůležitější: 
• 	
hydrologický rok -je období 12 měsíců, stanovené tak, aby srážky spadlé v tomto období v něm odtekly (u nás začíná 1. listopadu a končí 

31. října následujícího kalendářního roku) 

• 	
hydrologická bilance -je kvantitativní vyjádření množství vody, které prochází jednotlivý mi složkami hydrologického cyklu 

• 	
povodí-je území, které se odvodňuje jedním vodním tokem a jeho přítoky, a může bý t orografické i geologické 

• 	
hydrogeologie -je vědní obor, který se zabý vá studiem původu, vý skytu a vlastností podzemní vody 


Původ podzemnívody 
Podzemní voda zahrnuje veškerou vodu, která se vyskytuje pod zemský m povrchem. Podle původu může bý t juvenilnía vadózní. 
Juvenilnípodzemnívoda vystupuje k povrchu z nitra Země. Vyskytuje se např. ve vulkanický ch oblastech nebo v blízkosti hluboký ch zlomový ch struktur. Tvoří poměrně malou část podzemní vody. 
Vadóznípodzemnívoda vzniká průsakem srážkové vody pod zemský povrch. Část této vody může bý t po dlouhá geologická období uzavřena mezi nepropustný mi vrstvami a tuto podzemní vodu pak označ ujeme jako fosilní. Některá podzemní voda může bý t i organické ho pů vodu, např. naftové vody. Pro stavební praxi mají vý znam především podzemní vody vadózní. Podle toho, jak voda prosakuje s povrchu horninový m prostředím, rozlišujeme podle stupně nasycení tato pásma: 
• 	
pá smo provzdušnělé 

o 	půdní 

o 	mezilehlé 

o 	pásmo kapilárnítřásně 



• 	
pá smo zvodnělé 


Pá smo kapilá rní třá sně je charakteristické vzlínáním vody ze spodního zvodnělého pásma. Voda v pórech vyvozuje sání (má negativní pórový tlak) a nemůže bý t jímána. 
Podle toho, jak je voda vázána a jak se pohybuje rozeznáváme vodu hygroskopickou, kapilá rnía gravitační. 
Hygroskopická voda je forma vody, která vzniká v hornině při pohlcování par , jedná se o kategorii vody adsorpč ní. Adsorpční voda je pevně poutána adsorpč ními silami povrchu zrn, v kapalném stavu je prakticky nepohyblivá. Vyskytuje se v horninách jen při velmi nízké vlhkosti. Kapilá rnívoda je voda, jejíž pohyb je ovlivňován převážně kapilárními silami. Gravitačnívoda je voda, jejíž pohyb je urč ován gravitač ními silami. 

Propustnost horninové ho prostředí 
PROPUSTNOST je schopnost pórovitého prostředí propouštět vodu pod vlivem hydraulického gradientu. Jako absolutnípropustnost se vyjadřuje koeficientem propustnosti (p). Jako relativní propustnost se označ uje propustnost pro urč itou tekutinu při společ ném proudění směsi o několika fázích (např. voda a plyn). Je-li propustnost vztažena k proudění kapaliny o urč itý ch vlastnostech (podzemní voda), vyjadřuje se pomocí koeficientu filtrace (k). V přírodě neexistuje hornina, která by byla absolutně nepropustná. Některé horniny však mají tak malou propustnost, že se považují za nepropustné (např. mastné jíly). 
Na vodu v horninovém prostředí působí gravitace, tlak plynů, osmotické napětí jako vý sledek vod různého chemizmu, hygroskopické síly na povrchu zrn a kapilární síly v dutinkách. Jestliže tyto síly jsou v rovnováze, voda se nepohybuje. Při nerovnovážném stavu se voda dává do pohybu a začíná na ni působit tření. Pokud voda prostupuje horninový m prostředím stejnoměrně, je propustnost vlastností vody i horniny, pokud však voda prostupuje pouze dutinami, je propustnost vlastností dutin. Propustnost může bý t různá v různém směru. 
Jako kolektor označ ujeme horninové prostředí, jehož propustnost je ve srovnání se sousedící horninou o tolik větší, že gravitač ní voda se jím může snadněji pohybovat. 
Jako izolá tor označ ujeme horninové prostředí, jehožpropustnost je ve srovnání se sousedící horninou o tolik menší, že se jím za stejný ch podmínek gravitač ní voda pohybuje nesnadněji. 

Ukazatelem propustnosti podzemní vody je výše zmíněný koeficient filtrace. Příklady hodnot pro různé zeminy jsou v obr. 35. 
Propustnost horninového prostředí se snižuje s obsahem jemné pelitické frakce. Tak např. přidáním 1 % kaolinitu se sníží až o 24 %, přidáním1% montmorillonitu až o 80 %. Toho se využívá ve stavební praxi k těsnění propustného horninového prostředí. 
Propustnost některý ch zemin lze stanovit z křivky zrnitosti podle průměru zrn, odpovídajícímu 10 % hmoty vzorku. Příklad je uveden v tabulce 5. 
Tab. 5 Koeficient propustnosti podle. 
20% zrn velikosti mm (d 20)  koeficient propustnosti 10-6m.s-1  klasifikace  20% zrn velikosti mm (d 20)  koeficient propustnosti 10-6 m.s-1  klasifikace  
0,005  0,03  jíl  0,18  70  jemný písek  
0,01  0,1  jemný silt  0,20  90  
0,02  0,4  0,25  140  
0,03  0,9  hrubý silt  0,30  220  
0,04  1,7  0,35  320  písek střední  
0,05  2,8  0,40  450  
0,06  4,5  písek velmi jemný  0,45  600  
0,07  6,5  0,50  750  
0,08  9  0,60  1 100  písek hrubý  
0,09  13  0,70  1 600  
0,10  18  0,80  2 200  
0,12  25  jemný písek  0,90  2 900  
0,14  35  1,00  3 700  
0,16  50  2,00  20 000  drobný štěrk  

Laboratorně se stanovuje propustnost propustoměrem, ve vrtech lze stanovit propustnost hydrodynamickými zkouškami. Patří k nim čerpacízkoušky, kdy se měří množství vody č erpané za sekundu a snížení hladiny vody ve vrtu v závislosti na č ase. 
Podle toho jak podzemní voda prostupuje horninami, rozeznává se propustnost puklinová , prů linová , propustnost podle dutin a propustnost krasová . 
• 	
Puklinovou propustnost mají skalní horniny (vyvřelé, krystalické břidlice s vý jimkou mramoru a některé zpevněné klastické sedimenty a karbonáty). 

• 	
Průlinovou propustnost mají písč ité a štěrkovité zeminy, pískovce, eluvia skalních hornin. 

• 	
Podle dutin jsou propustné různé karbonáty i skalní horniny s různý m stupněm zvětrání. 

• 	
Krasová propustnost je typická pro rozpustné horniny (vápence, dolomity, mramory). 


Některé jílovité a slínité zeminy považujeme za nepropustné izolátory, avšak jsou zpravidla propustné podle vrstevních ploch nebo puklin a proto mohou někdy vést i znač né množství vody. 


Hladina podzemnívody 
Zvodnělé horninové prostředí se označ uje jako zvodeň. Horní povrch zvodně tvoří hladinu podzemnívody. 
Podle tlaku na hladině rozeznáváme hladinu volnou (tlak je roven tlaku atmosférickému) a hladinu napjatou (tlak je vyššínežtlak atmosférický). 
Vody s napjatou hladinou se označují v inženýrsképraxi jako vody arté ské . Název je odvozen z názvu hrabstvíArtois ve Francii, odkud byly takovévody poprvé popsány. Jestliže navrtáme horizont podzemní vody s napjatou hladinou, voda vystupuje k povrchu. Jestliže dosáhne nad povrch, označuje se jako arté ská +, jestliže vystoupí, ale nedosáhne ažna povrch území, jako arté ská -. Výstupnávýška se označuje jako výška piezometrická . 
Svislá vzdálenost hladiny podzemní vody od povrchu vyjadřuje hloubku podzemnívody. Hloubka slabě napjatých hladin se zpravidla ustálíažpo určité době. Proto při průzkumu staveništězaznamenáváme: 
• 
naražená hladina hloubku hladiny po navrtání a hloubku po ustálení 

• 
ustá lená hladina (zpravidla po 24 hodinách). 



Prameny 
Prameny jsou přirozené vývěry podzemní vody na zemský povrch. Soustředěný výskyt pramenů se označuje jako prameniště. Prameny se charakterizují vydatností, cožje množství vody vyvěrající za jednotku času. Zpravidla se vyjadřuje v litrech za minutu nebo sekundu. 
Podle trvalosti se prameny dělí na permanentní -trvalé, občasné (intermitentní) a periodické . 
Podle směru pohybu a výstupu na povrch se dělí na prameny sestupné a vzestupné . 
K sestupným pramenům počítáme 
• 
svahové 

• 
suť ové 

• 
sestupujícípodle diskontinuit 


K výstupným pramenům počítáme prameny 
• 
zlomové 

• 
arté ské 


V krasových oblastech vznikají prameny roklinové a vyvěračky,v území synklinál prameny přeté kavé . Typy pramenůjsou znázorněnynaobr.36 a37. 


Fyziká lnía chemické vlastnosti podzemní vody 
Patří k nim teplota, tlak, měrná hmotnost, elektrická vodivost pH, oxidačně­redukčnípotenciá l -Eh, obsah anorganických lá tek, obsah organických lá tek, tvrdost. 
Podrobné rozvedení této kapitoly patří do uč ební látky z hydrogeologie, která se probírá ve 3. roč níku. 



Agresivita podzemnívody 
Ú točnost neboli agresivita je jednou z nejdůležitějších vlastností podzemní vody s ohledem na stavebníč innost. Může bý t síranová , uhličitá nebo se může jednat o vodu hladovou. RovněžpH ovlivňuje agresivitu vody. 
Síranovou agresivitu mohou způsobovat různé minerály obsažené v horninách. Patří k nim zejména sírany (sádrovec CaSO4.2H2O, anhydrit CaSO4) nebo sulfidy (pyrit FeS2, pyrhotin FeS). Síranová agresivita se velmi č asto vyskytuje v neogenních slínech celé střední Moravy. 
Uhlič itá agresivita vzniká rozkladem organogenní příměsi v aluviálních sedimentech a dále je č astá v oblastech vý věru pramenů minerálních vod, bohatý ch na CO2. 
Hladová voda neobsahuje rozpuštěné soli (je v podstatě destilovanou vodou), která vyluhuje soli z okolního horninového i stavebního (např. betonu) prostředí. 
Podzemní voda s vysoký m i velmi nízký m pH působí agresivně na své okolí. 
Podle Č SN 73 1215 "Klasifiká cia agresívnych prostredí" se rozlišuje prostředí: 
• 
la - lehce agresivní 

• 
ma - středně agresivní 

• 
ha - vysoce (silně) agresivní 



Opatření proti podzemnívodě na staveništi 
Nejjednodušším způsobem kontroly podzemní vody v základové jámě je snížení její hladiny č erpáním. Ve složitějších případech se provádí injektáž, chemické zpevňování a ochrana stavební jámy štětový mi stěnami. U důležitý ch inžený rský ch staveb se provádí zmrazování. Volba a vhodnost jednotlivý ch metod záleží na zrnitosti zemin a stabilitě stěn vý kopu. 
Kontrolníotá zky 
1. 
Jak se dělí podzemní voda podle původu? 

2. 
Jaká může bý t hladina podzemní vody? 

3. 
Co je to zvodeň? 

4. 
Co je to kolektor a izolátor? 

5. 
Jaká může bý t propustnost horninového prostředí? 

6. 
Jakou propustnost má krystalinikum? 

7. 
Co je to kapilární třáseň? 

8. 
Co je to voda artéská? 

9. 
Jak hluboko může bý t hladina podzemní vody v kulmu? 

10. 
Která regionální oblast je zdrojem nejkvalitnější pitné vody? 

11. 
Charakterizujte hydrogeologické podmínky ve flyši. 

12. 
Co způsobuje agresivitu podzemní vody a její typy? 

13. 
Jak se mezinárodně označ ují stupně agresivity podzemní vody? 

14. 
Jaký je rozdíl mezi naraženou a ustálenou hladinou podzemní vody? 




REGIONÁ LNÍGEOLOGIE Č ESKÉ REPUBLIKY 
Geologická stavba zemské kůry je velmi pestrá. Dlouhodobý m studiem se však na mnoha místech podařilo objasnit složitý vý voj území a odvodit urč ité zákonitosti. 
Regioná lnígeologie je vědní obor, který využívá komplexního studia zemské kůry k jejímu č lenění do urč itý ch územních jednotek, uvnitř který ch má horninové prostředí stejnýč i podobný vý voj (způsob vzniku a jeho další utváření). Pro každou jednotku je pak charakteristický urč itý soubor hornin, stratigrafické zařazení, tektonika, hydrogeologické podmínky a geomorfologie. Vý sledkem regionálně geologického vý zkumu je mapa, rozč leňující urč ité území do geologický ch jednotek a textová dokumentace, popisující studované území. 
Regionální geologie není univerzální geologickou disciplinou, která by byla nadř azena ostatním geologický m oborů m, ale shromažď uje a využívá poznatky dílčích oborů jako je mineralogie, petrografie, všeobecná geologie, historická a stratigrafická geologie, paleontologie, geofyzika, geochemie, strukturní geologie, geotektonika ke geologické charakteristice určitého území. 
Česká republika patří k zemím, které mají nejlépe prozkoumánu a zdokumentovánu geologickou stavbu svého území. Je to dáno tím, že území našeho státu bylo od nejstarších historický ch období osídleno národy, které dokázaly využívat nerostného bohatství,a tím shromažď ovaly poznatky o jeho geologické stavbě. Keltové již př ed naším letopočtem těžili v Č echách zlato. Ve stř edověku byly Č eské země světově proslulé př edevším těžbou stříbra (Jáchymov, Kutná Hora, Jihlava a Příbram) a částečně i zlata (Jeseníky). V novověku pak rozvoj geologie a hornictvípokračoval rozmachem těžby uhlí(Ostravsko, Kladensko, Rosice a Oslavany) a zvláště pak obrovský m rozvojem těžby uranový ch rud (Jáchymov, Příbram, Dolní Rožínka, Č eskáLípa). 
Geologické jednotky Č eské republiky 
Na územíČ eské republiky zasahují dvě zá kladnígeologické jednotky, které jsou nedílnou součástí daleko větších geologický ch struktur, tvořících základ geologické stavby Evropy. Jsou to: 
• 
Český masív 

• 
Zá padníKarpaty 


Č eský masív náleží k té části Evropy, která byla formována kadomskou orogenezí (hlavní fáze před 660-550 mil. let) a vý razně přetvořena variskou orogenezí (hlavní fáze před 400-330 mil. let viz. tab. 1). 
Západní Karpaty jsou součástí pásemného pohoří, které vzniklo alpínskou orogenezí (hlavní fáze vrásnění před 65-30 mil. let). V průběhu této poslední orogeneze byla vytvořena nejvyšší pásemná pohoří na naší planetě (Pyreneje, Alpy, Karpaty, Himálaj, Skalisté hory, Andy). 
Z uvedeného vyplý vá, že obě geologické jednotky prošly zcela odlišný m vý vojem, a proto se jejich stavba velmi vý razně liší. Český masív má blokovou stavbu (území je rozděleno hlubinný mi zlomy, tzv. lineamenty na dílčíčásti ­oblasti). Zá padní Karpaty mají stavbu příkrovovou, kterou lze obrazně přirovnat k "obrovské příbojové vlně" s vrstevnatou stavbou tvořenou sedimenty, v níž jsou zamíchány velké bloky vyvřelý ch (např. Vysoké Tatry), přeměněný ch (např. část Nízký ch Tater) a sedimentárních hornin (Pavlovské vrchy). 
Český masív 

Představuje hrásťovou strukturu variského orogenu ovlivněnou alpínskou orogenezí. Na severu je Č eský masív omezen řadou hlubinný ch zlomů vůč i fenosarmatské platformě (stabilníúzemí severní a vý chodní Evropy budované velmi starý mi horninami). Nejvý raznější zlomovou linií je v této oblasti oderský lineament. Na západě pokrač uje Č eský masív hluboce do Německa a noří se pod druhohorní sedimenty. Na jihozápadě je tektonicky omezen systémem franský ch zlomů. Na jihu se noří pod Alpy a na vý chodě pod Karpaty. Jeho omezení pod oběma pohořími jsou odhadována a jejich přesná pozice není známa (obr. 38, 39). 
Bloková stavba Č eského masívu je vý sledkem zlomové tektoniky kadomského, hercynského a alpínského cyklu. Hlubinné zlomy rozdělujícíČ eský masív nemusí bý t stejně staré a nemají pravděpodobně stejný hlubinný dosah (obr. 40). Vý znam jednotlivý ch zlomů se v různý ch orogenezích lišil. Např. během neoidní (tj. alpínské) fáze měl velký vý znam podkrušnohorský (litoměřický ) zlom, na němžvystoupily k povrchu neovulkanity v severních Č echách. 
Analý za historicko-geologického vý voje Č eského masívu vychází z následujících faktů : 
• 
ná lezů zkamenělin v horniná ch, u kterých přesně zná me jejich stá ří 
• objevenía popsá ní diskordancímezi jednotkami 


• 
geochronologických dat 


Nejstarší, známéhorniny náležído svrchního proterozoika. Jsou to sedimentárnía vulkanické horniny ve stř edočeské oblasti. Nevyjasněné zů stávástáří metamorfovaný ch hornin v oblasti moldanubika. Metamorfóza zde zničila fosilie pů vodních sedimentárních hornin. Rovněž radiometrickádatování, opírajícíse o poměr jednotlivý ch izotopů některý ch prvků (určenístáří na základě poločasu rozpadu) jsou ovlivněna metamorfními procesy, kteréjako by "omladily" horniny. Proto se dápř edpokládat, že některépů vodnísedimentárníhorniny v oblasti dnešního moldanubika mohly bý t proterozoickéči starší. 


V období paleozoika formovaly územíČ eského masívu dvě orogeneze, někdy také označ ované jako geotektonické cykly: 
• 	kadomský 
v podstatě vytvořil původní stavbu Č eského masívu, dnes jsou produkty kadomské orogeneze (obr. 41) zachovány v moravsko-slezské (např. brněnský masív) a lugické oblasti (lužický pluton) 
• 	variský (někdy označ ovaný jako hercynský) 
vý razně přetvořil především centrum Č eského masívu -spojen s metamorfními pochody v celé oblasti a vznikem velký ch těles vyvřelý ch hlubinný ch hornin, např. centrální masív moldanubika a středoč eský pluton (obr. 42). 
Poslední orogeneze (alpínská) Č eský masív jen ovlivnila, ale nepřetvořila. Způsobila tektonické pohyby bloků podél hlubinný ch zlomů, které se označ ují jako saxonská tektonika. 
Vý voj Č eského masívu je dělen na dvě etapy: 
• 	předplatformní, tzn. do úplného skonč ení variského geotektonického cyklu (konec prvohor). K předplatformním krystalinický m jednotkáma zvrásněnému paleozoiku se řadí: 
o 	moldanubická oblast 

o 	kutnohorsko-svratecká oblast 

o 	středoč eská oblast 

o 	krušnohorská oblast 

o 	lugická oblast 

o 	moravsko-slezská oblast 


Zvláštní postavení mají sedimenty limnického permokarbonu, které tvoří přechod mezi předplatformním a platformním vý vojem Č eského masívu (v počátcích jejich sedimentace ještě doznívaly poslední pohyby patřící do variského geotektonického cyklu). 
• 	platformní -celá oblast je stabilní a postupně ji překrý vají pouze další komplexy sedimentárních hornin. K platformním jednotkám patří: 
o 	jura 

o 	křída 

o 	terciér 

o 	kvartér 


Předplatformní jednotky 
Moldanubická oblast 
Je jednotkou tvořenou převážně silně metamorfovaný mi krystalinický mi komplexy proniknutý mi tělesy variský ch granitoidních hornin. 

Vysvětlivky:1 až 3 -granitoidy 4 -gabra 5 - oblasti s kladnou tíhovou anomálií 6 - hranice karpatsképředhlubně Popis vybraných masívůkadomských magmatitů1 až 9 - bazickátělesa 4 - kdyňský masív 6 - ranský masív 10 -bazické horniny mariánskolázeňského komplexu 16 - lužický pluton 22 - brněnský masív 23 -dyjský masív Obr. 41 Kadomské hlubinné magmatity v Č eském masívu. 

Vysvětlivky: 1 až 3 -granitoidy 4, 5 - dioritoidy 6 -syenity 7 - oblasti se zápornou tíhovou anomálií 8 - okraj karpatské předhlubně 
Názvy vybraných těles: 2 - karlovarský pluton 10 -. středočeský pluton 11 -centrální masív moldanubika 12 - jihlavský masív 13 ­třebíčský masív 14 -železnohorský masív 15 - krkonošsko-jizerský pluton 16 -žulovský masív 
Obr. 42 Variskéhlubinné magmatity v Č eském masívu. 
Geografické vymezení moldanubika je zřetelně patrné z obr. 43. Styk moldanubické oblasti s okolními jednotkami je převážně tektonický . Vůč i středočeské oblasti je moldanubikum omezeno středočeský m hlubinný m zlomem se směrem JZ-SV (přibližně od Klatov k Říčanům), podél kterého pronikl k povrchu středočeský pluton. Na jihozápadě je moldanubikum omezeno vůč i středočeské oblasti západočeský m zlomovým pásmem s český m křemenný m valem, mariánskolázeňský m a tachovský m zlomem. Na severu a severový chodě se moldanubikum stý ká s kutnohorsko-svratecký m krystalinikem. V západníčásti je hranice vedena na styku monotónní skupiny hornin moldanubika s horninami kutnohorského krystalinika. Ve vý chodní části je hranicí zlomové pásmo při jihozápadní straně svrateckého krystalinika. Vý chodní hranicí moldanubika je tzv. moldanubické nasunutí. Podle této plochy je moldanubikum nasunuto na horniny moravika. Jižní hranice moldanubika, která je zároveň hranicí celého Č eského masívu omezuje variský orogen vůč i alpínskému. Její přesná poloha však není známa, poněvadž horniny moldanubika jsou zde překryty terciérními sedimenty alpské předhlubně. 

Moldanubikum s dělí na dílčí jednotky se samostatný mi názvy, z nichž na Moravu zasahují moravské a strážecké moldanubikum, oddělené od sebe trojúhelníkový m třebíčským masívem, tvořený m plutonický mi bezkřemenný mi horninami –syenity 
• 
Metamorfovanéhorniny moldanubika se dělí do dvou skupin: 

• 
jednotvá rná (monotónní) skupina 

• 
pestrá skupina 


Obě skupiny se od sebe lišícharakterem pů vodních sedimentá rních hornin, ze který ch vznikly. Metamorfované horniny jednotvárné skupiny vznikly z hlubokomořský ch sedimentů, převážně pelitické a psamitické textury, které nebyly petrograficky příliš rozdílné. Metamorfity pestré skupiny vznikly z pestrý ch sedimentárních a vulkanický ch hornin, které nasvědčují mělkovodnímu charakteru původní sedimentace. Intenzita metamorfózy u obou skupin byla velmi vysoká . 
Horniny jednotvá rné skupiny jsou především rů zné typy pararul. Biotit­muskovitové, biotitové, sillimanit-biotitové a někdy cordierit-biotitové.V některý ch oblastech moldanubika jsou pararuly silně migmatitizovány. 
Pestrá skupina je také tvořena hlavně pararulami, podobný mi s pararulami v jednotvárné skupině, doplněná pestrý mi vložkami dalších typů metamorfovaných hornin. Jsou to především metakvarcity, grafitové metakvarcity, grafitové ruly, vápenato-silikátové horniny (erlany a skarny), krystalické vápence (mramory), amfibolity a granulity. 
Především na oblasti pestré skupiny jsou vázána také tělesa serpentinitů, eklogitů a ortorul. 
Horniny pestré skupiny se v moldanubiku vyskytují ve třech pruzích: 
• 	
zá padnípruh - podél jv. okraje středoč eského plutonu 

• 	
střední pruh -od Passau, přes Č eský Krumlov do oblasti v. od Pelhřimova 

• 	
východnípruh -je nejširší a táhne se od Krems v Rakousku přes Moravské Budějovice, Žďár n. Sázavou, Havlíč kův Brod do oblasti strážeckého moldanubika 


Stratigrafický m zařazením jsou metamorfované horniny moldanubika prekambrické . 
• 	Tělesa hlubinných magmatických hornin vystoupila k povrchu v rámci variské orogeneze podél hlubinný ch zlomů. 
Jedná se především o: 
• 	
centrá lní masív moldanubika (petrograficky méně pestrý , tvořený převážně granitoidy) 

• 	
středočeský pluton (petrograficky pestřejší, tvořený převážně granitoidy doplněný mi menšími tělesy neutrálních a bazický ch hlubinný ch vyvřelý ch hornin dioritůa gabra). 


V obou oblastech je široce rozvinutá kamenická vý roba využívající kvalitní horniny, těžitelné i ve velký ch blocích (např. žulový monolit na Pražském Hradě). 

Kutnohorsko-svratecká oblast 
Vystupuje v severním lemu moldanubické oblasti od kouřimského zlomu při okraji blanické brázdy a pokrač uje k vý chodu až k moravsko-slezskému zlomovému pásmu mezi Tišnovem a Vírem na řece Svratce (obr. 44). Jižní hranice vůč i moldanubiku byla zmiňována v popisu moldanubika. Severní omezení vůč i středoč eské oblasti je litologické (na základě změny hornin). 
Ruly kutnohorského krystalinika se liší od rul tzv. podhořanského krystalinika, které je součástí středoč eské oblasti. 
Metamorfóza hornin kutnohorsko-svrateckého krystalinika je o něco nižší, než u hornin moldanubika, ale i tyto horniny patří do oblasti vysoké metamorfózy. 
Kutnohorsko-svratecké krystalinikum je petrograficky pestré. Jedná se především o dvojslídné ruly a svory, metakvarcity, grafitické horniny, amfibolity, erlany, č ervené ortoruly, migmatity a eklogity. Vzácně se vyskytují mramory (např. u Nedvědic). 

Obr. 44 Kutnohorsko-svratecká oblast: 1 -sedimenty permského a křídového stáří, 2 -magmatity středoč eského plutonu a metamorfované horniny, 4 ­magmatity železnohorského plutonu, 3, 5, 6, 7 -jednotky středoč eské oblasti: 3 -chrudimské paleozoikum, 5 -polič ské krystalinikum, 6 -hlinská zóna, 7 ­podhořanské krystalinikum, 8 -kutnohorské krystalinikum, 9 -ohebské krystalinikum, 10 -svratecké krystalinikum, 11 -moldanubická oblast, 12 ­ranský masív, 13 -důležité zlomy, 14 -hranice jednotek, 15 -mylonitové zóny. 
Vý razný mi zlomový mi poruchami v kutnohorsko-svrateckém krystaliniku jsou hlinská zóna, která odděluje kutnohorské krystalinikum od svrateckého a křídelský a vírský zlom ve svrateckém krystaliniku. Kromě těchto nejvý raznějších poruch se v oblasti vyskytuje řada dílčích zlomů a mylonitový ch zón (obvykle s jílovou vý plní), které znač ně oslabují horninové masívy. Oslabené zóny jsou také vázány na svory. Tektonické porušení horninový ch masívů v této oblasti může vý razně komplikovat vý stavbu podzemních děl. 

Středočeská oblast 
Do středoč eské oblasti (obr. 45), nacházející se mezi oblastí moldanubickou, kutnohorsko-svrateckou, krušnohorskou, lugickou a moravsko-slezskou, se řadí jednotky svrchního proterozoika s diskordantně uložený m spodním paleozoikem, které mají podobný litologický vý voj a stratigrafii. Vymezení vůč i oblasti moldanubické a kutnohorsko-svratecké bylo zmiňováno dříve. Od oblasti krušnohorské je středoč eská oblast oddělena vý znamný m podkrušnohorský m (litoměřický m) zlomem. Od oblasti lugické je oddělena labský m lineamentem. Vý chodní hranice vůč i moravsko-slezské oblasti je skryta pod permokarbonský mi sedimenty. Geologická stavba středoč eské oblasti je dosti složitá. Tvoří ji řada dílčích krystalinický ch jednotek budovaný ch metamorfovaný mi a magmatický mi horninami a jednotky sedimentárních hornin prostoupené horninami vulkanický mi. 

Obr. 45 Středoč eská oblast: SO1 -barrandienské proterozoikum, SO2 -tepelské krystalinikum, SO3 -domažlické krystalinikum, SO4 -podhořanské krystalinikum, SO5 -hlinská zóna, SO6 -polič ské krystalinikum, SO7 ­letovické krystalinikum, SO8 - západoč eský pluton, SO9 - západoč eské bazické magmatity, SO10 -železnohorský pluton, SO11 -ranský masív, SO12 ­barrandienské paleozoikum, SO13 -chrudimské paleozoikum, SO14 -tachovské krystalinikum. 
Patří sem: 
• Barrandien 
Ú zemí budované komplexy sedimentárních hornin a paleovulkanitů.V zásadě se dělí na dvěčásti: 
o 	Svrchnoproterozoickou, budovanou klastickými sedimenty a silicity (převažují droby, prachovce, jílovce, slepence, buližníky), prostoupený mi pestrý mi vulkanity bazaltového až ryolitového složení. 

o 	Paleozoickou, která ve spodníčásti obsahuje klastické sedimenty a silicity. Ve svrchní části jsou uloženy karboná tové sedimenty ­převažují různé typy vápenců (Koněpruské jeskyně). Vulkanity v paleozoiku jsou ryolitového, andezitového, ažčedičového složení. 


• 	
krystalinické jednotky (budované metamorfovaný mi a magmatický mi horninami) 

Na Moravu zasahují poličské a letovické krystalinikum, která mají velmi podobné horninové složení. Jsou tvořena komplexy rul, krystalický ch vápenců, amfibolitů, granulitů a nemetamorfovaný ch až metamorfovaný ch neutrálních, bazický ch a ultrabazický ch magmatický ch hornin. 

• 	
drobná tělesa granitoidů v západních Č echách (vyjma karlovarského plutonu) 

• 	
zá padočeskébazickémagmatity 


Do této dílčí jednotky řadíme tělesa bazický ch magmatický ch hornin, která byla z větší části regionálně metamorfována na amfibolity ažeklogity. Součástí jsou také serpentinity a nemetamorfované neutrální až bazické hlubinné magmatity - diority a gabra. Nejvýznamnějšími tělesy jsou: 
o 	mariá nskolá zeňský komplex 

o 	kdyňský masív 


• 	železnohorský pluton 
Je tvořen převážně granodiority a diority, méně hojné jsou granity. V této oblasti je založena řada lomů, v nichž se těží všechny granitoidy. Kameníci je však tradičně označují jako žulu. Zpracovávají se především na hrubé kamenickévý robky. 
Krušnohorská oblast 
Zahrnuje geograficky region Krušný ch hor a přilehlý ch oblastí. Vůč i jednotce středočeské je na jihový chodě omezena podkrušnohorský m zlomem. Na severový chodě je od oblasti lugické oddělena rovněž tektonicky, tzv. středosaským nasunutím. Na severo-a jihozápad přechází krušnohorská oblast do Německa (obr. 46). 
Krušnohorská oblast má složitou geologickou stavbu a dělí se na řadu dílčích jednotek. Horniny zastoupené v této oblasti jsou velmi pestré. V centru oblasti (samotné Krušné hory) převládají silně metamorfované horniny. Převážně různé typy rul a migmatitů. V okrajový ch jednotkách se nacházejí i horniny slaběji metamorfované, jako jsou svory č i fylity. Krystalinické jednotky krušnohorské oblasti prostupují takétělesa magmatických hornin. 

K nim patří: 
• teplický paleoryolitový komplex 
Vystupuje mezi Teplicemi, Krupkou a Cínovcem. Jde o složitý komplex vý levný ch a žilný ch hornin, kombinovaný ch i s vulkanoklastický mi horninami ryolitového složení. Teplický křemenný porfyr byl odedávna používánv Teplicích a okolí jako vhodný stavební kámen. Typická je pro něho porfyrická textura a nejč astěji nezaměnitelná hnědo-č ervená barva. 
Zvláštní postavení má největší těleso granitoidních hornin v oblasti: 
• karlovarský pluton 
Vyskytují se zde dva druhy granitoidů, odlišný ch navzájem svý m stářím. Starší jsou biotitové granity a granodiority. Mladší jsou granity postižené následnou albitizací a vznikem specifického typu mineralizace. Znač ný vý znam mají i nejmladší přeměny granitoidů (přeměna draselný ch živců na kaolinit), vedoucí ke vzniku některý ch kaolínový ch ložisek. 
Lugická oblast 
Od krušnohorské oblasti je lugická oblast oddělena (jak bylo zmíněno výše) tektonicky, povrchově dobře zjistitelný m, tzv. středosaský m nasunutím, které je pokrač ováním labského lineamentu. Jižní hranice se středoč eskou oblastí je skryta pod platformními sedimenty č eské křídové tabule. Je rovněž tektonická a tvoří ji vý razné zlomové pásmo, označ ované jako labský lineament. Vý chodní hranicí lugické oblasti je ramzovské a nýznerovské nasunutí, což jsou vý razné tektonické linie omezující lugickou oblast vůč i moravsko-slezské oblasti. Severní hranice oblasti probíhá na území Polska a je překryta mocný mi vrstvami sedimentárních hornin. Je však pravděpodobné, že lugická oblast pokrač uje v podloží sedimentůažk oderskému lineamentu (obr. 47) 

V západníčásti lugické oblasti při styku s krušnohorskou oblastí vystupuje 
• 	
Labské břidlič né pohoří, tvořené převážně sedimentárními a metamorfovaný mi horninami. Hlavními petrografický mi typy jsou fylity a svory, jílové břidlice, arkózové pískovce a droby. Celý komplex prorážejí mladší, drobná, tělesa granitoidů. 

• 	
lužický pluton 


Nachází se v sz. části lugické oblasti. Je to velké granitoidní těleso kadomského stáří (č asově ekvivalent brněnského masívu). 
Hlavním horninový m typem je granodiorit. Vý znamné postavení má také rumburská žula. Pluton je prostoupen množstvím různý ch typůžilný ch hornin. 
Lugická oblast na vý chod od lužického plutonu je tvořena řadou dílčích jednotek -krystalinik, v nichž jsou zastoupeny především různé typy metamorfovaný ch hornin a magmatitů. Jsou to: 
• 	Krkonošsko-jizerské krystalinikum, kde hlavními horninový mi typy jsou ortoruly, svory a fylity.V rámci variské orogeneze proniklo do těchto hornin velké těleso granitoidů: 
o 	krkonošsko-jizerský pluton 
Je tvořen převážně biotitový m granitem s velký mi (růžový mi) vyrostlicemi draselného živce. 
Jak žuly krkonošsko-jizerského plutonu, tak i fylity jsou v této oblasti těženy a zpracovávány na stavebnía dekoračníká men. Ž uly jsou charakteristické svý mi růžový mi živci a používají se běžně jako leštěný obkladový materiál. Rovněžjako obrubníky. 
Fylity mají typickou šedozelenou barvu způsobenou chloritem a používají se štípané na malé destič ky jako vnější č i vnitřní obkladový materiál. 
• 	
Orlicko-kladské krystalinikum zasahuje na Moravu. Vyskytují se zde ruly, migmatity a svory. Horninová pestrost je zvý razněna přítomností poloh mramorů, metakvarcitů, grafitický ch hornin a různý ch metabazitů, eklogitů a granulitů. 

Některé typy rul jsou velmi zajímavé svou texturou a mohly by bý t využity jako dekorač ní kámen. 

• 	
Novoměstské krystalinikum je tvořeno hlavně různý mi druhy fylitů a metamorfovaný mi bazický mi magmatity. Horninovou skladbu doplňují hlubinné magmatické horniny. Granitoidy jsou zastoupeny v několika masívech, které prorážejí metamorfované horniny. Ojedinělé jsou v oblasti orlický ch hor intruze gaber. 

• 	
Zá břežské krystalinikum je tvořeno amfibolity a křemenný mi diority spolu se svory, rulami a místy migmatity. 

• 	
Staroměstské krystalinikum je nejvý chodnější jednotkou lugické oblasti. Vý chodním okrajem se stý ká se silesikem, které jižnáleží moravskoslezské oblasti. Hlavními horninami jsou ruly s vložkami krystalický ch vápenců, erlanů, metakvarcitů a grafitový ch břidlic. Dále jsou zde hojně zastoupeny amfibolity. 


Moravsko-slezská oblast 
Její vymezení je poněkud složitější, než u jiný ch oblastí (obr. 48). Jedinou prokazatelnou hranicí je moravské zlomové pá smo, které tvoří zá padníokraj moravsko-slezské oblasti a odděluje ji (od jihu k severu) od oblastí: moldanubické, kutnohorsko-svratecké, středoč eské a lugické. Severní hranice je kryta mladšími sedimentárními horninami. Vý chodní a jižní hranice jsou překryty flyšový mi příkrovy a předhlubní alpsko-karpatského orogenu. Na povrchu je hranicí styk jednotek moravsko-slezské oblasti s neogenními horninami karpatské předhlubně. 
Moravsko-slezská oblast se dělí na dílčí jednotky: 
o 	moravikum 

o 	silesikum 

o 	brunovistulikum 

o moravsko-slezský devon 

o moravsko-slezský kulm (spodníkarbon) 

o moravsko-slezský svrchníkarbon 





Obr. 48 Moravsko-slezská oblast: 1 -platformní formace a neogén karpatské předhlubně, 2 -permokarbon, 3 -okraj karpatské předhlubně, 4 -moravsko­slezský devon a karbon, 5 -brněnský masív, 6 -krystalinikum silesika, 7 ­středoč eská oblast, 8 -kutnohorsko-svratecká oblast, 9 -lugická oblast, 10 ­moldanubická oblast, 11 -granitoidy, 12 - přesmyky, nasunutí, 13 - zlomy, 14 ­označ ení jednotek: MS1 -moravikum, MS2 -svinovsko-vranovské krystalinikum, MS3 -silesikum, MS4 -krystalinikum miroslavské hrástě a krhovické krystalinikum, MS5 -brněnský masív, MS6 -moravsko-slezský devon a spodní karbon (kulm), MS7 -moravsko-slezský svrchní karbon, MS8 ­granitoidy silesika. 
o Moravikum 
Je jednotka protažená severojižním směrem přiléhající z vý chodu k moldanubiku a vkliňující se mezi svratecké a letovické krystalinikum. Na vý chodě je omezeno permokarbonský mi a neogenními sedimenty. Na jihu pokrač uje na rakouském území. Moravikum je složeno ze dvou částí: na jihu je to dyjská klenba, na severu klenba svratecká . Moravikum je tvořeno hlavně různý mi druhy metamorfovaný ch hornin -fylity, svory, rulami, které místy přecházejí až do migmatitů.V jádrech obou kleneb pak vystupují granitoidní horniny kadomského stáří -dyjský masív (v dyjské klenbě)a tišnovské brunidy (ve svratecké klenbě). 
o Silesikum 
Na západě je omezeno tektonicky vůč i lugické oblasti. Na jihu je ukonč eno soustavou nectavský ch zlomů v Hornomoravském úvalu. Na vý chodě je hranice shodná s geografickou hranicí mezi Hrubý ma Nízký m Jeseníkem. Na severu pokrač uje silesikum do Polska v podloží terciérních a kvartérních sedimentů. Celá oblast silesika byla velmi silně deformována a regionálně metamorfována v období variské orogeneze. Nejvíce zastoupeny jsou ruly, místy až migmatity a svory spolu s erlany, amfibolity (jesenický a sobotínský amfibolitový masív), metakvarcity, krystalické vá pence a grafitové horniny. Metamorfované horniny byly v rámci variské orogeneze proniknuty 
granitoidními masívy (žulovský masív). 
o Brunovistulikum 
Je to velká krystalinická jednotka tvořená převážně hlubinný mi magmatický mi horninami a částeč ně metamorfity, která se nachází v podloží téměř celé Moravy a Slezska. Z větší části je zakryta sedimentárními horninami. Na vý chod se brunovistulikum noří pod karpatské příkrovy a jeho vý chodní okraj není znám. Na povrch vystupuje jako brněnský masív a drobná tělesa granitoidův okolí Olomouce. 
• brněnský masív 
Je severojižním směrem protažené, trojúhelníkovité těleso (obr. 49). Hlavním horninový m typem je granodiorit. Masív je rozdělen úzkou zónou metamorfovaný ch bazický ch hornin (metabazitů) severojižního směru na západní a vý chodníčást. 
Horniny brněnského masívu jsou tektonicky porušeny, a proto se nedají těžit ve velký ch blocích. Využívají se pouze k vý robě drceného kameniva. K největším, v souč asnosti provozovaný m, lomům patří lomy v Ž elešicích (těží se amfibolit) a Dolních Kounicích (granodiorit). 
o Moravsko-slezský devon 
Na povrch vychází ve dvou hlavních oblastech: 
• 
Moravský kras 

• 
hranický devon 


Devonská sedimentace začíná usazením tzv. bazálních klastik (hematitem zbarvené slepence a pískovce). V jejich nadloží sedimentovaly na Moravě především vápence. Původní rozsah devonské sedimentace lze těžko odhadnout. V souč asnosti jsou devonské horniny většinou překryty mladšími karbonský mi sedimenty. Devonský sled hornin je postižen variskou orogenezí a provrásněn. 

Pro krasováúzemí budovaná vápenci je z hydrogeologického hlediska charakteristická propustnost podle dutin až krasová, vedoucí ke vzniku jeskyní. U konsolidovaný ch a morfologicky starý ch krasový ch oblastí krasovatění postupuje do hloubky a soustřeďuje se na bázi odvodnění nebo se zastavuje na styku s nerozpustný m podložím. Vytváří se spojitý podzemní systém dutin jako nádrž podzemní vody. Vodní toky mohou také protékat podzemními prostorami (např. Punkva v Moravském krasu). 
Devonské vápence se využívají jako základní surovina pro vý robu vápna a cementu. V minulosti byly devonské vápence používány také jako stavební a dekorač ní kámen. V souč asné době se pro tyto úč ely jižnetěží. 
o Moravsko-slezský spodní karbon (kulm) 
Kulmské sedimenty vytvářejí na Moravě velké trojúhelníkovité těleso s rohy v okolí měst Brno, Ostrava a Krnov (obr. 50). Kulm se dělí na dvě oblasti: 
• 
kulm Drahanské vrchoviny 

• 
kulm Nízké ho Jeseníku a Oderských vrchů (slezský) 


Petrograficky je kulm tvořen komplexem klastický ch sedimentárních hornin. V oblasti Drahanské vrchoviny jsou zastoupeny především droby a slepence.V oblasti Nízkého Jeseníku převažujíč erné jílové břidlice. Komplex spodnokarbonský ch sedimentů je rovněž variskou orogenezí provrásněna porušen zlomy. 

Obr. 50 Spodní karbon (kulm) a limnický permokarbon ve vý chozovéčásti Č eského masívu a názvosloví pánví: 1 -spodní karbon (kulm), 2 -limnický permokarbon na povrchu, 3 -limnický permokarbon pod mladšími sedimenty, 4 -zlomy, 5 -číslice označ ující názvy pánví, 6 -omezení vý chozovéčásti Č eského masívu na Moravě,1 až 20 -limnický permokarbon a jeho oblasti: 1 až 9 -středoč eská oblast s pánvemi, 10 až 12 -oblast lugika s pánvemi, 13 až 18 -oblast brázd (14 -boskovická brázda), 15 až 18 -relikty vý plně blanické brázdy, 19 až 20 -krušnohorská oblast, 21 až 24 -spodní karbon -kulm (21 ­kulm Nízkého Jeseníku a kulm Drahanské vrchoviny). 
Hydrogeologicky je oblast poměrně suchá. Propustnost je puklinová i průlinová a hladina podzemní vody leží č asto hlouběji než30 m. 
Kulmské horniny poskytují většinou spolehlivé základové půdy. Problémy mohou nastat pouze na svazích, budovaný ch tence vrstevnatý mi a tektonicky porušený mi jílový mi břidlicemi. Droby se intenzívně těží a používají jako lomový kámen nebo drcené kamenivo na celé střední a severní Moravě. 
o Svrchní karbon v moravsko-slezskéoblasti 
Sedimentace pokrač ovala bez přerušení do svrchního karbonu na severní Moravě a ve Slezsku v tzv. hornoslezské pánvi. Větší část uhlonosný ch sedimentů svrchního karbonu je však na polském území.K nám zasahuje pouze jz. cíp pánve na Ostravsko a Karvinsko (asi 1600 km2). Téměř celý komplex sedimentů svrchního karbonu je zakryt neogenními sedimenty karpatské předhlubně a flyšový ch příkrovů Západních Karpat. Vý chozy jsou pouze ojedinělé. 
V komplexu sedimentárních hornin je charakteristické cyklické uspořádání: slepenec -pískovec -aleuropelit -kořenová půda -uhelná sloj -aleuropelit. Takové souvrství se v celém horninovém sledu mnohokrát opakuje. Celková mocnost sedimentů svrchního karbonu je 3800 m. Sedimentární souvrství je zvrásněno a zlomově porušeno, což přináší komplikace při těžbě uhlí. Svrchní karbon nevychází téměřna povrch, a proto není využíván jako základová půda. Tektonická stavba, ale zvláště poddolováníúzemí může způsobit deformace na povrchu terénu, zvláště v okolí Karviné. 
Limnický permokarbon 
V období doznívání variské orogeneze vznikly mocné komplexy permo­karbonský ch sedimentů. Permo-karbonské se označ ují z důvodu plynulého přechodu karbonské sedimentace do permské (u kontinentálních pánví) a jejich obtížného odlišování. 
Permokarbonské sedimenty se nacházejí v oblasti středoč eské, lugické, krušnohorské a v tzv. brázdách (hluboký ch tektonický ch údolí, která se vytvořila v závěru orogeneze na vý znamný ch zlomech směru SSV-JJZ a vyplnila se snosový mi sedimenty). Přehledná mapka je na obr. 50. 
Převládajícími typy hornin jsou klastické sedimenty (od psefitů po pelity), doplněné vulkanický mi horninami a vulkanoklastiky. Jednou z typický ch barev, díky které se zvláště permské sedimenty dobře poznávají, je č ervenohnědá. V mocný ch souvrstvích sedimentů se nacházejí také sloje uhlí, které se těžilo (Kladno, Plzeň, Rosice, Oslavany). 
Permokarbonské brázdy lze označ it za příkopové propadliny. Na Moravu zasahuje tzv. boskovická brá zda, která má severojižní průběh (z podhůří Orlický ch hor, od Ž amberku přes Moravskou Třebovou, Rosice až do oblasti Moravského Krumlova). 
Platformníjednotky 
Jura 
Jurské sedimenty se v Č eském masívu zachovaly pouze v malý ch ostrůvcích. Nejlépe jsou popsány v okolí Brna na lokalitách Stránská skála, Hády a Š védskéšance. Jedná se převážně o vápence (na Stránské skále v urč itý ch polohách crinoidové) s vložkami silicitů, které nasedají diskordantně na vápence devonské. 
Křída 
Spodnokřídové sedimenty jsou zachovány jen v drobný ch ostrůvcích u Blanska. Hlavní transgrese mořeas ní spojená sedimentace nastala až ve svrchní křídě. Zaplavena byla prakticky celá severní část Č eského masívu. Vznikla tím č eská křídová tabule (obr. 51). 

Převládají zde subhorizontálně uložené sedimenty mořského původu. Petrograficky se jedná o mocná souvrství převážně pískovců a jílovců až slínovců.V některý ch místech přecházejí slínovce do opuk. Pískovce a opuky se intenzívně využívají (již od středověku) jako stavební kámen. 
Cyklické střídání propustný ch pískovců a nepropustný ch pelitů vytváří ideální struktury pro zadržování podzemní vody. Pískovce s průlinovou propustností tvoří kolektory, pelity izolátory. Tím, že č eská křídová tabule má tvar pánve s největší hloubkou uprostřed, dochází k proudění podzemních vod od okrajů do středu pánve a vytvářejí se tím na mnoha místech podzemní vody s napjatou hladinou (artéské studny). 
Tektonicky jsou sedimenty č eské křídové tabule intenzívně porušeny řadou dílčích zlomů, které všechny souvisejí s velkou zlomovou strukturou -labský m lineamentem, který ve směru SZ-JV prochází v podloží pánve. Zlomová tektonika přináší někdy potíže při zakládání staveb. 
Křídové sladkovodní sedimenty obdobný ch horninový ch typů se nacházejí na území jižních Č ech, v pá nvi českobudějovické a třeboňské . 
Tercié r 
Třetihorní horniny se v Č eském masívu vyskytují předevšímv západních, severních a jižních Č echách (moravský terciér náleží k jednotce Západních Karpat). Vyskytují sev pánvích, které vznikly především v neogénu (obr. 52). Horninově převládají různé typy klastický ch sedimentů, zpevněný ch nezpevněný ch. Vý znamné jsou sloje hnědého uhlí, které se nacházejí v dílčích pánvích v podkrušnohoří. Vyskytují se zde také polohy bentonitů, které vznikly přeměnou vulkanoklastik, produkovaný ch intenzívní sopeč nou č inností v této oblasti. 

Neovulkanity 
V neogénu zač ala vý razná vulkanická aktivita, vedoucí ke vzniku neovulkanitů. Byla vázána na oživení podkrušnohorského zlomu, podél kterého vystupovalo magma ve velké délce, v mnoha přívodních kanálech, k povrchu. 
Neovulkanity jsou v Č eském masívu soustředěny převážně v severních a západních Č echách. Nejvý znamnějšími jsou stratovulkán Doupovský ch hor a Č eské středohoří. Neovulkanity vytvářejí různé typy, jak povrchový ch, tak i podpovrchový ch těles (obr. 53). 
Petrograficky se jedná většinou o vý levné bazické horniny (č edič e) nebo horniny s foidy (znělce). Méněč asto se vyskytují jiné typy hornin, např. trachyty. 
Vý skyty vulkanitůpokračují jz. směrem aždo blízkosti Chebu a Františkový ch Lázní, kde se nachází pravděpodobně nejmladší sopka na území našeho státu -Komorní hůrka, staránecelý milion let. 
Některé neovulkanity stojí izolovaně v české křídové tabuli na labském lineamentu (např. Kunětickáhora u Pardubic) 

Kvartérního stáří jsou rovněž neovulkanity na severní Moravě. Nemají ovšem takové rozšíření, jako v severních Č echách. Jedná se o izolované vulkány, založené na křížení zlomů v Nízkém Jeseníku. Č ediče zde prorážejí kulmské sedimenty. Nejznámějšími vý skyty jsou Uhlířský vrch na okraji Bruntálu, Venušina sopka, Malý Roudný a Velký Roudný . Jsou seřazeny mezi Leskovcem n. Moravicí a Bruntálem. Některé neovulkanity se vyznačují sloupcovitou odlučností, pro jiné je charakteristický bobovitý rozpad. V okolí se také vyskytují méně vý znamné polohy tufitůa nezpevněné sopečné pumy a lapilli. Neovulkanity poskytují kvalitní drcenékamenivo. 
Kvarté r 
Kvartérní uloženiny Č eského masívu jsou geneticky i horninově velmi pestré. Ze sedimentů jsou nejrozšířenější říční sedimenty (terasy, aluviální nivy), eolické sedimenty (spraše) a svahové sedimenty. Méněčasté jsou uloženiny glaciální. 
• kvartér oblastíkontinentá lního zalednění 
Kontinentální ledovec pokryl maláúzemí v severním pohraničí Č ech a poměrně rozsáhlejší území v tzv. oderské kvartérní oblasti. Ledovec zanechal na Ostravsku čelní morénu složenou ze souvkové hlíny a bloků skandinávský ch hornin. Dále jsou zde fluvioglaciální sedimenty a to písky, štěrky a varvity (uloženiny ledovcový ch jezer). 
Na vrstvy štěrků je v Ostravě vázán vý znamný horizont podzemní vody. 
• kvartér extraglaciá lních oblastí 
Kvartér moravský ch úvalů je tvořen sprašemi a sprašový mi hlínami, komplexy terasový ch štěrků a v jižní části rozlehlý mi polohami vátý ch písků. Jejich charakteristika je uvedena v kapitole o sedimentárních horninách v tomto skriptu. 
Zá padníKarpaty 
Pásemné pohoří Západních Karpat vzniklo alpínský m vrásněníma má typickou příkrovovou stavbu. Liší se tím velmi vý razně od geologické stavby Č eského masívu. 
Příkrovy jsou tvořeny různý mi druhy sedimentárních hornin, které obalují tzv. krystalinická já dra jednotlivý ch pohoří. Ta jsou tvořena granitoidy a metamorfovaný mi horninami. 

Na územíČ eské republiky zasahují na vý chodní Moravu pouze dvě obalové jednotky řazené k Západním Karpatům (obr. 54): 
Karpatský flyš 
Karpatský flyš je tvořen nejvíce předsunutý mi příkrovy Západních Karpat a tvoří tzv. vnější Karpaty. 
Flyšové příkrovy jsou tvořeny křídový mi a paleogenními (starší třetihory), převážně klastický mi sedimentárními horninami (psefity až pelity), které se usazovaly v soustavě rozsáhlý ch pánví v předpolí postupně se vrásnících Karpat. V souč asnosti představují pásmo hornin o šířce asi 6O km na vnější straně karpatského oblouku. Zahrnují Pavlovské vrchy, Ž dánický les, Bílé Karpaty, Chřiby, Hostý nské, Vizovické a Vsetínské vrchy, Moravskoslezské Beskydy, Javorníky. Dále pokrač ují do Polska a na Slovensko. 
Flyšové sedimenty byly vyvrásněny až na rozhraní paleogénu a neogénu. Jejich tektonická stavba je velmi složitá, neboť jsou tvořeny několika na sobě naložený mi a vzájemně provrásněný mi příkrovy, navíc ještě porušený mi zlomy. V průběhu vrásnění byly mezi klastické sedimenty pasivně zavrásněny i bloky vápenců (např. Pavlovské vrchy u Mikulova). Nejvý znamnějšími typy hornin jsou ve flyši různé druhy pískovců a pelity zastoupené plynulý mi přechody od jílovců přes slínovce až po vápnité břidlice. 
Z magmatický ch hornin jsou zde zastoupena, v oblasti beskydské křídové jednotky, tělesa těšinitů. 
Z inžený rsko-geologického hlediska je flyšové pásmo typický m sesuvný m územím. Propustnost hornin je puklinová a průlinová. 
Karpatská předhlubeň 
Karpatská předhlubeň spolu s vídeňskou pánví je složitá vnitrohorská deprese orientovaná souhlasně s průběhem pohoří. Mocnost sledů sedimentárních hornin dosahuje až 5000 m. Jedná se o neogenní klastické sedimenty zastoupené především slepenci, pískovci, štěrky, písky, jíly až vápnitý mi jíly a jílovci. Tektonickou stavbu ovlivňují poklesové zlomy, z nichž většina navazuje na předterciérní tektoniku. Zlomy mají dva základní směry SSV-JJZ a SZ-JV. 
KONTROLNÍOTÁZKY 
1. 
Co je to regionální geologie? 

2. 
Jaký je rozdíl v geologické stavběČ eského masívu a Západních Karpat? 

3. 
Které jsou předplatformní jednotky? 

4. 
Které orogeneze ovlivnily vý voj Č eského masívu? 

5. 
Které horniny tvoří moldanubickou oblast? 

6. 
Které horniny se vyskytují v kulmu? 

7. 
Co je to metabazitová zóna? 

8. 
Které jednotky obsahují křídové sedimenty? 

9. 
Jaký je podstatný rozdíl mezi horninami flyše a karpatské předhlubně? 

10. 
Kde jsou hlavní centra neovulkanitů? 

11. 
Jak se dělí kvartérní uloženiny? 


INŽENÝRSKO GEOLOGICKÁ CHARAKTERISTIKA HORNINOVÉHO PROSTŘEDÍ 
Na základě regionální geologické příslušnosti a podle fyzikálních, mechanický ch, deformač ních a hydraulický ch vlastností lze pro praktickou potřebu stavebního inžený ra rozlišit tyto typy komplexůhorninového prostředí: 
• 
krystalinikum 

• 
prvohorní zpevně né sedimenty 

• 
druhohorní zpevně né a soudržné sedimenty 

• 
paleogenní (starší třetihory) zpevně né a soudržné sedimenty 

• 
karboná tové horniny 

• 
neogenní (mladší třetihory) nezpevně né sedimenty 

• 
neovulkanity 

• 
kvartérní sedimenty 


Kvartérní sedimenty se považují za pokryv, ostatní horninové komplexy se považují za skalnípodloží. 
Krystalinikum 
Na územíČ eského masívu to jsou hlubinné, žilné a paleovulkanické vyvřeliny a krystalické břidlice vč etně hornin kontaktní metamorfózy. Jedná se většinou 
o poměrně rozsáhlá tělesa plutonů a jejich okraj a rozsáhlé regionálně metamorfované oblasti. 
Jako základová půda pozemních staveb jsou spolehlivé a dostateč něúnosné, jejich kvalita může bý t zhoršována přítomností zvětralin (v okolí Tábora jsou známy až do hloubky 30 m) nebo tektonický m oslabením. Jako prostředí podzemních staveb jsou většinou dobře použitelné a vyžadují ochranu jen v tektonicky porušený ch úsecích. Příkladem liniové stavby, procházející tektonicky porušený m územím, může bý t železnice Brno -Blansko, kde došlo ažpo době 80 ti let k porušování stability úč inkem mrazového zvětrávání podle epidotizovaný ch puklin (obr. 55). 
Příkladem podzemní stavby vedoucí z části tektonicky oslabený m prostředím, je část trasy vodohospodářskéštoly z Víru do Brna, procházejícíúsekem porušený m č etný mi zlomy (obr. 56). 
Z hydrogeologického hlediska mají horninové masívy krystalinika puklinovou propustnost, jen písč itá eluvia mají průlinovou propustnost. Je třeba si však uvědomit, že u metamorfovaný ch břidlič natý ch komplexů je propustnost různá v různém směru, cožmůže způsobit při ražbě poměrně znač né potíže. 
Z hlediska těžitelnosti (dle Č SN 73 3050) jsou to horniny skalní, které se řadí do tříd5 až 7 podle stupně zvětrání. To může zkomplikovat i zatřídění hornin při zemních pracech. Č asto se vyskytuje tento problém v horninách bohatý ch biotitem (např. třebíč sko-meziříč ský durbachit nebo lokality se společ ný m vý skytem pevnějších a ke zvětrávání odolnějších migmatitů a méně odolný ch pararul). 

Zpevněné prvohorní sedimenty 
Jedná se předevšímo území kulmu na Moravě, Barrandienu v Č echách a permokarbonský ch brázd (blanické a boskovické) a podkrkonošského permokarbonu a kladensko-rakovnické oblasti. 
Petrograficky to jsou různé typy zpevněný ch klastický ch sedimentů. V kulmu převažují droby, drobové slepence a jílové (pokryvač ské) břidlice šedé barvy. V permokarbonu to jsou pískovce, arkózya jílovce až jílové břidlice č asto s hematitový m hnědoč ervený m pojivem. V Barrandienu jsou zastoupeny různé typy hornin klastický ch i karbonátový ch a silicity. Pro zakládání jsou proměnlivě vhodné, což souvisí nejen s petrografický m typem, ale stratigrafickou příslušností. Tak na území Barrandienu horniny algonkia a kambria jsou dobrou základovou půdou, v ordovický ch komplexech jsou méně únosné některé břidlice, ortokvarcity a karbonáty devonu jsou jako základové půdy spolehlivé. Spolehlivé jsou i horniny kulmu a permokarbonu. 

Hydrogeologicky se jedná o horniny se všemi typy propustnosti a různý m charakterem hladiny podzemní vody. Rovněž chemizmus podzemní vody a s tím spojená agresivita je zde různá. Je třeba ji vyšetřovat pro každou oblast samostatně. Kulmské souvrství se vyznačuje poměrně malým vý skytem vody a to často až v hloubce kolem 30 m. Rovněž permokarbonská souvrství jsou v povrchový ch polohách zpravidla až do 10 m bez vody. 
Pro stavební praxi bývají nevý hodné tektonické poměry a deformace vrstev. Mohou se vyskytovat komplikované struktury, synklinoria porušená zlomy, vrásyi příkrovy, např. v kulmu. To komplikuje ražbu podzemních staveb i stabilitu svahů. Ú hel smykovépevnosti břidlic bý vá20 až25 o. 
Z geodynamický ch jevů se zde vyskytuje zvětrávání a sjíždění po předurč ený ch vrstevních plochách, případně opadávání skal a krasovatění vápenců. 
Druhohornízpevněné a soudržné sedimenty 
Jedná se převážně o oblast č eské křídové pánve, která zabíráúzemí severních a severový chodních Č ech. Zasahuje na Moravu ažk Blansku. 
Petrograficky to jsou křemenné pískovce, jílovce, slínovce a opuky. Tyto horniny jsou v subhorizontálním uložení a pro stavební hodnocení je důležité v jakém sledu se na staveništi vyskytují. Jestliže je svrchním komplexem pískovec nebo opuka, tj. horniny skalní, zakládá se bez větších potíží. Jestliže jsou na povrchu horniny soudržné, a to jak cenomanské jíly, tak i turonské slíny až slínovce vzniká nebezpečí jejich objemový ch změn v podzákladí, zvláště vysý cháním a s tím spojené poruchy staveb. 
Z hydrogeologického hlediska se jedná o jednu z nejvý znamnějších hydrogeologický ch struktur u nás. Pískovce jsou průlinově dokonale propustné, jsou dobrý mi kolektory a nadržují velké množství podzemní vody. Pelity jsou poměrně málo propustné až nepropustné, způsobují napjatost hladiny podzemní vody, která má charakter artéské vody pozitivní (+). Vody jsou jímány v celé oblasti jako kvalitní pitná voda, a to i pro vzdálenější velkoměsta (např. pro Brno od Březové). 
Z hlediska geodynamický ch jevů se vyskytuje zvětrávání, ale především zde dochází k porušování stability svahů. Je-li komplex pískovců v nadloží soudržný ch pelitů může dojít k zabořování strmého okraje pískovců do mírnějšího svahu podložních pelitů, ke vzniku ker pískovců na okraji a k jejich postupnému oddělování a pohybu. Vznikají rozsáhlé kerné svahové pohyby, které v dolníčásti svahů mohou přecházet do plošný ch a někdy i proudový ch sesuvů. 
Paleogennízpevněné a soudržné sedimenty 
Jedná se o flyšové pásmo Západních Karpat. Petrograficky jsou zde pískovce až slepence (godulský , istebňanský , ždánický , hradišťský ) a pelity (jílovce, slínovce a břidlice) béžové barvy. Je to komplex křídový ch a paleogenních hornin, z vyvřelin sem patří tělesa těšinitu v beskydské křídě. 
Tektonicky je tento komplex velmi složitý , budovaný systémem antiklinál, synklinál a vrásový ch přesmyků. 
Z hlediska hydrogeologie je to oblast rovněž velmi složitá, propustnost hornin je průlinová i puklinová, hladina podzemní vody je volná i napjatá, vý znamná je i povrchová erozivníč innost. 
Z hlediska geodynamický ch jevů je to typická oblast sesuvů. K nejč astějším patří proudové a plošné sesuvy, k méněč astý m sesuvy kerné. Na svazích se setkáváme i s hákováním vrstev (obr. 57) a slézáním sutí. 

Z těchto důvodů patří flyšové pásmo k oblastem s nejnákladnějším zakládáním a to nejen na plošný ch základech, ale i z hlediska vý stavby liniový ch staveb a staveb vodohospodářský ch. 
Karboná tové horniny 
Jedná se většinou o vápencové krasové oblasti, v nichž se vyskytují různé typy vápenců. Patří sem např. Moravský kras, devonské vápence u Grygova, Javoříč ka a Mladč e. V Č echách jsou nejznámější vápence u Koněprus. 
Jako základová půda pozemních staveb jsou spolehlivé, je však třeba vyšetřovat průběh podzemních dutin a jeskynních systémů pomocí geofyzikálního nebo i speleologického průzkumu. Z hlediska budování podzemních staveb vyžadují detailní průzkum. 
Hydrogeologie je krasová, propustnost podle dutin ažkrasový ch systémů, č asto dosud nejasný ch. 
Většinou se jedná o chráněná krajinnáúzemí. 
Neovulkanity 
V Č eském masívu se vyskytují bazaltoidy v rozsáhlé oblasti Doupovský ch hor, i jako roztroušené vrchy Č eského středohoří. Dále jsou v okolí Bruntálu. V Západních Karpatech to jsou andezity v okolí Uherského Brodu u Nezdenic, Bojkovic a Bánova. 
Jako základová půda jsou spolehlivé skalní horniny, ale na jejich okraji mohou vznikat rozsáhlé kerné svahové pohyby, a proto je třeba při vý stavbě věnovat těmto úsekům zvláštní pozornost. 
Hydrogeologicky jsou poměrně suché, propustnost puklinová. 
Tufy a tufity neovulkanitů se vyskytují porůznu v malé mocnosti. Mohou ztekutit stoletou vodou nebo i umělý m zásahem, jejich vlastnosti závisí na geologické pozici i na minerálním složení. 
Třetihorní nezpevněné sedimenty 
Budují pánve a to jak na Č eském masívu, tak i v Západních Karpatech. 
Petrograficky to jsou většinou klastika -jíly, slíny, písky a jen místy štěrky. Jsou vodorovně uloženy, mohou bý t v souvislý ch vrstvách nebo jako č oč ky. 
Hydrogeologie souvisí s petrografický m typem. Písky jsou průlinově propustné, pelity většinou málo propustné až nepropustné. Tak vznikají napjaté artéské vody. Chemizmus podzemní vody závisí na minerálním obsahu sedimentu. V píscích jsou zpravidla neagresivní,v jílech a slínech s vysoký m obsahem iontůSO4 je agresivita síranová vysoká (typ ha). 
I pánevní sedimenty jsou proniknuty řadou zlomů. Zvláště v podkrušnohorské oblasti je aktivita podle nich živá a při projektování povrchového dobý vání hnědého uhlí se s ní musí počítat. Podle některý ch zlomový ch linií dochází ik šíření otřesůz podzemí, cožmůže vést ke snížení stability povrchu terénu. 
Zvláštní pozornost se musí věnovat zlomovému ukonč ení pánví vůč i krystaliniku. I zde mohou nastávat posuny a to hlavně při neopatrné podzemní č innosti. Dochází k závalu č elby, případně i části již hotového podzemního díla. Nezřídka se tyto poruchy projevují na povrchu propadnutím a vznikem poklesové kotliny. 
Z hlediska zakládání se jedná o zeminy, které jsou dobře charakterizovány v Č SN 73 1001. I kdyžplatnost této normy je dnes č asově vymezena, doporuč ení pro plošné základy lze i nadále používat. 
Geodynamické jevy jsou v třetihorních zeminách omezeny, jednak na ztekucení písků (kuřavka), jednak na mělké sesuvy v potrhaný ch neogenních slínech. 
Jílovité a slínité sedimenty způsobují potíže při zakládání staveb. Jsou citlivé zvláště na změny vlhkosti a působení mrazu, což je doprovázeno objemový mi změnami. Obsah vody se projevuje ve změně konzistence. Stavby mělce založené trpí nerovnoměrný m sedáním. Konsolidace podloží stavbou trvá obvykle několik desítek let. Některé jílové horniny mají trhlinky vyplněné pískem, siltem atd. U potrhaný ch jílů pak může do trhlinek vnikat voda, která způsobuje pokles pevnosti ve smyku na minimum. Následně pak vznikají sesuvy. 
Č asté jsou tzv. prekonsolidované jíly. Mají denudací snesené nadloží, ale horizontální síly v nich odpovídají původní mocnosti nadloží. Vznikají tím velké boč ní tlaky, které se projeví v zářezech nebo ve svazích, kdy dochází ke svahový m pohybům. 
Silty snadno promrzají, č asto jsou rozbředlé a nestabilní. 
Základové půdyna těchto horninách klasifikujeme jako podmíněně vhodné až málo vhodné, v místech sesuvůjako nevhodné. 
Písky a štěrky, na rozdíl od jemnějších klastický ch sedimentů, poskytují dobré základové půdy. Jsou pro vodu dobře propustné.V případě, že tvoří pouze č oč ky v jílový ch horninách je nutno dobře urč it průběh rozhraní obou petrografický ch typů. Mohlo by nastat nerovnoměrné sedání objektu. Nebezpeč né mohou bý t písky (tzv. tekoucí písky) tehdy, dojde-li k jejich ztekucení přítokem podzemní vody. 
Neogenní sedimenty jsou většinou kryty různě mocný m kvartérním pokryvem. 
Kvarté rnípokryvy 
Jsou to aluvia a svahové sedimenty všeho druhu, např. hlíny a sutě, eluvia a deluvia, popsaná již v jiný ch statích. Dále sprašoidní sedimenty, štěrky říč ních teras a sedimenty glaciální. 
Petrograficky jsou velmi rozmanité. Jsou to klastické zeminy s různý mi fyzikálně-mechanický mi vlastnostmi. Je třeba je na každém staveništi vyšetřit samostatně, urč it jejich typ a mocnost a jejich zvodnění. 
U štěrkovitých zemin se zpravidla sleduje jen jejich uložení a průběh vrstvy pod budoucím objektem. U písčitých zemin je důležitý m faktorem voda, aby nedošlo ke ztekucení. Dále se urč uje úhel vnitřního tření, který se pohybuje od 30 do 33o. Důležitá je i jílovitá, případně organická příměs. 
U jemných zemin (slínů a jílů) je důležitý m ukazatelem jejich hlavní jílový nerost a s tím spojená charakteristika objemové stálosti. Dále se urč uje index plasticity IP (%) a to podle vý sledku Atterbergovy zkoušky meze plasticity a meze tekutosti. 
Sprašoidnízeminy patří do skupiny aleuritů. Jsou známy svý mi dobrý mi vlastnostmi, jsou-li suché. I když jsou stlač itelné, udrží se ve strmý ch stěnách po dobu i více než padesáti let. Jakmile však přijdou do styku s vodou (jakéhokoliv původu) kolapsují a stávají se technologicky nezvládnutelný mi. Je lépe je z vý kopu nebo stavební jámy odstranit. 
Glaciá lní sedimenty se vyskytují hlavně na Ostravsku a v Moravské bráně. Zde jsou zpravidla kryty ornicí nebo svahový mi hlínami a proto jejich rozšíření není dosud všude na mapách uvedeno. 
Jsou to prachověpísč ité jíly až jílovité písky šedorezavé až světlešedé barvy, které se střídají v nepravidelné mocnosti s polohami obsahujícími štěrkovou příměs složenou ze subangulárních valounů severský ch hornin. 
Hydrogeologicky jsou průlinově propustné, vý znamný mi kolektory jsou vrstvy štěrkovité. 
Z hlediska stability svahů je třeba vyšetřovat každý pokryvnýútvar samostatně, k vý poč tu lze využít běžný ch metod mechaniky zemin. 
GEOLOGICKÉ MAPY 
Přehled různý ch měřítek geologický ch map vydaný ch Č eský m geologický m ústavem v Praze (původně byly zpracovány pro územíČ eskoslovenska, a proto, zvláště v menších měřítkách, nereflektují ještě existenci dvou samostatný ch států): 
1 : 1 500 000 

1 : 1 000 000 

1 : 500 000 

1 : 200 000 

1 : 100 000 

1 : 50 000 

1 : 25 000 


Mapa 1 : 1 500 000 je nejpřehlednější geologickou mapou používanou pro vý ukovéúč ely. Její nevý hodou je snad až přílišné zjednodušení, projevující se ve vysvětlivkách sdružováním různý ch typů hornin do stejné vysvětlivky (granitoidy spolu se syenity, ryolity společ ně s andezity). 
Mapa 1 : 1 000 000 je nejlepší pro vý uku. Topograficky je dostateč ně podrobná a obsahově (geologicky) je přesnější než mapa 1 : 1 500 000. Kromě odlišení geologický ch celků barvou a šrafurou, používá ve vysvětlivkách pro detailnější označ ení smluvní znač ky. Malou nevý hodou z geologického pohledu je ukonč ení geologický ch těles na politické hranici státu, což může studenty někdy mylně vést k názoru, že tělesa na hranici opravdu končí a nepokrač ují na území sousedního státu. 
V mapě 1: 500 000, která je vydána na dvou listech (Č eský masíva Západní Karpaty) je tento nedostatek odstraněn. 
Mapa 1 : 200 000, označ ovaná jako generální mapa, je vydána v listech vycházejících topograficky z mapy GŠ (generálního štábu) Č eské armády (má odlišný listoklad a zobrazení nežzákladní mapa republiky vydaná geodetický m a kartografický m úřadem). V rámci edice těchto map byly vydány také textové knižní vysvětlivky, popisující z různý ch hledisek mapový list. Díky přehlednému uspořádání jsou vysvětlivky vhodný m studijním materiálem pro prvotní seznámení s geologickou stavbou studovaného území v širším kontextu. 
Mapy 1 : 100 000 nepokrý vají celéúzemí republiky, ale jsou postupně vydávány jako přehledné geologické mapy urč itý ch území (např. Krušné hory, Orlické hory, Jeseníky). 
Mapy 1 : 50 000 jsou posledním a dosud nejrozsáhlejším dílem Č GÚ (Č eský geologickýústav). Pokrý vají celéúzemíČ eské republiky v listokladu souhlasném se Základní mapou Č R. Soubor map má název "Soubor geologický ch a účelový ch map přírodních zdrojů ". V rámci každého topografického mapového listu je postupně vydáváno 12 specializovaný ch map: 
1. 
Geologická mapa 

2. 
Inžený rskogeologická mapa 

3. 
Hydrogeologická mapa 

4. 
Mapa ložisek nerostný ch surovin 

5. 
Mapa geochemické reaktivity hornin 

6. 
Mapa půdně interpretač ní 

7. 
Mapa půdní 

8. 
Mapa geochemie povrchový ch vod 

9. 
Mapa geofyzikálních indikací a interpretací 

10. 
Mapa geofaktorů- střety zájmů 

11. 
Mapa geofaktorů- vý znamné krajinné jevy 

12. 
Mapa chráněný ch územíČ R 1 : 100 000 


Mapy v měřítku 1 : 25 000 jsou nejpodrobnější geologické mapy pokrý vající území celé republiky. V souč asné době však nejsou vydány všechny listy. K mapový m listům této edice jsou také knižně vydávány vysvětlivky, které velmi detailně popisují geologickou stavbu území mapového listu i z hlediska dílčích geologický ch disciplin (inžený rská, ložisková geologie aj.). 
V měřítku 1 : 25 000 se rovněž zpracovávaly některé inžený rskogeologické mapy. Jsou to mapy pro velká města nebo průmyslově důležitáúzemí. Tyto mapy však jsou jen v archivu geofondu. 
Pro potřeby vý stavby byly lokálně na některý ch územích zhotoveny velmi podrobné inžený rskogeologické mapy 1 : 5 000 (např. Praha). 
Ná vod k určová níhornin: 
Při makroskopickém urč ování hornin jsou hlavními kritérii pro urč ení horniny textura a minerá lnísložení,v některý ch případech je nutné dobře urč it barvu horniny, pro její správné zařazení do systému hornin. 
Při popisu a urč ování hornin je vhodné postupovat podle následující osnovy: 
1. 
Barva: 

2. 
Textura: 

3. 
Minerá lnísložení: 

4. 
Původ: 

5. 
Ná zev: 


Barva nemá většinou zásadní vý znam pro urč ení horniny (vý jimkou jsou makroskopicky celistvé horniny, u nichž není možno rozlišit minerální složení), je však nedílnou součástí popisu horniny. Barvu horniny popisujeme jako průměrnou barvu všech součástek v hornině (neexistuje č erno-bílá hornina, ale šedá), proto je vhodné horninu při popisu barvy pozorovat z větší vzdálenosti. Při popisu barvy lze používat také složené názvy barev, ovšem s tím, že nejvý raznější barva je kladena nakonec (nejblíže názvu horniny). Např. č ervenohnědý pískovec je více hnědý nežč ervený . 
Textura má zásadní vý znam při urč ování hornin. Slouží ve většině případů k vzájemnému odlišení magmatický ch sedimentárních a metamorfovaný ch hornin. Např. magmatické horniny jsou většinou všesměrné, zatímco metamorfity jsou převážně plošně paralelní, hrubozrnnější klastické sedimenty mají klasty zaoblené, kde?to porfyrické magmatity mají porfyrické vyrostlice alespoň zčásti pravidelně geometricky omezené (klasty sedimentu byly zaobleny transportem). V rámci magmatitů lze podle velikosti zrna řadit horniny k hlubinný m č i vý levný m (hlubinné dlouho krystalovaly z magmatu, a proto mají zrna větší ne? vý levné, které utuhly relativně rychle). Hlubinné magmatity jsou makroskopicky zrnité, zatímco vý levné jsou makroskopicky celistvé. U porfyrický ch hornin je rozhodující velikost zrn základní hmoty. 
Pozor na nesprávné používání názvu usměrněný ch textur u hornin. Magmatity mohou bý t proudovité, sedimenty vrstevnaté a metamorfity plošně paralelní. Nelze ovšem napo. sediment popsat jako plošně paralelní. 
Minerá lnísloženíslouží velmi dobře k urč ování hornin. Napo. existuje skupina minerálu vznikajících při metamorfóze, proto při jejich identifikování lze s velkou pravděpodobností tvrdit, že se jedná o metamorfovanou horninu (v jiný ch typech mohou bý t pouze ojediněle). Kalcit je zase typický především pro skupinu biochemický ch sedimentu (napo. vápenec, travertin), jako průkazná zkouška se používá reakce s HCl. V klastický ch sedimentech se vyskytují především velmi odolné minerály (nejvíc křemen), které nezaniknou při transportu. 
Teprve po správném popisu horniny má smysl uvažovat o názvu horniny na základě příslušný ch klasifikač ních schémat. Při opač ném postupu to vede obvykle ke špatnému vý sledku. 
Formulář pro makroskopickéurčováníhornin 
Vzorek č. 
Barva: 
Textura (charakter hmoty): 
Minerálnísložení: 
Původ: 
Název: 
Stupeňzvětrání: 

LITERATURA 
Dudek, A., Fediuk, F., Palivcová, M. (1962): Petrografické tabulky, NČ SAV. 
Praha. 
Dudek, A., Malkovský , M., Suk, M. (1984): Atlas hornin, SNTL, Praha. 
Hejtman, B. (1981): Petrografie. SNTL, ALFA. Praha. 

Kettner, R. (1956): Všeobecná geologie, I-IV, NČ SAV. Praha. 
Kumpera, O., Foldyna, J., Zorkovský , V. (1988): Všeobecná geologie, SNTL, 
ALFA. Praha. 

Melichar, R. (1991): Metody strukturní geologie, orientač ní analý za, uč ební text PřF MU. Brno. 
Mísař, Z. a kol. (1983): Geologie Č SSR I., SPN. Praha. 
Š amalíková, M. (1989): Geologie a inžený rská geologie, uč ební text, č tvrté 
přepracované vydání, FAST VUT. Brno. 

Š amalíková, M., Prostějovská, M., Locker, J., Pospíšil, P. (1992): Návod k popisu a urč ování hornin při samostudiu, uč ební text FAST VUT. Brno. 
Ke studiu doporučujeme zakoupit: 
Ná vod k popisu a určová níhornin při samostudiu (uč ební text) 
Geologickou mapu Českéa Slovenskérepubliky v měřítku 

1 : 1 500 000 nebo 1 : 1 000 000