6.    Geologické struktury

Geologické struktury jsou výsledkem deformačních procesů a jejím studiem se zabývá strukturní geologie.

6.1.    Napětí a přetváření v zemské kůře

Tektonické síly působící v litosféře (včetně zemské kůry) jsou vyvolány celkovou dynamikou vnitřních sfér Země (její celkovou energetickou bilancí, především tepelnou a gravitační energií). Výsledkem působení tektonických napětí je přetvoření (angl. strain),

Vliv na konečné přetvoření (finite strain) má velikost a charakter napěťového pole, ale především petrofyzikální – reologické vlastnosti samotné horniny - významně ovlivňují podmínky (především teplota, litostatický tlak a rychlost deformace

deformace křehká –( nespojitá) - pukliny a křehké zlomy

                                     - platí ve svrchní kůře blízko zemského povrchu.

Deformace duktilní –(spojitá) - vrásy a flexury

- dominantní v hlubší kůře a plášti, kde úzce souvisí s podmínkami metamorfózy

-flexury -nejjednodušší spojité struktury vytvořené nahodilým, neopakujícím se, případně nepravidelně se opakujícím ohybem vrstev, metamorfních foliací atd.

bývají často spojeny se zlomy a kernými pohyby podél nich.

Vrása  v nejjednodušší podobě je spojitá tektonická struktura, v níž jsou vrstvy, nebo jiná deskovitá geologická tělesa

deformována do tvaru, jehož příčný řez je podobný sinusoidě.

 jsou výsledkem tlakového namáhání

charakterizovány periodickým opakováním a vytvářením většinou regionálně rozsáhlých vrásových systémů.

Pukliny- představují nejběžnější typ porušení mechanické soudržnosti hornin a horninového masivu.

Tahové a tlakové- porušením od normálové složky napětí podmiňuje jejich vznik

Zlomy geneticky souvisí se vznikem fraktur ploch porušení, podél nichž dojde ke zřetelnému posunu obou zlomem

oddělených ker.

tahové, tlakové a střižné.

 

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/6_GEO_STRUKTURY/6_geol_struktury_soubory/image030.jpg

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/6_GEO_STRUKTURY/6_geol_struktury_soubory/image032.jpg

 

poklesy - odpovídají kategorii tahových zlomů s jistým zjednodušením  (označují se někdy jako gravitační zlomy).

přesmyky- zlomové struktury, vytvořené v kompresních napěťových polích, jsou  definovány výzdvihem nadložní kry relativně vůči podložní kře.

tektonické příkrovy - svým charakterem patří ke zlomovým strukturám 

příkrov se označuje ploché dalekosáhlé (až10 km) přesunutí nadložní kry -alochtonu přes kru podložní - autochton.

Typickým reprezentantem příkrovové stavby na našem státním území jsou Vnější flyšové Karpaty.

kliváž - je představována hromadným výskytem ploch oslabené soudržnosti až její úplné ztráty.

má rysy disjunktivní tektoniky a současně však vnitřně přetváří horninu - souvisí s její genetickou podmíněností metamorfózou (rekrystalizací).

Nově vytvořené klivážové plochy (domény) omezují nově vzniklá tělesa v hornině, označovaná jako litony případně mikrolitony. Rozvoj kliváže s narůstající metamorfózou dosahuje případně až stadia penetrativní (horninu celkově prostupující) kliváže, která přechází v metamorfní břidličnatost.

7.    Magmatismus

7.1    Intruzivní magmatismus

intruze - tavením hornin za vysokých teplot a tlaků ve spodní kůře a svrchním plášti vzniká

tavenina - magma, jejíž hustota je nižší než hustota hornin ve stejné hloubce v tuhém

stavu. Magma proto postupně vystupuje k povrchu=inturze (horniny v okolí=plášť)

kontaktní (kaustická) metamorfóza -magma přeměňuje (metamorfuje) horniny pláště

jednak působením vysoké teploty a jednak pronikáním plynů a par z magmatu do okolních hornin pláště. Při kontaktu magmatu s pláštěm je však ovlivněna i vnitřní zóna samotného intruzívního tělesa. Proto se rozlišuje tzv.exokontakt (v plášti) a endokontakt (ve vyvřelém tělese).

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/7_MAGMATISMUS/7_MAGMATISMUS_soubory/image002.jpg

ložní (nepravé) žíly nejmenší tělesa konkordantních intruzívních těles prostupujících plášť 

paralelně s vrstevnatostí nebo břidličnatostí (žilné vyvřelé horniny).

Lakolity -jsou žilná, bochníková tělesa, vzniklá vyklenutím pláště pod tlakem většinou kyselého

magmatu. (žilné vyvřelé horniny)

Pravé žíly se liší od nepravých žil svým průběhem napříč vrstev a břidličnatostí. Diskordantní

intruzívní tělesa prorážejí horninu většinou napříč vrstevnatostí a metamorfní břidličnatostí.  (žilné vyvřelé horniny) Žíly tvoří často žilné systémy. Systém paralelních žil v jedné oblasti se nazývá žilné pásmo.

Pně jsou malá intruzívní tělesa, která mají suboválný obrys a u nichž, podobně jako u batolitů,

zpravidla není známo podloží. V mapě zaujímají rozlohu větší než 100 km2. (tvoří je hlubinné vyvřeliny) 

Batolity a plutony jsou největší a nejdůležitější hlubinná tělesa, většinou granitoidních hornin,

petrograficky i strukturně značně nejednotná. Zakořeněná jsou v hlubších částech zemské kůry, takže je jejich podloží neznámé, a to ani na základě geofyzikálního průzkumu. Podle tvaru se nejčastěji rozlišují kopulovité a jazykovité plutony, které tuhly většinou v hloubkách 10-20 km pod povrchem. Skutečnost, že dnes vystupují na povrch a jsou předmětem těžby v povrchových lomech, je podmíněna následnou erozí. (tvoří je hlubinné vyvřeliny) 

7.2    Extruzivní magmatismus - vulkanismus

Typickým projevem vulkanismu na zemském povrchu je vznik vulkánů  sopek.

bazické lávy jsou pohyblivější (tekutější) než viskóznější lávy kyselé.

Stratovulkány vznikají pokud jsou efuze magmatu doprovázeny rozsáhlejšími erupcemi

pyroklastik a sopečného popela 

lávové příkrovy - deskovitá nebo štítovitá tělesa, plošně značně rozsáhlá, ale relativně málo

mocná, u nichž převládá jeden z horizontálních rozměrů (n.100 – n. 10000 km2).

lávové proudy - v ploše dominuje jeden rozměr. Typická pro tělesa lávových proudů

je sloupcovitá odlučnost, související s vývojem dilatačních puklin během postupného chladnutí magmatu. Stejně jako u lávových příkrovů, i v případě lávových proudů jde většinou o méně viskózní bazické lávy. Ve vrstevním sledu se lávové proudy často střídají s polohami tufů, tufových aglomerátů a jiných pyroklastik (obr. 7.2.3). Vytváří typické vulkanicko-sedimentární formace, vyznačující se i z hlediska inženýrsko-geologických charakteristik anomálními vlastnostmi, podmíněnými především zvýšenou porózitou a celkovou nestabilitou.

 

8.    Působení exogenních procesů na Zemi

8.1    Svahové pohyby hornin

- pohyb pevných hmot po svahu, a to bez ohledu na rychlost pohybu nebo zda k pohybu dochází za sucha či působením vody.

8.1.1    Podmínky, faktory a příčiny vzniku svahových pohybů

Ke svahovým pohybům dochází následkem porušení rovnováhy hmot na svahu, a to v okamžiku, kdy převažují účinky aktivních sil (gravitace, hydrodynamický tlak,…) nad silami pasivními, které se snaží pohybu zabránit (pevnost hornin, tření). Výsledkem jsou svahové deformace.

Faktory podmiňující svahové pohyby a deformace

- změna sklonu a výšky svahu = morfologické poměry,

- změna obsahu vody =klimatické poměry,

-působení podzemní vody,

-činnost mrazu,

-zvětrávání hornin,

-změny vegetačního pokryvu,

-přitížení násypy, haldami,

-otřesy a vibrace

8.1.2    Klasifikace svahových pohybů

Ploužení dlouhodobý a obvykle nezrychlující se pohyb, při kterém rychlost pohybu horninových hmot dosahuje hodnot

řádově milimetry až centimetry za rok. - povrchové a - hlubinné.

Sesouvání krátkodobý rychlý pohyb. Horninové hmoty se pohybují rychlostí řádově asi v metrch za den podél jedné nebo

více smykových ploch.

Stékání pohyb rychlostí řádově v metrech za hodinu až kilometry za hodinu. Jedná se tedy o jev rychlý a krátkodobý.

Stékající hmoty bývají od podloží ostře odděleny.

-proudy zemní - v místech soustředěného toku povrchové nebo podzemní vody

-proudy kamenité - na strmých svazích vysokých pohoří, při nichž přívalové vody strhávají do údolí produkty zvětrávání, které se hromadí ve žlabech. V údolí pak lze spatřit typický nánosový kužel.

Řícení - krátkodobý pohyb, během kterého alespoň část pohybu probíhá volným pádem. Dochází k němu na strmých

svazích.

8.5    Geologická činnost podzemní vody

Kromě toho, že horninové prostředí umožňuje proudění podzemní vody, voda sama toto prostředí přetváří, a to mechanicky a chemicky.

mechanické eroze -  vyplavování jemných částic. Touto činností vznikají v horninovém prostředí dutiny, jejichž přítomnost na povrchu mohou indikovat trychtýřovité deprese – tzv. sufózní kotle.

chemická eroze – krasovění -  v prostředí, které je budováno horninami rozpustnými ve vodě (vápence, dolomity, sádrovce, soli a horniny, obsahující jmenované nerosty jako podstatné součásti). Nejznámější a nejrozšířenější jsou v našich podmínkách vápencové krasy. Oxid uhličitý obsažený ve vzduchu je pohlcován srážkovou vodou a vzniká tak slabá kyselina uhličitá, která dokáže rozpouštět vápenec a měnit jej na hydrogen-uhličitan vápenatý (CaCO3 + H2O + CO2  Ca(HCO3)2).

Krasové formy, které ve vápencích vznikají, lze rozdělit na povrchové a podzemní.

-Povrchové neboli primární formy byly vytvořeny rozpouštěním převážně dešťovou vodou a jsou viditelné na povrchu území.

-škrapy 

-rýhy

-prohlubně

-závrty

 

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/8_EXOGENN%C3%8D_PROCESY/8_exo_geod_procesy_soubory/image038.jpg

8.7    Geologická činnost větru

Modelace reliéfu větrem může probíhat nepřímo, např. hladina moří, jezer a nádrží je rozvlněna větrem a vlny následně způsobují erozi pobřeží. Přímé působení větru má převážně charakter mechanický. Nejvýrazněji se projevuje na kontinentech, v oblastech bez vegetačního pokryvu, který snižuje přízemní rychlost větru a svým kořenovým systémem zpevňuje povrchové vrstvy.

Eolická eroze mívá dvě podoby – deflaci a korazi. 

Deflace souvisí s rozpadem hornin a silně působí především v aridních oblastech. Vítr podle své síly třídí produkty rozpadu hornin, odnáší sypkou a zvětralou půdu, jemný prach, písek i menší úlomky hornin, zatímco hrubší frakce zůstává na místě. Ke tvarům, které deflací vznikají, se řadí viklany (obr. 8.7.1) nebo kamenná pouštní dlažba (obr. 8.7.2).

Při korazi rušivě působí drobný a tvrdý materiál (převážně písek) poháněný větrem proti všem překážkám. Částice, na překážky narážející, vyvíjejí obrusnou (korazní) činnost, která je závislá na síle větru, množství unášeného materiálu a na úhlu dopadajícího větru. Korazí vznikají např. hrance (obr. 8.7.3), valouny s větrem vybroušenými rovnými hranami, římsy, skalní hřibyaj.

Jakmile klesne rychlost větru, transportované částice se začnou usazovat a lze pak hovořit o eolické tvořivé činnosti. Nejrozšířenějším eolickým sedimentem jsou spraše a váté písky.

Spraše -horniny nezvrstvené, sypké, velmi jemné, prostoupeny jsou tenkými kapilárami a trhlinami. Obsahují 10 – 25% rovnoměrně rozptýleného CaCO3. Za sucha lze spraše označit za pevný sediment, který je schopen udržet kolmé stěny. Po nasycení vodou však dochází k narušení struktury tvořené karbonátovými můstky a kolapsu – prosedání spraší.

Váté písky -charakteristické větší opracovaností a vytříděností (ve srovnání s říčními písky).

K akumulačním formám navátých písků se řadí např. návěje. Vytvářejí se za nízkými překážkami při poklesu rychlosti větru. Pokud se množství písku dále zvětšuje, začíná se tento ukládat i před překážkou. Takto vznikají duny, setrvávající na místě. Tzv. stěhovavým dunám se říká přesypy, u nichž je písek z návětrné strany duny odnesen na závětrnou.

 

 

 

 

 

 

 

 

9. Typy a tvary reliéfu, jejich využití v praxi

 

Vhodné morfologické podmínky (reliéf) jsou často nezbytným předpokladem možnosti využití území pro různé stavební účely, volbu tras liniových staveb, lokalizaci vodních nádrží, přehradních hrází aj., a proto je jejich hodnocení nezbytnou součástí geologického průzkumu. Charakter reliéfu, jeho členitost, sklonitost, geneze, poskytuje výchozí informace o geologických poměrech a je jednou ze základních složek geologického prostředí. Je výsledkem vzájemného působení endogenních a exogenních procesů. 

Geomorfologické studie se využívají již během počátečních etap průzkumu a to zejména při rozhodování o výstavbě rozsáhlých a náročných inženýrských děl. Představují jednu z nejlevnějších metod výzkumu, která umožňuje již např. z topografických map, geomorfologických map ale i leteckých snímků a samotné prohlídky terénu určit možný výskyt rizik a obtíží. Např. v údolí Slivníka u Košic lze z průběhu vrstevnic (obr. 9.1) usuzovat na výskyt svahové deformace a je možné také odhadnout rozsah sesuvného území.

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/9_reli%C3%A9f/9_typy_tvary_reli%C3%A9fu_soubory/image002.jpg

9.1    Typy reliéfu

Klasifikace reliéfu vychází z celé řady kritérií. Nejčastěji se vyčleňují hlavní typy reliéfu podle geneze. Rozeznáváme reliéf svahový, říční, krasový,  ledovcový, větrný,  antropogenní a polymorfní.

 

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/9_reli%C3%A9f/9_typy_tvary_reli%C3%A9fu_soubory/image004.jpg

 

9.2    Tvary reliéfu

Hlavní tvary reliéfu lze rozdělit do následujících skupin:  plošiny, elevace, deprese,  svahové a antropogenní tvary.

 

10.    Základy hydrogeologie (Grmela, 2004)

Voda v horninách je součástí hydrosféry. Hydrosféra je veškerá voda v atmosféře, na povrchu Země i v horninách (ať již volná - pohyblivá, tak fyzikálně či chemicky vázaná v minerálech). Jednotlivé složky hydrosféry tvoří systém, který je nejlépe vyjádřen tzv. koloběhem vody na Zemi (obr. 10.1). Z tohoto koloběhu vody vyplývá, že hlavním zdrojem povrchových a podzemních vod jsou atmosférické srážky. Rozčlenění těchto srážek na jednotlivé složky je základem většiny hydrogeologických výpočtů a základem řešení rovnice hydrologické bilance: ( H .... výška vodního sloupce v milimetrech, Grmela, 2004).

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/10_z%C3%A1klady_hydro/10_z%C3%A1klady_hydrgeologie_soubory/image002.gif

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/10_z%C3%A1klady_hydro/10_z%C3%A1klady_hydrgeologie_soubory/image004.jpg

10.1    Voda v horninách a základní zákon filtrace

Volná voda v horninách (podzemní voda) se vyskytuje buď v průlinách sedimentárních hornin, puklinách hornin magmatických nebo metamorfovaných, v dutinách či kavernách  zkrasovatělých vápenců či dolomitů. Obecně se všecky tyto dutiny v horninách zahrnují pod pojem pórovitost. Pórovitost je definována jako bezrozměrné číslo, udávající poměr objemu pórů (průlin, puklin, dutin) v horninovém vzorku k objemu celého vzorku.

 Z hydrogeologického hlediska je nejdůležitější tzv. drenážní pórovitost ndr, umožňující otevřenými póry o potřebné velikosti proudění vody gravitační silou. Horniny dobře propustné mají drenážní pórovitost v hodnotách ndr = 0,2 až 0,4, slabě propustné horniny v hodnotách 0,05 až 0,2. Hodnoty pórovitosti se určují většinou laboratorně na vzorcích hornin nebo orientačně výpočtem podle empirických vzorců z výsledků rozboru zrnitostního složení zeminy (Grmela, 2004).

Další charakteristikou propustnosti hornin (tab. 10.1.1) je tzv. koeficient propustnosti k (m2), který není závislý na vlastnostech proudící tekutiny v hornině a tzv. koeficient filtrace K (m/s), který je různý pro různé tekutiny, mění se s teplotou a hustotou přírodních tekutin (voda, plyn, ropa). Jejich vzájemný vztah je dán rovnicí:

Tab. 10.1.1  Přehled základních hydraulických a hydrogeologických charakteristik a jejich jednotek

Odporové charakteristiky

Kapacitní charakteristiky

Odporově-kapacitní charakteristiky

 

propustnost

průtočnost

Koeficient     volné              zásobnosti                          Sv (-)

Koeficient hladinové vodivosti

a´ (m2.s-1)

a´ = T/Sv

 

Koeficient          propustnosti                   k (m2)

Koeficient absolutní

transmisivity

Tabs (m3)

Tabs= k . m

 

Koeficient pružné           zásobnosti                        Sp (-)

 

Koeficient           filtrace                           K (m.s-1)

Koeficient               transmisivity                    T (m2.s-1)

T = K. m

T = K. H

Koeficient pórovitosti  n (- ; %)

Koeficient tlakové vodivosti

a (m2.s-1)

a = T / Sp

 

 

Podle propustnosti se dělí horniny na propustné, označovány jako kolektory (koef. filtrace v hodnotách  n.10-2 až n.10-7 m/s) a na horniny nepropustné, označovány jako  izolátory (koef. filtrace menší než n.10-8 m/s). Kolektory (obr. 10.1.1) jsou horniny nebo zeminy s navzájem komunikujícími póry (jakéhokoliv tvaru a původu), kterými mohou proudit tekutiny daleko snáz než sousedními izolátory. Mezi dobré kolektory jsou řazeny štěrky, písky, pískovce, zkrasovatělé vápence, silně rozpukané vyvřelé či metamorfované horniny apod. Mezi špatné kolektory patří prachy, prachovité písky a pískovce, spraše, slabě rozpukané vyvřelé či metamorfované horniny, nezkrasovatělé vápence a dolomity apod. Do nepropustných hornin jsou obvykle řazeny jíly a jílovce, prachovce, pískovce bez efektivní pórovitosti, celistvé vápence a dolomity, celistvé vyvřelé a metamorfované horniny aj. (Grmela, 2004).

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/10_z%C3%A1klady_hydro/10_z%C3%A1klady_hydrgeologie_soubory/image014.jpg

10.2    Geohydrodynamické systémy

zvodněné systémy - Horninové prostředí v jejichž pórech se vyskytuje pouze voda.

zvodeň = Spojité těleso vody (akumulace) v kolektoru, kterým se mohou šířit hydraulické impulsy, resp. může docházet k přenosu (transportu) hmot. Zvodně mohou být buď s volnou nebo s napjatou hladinou

-Zvodně s volnou hladinou, též označovány jako gravitační nebo tíhové filtrační toky, vyplňují póry pouze ve spodní části kolektoru. Na hladině podzemní vody je tlak atmosférický. Tato svrchní hranice zvodně je tzv. hydrogeologická hranice(nestabilní, proměnná s dotací nebo úbytkem vody v systému); spodní hranice je tzv. geologická hranice (stabilní, daná např. rozhraním vrstev). Nad hladinou podzemní vody je tzv. pásmo aerace (provzdušnění); pod hladinou podzemní vody, kde póry jsou zcela vyplněny vodou je tzv. pásmo saturace (nasycení).

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/10_z%C3%A1klady_hydro/10_z%C3%A1klady_hydrgeologie_soubory/image020.jpg

Pohyb vody v systému s volnou hladinou vyvolává pouze zemská tíže (gravitace) a může vzniknout pouze při dostatečném hydraulickém sklonu hladiny.

V celém zvodněném systému je tlak hydrostatický (p=H.g). Zásoby podzemních vod v těchto systémech se většinou doplňují infiltrací vod ze zemského povrchu přes pásmo aerace (srážkové vody, tzv. břehová infiltrace z vodních toků apod.).

-Zvodně s napjatou hladinou (obr. 10.2.4), také tlakové filtrační toky, vyplňují póry v celé mocnosti kolektoru. Na stropu kolektoru je tlak vyšší než tlak atmosférický, tzn., že voda by vystoupila nad strop kolektoru, pokud by zde byla propustná vrstva nebo vrt (studna). Kolektor je z obou stran obklopen izolátory (svrchní i spodní hranice zvodně je geologická).

Úroveň podzemní vody, která by se ustálila ve vrtu (studni) se označuje jako tzv. výtlačná nebo též piezometrická úroveň. Podzemní voda v takovémto systému je pod tlakem. Pokud tento tlak by byl tak velký, že piezometrická úroveň by byla nad terénem, pak voda vytéká z vrtu samovolně (artézský vrt, artézský systém).

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/10_z%C3%A1klady_hydro/10_z%C3%A1klady_hydrgeologie_soubory/image028.jpg

Zvodněné systémy se klasifikují dále podle stupně intenzity vodní výměny se zemským povrchem na :

·                    systémy s intenzivní vodní výměnou (zvodně s volnou a část zvodní s napjatou hladinou - u nichž doba zdržení vody je řádově pouze roky až stovky let - ve zvodni zůstává oxidační prostředí, obr. 10.2.8). Typické jsou tzv. freatické vody, tj. vody mělkých zvodní např. v terasách řek, krasové vody ve vápencových a dolomitických horninách apod., 

·                    systémy s omezenou vodní výměnou (převážná část zvodní s napjatou hladinou - doba zdržení řádově tisíce až desetitisíce let - ve zvodni je již redukční prostředí, obr. 10.2.9). Typické jsou např. pro struktury minerálních či termálních vod, velké struktury prostých pitných vod, artézské systémy apod.

·                    systémy bez vodní výměny se zemským povrchem (část zvodní s napjatou hladinou s velmi dlouhou dobou uzavření vod ve struktuře - typické např. synsedimentární fosilní vody).

10.5    Zásoby a zdroje podzemních vod

Přírodní zdroje jsou dynamickou složkou podzemních vod a vyjadřují se v m3.s-1 (dynamické zásoby). Zdroje mohou představovat buď dotaci do zvodněného systému (srážky, infiltrace z řeky, přetoky po zlomech apod.) nebo úbytek ze systému (prameny, břehová infiltrace vod do řeky apod.).

Indukované zdroje jsou definovány jako množství vody přitékající do systému v důsledku uměle vyvolaných změn v dosahu deprese. K vyvolání indukovaných zdrojů může dojít např. jestliže deprese vyvolaná odvodňováním stavební jámy dosáhne vodního recipientu (jezero, řeka). Výsledný efekt je jednak v zastavení šíření deprese v tomto směru a jednak takový, jako by existoval zrcadlově umístěný fiktivní objekt s nálevem rovným vydatnosti čerpání

10.6    Ochrana podzemních vod

Ochrana podzemních vod vyplývá ze zákona č. 138/1973 Sb. o vodách /vodní zákon/ a zákona FS ČSFR č. 17/1992 Sb., o životním prostředí. Na ně navazují mnohé další zákony, kterými je ochrana podzemních a povrchových vod dále konkretizována. V oblasti stavební zákon č. 50/1976 Sb. (stavební zákon) v oblasti hornictví (ražba tunelů a podzemních děl) zákon č.44/1988 Sb. Horní zákon a další

Zejména při odvodňování stavebních jam a odvodňování podzemních objektů musí být z hlediska hydrogeologického vyřešen problém likvidace odpadních vod. Vody nelze volně vypouštět do povrchových toků nebo nechat zasakovat do horninového prostředí. Kvalitativní limity pro vypouštěné vody jsou dány nařízením vlády ČR č. 82/1999 Sb. a pro posuzování potenciálního ohrožení podzemních a povrchových vod používaných stavebními materiály je nařízení vlády ČR č. 81/1999 Sb., kterým se stanoví jejich limity vyluhovatelnosti.

 

 

Ochrana podzemních vod je dvojího druhu :

a)  preventivní - slouží k zabránění průsaku kontaminantů do zvodněného horninového prostředí. Realizuje se legislativními opatřeními v zákonech, nařízeních vlády atd., vyhlášením pásem hygienické ochrany (PHO), vyhlášením chráněných krajinných oblastí, monitoringem potenciálních polutantů, technicko-organizačními opatřeními a požadavky na objekty a jejich stavební úpravy apod.

b) reparativní – sanace havarijních stavů znečištění podzemních vod (rychlé a účinné zásahy bez ohledu na ovlivnění hydrogeologické struktury a jímacích objektů),

·                    pasivní - zadržují pohyb znečištěné podzemní vody a zamezují její šíření  (těsnící stěny  /milánské/, těsnící vany apod.),

·                    aktivní - odčerpání nebo odvedení znečištěné vody na likvidaci /např.vyčištění/ (čerpací systémy, infiltrační bariery, drenážní systémy apod.).

Znečištění je jakákoliv změna v jakosti podzemní vody omezující současné nebo její výhledové využití, resp. zvyšující nároky na její technologickou úpravu, nebo změny v jakosti vedoucí k riziku znečištění dalších zvodněných vrstev či znečištění povrchových vod. Způsobují to anorganické a organické látky nepříznivými změnami fyzikálních a senzorických vlastností, toxicitou a dalšími vlastnostmi vyjmenovanými např. ve vyhlášce MŽP č. 339/1997 Sb., radioaktivní látky přirozeného nebo umělého původu, zdraví škodlivé organismy aj.

10.7    Hydrogeologie ve stavebnictví

Hlavní činnosti a úkoly hydrogeologie ve stavebnictví jsou dány druhem staveb, jejich velikostí, stupněm průniku do zvodněných vrstev a předpokládaným ovlivněním hydrogeologických (kapacitních, hydraulických i hydrochemických) poměrů jak na staveništi, tak i v jeho širším okolí. Z nejčastějších úkolů to jsou :

·                    odvodňování stavebních jam - tj. trvalé nebo dočasné snížení hladiny, resp. piezometrické úrovně, na stanovenou výškovou úroveň,

·                    vytváření hydraulických bariér - znemožňují přítok podzemních vod do stavebních jam  (milánské stěny, larzenové stěny),

·                    posouzení vlivu podzemní vody - vliv na základy staveb (např. agresivita vody), vliv na geotechnické vlastnosti podzákladí, vliv proudění na stabilitu zeminového prostředí (sufóze = odnos jemných částic zeminy v důsledku překročení kritické rychlosti proudění),

Odvodňování se dosahuje zpravidla čerpáním na studnách (vrtech), účinněji pak soustavou vzájemně se ovlivňujících studní, tj. tehdy, jestliže se jejich depresní kotliny vzájemně překrývají (jev tzv. interference studní). Výsledná snížení jednotlivých interferujících vrtů se pak v daném místě sčítají - tzn.   s = si . Je to jedna ze základních metod odvodňování stavebních jam, lomů, ražby tunelů atd.

Dále se dosahuje snížení vodní hladiny otevřenými díly (zářezy, rýhy, rigoly) nebo zakrytými díly (drenážní trubky, štěrková drenáž apod.). Při hlouběji zaklesnutých hladinách podzemních vod a u zvodní s napjatou hladinou se snižuje hladina či piezometrická úroveň pomocí čerpání vod z vrtů, čerpání ze soustavy odvodňovacích jehel (speciální úzkoprofilové zarážené nebo vrtané trubky,obr. 10.7.1) nebo odvodňováním pomocí speciálně ražených odvodňovacích štol (obr. 10.7.1) v podloží či ve vlastním zvodněném kolektoru.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

11. Základy regionální geologie České republiky

Území našeho státu je z regionálně geologického hlediska tvořeno dvěma velkými celky (obr. 11.1) s výrazně odlišnou geologickou minulostí: Čechy a většina Moravy a Slezska jsou součástí Českého masivu, východní část Moravy a Slezska patří vnější okrajové části Západních Karpat.

11.1    Český masiv

Český masiv je zbytkem rozsáhlého variského neboli hercynského orogénu (geologické označení pro pásemné pohoří – horstvo), který byl vyvrásněn při variské (= hercynské) orogenezi (vrásnění) hlavně v intervalu mezi 380-300 miliony let před přítomností, tj. v době od středního devonu do svrchního karbonu. Podle teorie deskové tektoniky byla příčinou vzniku horstva srážka (kolize) desek zemské kůry - staré pevniny Gondwany na jihu a Severoatlantského kontinentu (= Laurussie) na severu.

Původně souvislá pásma variského horstva (variscidy = hercynidy) byla již při svém vzniku i později porušována zlomy v zemské kůře a snižována účinky eroze. Dnes proto vystupují na povrch jen jejich vzájemně izolované zbytky, oddělované pokryvy mladších uloženin. Trosky variského horstva můžeme sledovat od jižní Anglie a z Pyrenejského poloostrova přes Francii až do střední Evropy, kde je největším povrchovým zbytkem variscid právě Český masiv. Jeho okrajové části přesahují z našeho území do Rakouska, Německa a Polska.

Na stavbě Českého masivu se podílejí především horniny prekambrického a paleozoického stáří. Jejich velké celky, zde označované jako oblasti, spolu před variským vrásněním patrně přímo nesouvisely a teprve procesy variského vrásnění je spojily v pevný, kratonizovaný celek - dnešní Český masiv. Na něm se pak ukládaly pokryvy mladších uloženin.

11.1.1    Předplatformní jednotky Českého masivu

Horninové celky, které vznikly před variským vrásněním nebo v době jeho působení, se dělí v Českém masivu do pěti hlavních oblastí:

1. Oblast moldanubická (moldanubikum) tvoří j. a jz. část Českého masivu. Budují ji silně přeměněné (metamorfované) horniny prekambrického a paleozoického stáří, převážně biotitické až biotit-amfibolické ruly a migmatity, které jsou prostoupeny intruzivními tělesy hlubinných granitoidních hornin, jež tvoří dva velké plutonické komplexy (středočeský a moldanubický) a některá další tělesa (z nich je největší třebíčský pluton).

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/11_REGION%C3%81LN%C3%8D_GEO/11_regionalka_soubory/image012.jpg

 

2. Oblast středočeská neboli tepelsko-barrandienská (různě užívaná synonyma: barrandiensko-železnohorská, bohemikum = centralbohemikum) je tvořena horninami svrchního proterozoika a staršího paleozoika, které lze sledovat severně od moldanubika od západních až do východních Čech (pokračování na západní Moravu je nejisté). Patří sem klasický areál Barrandienu se slabě metamorfovanými horninami svrchního proterozoika a nepřeměněnými sledy staršího paleozoika (kambrium až devon), tzv. metamorfované "ostrovy" (zbytky pláště stře dočeského plutonu mezi Říčany a Blatnou), domažlické a tepelské krystalinikum v západních Čechách, celky tvořící Železné hory (chrudimské starší paleozoikum, železnohorské proterozoikum, železnohorský pluton, hlinské paleozoikum) a soubory v podloží většiny české křídové pánve. Zda ke středočeské oblasti patří i tzv. letovické krystalinikum na západní Moravě, není jisté.

Starší paleozoikum (kambrium-devon) je zachováno v centrální části mezi Plzní a v. okolím Prahy. Paleozoické sledy zde tvoří základní tvar synklinoria (obr. 11.1.1.5 a 11.1.1.6), jehož stavbu rozpoznal již J. Barrande počátkem 40. let 19. století. Tektonický styl se vyznačuje poměrně jednoduchými vrásovými strukturami směru SV-JZ a převládající jv. vergencí.

 

3. Oblast sasko-durynská (saxothuringikum) zasahuje na naše území z Německa pouze svou jv. okrajovou částí. U nás je zastoupena metamorfovanými horninami a převážně variskými granitoidními plutony v Krušných horách a v jejich okolí. Patří sem krušnohorské krystalinikum, krušnohorský pluton, durynsko-vogtlandské paleozoikum (metamorfované) a výskyty krystalinických hornin v areálu oherského riftu. Ten je zčásti vyplněn terciérními sedimenty podkrušnohorských pánví a produkty neoidního vulkanismu. Jižní omezení tvoří hlubinný litoměřický zlom skrytý pod mladšími uloženinami.

Z typické sasko-durynské oblasti (saxothuringika) zasahuje na české území pouze její jv. okrajová část, která tvoří část Krušných hor, Smrčin, krystalinické jednotky v podloží terciérní výplně oherského příkopu (riftu), výskyty krystalinika v okolí Chebu, Dyleně a ve Slavkovském lese

V Krušných horách a Smrčinách to jsou silně i slaběji metamorfované horniny předpokládaného proterozoického a kambrickoordovického stáří, které jsou součástí antiklinálních a synklinálních struktur zasahujících k nám z německého území. Do těchto struktur vnikají intruze variských granitoidů, které kontaktně metamorfují své okolí a podle interpretací radiometrických měření jsou svrchnokarbonského až permského stáří. V hlavních rysech platí, že metamorfózy přibývá od SZ k JV, což je dobře patrné na německém území a nepochybně souvisí i s hlubším obnažením kořenových částí horstva na JV.

Variské granitoidy tvoří především karlovarský pluton, který je na našem území rozdělen oherským riftem na s. část v Krušných horách a j. část ve Slavkovském lese, v okolí Slavkova vystupuje i jako podloží terciérních uloženin v oherském riftu. Pluton sestává ze dvou řad intruzí. Starší je tzv. horský granit (hlavně středně zrnité muskoviticko-biotitické granity a porfyrické granodiority) s interpretovaným stářím 340-320 Ma. Mladší granity krušnohorské (stáří 300-250 Ma) jsou převážně narůžovělé muskovit-biotitické žuly, postižené různými, hlavně hydrotermálními a pneumatolytickými přeměnami svého minerálního složení.

Smrčinský pluton zasahuje na naše území jen malou částí u Františkových lázní, kde jej tvoří hlavně porfyrický biotitický granit.

4. Oblast západosudetská (lužická, obr. 11.1.1.8) tvoří severní část Českého masivu a na naše území zasahuje jen svou jižní a jv. částí, která je od středočeské oblasti oddělena labským zlomovým pásmem (= labskou linií), u nás skrytým pod uloženinami české křídové pánve. Dělicí linií od moravskoslezské oblasti je východní tektonické omezení (nasunutí) staroměstského pásma mezi Králickým Sněžníkem a Hrubým Jeseníkem. Na našem území patří k západosudetské oblasti krkonošsko-jizerské krystalinikum, lužický pluton, krkonošsko-jizerský pluton a orlicko sněžnické a snad i zábřežské krystalinikum.

 5. Oblast moravskoslezská (obr. 11.1.1.9) reprezentuje východní část Českého masivu, kde k ní patří brunovistulikum (= brunia, svrchnoproterozoický podklad mladších uloženin pokračující i pod jednotky Vnějších Západních Karpat), moravikum(krystalinické celky lemující v. okraj moldanubika, nasunuté na brunovistulikum a jeho obal), silesikum (krystalinické celky Hrubého Jeseníku; obr. 11.1.1.10), žulovský masiv (variský pluton) a moravskoslezské paleozoikum (hlavně mocné sledy devonu a spodního karbonu).

 

Po etapě hlavních variských (hercynských) orogenních (horotvorných) pohybů nebyly již horninové celky Českého masivu významněji vrásněny a představovaly relativně pevný (konsolidovaný) pod klad. Mladší orogenní procesy, jmenovitě alpinského vrásnění v mezozoiku a terciéru, které formovaly alpsko-karpatské oblasti, se zde projevovaly hlavně vznikem četných zlomů s převahou vertikální složky pohybů nebo klenbovitými výzdvihy či poklesy větších regionů. Mladší uloženiny vzniklé po variském vrásnění, tj. přibližně od svrchního karbonu, se označují vzhledem k varisky formovaným jednotkám jako platformní, popř. pokryvné. Jejich regionální geologické dělení se v hlavních rysech shoduje se zachovanými zbytky původních sedimentačních nebo vulkanických prostorů, jimž jsou věnovány jednotlivé kapitoly o geologické minulosti - tam je uvedeno i jejich bližší rozdělení.

Pro většinu této oblasti (obr. 11.1.1.9) mělo variské vrásnění zásadní význam. I když se současné názory na styl variské stavby v mnohých aspektech vzájemně liší, panuje shoda v těchto základ ních bodech:

1. Účinky variských deformací i metamorfózy jsou nejsilnější v z. částech oblasti a směrem k V jejich intenzity zřetelně ubývá.

2. V témže směru, tj. od Z k V, ubývá variského postižení jednotky brunovistulika, a to od úplného "přepracování" a včlenění do variských struktur až k zachování původního stavu daného kadomskými procesy. Brunovistulikum přitom tvoří prokázané nebo alespoň předpokládané podloží paleozoických sledů v celé oblasti.

Pro přehlednost je účelné rozdělit účinky variských procesů na severní a jižnější část moravskoslezské oblasti:

V severní části (Hrubý Jeseník, Nízký Jeseník, hornoslezská černouhelná pánev), jsou nejzápadnějším celkem metamorfované horniny silesika, které budují Hrubý Jeseník. Regionální geologické jednotky zde tvoří ssv.-jjz. směrem protažená pásma se složitou vnitřní stavbou. Směrem od Z k V to jsou:

1. Jednotka velkovrbenská (silně přeměněné sedimenty a mocné vulkanity snad staropaleozoického stáří).

2. Zóna Branné, tvořená převážně epizonálně přeměněnými horninami snad převážně devonského stáří.

3. Keprnická "klenba" - hlavně ruly, svory, migmatity s faciálně pestřejšími zbytky pláště nejistého stáří (patrně varisky přeměněné brunovistulikum).

4. Zóna (skupina) Červenohorského sedla (metakvarcity, svory aj.), přecházející na S do jesenického amfibolitového masivu (devon), na J do amfibolitového masivu sobotínského.

5. Desenská "klenba", tvořená v jádře patrně přepracovanými horninami brunovistulika, obklopenými na v. a z. straně paleontologicky doloženými devonskými horninami vrbenské skupiny. Ty jsou progresivně metamorfované od chloritové až do sillimanitové metamorfní zóny.

K pometamorfním a poreformačním jednotkám silesika patří variské granitoidní masivy žulovský a šumperský.

Hlavními oblastmi rozšíření spodního karbonu moravskoslezské oblasti jsou Nízký Jeseník, Drahanská a Zábřežská vrchovina a výskyty v podloží horninových souborů čítaných k Vnějším Západním Karpatům, ověřené hlubinnými vrty (obr. 11.1.1.11).

 

Spodnokarbonské uloženiny jsou ve své spodní části většinou vyvinuty ve vápencových nebo břidličných faciích, jejichž sedimentace pokračuje ze svrchního devonu. Pak dochází k pronikavé změně a nastupuje kulmský vývoj, který odráží výrazné projevy variské orogeneze. Střídání drob a břidlic v cyklech různých řádů (od centimetrových hodnot do několika set metrů) svědčí o rychlém snosu klastického materiálu ze zvedaných pásem variského horstva. Na tyto sedimenty navazuje svrchněkarbonská sedimentace tzv. produktivního (uhlonosného) karbonu hornoslezské černouhelné pánve

Jako hornoslezskou pánev označujeme sedimentační prostor přibližně trojúhelníkovitého obrysu, který svým jz. výběžkem zasahuje z polské části Slezska na naše území. Z paleogeografického hlediska patří vnější straně - předhlubni a přilehlé části předpolí variského horstva, a má tedy podobnou pozici jako černouhelné pánve, které lze sledovat od Walesu přes Belgii do severozápadního Německa (ruhrská pánev aj.).

Podloží pánve tvoří brunovistulikum s pokryvem hlavně devonských a spodnokarbonských uloženin. Výplň pánve sestává z klastických svrchnokarbonských sedimentů se slojemi černého uhlí. Jižní omezení pánve není zcela jasné, neboť vrtnými pracemi byla existence její výplně prokázána až u Němčiček na jižní Moravě a původní souvislost s hornoslezskou pánví není v hlubokém podloží mladších uloženin jasná.

Výběžek hornoslezské pánve na našem území dělíme na severnější část ostravsko-karvinskou a jižnější část podbeskydskou. Ty se pak podle praktické potřeby dělí na řadu menších celků. K těm patří na S ostravská a karvinská "oblast", oddělené orlovskou tektonickou strukturou, na J výskyty v okolí Brušperka, Českého Těšína, Frenštátu pod Radhoštěm a Jablunkova. Provozně se s. část označuje jako ostravsko-karvinský revír. Z geologického hlediska je významnější dělení na západněji položenou a mobilnější předhlubeň variského horstva a východnější část platformní. Obě části se liší mocnostmi, výplní i intenzitou tektonického porušení, kterého od Z k V ubývá.

Permokarbonské limnické pánve

Po ukončení hlavních fází vrásových deformací, které charakterizovaly vrcholnou etapu tvorby variského horstva s převahou zkracování prostoru zemské kůry (kompresní režim), nastala etapa postorogenního rozpínání, kdy se mezi vyvrásněnými horskými hřbety vytvářely intenzivně klesající mezihorské (intermontánní) pánve, omezované a porušované zlomy převážně poklesového charakteru. Tak vznikaly u nás tzv. limnické černouhelné pánve (obr. 11.1.1.13), do nichž byl z přilehlých hřbetů přinášen klastický materiál, který se tu hromadil ve velkých mocnostech. V klidnějších etapách se vytvářela jezera a rašeliniště zarůstaná bohatou uhlotvornou vegetací.

Popis: http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/11_REGION%C3%81LN%C3%8D_GEO/11_regionalka_soubory/image034.jpg

Výplň pánví většinou tvoří klastické sedimenty - křemenné pískovce, arkózy, prachovce a jílovce, v menší míře slepence, organogenní uloženiny (uhelné sloje) a sedimenty vulkanogenní (tufy, tufity), které často tvoří stratigraficky významné horizonty. Uloženiny většinou vykazují cyklické opakování různých typů, což svědčí o periodických změnách přínosu v závislosti na klimatických výkyvech, popř. tektonických faktorech. Značný podíl mají ve výplních červenavě a jinak pestře zbarvené sedimenty (viz obr. 11.1.1.14), které mohou nepřímo odrážet klimatic ké výkyvy: v humidnějších obdobích se usazovaly hlavně jen v periferních částech pánví, v suš ších dobách s potlačenou vegetací se rozšiřovaly i do vnitřních částí.

Limnické pánve se dělí pro přehlednost podle oblastí na pánve středočeské a západočeské, krušnohorské, sudetské (lužické) a výplně příkopových propadlin - "brázd" (boskovická, blanická). Protože v pánvích pokračovala kontinentální sedimentace ze svrchního karbonu do permu bez zásadních změn, nebývá hranice mezi oběma útvary přesně stanovitelná a pánve se označují jako permokarbonské.

 

Neovulkanity severní Moravy a Slezska

Další výskyty neovulkanitů v rámci Českého masivu se soustřeďují v Nízkém Jeseníku. Výrazné centrum je v okolí Bruntálu, kde rozmístění vulkanických těles naznačuje vazbu na poruchy směru SZ-JV a největší vulkány - Velký a Malý Roudný - leží v místech protnutí těchto poruch s tektonickým pásmem šternbersko-hornobenešovského pruhu. Podle radiometrických interpretací spadá vulkanická činnost do pliocénu až raného pleistocénu (přibližné 3,4-1,2 Ma). Jsou zde zachovány typické stratovulkány s nasypanými kužely a lávovými proudy (Velký a Malý Roudný, Uhlířský vrch, Venušina sopka atd.), ojedinělé jsou výplně přívodních drah, kráterové brekcie (Břidličná), vypreparované žíly a výplň maaru (Lomnice). U Rázové se zachovaly vrstevnaté tufy a tufity, které vznikly spadem pyroklastického materiálu do jezera, jež se vytvořilo přehrazením toku řeky Moravice lávovým proudem Velkého Roudného. Pozoruhodná je až 30 m dlouhá chodbovitá dutina uváděná z báze lávového proudu Venušiny sopky. Petrologicky patří horniny hlavně alkalickým olivinickým bazaltům a nefelinickým bazanitům, které se v některých tělesech vzájemně kombinují. Z Uhlířského vrchu a Venušiny sopky pocházejí nejtypičtější sopečné pumy z našeho území.

 

Kvartér na území České republiky

Kvartérní sedimenty se dělí z genetického hlediska na tři základní skupiny: ledovcové (glacigenní), terestrické uloženiny nezaledněných (extraglaciálních) oblastí a mimo území České republiky sedimenty mořské.

Naše území leželo v areálu mezi kontinentálním severoevropským zaledněním na S a velehorským zaledněním Alp na J, tj. v oblasti příledovcové neboli periglaciální, kde se sice vliv ledovců v glaciálech výrazně projevoval, avšak skutečné zalednění je prokázáno pouze v severních částech našeho státu a v některých horách.

Podle převládajících procesů se kvartér na našem území dělí na oblasti denudační a akumulační. Akumulační oblasti dále dělíme na areály kontinentálního zalednění a oblasti extraglaciální.

Glacigenní uloženiny na našem území nalézáme v oblastech, které v pleistocénu pokrývaly buď pevninské (kontinentální), nebo horské ledovce. V severní Evropě známe uloženiny kontinentálních zalednění ze tří posledních chladných období, nazvaných elster (halštrov), saale a weichsel (visla). Sedimenty starších zalednění zde nejsou typicky glacigenní. K ledovcovým uloženinám patří tilly (souvkové hlíny s bludnými balvany vytvářející morény), glacifluviální sedimenty (smíšené říční a výplavové ledovcové uloženiny tvořící ploché sandry, eskery aj.) a glacilakustrinní jezerní sedimenty (široce rozšířené v severní Evropě). Typické jsou tence vrstevnaté varvity, u nichž střídání vrstviček různého materiálu obráží sezónní střídání podnebí.

Na naše území zasáhl okraj severského pevninského ledovce jen dvakrát - v předposledním saalském a ve starším elsterském zalednění. Jejich uloženiny nalézáme ve Šluknovském a Frýdlantském výběžku a v české části žitavské pánve v severních Čechách, na severní Moravě a ve Slezsku v oderské části Moravské brány, na Ostravsku a v přilehlé Podbeskydské pahorkatině, na Opavsku, v Osoblažské nížině, v Žulovské pahorkatině a v okolí Zlatých Hor. Z obou zalednění jsou zachovány uloženiny několika stadiálů a jejich mocnost dosahuje až několika desítek metrů (výjimečně 150 m v přehloubených korytech toků, vytvořených před elsterským zaledněním). V eratickém (souvkovém) materiálu jsou přítomny horniny severoevropského původu, zejména ze Skandinávie a Pobaltí, k nimž patří i známé bludné balvany.

Typickými horninami souvků jsou skandinávské proterozoické žuly rapakivi s červenými živci z Alandského souostroví a jihozápadního Finska, různé typy švédských a baltských granitů a jejich žilných derivátů (porfyrů a porfyritů). Četné nálezy pocházejí zejména z okolí Vidnavy ve Slezsku.

Kontinentální ledovec nejmladšího, viselského zalednění na naše území nezasáhl, neboť jeho jižní okraj zůstal j. od Berlína a s. od Varšavy.

Horské zalednění bylo mohutně vyvinuto v Alpách, kde bylo více velkých ledovců, které vytvářely typický ledovcový reliéf a svými údolními splazy zasahovaly až 100 km od osy pohoří. Na našem území máme pozůstatky horských zalednění pouze na Šumavě, v Krkonoších (největší byl ledovec Obřího dolu), v Hrubém Jeseníku, Králickém Sněžníku a v Beskydech. Jde převážně jen o relikty čelních morén a karovitých uzávěrů údolí z posledního zalednění.

Většina plochy našeho území patřila v pleistocénu příledovcové neboli periglaciální zóně. Její šířka se počítá na stovky kilometrů a má své specifické rysy. V glaciálech se výrazně uplatňovaly exogenní procesy mechanického zvětrávání, které vedly mimo jiné i ke vzniku ostrých tvarů reliéfu. Akumulace gravitací vzniklých uloženin (sutí aj.) i eolických a fluviálních sedimentů naopak "změkčovaly" ostré morfologické tvary. Typický byl vznik trvale zmrzlé půdy - permafrostu.

V periglaciální zóně Evropy, a tedy i na našem území, lze rozlišit oblasti denudační, kde převládala destrukční činnost nad akumulacemi, takže sedimenty jsou zastoupeny v menší míře, a oblasti akumulační, kde se ukládaly nejrůznější bohatě členěné typy kvartérních sedimentů často na velkých plochách. Na našem území převládají oblasti denudační.

Denudačním oblastem patří většinou morfologicky vyšší úrovně - hlavně pahorkatiny a hory. Kvartérní uloženiny zde zaujímají malé plochy a jsou většinou geneticky jednotvárné. Charakteristické jsou morfologické tvary podmíněné opakovanými glaciálními podmínkami prvého řádu.

K akumulačním oblastem s dominantním zastoupením pískoštěrkových říčních teras, spraší, navátých písků a pestré škály dalších sedimentů patří na našem území zejména: 1. Polabí (geograficky členěné na Východolabskou tabuli, Čáslavskou kotlinu a tabuli Dolnojizerskou, Středolabskou a Dolnooháreckou). 2. Podkrušnohorské pánve (chebská, sokolovská, mostecká). 3. České středohoří. 4. Pražská plošina, části Kladenské plošiny a Křivoklátské a Hořovické pahorkatiny. 5. Plzeňská plošina. 6. Moravské úvaly - Hornomoravský úval, část Moravské brány v povodí Bečvy, Vyškovská brána, Dyjskosvratecký a Dolnomoravský úval.

11.2    Karpatská soustava

Karpatská soustava je regionálně-geologickým celkem mnohem mladším než Český masiv. Byla zformována teprve procesy alpinského vrásnění, hlavně v intervalu posledního sta milionů let od svrchní křídy do terciéru. Také zde byly určujícím faktorem pohyby litosférických desek, tj. desek zemské kůry, které se pohybovaly spolu se svrchní částí zemského pláště. Hlavní roli zde sehrála kolize jižnější africké desky s varisky konsolidovanou severnější deskou Evropy. Průběh alpinsky zvrásněných horstev, která již nebyla postižena dalšími horotvornými procesy a proto se lépe zachovala než mnohem starší horstva variská, pak můžeme sledovat od Pyrenejí přes Alpy a Karpaty dále k V až do Himálají.

Na naše území zasahuje jen malý úsek vnější části Západních Karpat, tvořený příkrovy mezozoických a terciérních hornin, tj. tzv. flyšové Karpaty. Ty byly na v. okraj Českého masivu nasunuty od J a JV hlavně až během mladšího terciéru - miocénu - přibližně před 15-25 miliony let. Za tuto geologicky krátkou dobu neobnažila eroze tak hluboké části zemské kůry, jako tomu bylo u variského horstva, a celková morfologie má mladší ráz.

Ke karpatské oblasti klademe i mořské a sladkovodní uloženiny, které se zachovaly buď v předpolí v tzv. karpatské předhlubni, nebo uvnitř tektonicky pokleslých částí horstva (vídeňská pánev). V karpatské části našeho území rozlišujeme tyto hlavní části.

 

 1. Flyšové pásmo tvoří tektonicky definované jednotky s charakteristickou příkrovovou stavbou, vyznačené převahou flyšové sedimentace (tj. rytmického střídání písčitých a jílovitých sedimentů) mezozoického a terciérního stáří. Protože příkrovy flyšového pásma byly na sebe nasunovány ve směru od centra pohoří k periferii (v našem případě hlavně od JV k SZ) ve velmi plochých strukturách a násunové plochy byly při periferii horstva většinou téměř horizontální, jsou jednotlivé skupiny příkrovů uloženy nad sebou. Ve směru od nejvýše ležících příkrovů k nižším to jsou:

a) Magurská skupina příkrovů: větší část Chřibů, Hostýnsko-vsetínská vrchovina, Bílé Karpaty a Javorníky.

b) Vnější skupina příkrovů s převahou flyšových sedimentů, avšak i s podřízenými horninami neflyšového rázu (hlavně vápenci a silicity).

-slezská jura-oligocén v Moravskoslezských Beskydech a v Podbeskydské pahorkatině),

-zdounecká (spodní křída až oligocén, tvoří útržky v čele magurského příkrovu ve Chřibech),

-podslezská (faciálně pestré uloženiny křídy až eocénu přesunuté přes karpatskou předhlubeň hlavně v Podbeskydské pahorkatině),

-ždánická (svrchní křída až transgresivní spodní miocén, v Pavlovských vrších též útržky jurských sedimentů s transgresivní svrchní křídou, tvoří též Ždánický les, jv. část Litenčické pahorkatiny a sz. svahy Chřibů)

-pouzdřanská (nejdále k SZ vysunutá silně tektonicky postižená struktura eocenních až spodnomiocenních hornin před čelem ždánického příkrovu mezi Pouzdřany a Slavkovem u Brna, též v Pavlovských vrších).

2. Karpatská předhlubeň na Moravě: podélné deprese založené v předpolí karpatského horstva, vyplněné převážně mořskými sedimenty miocenního stáří a sladkovodními sedimenty pliocenními. Leží diskordantně na horninách Českého masivu prekambrického až paleogenního stáří, na V se noří pod přesunuté příkrovy flyšového pásma. Podle stavby a stratigrafického rozsahu výplně se člení na část jižní (od rakouské hranice po osu nesvačilského příkopu), střední (po s. omezení Hornomoravského úvalu) a severní (po hranici s Polskem na S). Ve střední části je předhlubeň porušena strukturou Hornomoravského úvalu a Mohelnické brázdy (s výplní terciérních sedimentů). Na S zasáhla miocénní transgrese do opavské pánve.

3. Vídeňská pánev na Moravě: vnitrohorská pánev vyplněná neogenními mořskými a sladkovodními sedimenty, zasahující na naše území z Rakouska a Slovenska pouze svou sv. částí (od okolí Břeclavi k Uherskému Hradišti). Podloží pánve zde tvoří příkrovy flyšového pásma. Pánev byla založena systémy hluboko zasahujících zlomů a mocnost výplně dosahuje až několika tisíc metrů.