PergolyGeologie a praskání břidlic: Od vzniku po těžbu
Geologie je s horolezectvím velice úzce spjata. Skála (hory), jak známo, vznikla zvrásněním zemské kůry při horotvorných procesech. Hornina byla vyvřelá, usazená či přeměněná. Znalost geologických podmínek výstupu a okolí z hlediska prevence úrazů je klíčová.
Horninový cyklus a geologické procesy
Nejsvrchnější a zároveň nejtenčí částí Země je zemská kůra. Zaujímá jen asi 1,5 % objemu Země. Minerály tvoří základní stavební prvky hornin. Horniny na zemském povrchu můžeme rozdělit na tři typy: vyvřelé, metamorfované (přeměněné) a sedimentární (usazené). Vyvřelé horniny vznikly tuhnutím magmatu. Metamorfované horniny vznikly přeměnou (tepelnou a tlakovou) starších hornin. Nové krystaly v hornině se vytvářely za působení tlaku a podle něho jsou také orientovány. Schéma horninového cyklu ukazuje vztahy mezi jednotlivými typy hornin. Téměř každý sediment, ať již na pevnině, nebo podél pobřeží, je nakonec odnášen do hlubokých mořských pánví.
Sedimentární horniny největší mocnosti se hromadí v dlouhých úzkých sníženinách mořského dna zvaných geosynklinály. Tyto sníženiny jsou vytvářeny sestupnými konvenčními proudy, které celé miliony let odnášejí hmotu zemské kůry do zemského nitra, do oblasti vysokého tlaku a teploty. Odnášena je i s hmotou kůry, zvrásní se, stlačuje a zahřívá na 200-500 °C. Při klesání horniny do svrchního pláště teplota i tlak ještě stoupají, takže se hornina taví. Roztavená hornina je lehčí než pevná a nadloženou horninou vystupuje k povrchu. Jakmile se dostane na povrch jako lávový proud, ihned zvětrává, podléhá erozi a začíná nový horninový cyklus. Přestože úplný cyklus postupuje od sedimentárních hornin k metamorfovaným a vyvřelým, je u mnohých hornin kratší - obvykle chybí vyvřelé nebo metamorfované stadium.
Sedimentární horniny tvořené převážně oxidem křemičitým, vzniklé chemickou nebo biochemickou cestou, jsou silicity (lydit - buližník, rohovec). V České republice má těžba břidlice bohatou historii, která sahá hluboko do minulosti. Jedna z nejznámějších a historicky významných oblastí pro těžbu břidlice je Budišovsko (Budišov nad Budišovkou), kde nyní těžba břidlice probíhá v nádherné krajině pod Mlžným kopcem.
Typy hornin a jejich vlastnosti
Minerály tvoří základní stavební prvky hornin. Přeměnou primárních minerálů vznikají minerály sekundární. Mohou se vytvořit např. hydrotermální přeměnou nebo zvětráváním. Podle barvy se minerály rozdělují na světlé a tmavé. Světlé minerály se řadí např. jsou např. krystalovou strukturou a chemickým složením. Působením stupnice tvrdosti - 1. mastek, 2. halit, 3. kalcit, 4. fluorit, 5. apatit, 6. živec, 7. křemen, 8. topas, 9. korund, 10. určitých krystalografických směrů. Dokonalá (obr. plátky (např. velmi dobrá (obr. 3.1.2)- štípání podle několika vzájemně se protínajících ploch (např. dobrá - štěpení podle rovných ploch s lomy podle náhodných směrů (např. nedokonalá (obr. (např. velmi nedokonalá (obr. - minerály jsou neštípatelné (např. závislý na barvě minerálu. Část světla je pohlcena a část odražena. Vyšší, čím větší část světla je odražena. Diamantový (obr. skelný (obr. perleťový (obr. 3.1.8, muskovit). (obr. matný (obr. 3.1.10, karbonáty, zeolity). Minerály jako například limonit nebo kaolinit jsou tzv. s kovovým leskem. Barvy, u nichž je nositelem barvy určitý chemický prvek (např. povrchu štěpných ploch (např. habitus (forma) je podmíněn tvarem krystalů. Vymezují tři hlavní typy. Vytvářet „kostky“ (např. být protaženy v jednom (např. šupiny - obr. tabulkovité - obr. (např. asociace, které jsou produktem rozličných geologických procesů. Původem, mineralogickým složením, strukturou i způsobem výskytu. Metamorfované. Pomocí níž je lze v terénu rozeznat (viz. tab. 3.2.1).
Čtěte také: Svět geologie: Břidlice a druhy hornin
Vyvřelé horniny
Vyvřelé horniny se dělí na extruzívní (výlevné) a intruzívní. Extruzívní horniny byly vyvrženy sopkami a na zemském povrchu se ochladily jako lávy. Intruzívní horniny tuhnou pod povrchem. Vyvřelé horniny třídíme podle množství oxidu křemičitého a velikosti zrn. Tyto závislosti závisí na původu magmatu, z něhož hornina vznikla. Magma může vzniknout částečným tavením hornin pod zemskou kůrou, nebo tavením samotné kůry při horninovém cyklu. Gabro se objevuje ve velkých vrstevnatých intruzích, jež byly zdrojem doleritu nebo čediče. Magma bohaté na oxid křemičitý, s vyšší viskozitou a menší pohyblivostí, vytváří granity (žuly).
Nejrozšířenějšími horninotvornými silikátovými minerály jsou živce. Řadí se mezi ně sanidin, ortoklas a mikroklin. Sanidin (obr. 3.2.1.1.1) vytváří tabulkovité krystaly, lze jej spatřit např. v trachytech, fonolitech a recentních lávách. Ortoklas (obr. 3.2.1.1.2) se vyskytuje ve dvojčatých srůstech, tzv. karlovarská dvojčata. Mikroklin (obr. 3.2.1.1.3) je často obsažen v pegmatitech. Plagioklasy (obr. 3.2.1.1.4) jsou sodno-vápenaté živce. Albitem k bazickým a anortitem k bazickým. Plagioklasy se vyskytují např. v dioritech a jejich žilných ekvivalentech. Křemen (obr. 3.2.1.1.5) patří k jedněm z nejrozšířenějších minerálů a je velmi odolný vůči atmosférickým vlivům.
Slídy jsou alumosilikáty draslíku, hořčíku, železa a vápníku. Jejich nejznámějším zástupcem je biotit (obr. 3.2.1.1.7), který vytváří černé tabulkovité krystaly a je méně odolný vůči zvětrávání. Amfiboly (obr. 3.2.1.1.8) a pyroxeny (obr. 3.2.1.1.9) jsou minerály bohaté na hořčík a vápník a vyskytují se v bazických horninách. Olivín (obr. 3.2.1.1.10) většinou obsahuje kationty hořčíku i železa ((Mg,Fe)2SiO4). Minerál se označuje jako fayalit.
Struktura a textura magmatických hornin
Významným znakem magmatických hornin je látkové složení. Celokrystalickou (obr. 3.2.1.1.11) strukturu mívají např. syenity aj. Porfyrická struktura (obr. 3.2.1.1.12) je charakteristickým znakem, kde jsou přítomny jak krystaly, tak i sklo. Sklovitou strukturu (obr. 3.2.1.1.13) mají jen výlevné horniny (např. obsidián). Alotriomorfně zrnitá struktura (obr. 3.2.1.1.14) vzniká za určitých fyzikálních podmínek krystalizace i chemickém složení magmatu. Idiomorfní minerály jsou ty, které krystalizovaly jako první. Textura je závislá na velikosti zrn a ostatních elementů v hornině (Bizubová, 1998), krystalizaci a také působením vnějších vlivů. Masivní (obr. 3.2.1.1.15) texturu mají horniny s rovnoměrným rozložením součástí. Proudovitost výlevných hornin (obr. 3.2.1.1.16, fluidální) je způsobena tečením lávy během jejího tuhnutí. Amygdaloidní (mandlovcová) textura (obr. 3.2.1.1.18) se vyskytuje např. v čedičích, jimiž jsou často prostoupeny.
Odlučnost magmatických hornin je dána buď plochami ochlazení, případně působením tektonických napětí. Deskovitá odlučnost je typická pro lávové proudy a příkrovy. Sloupcovitá odlučnost (obr. 3.2.1.1.17) vzniká smršťováním horniny během tuhnutí. Z několika center vzniká kulovitá (sférická) odlučnost. Důležitým faktorem je hustota a prostorová orientace ploch odlučnosti. Zde se můžeme podívat na některé horniny blíže. Z eruptiv jsou nejznámější a nejrozšířenější žuly - granity, resp. Z žilných diferenciálů jsou nejznámější bazalické porfyrity, příp. gabra.
Čtěte také: Průvodce břidlicovými obklady v Loužnici
Žuly (granity) (obr. 3.2.1.2.1 a 3.2.1.2.2) náleží mezi kyselé vyvřelé horniny. Z minerálů obsahují křemen, draselný živec - ortoklas a mikroklin. Někdy se v nich nachází i turmalín. Syenit (obr. 3.2.1.2.3) je intermediární typ magmatických hornin. Diorit (obr. 3.2.1.2.4 a 3.2.1.2.5) se řadí k intermediálnímu typu magmatických hornin. Gabro (obr. 3.2.1.2.6a) je typická bazická hornina. Peridotit je ultrabazická hlubinná magmatická hornina. Pyroxenit je hornina složená především z pyroxenu. Žilné horniny vytvářejí tělesa menších rozměrů. Granitové porfyry, pegmatity a aplity jsou žilnými ekvivalenty granitu. Pegmatity (obr. 3.2.1.3.1) jsou známé výskytem minerálů mimořádně velkých rozměrů. Aplit je světlá žilná hornina jemnozrnné struktury.
Výlevné magmatické horniny
Výlevné magmatické horniny (obr. 3.2.1.4.1) se vyskytují v rozmanitých tvarech (příkrovy, lávové proudy, sopečné kužely apod.). Ryolit (starší literatura křemenné porfyry) a neovulkanické ryolity (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.2a,b) a dacity (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.3) jsou ekvivalenty granitoidů. Ryolit má shodné složení jako granit. Dacit je ekvivalentem křemenného dioritu a má tmavošedou, někdy nazelenalou barvu. Trachyt (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.4) náleží mezi výlevné horniny skupiny syenitu. Andezit (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.5) je šedá, šedobílá (příp. černá) hornina. Bazalt a olivinický bazalt (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.6) tvoří skupinu bazických výlevných hornin. Čedič má nádherné šestiboké rozpukání (Panská skála u Kamenického Šenova). Melafyr (obr. 3.2.1.4.7) a diabas (obr. 3.2.1.4.8) mají obdobný charakter. Diabasy jsou šedozelené. Fonolit (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.9) neboli znělec je výlevný ekvivalent syenitu. Tyto horniny jsou využívány jako kamenivo.
Zvětrávání a praskání břidlic
Pohoří jsou modelována a rozrušována vnějšími geologickými silami, jako je mráz, voda (ve podobě sněhu, ledu a deště) a vítr. Níže se do horského úbočí zařezávají řeky, jež tvoří klikatící se údolí s ostrohy zapadajícími do sebe. Jak je zřejmé, není tedy eroze pohoří nic jiného než neustálé rozrušování hornin a jejich postupný sestup způsobený gravitací. Zvětrávání a eroze časem pohoří rozrušují a snižují natolik, že se nakonec přetvářejí v široké roviny, členěné pomalu meandrujícími řekami. Zvětráváním a praskáním se narušuje celistvost horniny. Při prudkých změnách teplot praskají sklovité horniny.
Typy zvětrávání
Fyzikální zvětrávání rozrušuje horniny na různě velké úlomky bez chemické změny výchozího materiálu. K odlehčení dochází zejména vlivem teplotních změn, mrznutí vody a vegetace. Nejdůležitějším činitelem je intenzivní střídání denních a nočních teplot. Voda při mrznutí zvětšuje svůj objem až o 9 %, což způsobuje rozpukání hornin. Vznikají kamenité suti. V trhlinách krystalizují solné roztoky, např. sádrovec, který vzniká z bezvodého anhydritu. Kořeny vegetace rozšiřují pukliny a uvolňují balvany.
Chemické zvětrávání (dekompozice) horniny mění její látkové složení. Hlavními procesy jsou oxidace, hydratace, karbonatizace a rozpouštění. Oxidační účinky se s teplotou zvyšují. Hydratace je příjem vody v minerálech a horninách. Dochází k ní při zvětrávání bezvodých minerálů. Karbonatizací se vytvářejí nové uhličitany. Rozpouštění se projevuje např. krasověním - rozpouštěním vápenců vodou, která je bohatá na oxid uhličitý.
Čtěte také: Více o mastkové břidlici
Těžba břidlice v České republice
V České republice má těžba břidlice bohatou historii, která sahá hluboko do minulosti. Jedna z nejznámějších a historicky významných oblastí pro těžbu břidlice je Budišovsko (Budišov nad Budišovkou), kde nyní těžba břidlice probíhá v nádherné krajině pod Mlžným kopcem. Dále pak jsou známa ložiska štípatelných břidlic v Nízkém Jeseníku a moravskoslezském kulmu, stejně jako v okolí Třemešné, Dětřichovic, Václavova u Bruntálu, Bohdanovic a Slavětína. Počátky těžby břidlic v celé oblasti moravskoslezského kulmu spadají přibližně do poloviny 19. století. Břidlice se hojně používala jako stavební materiál, zejména na střechy a podlahy, a to i pro budovy ve Vídni a Praze.
V období po druhé světové válce byla těžba v mnoha lomech zastavena. V 70. letech 20. století byla obnovena těžba ložiska Svatoňovice. Důl Hrubá Voda patřil k nejmoderněji vybaveným břidlicovým dolům. Ložisko bylo otevřeno úvodním překopem - štolou Klára (422 m n. m.) a štolou Libor (455,5 m n. m.) v délce cca 1,2 km. Dodnes se zde dochovala řada technických památek, jako např. zařízení pro rozvod stlačeného vzduchu z období před druhou světovou válkou. Břidlice se vyznačuje nejen přírodním půvabem, ale také praktickými výhodami, jako je vysoká odolnost a dlouhá životnost. Přírodní barva a textura každé desky dodávají jakémukoli prostoru jedinečnost a charakter. Díky svým vlastnostem odolává břidlice mechanickému opotřebení i teplotním výkyvům.
Břidlicový plyn a jeho těžba
Břidlicový plyn je zemní plyn nacházející se v břidlicových formacích. Hlavním zdrojem organické hmoty pro vznik ropy a zemního plynu byl mořský plankton. Postupný a zdlouhavý proces vzniku ropy probíhal v minulých geologických periodách a trval miliony let. Břidlice, které mají ekonomicky využitelné množství plynu, jsou obvykle bohaté na organický materiál (0,5 až 25 %) a zpravidla se jedná o olejonosné břidlice. Nacházejí se většinou dva až šest kilometrů pod povrchem, kde je teplota natolik vysoká, že z většiny organického materiálu vznikne zemní plyn. Bývají dostatečně tvrdé a pevné, aby v nich vydržely otevřené póry. Část vytvořeného plynu se drží v přirozených zlomech, část se nachází v pórech a část se navázala na organický materiál. Plyn, který je ve zlomech, je uvolněn při těžbě okamžitě.
Proces vzniku ropy a zemního plynu
Dlouhá cesta od planktonu k ložiskům ropy začala před mnoha miliony let na mořském dně, kde se vrstvy uhynulého planktonu postupně hromadily. Nejvhodnější podmínky pro fosilizaci organické hmoty byly v sedimentačních pánvích. Tam byly vrstvy organického kalu brzy překryty nánosy písku, jílu a bahna a mohla začít první fáze ve vývoji ropy, zvaná diageneze. Hned zpočátku se podstatná část organického kalu (tzv. sapropelu) na dně moře rozložila díky bakteriální a chemické oxidaci. Ve větších hloubkách bez přístupu vzduchu v rozkladu pokračovaly anaerobní bakterie. Z původních hlavních složek organické hmoty - proteinů (bílkovin), lipidů (tuků aj.) a glycidů (sacharidů) - zůstala v sedimentu zachována jen malá část těch nejodolnějších komponent s relativně vysokým obsahem uhlíku a vodíku. Nejvíce organické hmoty se zachovalo v jemnozrnných usazeninách, např. v břidlicích. Při sedimentaci zatlačovaly nové vrstvy svojí vahou spodní vrstvy pod mořské dno. Sedimentace je obecně velmi pomalý proces (řádově 50 m za milion let). Klesání vrstev se až desetkrát urychluje v případech, kdy dno sedimentačního prostoru klesá následkem tektonických aktivit. Ke vzniku velkých poklesových struktur docházelo hlavně v kontinentálních šelfech. Velké akumulace sedimentů tam mnohdy mají mocnost 10 i více kilometrů. Při tomto procesu postupně dochází k přetvoření jak sedimentu, tak i zachycené organické hmoty. Stlačením vrstev se zmenšuje jejich mocnost, vytlačuje se z nich voda a snižuje se pórovitost materiálu. Póry se zmenšují tím více, čím jemnozrnnější je usazenina.
V průběhu diageneze se organické sedimenty dostaly podle geotektonických podmínek do hloubek zhruba 300 až 1300 m. Organická hmota dispergovaná v sedimentární hornině přitom prošla složitou chemickou přeměnou. Původní molekuly biopolymerů, částečně zoxidované a částečně rozložené v sapropelu, se působením vysokého geostatického tlaku (7 až 30 MPa), teploty max. 50 °C a katalytického účinku okolních hornin navzájem sloučily. Výsledkem byl vznik kerogenu, což je vysokomolekulární tuhá nerozpustná organická hmota obsahující kolem 86 % organicky vázaného uhlíku. Rozhodující fází pro vznik ropy bylo další sesedání matečné vrstvy kerogenu do hloubky okolo 2 až 5 km. Kerogen v této fázi vývoje, zvané katageneze, byl vystaven teplotě až do cca 180 °C a geostatickému tlaku až 150 MPa. Za těchto podmínek podlehly molekuly kerogenu v průběhu katageneze termické degradaci. Z funkčních skupin se odštěpovaly molekuly CO2, H2S a H2O, docházelo k aromatizaci cyklických sloučenin a struktura kerogenu se dále zjednodušovala praskáním vazeb. Vznikla tak jednodušší látka zvaná bitumen. To je polotuhá směs sloučenin střední molekulové hmotnosti, převážně uhlovodíkového charakteru, rozpustná v toluenu a jiných organických rozpouštědlech. V závěrečné fázi katageneze se průměrná molekulová hmotnost bitumenu dále snižovala termickým štěpením. Čím déle byla ropa při svém „zrání“ v zóně katageneze vystavena vysoké teplotě, tím více se vytvořilo krátkých uhlovodíkových fragmentů. Tímto mechanismem se současně se vznikem ropy odlučoval z kapalné fáze plyn obsahující převážně metan, tj. zemní plyn. Zprvu se takto tvořil takzvaný „mokrý zemní plyn“, směs metanu a vyšších plynných alkanů.
Migrace a akumulace ropy a plynu
Přeměna bitumenu na kapalnou ropu v průběhu katageneze přivodila v roponosné hornině významnou změnu - nově vzniklá kapalná a plynná fáze získaly možnost matečnou horninu opustit. Postupný přechod vznikající ropy do jiné vrstvy se nazývá primární migrace. Ropa může migrovat z matečné horniny jen v případě, že sousedící vrstva v nadloží nebo podloží má větší porozitu a je pro ropu propustná. Taková vrstva, umožňující transport ropy, se označuje jako kolektor. V případě, že roponosná vrstva není v kontaktu s vhodnou kolektorovou vrstvou, zůstane ropa „uvězněna“ v matečné hornině. Pokračující krakování ji postupně přemění na metan (ten je stálý do 550 °C) a nerozpustné uhlíkaté úsady. Proces úplného rozpadu ropy se ještě urychluje dalším sesedáním roponosné vrstvy do zóny metageneze (hloubky pod 4 km). Pohyb ropy v kolektorové vrstvě se označuje jako sekundární migrace. V naprosté většině případů se mikrokapičky ropy pohybují kolektorem skrze póry nasycené spodní vodou. V podzemí pokračuje ropa v migraci tak dlouho, až narazí na nepropustnou překážku. Pro vznik ložiska je nutné, aby kolektorová hornina a nepropustná překážka byly v takové vzájemné pozici, že vytvoří „past“. Běžné jsou tzv. strukturní pasti vytvořené tektonickou aktivitou. Uzávěrem takové pasti může být např. kupole z nepropustné vrstvy. V porézní hornině (pískovec, vápenec nebo dolomit) pod takovou kupolí se může snadno vytvořit ložisko ropy. Nad vrstvou ropy se v pasti často vytvoří ještě horní vrstva zemního plynu (tzv. plynová čepice).
Konvenční a nekonvenční ložiska
Ložiska, u kterých uhlovodíky po svém vzniku migrují do rezervoárové horniny s otevřenými póry, se označují jako konvenční ložiska. Vrty v konvenčních ložiscích zemního plynu těží plyn z pískovcových vrstev a nebo karbonátů (vápence, dolomity), které obsahují plyn v komunikujících pórových prostorech, které umožňují tok plynu do vrtu pod tlakem. Plyn v pórech může migrovat v propustných vrstvách a tím pak v celém ložisku. Za určitých podmínek však může být zdrojová hornina zároveň rezervoárem. Vrty v nekonvenčních ložiscích těží plyn právě z těchto nízkopropustných písků nebo karbonátů, uhlí a jílovců (břidlic). Nahromadění uhlovodíků se vytvořily v ložiscích s málo pórovitou a málo propustnou horninou. Pro všechna nekonvenční ložiska platí, že obsah plynu nebo ropy v poměru k hornině je malý ve srovnání s konvenčními poli, že jsou rozptýlena po velké ploše o rozměrech desítek tisíc kilometrů čtverečních a že propustnost je velmi malá.
Nekonvenční zemní plyn z břidlic (NZPB) je novou formou fosilního zdroje energie. Jeho těžba se stala nejrychleji rostoucí těžařskou aktivitou v USA v posledních 10 letech. Na rozdíl od konvenčních ložisek ropy a plynu vyžaduje speciální technologie, zejména štěpení nízkopropustných jílovcových vrstev, které v klasickém pojetí nepředstavují nádržní, ale těsnící horniny. Břidlicový plyn a technologie, které se používají k jeho těžbě - hydraulické štěpení neboli frakování - se v posledních letech staly předmětem mnoha sporů. Zásoby břidlicového plynu v Evropě se od těch amerických geologicky liší, což těžbu pravděpodobně zkomplikuje a prodraží. Těžební vrty jsou většinou horizontální a doplněné hydraulickým štěpením horniny ke stimulaci těžby.
Další typy metanu
Slojový nebo též uhelný metan vznikl během procesu přeměny rostlinného materiálu na uhlí. Původní bujná vegetace se po odumření hromadila v bažinách, kde probíhal proces tlení. Se zvětšováním mocnosti sedimentu překrývajících organickou hmotu se zvyšovala i její teplota. Tento proces vyvolal v organické hmotě fyzikální a chemické změny, které pak postupně vedly ke vzniku uhelné hmoty, metanu, oxidu uhličitého, dusíku a vody. Jak se zvyšovala teplota a tlak, narůstal i obsah uhlíku v uhlí neboli stupeň prouhelnění. Obecně platí, že čím je stupeň prouhelnění uhelné sloje vyšší, tím vyšší je i množství vzniklého metanu. Průzkumné vrty proběhly v kladenském souvrství v roce 1993 u obce Obědovice, v letech 1994 a 1995 v karvinském souvrství části hornoslezské pánve v lokalitě obcí Ostravice a Čeladná, v roce 1996 u obcí Věřňovice a Vělopolí a v mělnickém souvrství u obce Zdětín. Výsledky průzkumu potvrdily, že zásoby uhelného metanu existují, avšak nebylo dosaženo uspokojivých výsledků z hlediska možnosti efektivní těžby uhelného metanu pro průmyslové využití.
Hydrát metanu (CH4 ‧ 5,75 H2O) je tuhá bílá látka skládající se z krystalické vody, která obsahuje metan. Tato látka vzniká, když plynný metan stoupá zlomy v kůře z hlubin litosféry a dostane se do kontaktu s vodou za vysokých tlaků a nízkých teplot. Molekuly metanu se mohou zachytit v krystalické struktuře obyčejného vodního ledu, čímž vznikne látka, která se nazývá hydrát nebo též klatrát metanu. Největší akumulace jsou v usazeninách mořského, resp. oceánského dna, nejčastěji v oblastech s několikasetmetrovou hloubkou mořské vody. Japonská státní agentura Japan Oil, Gas and Metals National Corporation (JOGMEC) jako první v historii v roce 2013 vytěžila plyn z podmořského ložiska klatrátu metanu v oblasti podmořského údolí Nankai.
tags: #bridlice #geologie #praskani
