Nauka o Zemi. Jan Jelínek. Podpůrný materiál pro učitele ZŠ a SŠ při výuce geovědních předmětů

Transkript

1 Nauka o Zemi Jan Jelínek Podpůrný materiál pro učitele ZŠ a SŠ při výuce geovědních předmětů Tuto akci podpořil Regionální koordinátor pro popularizaci přírodovědných a technických oborů v Moravskoslezském kraji.ipn Podpora technických a přírodovědných oborů Regionální koordinátor pro Moravskoslezský kraj 1

2 Země Planeta Země je jedinou dosud známou planetou, na které existuje život. Její vznik je spojen se vznikem sluneční soustavy. Stáří Země se uvádí v rozmezí 4,5 až 4,8 miliard let. Je největší terestrickou planetou sluneční soustavy. Obíhá kolem Slunce téměř po kruhové dráze průměrnou rychlostí 29,79 km/s. Její oběžná perioda je 365,256 dnů a rotační perioda 23,9345 hodin. Rotuje kolem nakloněné rotační osy což je příčinou střídání ročních období pozitivní vliv na rozvoj života. Vzdálenost Země od Slunce je průměrně 149 milionů km. Rovníkový poloměr Země je 6378,14 km. Hmotnost planety je vypočtena na 5,9736*10 24 s průměrnou hustotou 5,515 g/cm 3. Má dobře diferencované geosféry - jádro, plášť, kůru a obklopuje jí hydrosféra, biosféra a atmosféra. Atmosféra společně s magnetickým pólem Země vytváří ochranný obal před dopady meteoritů a škodlivého vesmírného záření. Povrch Země ze 71% pokrývají oceány a z 29% kontinenty. Průměrná výška kontinentů je 850 m n. m. (nejvyšší hora Mount Everest m n. m.) a průměrná hloubka oceánů je m (největší hloubka je v Mariánském příkopu m). Průměrná povrchová teplota Země je 15 o C. Průměrný atmosférický tlak na povrchu Země je 1,013 bary. Vznik planety Země Vznik planety Země je úzce spjat se vznikem sluneční soustavy a tedy i se vznikem celého vesmíru. Názorů na vznik vesmíru je několik. Na těchto stránkách je uveden pouze všeobecně akceptovaný model Velkého třesku (Big Bang Theory). Současné odhady stáří vesmíru se pohybují v rozmezí 10 aţ 20 miliard let. Geologie, jako vědní obor zabývající se planetou Zemi, se soustřeďuje především na posledních 4,5 miliardy let, kdy vznikla naše sluneční soustava. Podle výsledků současných astronomických pozorování se za základ planet sluneční soustavy povaţuje protoplanetární mračno plynů a prachových částic, které vzniklo po výbuchu staré hvězdy - supernovy. Z této primární mlhoviny - supernovy působením gravitačních, magnetických a elektrostatických sil mezi jednotlivými částicemi, docházelo k postupnému utváření stále větších rotujících shluků hmoty. Tato hmota především v důsledku gravitace začala migrovat do centra mlhoviny, kde se začalo rodit Proto-Slunce (obr. 2-1). Podle astronomických pozorování současných hvězdných soustav mělo toto rotující mračno tvar disku o průměru km o hustotě g.cm -3. Z více jak 98% bylo sloţeno z vodíku a hélia, z 1,4 % ze zmrzlých látek (amoniak, metan, voda) a z 0,44 % z prachových částic. Ze studia chondritických meteoritů (obr. 2-2) se usuzuje, ţe prachové částice byly primárně sloţeny ze silikátů a oxidů ţeleza, hořčíku, vápníku, draslíku a sodíku. Hmota soustředěná v centru mlhoviny vlivem rotace 1

3 a hlavně gravitace se začala smršťovat, součastně zvyšovat svoji hustotu, coţ vedlo k enormnímu nárůstu teploty. Kdyţ teplota hmoty dosáhla několika miliónů stupňů, zaţehla se nukleární reakce. Vědci přirovnávají tuto nukleární reakci k výbuchu vodíkové bomby, kdy dochází ke slučování jader vodíku v jádra hélia. Od zaţehnutí shluku mračna v centru mlhoviny můţeme mluvit jiţ o existenci Slunce. Z centra byly odvrţeny prachové částice a plyny. Dále od centra byly teploty niţší a došlo k jejich opětovné kondenzaci. Blíţe ke Slunci se shromaţďovaly kovové a silikátové částice, dále vznikaly částice vodíku, uhlíku a kyslíku. Obr. 2-1: Schéma zachycující vznik aţ zánik Sluneční soustavy. Z takto diferencované hmoty zbylého mračna se v dílčích rotačních centrech, rotujících kolem Slunce, formovaly planety sluneční soustavy (obr. 2-1). Významný rozdíl přitom je mezi planetami, jejichţ oběţné dráhy jsou bliţší Slunci (tzv. vnitřní planety Merkur, Venuše, Země a Mars - terestrické kamenné planety) a těmi, jejichţ dráhy jsou Slunci vzdálenější (obří vnější plynné planety Jupiter, Saturn, Uran a Neptun). Počátky formování planety Země jsou na základě absolutního datování stáří meteoritů dopadlých na Zemi určeny na 4,56 miliard let. V dílčím rotujícím disku Země se vlivem gravitace soustřeďují prachové a chondritické částice (obr. 2-2). Ty se na sebe vzájemně nabalují a proto-planeta Země začíná narůstat. Zvětšuje se její hmotnost a tedy i gravitační dosah, díky kterému stahuje další částice z rotujícího disku. Protoplanetu Zemi tvoří chladný shluk pevných částic, podobných dnešním kamenným meteoritům. Vlivem stále větší gravitační síly je proto-planeta schopna stahovat i větší částice, které jí při dopadu (impaktu) předají energii ve formě tepla. Proto-planeta je stále intenzivněji bombardována a postupně zahřívána (obr. 2-3a). Současně se začíná vlivem své vlastní gravitace smršťovat, zvyšuje se hustota a současně tlak a teplota (obr. 2-3b). Při určité teplotě je zaţehnuta uvnitř proto-planety termonukleární reakce (obr. 2-3c) spojená s rozpadem radioaktivních prvků (238U, 235U, 232Th a 40K). Planeta se mnohem intenzivněji zahřívá a dochází k tavení nahromaděné hmoty uvnitř planety. Je nastartován proces gravitační diferenciace. Obr. 2-2: Chondritický meteorit. V důsledku gravitační diferenciace těţší látky klesají do nitra Země, zatímco lehčí látky jsou vytěsňovány vzhůru k povrchu planety. To má za následek uvolňování energie. Tento energetický výdej je dalším mohutným zdrojem tepla v nitru Země. Obr. 2-3: Schema formování protoplanety Země. A - bombardování protoplanety, B - smršťování protoplanety, C - zaţehnutí termonukleární reakce. 2

4 Proces diferenciace se zintenzivňuje aţ do doby, kdy jsou látky v nitru Země přesně rozvrstveny (obr. 2-4). Jednotlivá rozhraní mezi vrstvami sférami jsou ostrá a snadno identifikovatelná seismickými metodami. Z vyčleněných geosfér je jádro Země tvořeno látkami s největší objemovou hmotností. Následuje vnitřní a vnější plášť, zemská kůra a později atmosféra s hydrosférou. Z vnějších obalů Země se pravděpodobně jako první diferencovala atmosféra, sloţená z vodíku, hélia, amoniaku a metanu. Postupným natavováním a diferenciaci Země se dále postupně degazací uvolňoval především oxid uhličitý, dusík, vodní páry. Vznikala druhotná atmosféra deuteroatmosféra, která byla skoro bez kyslíku. Kyslík se začal hromadit aţ po vzniku ţivota - fotosyntetickou asimilací rostlin. Počátek dnešního sloţení atmosféry lze poloţit na počátek paleozoika. Hydrosféra vznikla po celkovém ochlazení Země kondenzací vodních par z ovzduší. Obr. 2-4: Schema zachycující proces diferenciace materiálu protoplanety. Složení planety Země Stanovení sloţení Země, vymezení hloubek jednotlivých rozhraní geosfér, stejně jako určení jejich skupenství, nelze provést přímými metodami. Přímému pozorování jsou přístupny pouze nejsvrchnější části zemského tělesa. Současná nejhlubší důlní díla jsou raţena do hloubek 3,5 km. Nejhlubší vrt na poloostrově Kola měří 12,5 km. Jedná se tedy o velmi malou část Země, která v porovnání se zemským poloměrem 6378 km činí asi 0,001 jejího průměru. Pro poznání hlubších částí Země jsme odkázáni na studium meteoritů, laboratorní experimentální výzkum a především nepřímé metody studia. Mezi nejrozšířenější patří metody geofyzikální, zejména pak studium rychlosti šíření seismických vln. Princip seismických metod Seismické metody jsou zaloţeny na principu sledování směru a rychlosti šíření seismických vln. Seismické vlny se v horninovém prostředí odráţejí, lámou či difragují. Na základě znalostí vlastností vln mohou geofyzikové zkoumat vnitřní stavbu Země. Měří se doba, během které seismická vlna bude zaznamenána detektory v různých částech světa. Ze znalosti rychlosti a zákonitosti, ţe v hustším prostředí se vlny šíří rychleji, se určují vlastnosti prostředí, kterým se vlny šíří. Čím větší je rychlost šíření seismické vlny, tím pevnější prostředí můţeme očekávat. Ke studiu se využívají objemové vlny podélné, příčné a povrchové. Podélné - primární vlny (P-vlny) prostupují pevným i kapalným prostředím. Rozkmitávají částice ve směru svého šíření a jsou nejrychlejší (obr. 2-5). Na seismických záznamech se obvykle objevují jako první, s malou amplitudou (obr. 2-6). 3

5 Příčné - sekundární vlny (S-vlny) prostupují pouze pevným prostředím. Rozkmitávají částice ve směru kolmém na směr svého šíření (obr Na seismických záznamech se obvykle objevují jako druhé s větší amplitudou neţ mají podélné vlny (obr. 2-6). Povrchové vlny (R-vlny) Loveho a Raylegiho šíří se pouze pevným prostředím při povrchu Země, na relativně malé vzdálenosti (do x km) v porovnání s podélnými nebo příčnými vlnami. Mají charakter vlnitého pohybu povrchu (obr. 2-5). To má za následek výraznou amplitudu zemského povrchu a tedy obrovské materiální škody na stavbách, silnicích nebo ţeleznicích. Velmi výrazná je i amplituda na seismických záznamech (obr. 2-6). Obr. 2-5: Schema šíření objemových vln. Raylegiho vlny - jedná se o vlnění v kruhu nebo v extrémních případech po elipsových drahách - obr. 2-7a (podobá se vlnění, které probíhá v mořských vlnách). Tyto vlny se šíří při povrchu Země a vyvolávají její oscilaci. Jedná se o nejpomalejší zemětřesné vlny. Loveho vlny - jedná se o vlnění, kdy se částice pohybují vzhledem ke směru vlnění na šířku v pravém úhlu (obr. 2-7b). Obr. 2-7a: Schema šíření Raylegiho vlny. Obr. 2-6: Schematický seismogram příchodu objemových vln v čase. Obr. 2-7b: Schema šíření Loveho vlny. Rychlost šíření seismických vln Petrografické složení a fyzický stav horniny Rychlost šíření seismických vln závisí na mnoha faktorech. Především na petrografickém sloţení horninového masívu. Seismické vlny prochází různými horninami různě rychle. Navíc rychlost v dané hornině ovlivňuje její fyzikální stav. Pokud je hornina při povrchu (chladná pod relativně malým tlakem) vede seismické vlny jinak neţ kdyţ je ve velké hloubce, kde je vysoká teplota a tlak (hornina mění svoje fyzikální vlastnosti, stává se elastickou). Největší útlum šíření vln je při povrchu Země. Horniny jsou zde různě rozvětralé. Čím je hornina intenzivněji rozvětralá, tím je i útlum šíření vln větší. Tento jev částečně vysvětluje, proč se povrchové vlny nešíří na velké vzdálenosti. Uvolněné úlomky horniny se při průchodu povrchové vlny mezi sebou vzájemně posouvají a odebírají tak energii seismické vlně. Takto se energie vlny zmenšuje (vlna se utlumuje), ale amplituda výchylky povrchu v nezpevněných horninách je větší neţ u zpevněných. V případě zemětřesení se hovoří o materiálovém zesílení (obr. 2-8). Obr. 2-8: Schema materiálového zesílení povrchových vln ve vztahu k rozdílnému petrografickému a fyzickému stavu hornin. 4

6 Porozita Podobně i porozita a charakter výplně pórů (např. hladina podzemní vody) ovlivňují útlum a rychlost šíření seismických vln. Pokud jsou póry prázdné (vyplněné vzduchem) vlna se přenáší pouze přes dotykové plochy zrn. Pokud jsou póry vyplněné, přenos vlny prochází přes zrna a výplň pórů, coţ průchod vlny usnadňuje. Charakter odrazu a přeměny seismických vln Dalším výrazným činitelem ovlivňující rychlost šíření seismických vln je charakter odrazu a přeměny vln na jednotlivých fyzikálních rozhraních. Seismické vlny se mění na tepelnou energii. Způsob stanovení hloubek jednotlivých geosfér Princip seismickým metod spočívá ve sledování zejména změny rychlosti, směru a charakteru šíření objemových vln. Na zemském povrchu je vyvolán silný vzruch. Můţe se jednat o uměle vyvolaný vzruch (odstřel horniny v dole, výbuch trhaviny ve vrtu) nebo se vyuţije přirozený vzruch zemětřesení. Na zemském povrchu po celé planetě jsou v nepravidelné a různě husté síti rozmístněny seismické pozorovací stanice. Na těchto stanicích soubor seismografů kontinuálně zapisuje amplitudu výchylky povrchu Země (obr. 2-10). Kontinuální záznam se označuje jako seismogram (obr. 2-6). Pokud stanice zaznamená příchod seismických vln, seismograf zapíše na seismogram čas příchodu konkrétní vlny a velikost výchylky. Pokud se porovnají časy příchodu a velikosti výchylek těchto objemových vln ze tří různých seismických stanic, lze vypočítat přesné místo a čas vzniku vzruchu (zemětřesení) tzv. hypocentrum a také stanovit intenzitu zemětřesení. Pokud vyhodnotíme záznamy ze stanic po celé Zemi zjistíme (obr. 2-9), ţe na stanicích ve větší vzdálenosti od vzruchu nacházíme pouze podélné a příčné vlny. Povrchové vlny zachyceny nejsou, byly utlumeny horninovým prostředím. Obr. 2-10: Princip funkce seismografu. Na záznamech jiných stanic nalezneme pouze podélné vlny a některé stanice nezachytily ţádné seismické vlny (obr. 2-9). Tento jev je způsoben nehomogenitou zemského tělesa. Navíc bylo zjištěno, ţe rychlost seismických vln při průchodu zemským tělesem úměrně stoupá v závislosti na rostoucí hustotě okolního prostředí (obr. 2-11). Pouze v určitých hloubkách se rychlost vln náhle mění (stoupá nebo klesá), nebo vlny náhle mění směr šíření, popřípadě se vlny dále nešíří vůbec. Obr. 2-9: Schema šíření seismických vln zemským tělesem. Tato místa lze povaţovat za fyzikálních rozhraní, hranici dvou různých materiálů (hmot) s výrazně odlišnými fyzikálními a chemickými vlastnostmi. Tyto plochy bývají označovány jako plochy nespojitosti nebo plochy diskontinuity. 5

7 Významné diskontinuity Země K prvnímu výraznému zvýšení rychlosti zemětřesných vln dochází v hloubce km pod pevninami a 6-15 km pod oceány. Tato plocha diskontinuity byla podle svého objevitele nazvána jako Mohorovičičova diskontinuita (MOHO, M-diskontinuita). Tvoří hranici mezi zemskou kůrou a zemským pláštěm (obr. 2-11). Druhá nejvýznamnější diskontinuita byla objevena mezi litosférou a astenosférou (obr. 2-11) v hloubce 70 km pod oceány a 225 km pod kontinenty. Je to zóna poklesu rychlosti šíření seismických vln tzv. nízkorychlostní zóna. Další výrazná diskontinuita je v hloubce 2900 km. Rychlost podélných zemětřesných vln zde náhle klesá ze 13,6 km/s na 8,1 km/s, příčné vlny se dále nešíří (obr. 2-11). Tato plocha byla nazvána jako Guttenbergova-Weichertova diskontinuita a odděluje zemský plášť od zemského jádra. Obr. 2-11: Schema změny rychlosti šíření P a S seismických vln zemským tělesem s narůstající hloubkou. Vnitřní stavba Země Sloţení planety Země je úzce spjato s jejím vznikem. Během formování planety došlo vlivem gravitační diferenciace k vyčlenění zemského pevného vnitřního a kapalného vnějšího jádra, spodní a svrchní části pláště a zemské kůry (obr. 2-12). Hloubkový dosah zemské kůry je různý s ohledem na její charakter. Pod kontinenty můţe její mocnost dosahovat aţ 70 km, zatímco pod oceány nemusí dosahovat ani 6 km. Od svrchního pláště je omezena ostrým fyzikálním rozhraním označovaným jako Mohorovičičova diskontinuita. Vnější plášť zasahuje do hloubky 650 aţ 950 km. V jeho svrchní části vyčleňujeme astenosféru, nad kterou se nachází litosféra. Litosféra je tvořena nejsvrchnější částí svrchního pláště a zemskou kůrou. Pod svrchním pláštěm do hloubky 2900 km zasahuje spodní plášť. Pod touto úrovní se jiţ nachází tekuté vnější jádro, jehoţ hmota cirkuluje kolem vnitřního pevného jádra. Rozhraní těchto dvou částí jádra se uvádí v hloubce 5100 aţ 5300 km. Střed Země je v hloubce 6378 km. Chemické sloţení jednotlivých geosfér zobrazuje obr Obr. 2-13: Chemické sloţení geosfér Země. Obr. 2-12: Geosféry Země s určením hloubek rozhraní. 6

8 Zemské jádro Zemské jádro představuje 16% objemu a 31% hmoty Země. Jeho utváření je spojeno s diferenciačními pochody uvnitř Země, kdy většina ţeleza a niklu protoplanety začala vlivem gravitace migrovat do centra (obr. 2-4). Těmito diferenciačními procesy se začalo formovat zemské jádro. Poznatky o stavbě zemského jádra vycházejí pouze z nepřímých metod. Hloubky rozhraní jednotlivých geosfér a skupenství jádra, bylo určeno na základě výsledků seismických metod. Rozhraní mezi vnějším jádrem a pláštěm bylo zjištěno v hloubce 2900 km a je označováno jako Gutenbergova diskontinuita (obr. 2-14). Rozhraní mezi vnějším a vnitřním jádrem je udáváno v literatuře v rozmezí 5100 až 5300 km. Směrem do centra planety narůstá hustota, teplota a tlak (obr. 2-15). Odhadovaná hustota jádra je kolem 17,3 g/cm 3, teplota uvnitř jádra je o C a tlak GPa. Tato vysoká teplota a obrovský tlak způsobily, ţe vnější jádro je ve stavu tekutém a vnitřní jádro v pevném. Důkazem je rozdílná rychlost šíření podélných seismických vln ve vnějším jádru (kde je menší) a ve vnitřním jádru (kde je vyšší) viz obr Navíc, příčné seismické vlny se vnějším jádrem nešíří (příčné vlny procházejí pouze pevným materiálem). Tekuté vnější jádro obtéká kolem pevného vnitřního jádra. Cirkulace tekuté hmoty (konvekčním prouděním) vyvolává zemské magnetické pole. Podle některých hypotéz silné magnetické pole kolem Země generuje termo-chemické dynamo, vzniklé v důsledku rotace pevného vnitřního jádra. Údaje o chemickém sloţení jádra vycházejí ze studia meteoritů a laboratorního experimentálního výzkumu. Analýzou ţelezných meteoritů (obr. 2-16) bylo prokázáno, ţe obsahují především ţelezo a nikl. Obdobné sloţení se přisuzuje i zemskému jádru, které můţe v malém mnoţství navíc obsahovat i Si, Co, Pt, Mo, Au, Ag a Mg. Obr. 2-14: Schéma vnitřní stavby Země Obr. 2-15: Graf zachycující nárůst tlaku a hustoty s narůstající hloubkou ve vztahu ke změně šíření seismických vln zemským tělesem. Hmota jádra má tedy charakter kovu. Nicméně experimenty sledující chování různých látek za vysokých tlaků prokázaly, ţe zemské jádro není sloţeno z čistých kovů, ale převáţně ze silikátů, oxidů, sulfidů a karbidů ţeleza. Z 90 % je tvořeno oxidy ţeleza (Fe 2 O 3 + FeO), z 8 % oxidu niklu (NiO) a 2 % tvoří zbytek (obr. 2-13). Obr. 2-16: Řez ţelezným meteoritem zachycující Widmanstattenovy obrazce. 7

9 Zemský plášť Zemský plášť tvoří 84% objemu a 69% hmoty Země. Členíme jej na spodní a svrchní část (obr. 2-14). Spodní část pláště je na základě studia seismických vln homogenní. Rychlost šíření podélných i příčných seismických vln se s hloubkou a tlakem plynule zvyšuje aţ ke Gutenbergově diskontinuitě, která v hloubce 2900 km tvoří ostré rozhraní mezi zemským pláštěm a jádrem (obr. 2-15). Na této zóně dochází k prudkému sníţení rychlosti šíření seismických podélných P vln a vymizení příčných S vln. V hloubce 950 aţ 650 km se nachází báze svrchní části pláště. Od zemské kůry je plášť oddělen výrazným fyzikálním rozhraním označeným jako Mohorovičičova diskontinuita. Hloubka tohoto rozhraní je závislá na mocnosti kontinentální kůry, která je u kontinentů a oceánů různá. Svrchní plášť je oblastí s významnou endogenní aktivitou. Hmota pláště se zde vlivem vysokých teplot a tlaků nachází ve stavu blízkém tavení. Následkem rozdílných teplotních podmínek panujících v plášti pod kontinenty a pod oceány, zde dochází k velmi pomalé cirkulaci hmoty, označované jako konvekční proudy (obr. 2-17). Ve svrchním plášti lze pomocí seismických vln identifikovat tzv. astenosféru. Je to zóna v hloubce 70 aţ 300 km, kde dochází k výraznému poklesu rychlostí šíření seismických vln. Směrem k povrchu Země klesá teplota a tlak, coţ má za následek změnu charakteru taveniny. Obr. 2-17: Cirkulace taveniny pláště - konvekční proudy. Nejvyšší polohy vnějšího pláště jsou tvořeny pevnou a křehkou hmotou. Tato pevná část pláště společně se zemskou kůrou je označována jako litosféra. Pohyb litosférických desek po astenosféře, vyvolaný konvekčním prouděním v plášti, se označuje jako kontinentální drift. Na rozhraní litosféry a astenosféry, kde dochází k plastickým deformacím hmoty bez vzniku ohnisek zemětřesení, dochází k pohybu litosférických desek rychlostí několik mm za rok. Hmota pláště - pyrolit tvoří patrně mateřskou horninu pláště, která se ve svrchním plášti diferencuje. Lehčí diferenciát bazalt (2,9 g/cm 3 ) postupuje ve velkém mnoţství do kůry. Ve svrchním plášti tak zůstávají těţší zbytkové peridotity (3,0 g/cm 3 ) a eklogity (3,5 g/cm 3 ). Průměrné chemické sloţení pláště je obvykle udáváno takto: SiO 2 43 %; MgO 37 %; Fe 2 O 3 + FeO -12 %; CaO 3 %; ostatní 5%. Zemská kůra Zemská kůra tvoří nejsvrchnější část zemského tělesa. Její mocnost je proměnlivá. Na pevnině dosahuje průměrně km, pod oceány pouze 6-15 km. Největší mocnost je pod kontinenty v místě pásemných horstev. Většinou se jedná o místa, kde v minulosti došlo ke kolizi dvou kontinentů a vyvrásnění horstva. Nejmocnější zemská kůra je pod Himaláji, aţ 70 km. 8

10 Zemská kůra vznikla postupnou gravitační diferenciací ze zemského pláště, kdy k povrchu migrovaly nejlehčí sloţky. Celkové látkové sloţení kontinentální kůry reprezentuje obr Dominantními minerály kůry jsou především křemičitany (silikáty), oxidy a uhličitany. Mezi pláštěm a kůrou lze identifikovat výrazné fyzikální rozhraní - (Moho) Mohorovičičovu diskontinuitu. Nad touto diskontinuitou můţeme podle sloţení, mocnosti a pozice vyčlenit tři základní typy kůry (obr. 2-19): o kontinentální; o oceánskou; o přechodnou. Obr. 2-19: Blok diagram zemské kůry: 1 - kontinentální kůra; 2 - oceánská kůra; 3 - přechodná kůra; 4 - svrchní plášť. Obr. 2-18: Světová mapa mocnosti zemské kůry. Kontinentální kůra Kontinentální kůra s průměrnou mocností km netvoří pouze kontinenty, ale také oblasti šelfů a kontinentálních svahů. Sahá aţ k patě kontinentálního svahu, kde v případě pasivního kontinentálního okraje plynule navazuje přes přechodnou kůru na kůru oceánskou. Vertikálně lze v kontinentální kůře vyčlenit tři vrstvy. Nejsvrchnější část, která v případě štítových pohoří díky erozi můţe chybět, je reprezentována sedimentární vrstvou. Její mocnost se pohybuje v rozmezí 2-4 km. V případě pánevních oblastí můţe dosahovat mocnosti aţ 10 km. Měrná hmotnost této sedimentární vrstvy je nejmenší (1,9 2,7 g/cm 3 ). Střední granitová vrstva je pro kontinentální kůru charakteristická. Je sloţena z široké řady kyselých a neutrálních vyvřelých vyvřelin, a také slabě aţ silně metamorfovaných hornin. V oceánské kůře tato vrstva chybí. Mocnosti granitové vrstvy kolísají v rozmezí km, s průměrnou hodnotou kolem 18 km. Průměrná hustota se pohybuje v rozmezí 2,5-2,7 g/cm 3. Granitová vrstva je od spodní bazaltové vrstvy oddělena Conradovou diskontinuitou. Bazaltovou vrstvu tvoří hlavně bazické magmatity a metamorfika. Nemetamorfované čediče bazaltové vrstvy mohou s hloubkou přecházet do zelených břidlic a slabě metamorfovaných bazických hornin, ty do amfibolitů a v případech, kdy je tato vrstva zvláště mocná aţ do hornin eklogitového sloţení. Mocností této vrstvy pod starými platformami bývá kolem 15 km o pod mladými horskými pásmy aţ 50 km. Průměrná měrná hmotnost dosahuje hodnot v rozmezí 2,8-3,3 g/cm 3. 9

11 Oceánská kůra Oceánská kůra se nachází pod oceány a má podstatně menší mocnost neţ kůra kontinentální (pouze 6-10 km). Na rozdíl od kontinentální kůry jí chybí střední granitová vrstva. Svrchní vrstva sedimentů (s průměrnou mocností 0,4 km), která můţe v oblastech středooceánských hřbetů zcela chybět, je tvořena nejrůznějšími druhy hlubokomořských sedimentů. V její povrchové části se vyskytují převáţně nezpevněné, většinou silně porézní sedimenty s vysokým obsahem vody (vápnitá a křemitá bahna). Tyto jiţ bývají směrem do hloubky částečně zpevněny (jemnozrnné vápence, silicity rohovce). Obr. 2-20: Profil oceánskou kůrou. Bazaltová vrstva tvoří hlavní část oceánské kůry. S narůstající hloubkou se mění její sloţení. Povrchová vrstva čedičů směrem do hloubky přechází do gaber či bazických metamorfitů a ty následně přecházejí do peridotitů (obr. 2-20). Přechodná kůra Přechodný typ zemské kůry se nachází na okrajích kontinentů (v oblastech kolem kontinentálního svahu), v kontinentálních moří a tvoří vulkanické ostrovní oblouky. Svým charakterem představuje přechod mezi kontinentální a oceánskou kůrou. Má menší celkovou mocnost s výrazně redukovanou granitovou vrstvou. Navíc obsahuje svrchní vrstvu andezitovou, která má přechodné vlastnosti mezi granitovou a bazaltovou vrstvou. Tvar Země Tvar planety Země je velmi sloţitý. V minulosti se planeta popisovala jako koule. Dnes jiţ víme, ţe skutečný tvar Země připomíná bramboru, někdy se také s nadsázkou označuje za bramboroid (obr. 2-21). Tento reálný tvar Země je výsledkem rozdělení hmot uvnitř Země, na které působí dostředivé a odstředivé sil. Tento tvar je ovšem velmi sloţité popsat. Proto se pouţívá zjednodušený tvar GEOID. Geoid je plocha v kaţdém bodě Země kolmá na směr tíţe. Povrch geoidu tedy odpovídá klidné střední hladině oceánů. Není shodný s reálným tvarem Země (obr. 2-22). Pro praktické účely je nahrazován referenčním rotačním elipsoidem (obr. 2-23). Přitom zploštění kaţdého elipsoidu závisí na jeho rychlosti rotace. Pokud se bude měnit rychlost rotace, bude se měnit i tvar elipsoidu. Obr. 2-21: Reálný tvar Země. Barevně jsou vyznačený rozdíly výšek ke GEOIDU; modré barvy jsou minusové hodnoty, ţluté a červené barvy jsou kladné hodnoty Povrch Země se neustále mění v důsledku endogenních a exogenních pochodů (horotvorná činnost a zvětrávání) a také gravitace vesmírných těles. Na okamţitý tvar Země působí především gravitace Slunce a Měsíce slapové jevy. 10

12 Obr. 2-22: Světová mapa rozdílů výšek mezi GEOIDEM a reálným tvarem Země. Slapy Země jsou periodické pohyby zemského povrchu v rozsahu max. 53 cm, vyvolané gravitací Slunce a Měsíce. Tento jev se opakuje po 24 hodinách a 50 minutách. Neprojevuje se pouze v litosféře, ale také v hydrosféře (odliv a příliv). Princip jevu je jednoduchý. V místě nejbliţším k danému vesmírnému tělesu je gravitační zrychlení maximální a na opačné straně minimální. V případě kdy jsou Měsíc, Země a Slunce v zákrytu vzniká skočný slap (u hydrosféry příliv), kdy se účinek obou vesmírných těles na zemský povrch sčítá (obr. 2-24). V případě kdy jsou Měsíc, Země a Slunce v pozici pravoúhlého trojúhelníku, gravitační účinek se obou vesmírných těles ruší hluchý slap (příliv). Vlivem působení gravitace Měsíce dochází k postupnému zpomalování rotace Země. Tento údaj byl vypočten na základě porovnání přírůstku korálových útesů v devonu a dnes. Před 370 mil. let trval den 22 hod. a rok měl 400 dní. Délka dne tedy vzrůstá přibliţně o 1 sekundu za 100 tisíc let. Vzhledem k této skutečnosti se velmi pomalu, ale neustále mění tvar Země. Se sniţující se odstředivou sílou se zmenšuje pólové zploštění Země. Obr. 2-23: Schéma rozdílů mezi reálným tvarem Země, geoidem a elipsoidem. Fyzikální pole Země Obr. 2-24: Schéma vysvětlující skočný a hluchý příliv. Tíhové pole Země Na kaţdý bod zemského tělesa působí přitaţlivá gravitační síla hmoty Země a odstředivá síla rotace kolem zemské osy. Výslednice obou sil je zemská tíţe. Velikost tíţe je vyjádřena tíhovým zrychlením, coţ je součin hmoty a gravitačního zrychlení. Tíhové zrychlení se mění s nadmořskou výškou, v depresích je tíhový efekt větší neţ na elevacích. Větší tíhový efekt naměříme také na pólech neţ na rovníku (g = 9,780 m/s 2 ). Proměnlivost tíhového zrychlení souvisí také s objemem a hustotou tělesa. Tíhový účinek bude u objemnějšího tělesa se stejnou hustotou jako u menšího tělesa větší. U stejně objemných těles se tíţnice přikloní vţdy k hustějšímu tělesu. Toho vyuţívá geofyzika u gravimetrického měření (obr. 2-25), které slouţí pro vyhledávání a vymezování geologických těles. Magnetické pole Země Země má své magnetické pole a chová se jako permanentní magnet s osou ukloněnou o 11,5 od zemské osy. Průběh geomagnetického pole lze znázornit siločarami, vybíhajícími a sbíhajícími se k magnetickým pólům. Magnetické pole Země sahá aţ 100 tisíc kilometrů daleko od planety (obr. 2-26). Obr. 2-25: Mapa tíhových Bougerových anomálií České republiky. 11

13 Magnetické pole Země se vytváří při cirkulaci vnějšího polotekutého zemského jádra a pevného vnitřního jádra planety. Tento proces funguje jako obrovské hydrodynamické dynamo. Kolem Země se tak vytváří magnetosféra. Průběh siločar magnetosféry je deformován v důsledku slunečního záření (slunečního větru). Na straně přivrácené ke Slunci (denní strana) je magnetosféra stlačena. Na odvrácené straně jsou siločáry vzdálené od Země aţ desetinásobně (obr. 2-27). Intenzita slunečního větru (proud vyzářených vysoce nabytých částic) je v čase proměnlivá. Závisí na činnosti Slunce. Nejvyšší intenzity dosahuje při slunečních bouřích (obr. 2-27), kdy je sluneční plazma vyvrţena při erupci do okolního vesmíru sluneční bouře neboli proturberace. Obr. 2-26: Schéma dosahu magnetických siločar Země. Při této aktivitě je magnetosféra Země deformována mnohem více a dochází na Zemi k magnetickým bouřím a u pólů k projevům polární záře. Polární záře Při polární záři se nabité částice slunečního větru (elektrony) dostávají ve větší míře do magnetosféry v oblasti geomagnetických pólů, kde je směr geomagnetického pole téměř kolmý k zemskému povrchu. Při sráţkách těchto rychlých částic s horními vrstvami atmosféry dochází k vybuzení molekul a atomů zemské atmosféry. Tento vybuzený energetický stav je nestabilní. Při návratu atomů a molekul na stabilní energetickou úroveň dochází k vyzáření energie (fotonů). Obr. 2-27: Schéma deformace magnetických siločar slunečním větrem. Obr. 2-28: Schéma polární záře. Změna magnetického pole Magnetické pole je v čase proměnlivé. Mění se intenzita pole, pozice (obr. 2-29) a polarita magnetických pólů. Nepatrné změny magnetického pole zaznamenáváme kaţdý den. Na našem území se magnetická deklinace mění o 1 za 10 aţ 12 let. Významné změny, jako je změna polarity, se dějí jednou za tisíc let. Dnes je kladná část pole u jiţního pólu a záporná u severního pólu. Obr. 2-29: Příklad změny magnetického pole. 12

14 Tento fenomén lze doloţit studiem paleomagnetizmu. Jeho výsledků je vyuţito při studiu vývoje zemské kůry. Při studiu paleomagnetizmu se vyuţívá toho, ţe většina hornin obsahuje určitý podíl feromagnetických minerálů, které se při tuhnutí ve vyvřelých horninách nebo při sedimentaci orientují ve směru magnetizace jako magnetické střelky (obr. 2-30). Kaţdá takováto hornina v sobě zachytí remanentní magnetizaci, tedy průběh magnetického pole v době jejího vzniku. Porovnáním různě starých hornin můţeme stanovit změnu magnetického pole. Můţeme tedy takto sledovat změnu magnetického pole v čase. Teplotní pole Země Zdroje tepla na Zemi lze rozdělit do dvou skupin - endogenní a exogenní. Endogenní zdroj Nejvýznamnějším vnitřním zdrojem tepla je zbytkové teplo z dob utváření zemského tělesa. Souvisí s ním i teplo vyvolané gravitační diferenciací hmoty. Uplatňují se ve větších hloubkách. U zemského povrchu představují pouze cca 20% tepelného toku. Hlavním zdrojem tepla v litosféře je především rozpad radioaktivních prvků, které jsou v malých koncentracích obsaţeny v horninách zemské kůry. Dalšími zdroji tepla v litosféře jsou tlak nadloţních hornin, teplo vyvolané útlumem seismických vln (energie seismické vlny se mění na teplo) a teplo vyvolané fyzikálně-chemickými reakcemi při přeměně či utváření hornin. Obr. 2-30: Princip zachycení remanentního magnetizmu v sedimentárních a vyvřelých horninách. Exogenní zdroje Zdrojem tohoto tepla ovlivňující povrch Země je Slunce (obr. 2-31), které teplo v podobě infračerveného záření vyzařuje do okolí. Část tohoto záření pohltí a odrazí atmosféra, ale část krátkovlnného infračerveného záření dopadne na zemský povrch, který ohřívá. Ohřátý zemský povrch, vyzařující teplo o vlnové délce 4-50 mikronů, potom část dlouhovlnného infračerveného záření vyzáří zpět do vesmíru (pouze v rozsahu 8-13 mikronů), zbylá část je zachycena atmosférou. Díky atmosféře nejsou na Zemi tak výrazné teplotní rozdíly mezi dnem a nocí. Sluneční tepelné záření způsobuje svým nerovnoměrným ohříváním povrchu Země neustálý pohyb vzduchu v atmosféře, pohyb mořských proudů, vyvolává koloběh vody na zemském povrchu a ovlivňuje zvětrávání hornin. Sluneční aktivita není stále stejně intenzivní. Cyklicky se mění a tím ovlivňuje klimatické změny na Zemi Milankovičovy cykly. 13

15 Tepelný tok Mnoţství tepla, které projde jednotkovou plochou zemského povrchu, označujeme jako tepelný tok. Do hloubky 10 aţ 20 m teplotu horninového prostředí ovlivňují denní, sezónní a roční klimatické poměry. Pod touto neutrální hloubkou se teplota hornin postupně zvětšuje. Velikost teplotní změny s hloubkou se udává dvěma způsoby: Obr. 2-31: Schéma prostupu tepelného slunečního záření atmosférou Země. geotermický gradient (změna teploty na jeden metr); geotermický stupeň (vzdálenost na níţ se teplota změní o 1 o C). Obvykle hodnota geotermického stupně bývá m/ o C, v ČR je rozmezí m/ o C. V oblastech s mladou vulkanickou činností je tato hodnota nízká. Naopak v oblastech starých horninových komplexů je hodnota vysoká. Obr. 2-32: Přenos tepla na Zemi probíhá sáláním (radiací), kondukcí (je přenášeno kmitáním zahřátých atomů na atomy chladné bez pohybu hmoty) a konvekcí, coţ je pohyb zahřátého materiálu (tok rozehřáté hmoty v plášti připomíná tok vody v hrnci při jeho ohřevu nad ohněm). Teplotní pole horninového prostředí Země s hloubkou nepravidelně stoupá. Nárůst ovšem není lineární (obr. 2-33). Ve svrchním plášti je teplota hmoty v rozmezí 1200 aţ 1600 o C. Ve spodním plášti je teplota aţ 4000 o C, ve vnějším jádru 4300 o C a teplota vnitřního jádra se odhaduje na 4500 o C. Obr. 2-33: Nárůst teploty do hloubky Země není lineární - viz geoterma. Tlak horninového prostředí V horninovém prostředí s hloubkou narůstá také tlak, který úzce souvisí s teplotou uvnitř Země a ovlivňuje endogenní procesy nejen v litosféře. Taktéţ nárůst tlaku s hloubkou není lineární. V zásadě rozlišujeme tři základní zdroje tlaku. Litostatický tlak - je vyvolán hmotností sloupce nadloţní hmoty (hornin). Je podmíněný gravitačnímu zrychlení a je všesměrný. Jeho velikost vzrůstá do hloubky a je závislá na hustotě nadloţních hornin. V kontinentální kůře je průměrný tlak v hloubce 10 km 260 MPa. Orientovaný tlak (stress) - působí v horninách určitým směrem. Je vyvolán pohybem horninových hmot v souvislosti s pohybem litosférických desek. Významně urychluje rekrystalizaci minerálů v důsledku narušení jejich struktury. Následkem toho dochází ke změně strukturně-texturních vlastností hornin. 14

16 Tlak fluidní fáze jde o souhrn tlaků všech fluid, které vznikají při natavení hornin. Vytavená fluida z hornin se snaţí uniknout z horninového prostředí, ale nemají kam. Proto se zvyšuje tlak v okolí taveného horninového komplexu. Lze si jej představit jako tlak vodní páry v tlakovém hrnci. Hustota horninového prostředí Hustota hornin výrazně ovlivňuje litostatický tlak a naopak platí, ţe s narůstajícím tlakem nadloţí se hustota zvyšuje. Střední hustota kontinentální zemské kůry je v rozmezí 2,7 2,8 g/cm 3. Přičemţ hustota sedimentární vrstvy je 1,9 2,7 g/cm 3, granitové vrstvy je 2,4-2,7 g/cm 3 a hustota bazaltové vrstvy je 2,9 g/cm 3. Hustota oceánské kůry je přibliţně 2,9-3,0 g/cm 3 (obr. 2-34). Hustota svrchního pláště je u peridotitů 3,0 g/cm 3 a u eklogitů 3,5 g/cm 3. Hustota zemského jádra se odhaduje 17,3g/cm 3. Obr. 2-34: Schéma rozloţení hustoty horninového prostředí v litosféře. Pohyby Země Země je třetí planeta sluneční soustavy, zároveň největší terestrická planeta v soustavě a jediné planetární těleso, na němţ je dle současných vědeckých poznatků potvrzen ţivot. Země nejspíše vznikla před 4,6 miliardami let a krátce po svém vzniku získala svůj jediný přirozený satelit Měsíc. Země vykonává ve vesmíru hned několik pohybů, které v souhrnu určují charakter dne, ročních období a v dlouhodobém měřítku jejich kolísání. Jsou to rotace Země kolem vlastní osy, oběh Země kolem Slunce, rotace se sluneční soustavou v galaxii kolem jejího středu a pohyb zemské osy: precese, nutace. Rotace Země kolem vlastní osy je přibliţně rovnoměrný otáčivý pohyb kolem okamţité osy od západu k východu, úhlovou rychlostí 7, rad.s-1. Osa rotace svírá s rovinou ekliptiky úhel 66,7. Hvězdný den trvá 23 h 56 min 4,0905 a je označen jako den siderický. Ovšem díky slapovým účinkům Měsíce a Slunce dochází k pozvolnému zpomalování rotace a den se prodluţuje o 0,0016 s za 100 let. Následně se mění tvar geoidu, zmenšuje se zploštění Země. Odstředivá síla vzniklá v důsledku této rotace způsobuje různé tíhové pole Země. Na pólech je nejsilnější na rovníku nejslabší. Platností zákona zachování momentu hybnosti je osa rotace stabilizovaná v prostoru. Nicméně v důsledku pohybu litosférických desek či přerozdělením hmot v tělese planety se dochází k pootočení tělesa vzhledem k ose rotace = změna zeměpisných souřadnic a deformaci tělesa. Oběh Země kolem Slunce po mírně excentrické dráze rychlostí 29,785 km.s-1 trvá 365,2564 dne, coţ označujeme jako siderický rok. Vzhledem k úkolu zemské osy od normály k ekliptice se během roku mění délka dne a noci, dochází ke střídání ročních období (obr.7-2) a vytvořily se klimatické (teplotní) pásy Země. Obr. 2-35: Schéma precese zemské osy. 15

17 Precese je pohyb zemské rotační osy po kuţelové ploše kolem normály k ekliptice pod úhlem 23,5. Perioda precese je roků (tzv. platónský rok). Vzniká následkem gravitačního působení Slunce a Měsíce. Precesi si můţeme představit při roztočení setrvačníku. Z počátku je osa rotace kolmá k podloţce. V důsledku působení gravitace a tření setrvačníku o podloţkou dochází k sníţení rychlosti rotace a setrvačník se začne kolébat. Při tomto kolébání osa opisuje plášť kuţele. Tento pohyb vykonává i rotační osa Země. Na Zemi ovšem působí gravitace Slunce a Měsíce, v menší míře i ostatních planet. Vlivem precese se posouvá průsečík světového rovníku s rovinou ekliptiky jarní bod. Nutace je kolísavý pohyb zemské osy s maximální odchylkou 9 vteřin s periodou 18,6 roku (obr. 2-36). Výsledkem je, ţe kuţelová plocha opisovaná osou při precesi je zvlněná. Nutační pohyb je způsoben gravitací Měsíce, který neobíhá Zemi přesně v rovině ekliptiky. Jeho eliptická oběţná dráha je oproti ekliptice skloněna asi o 5,1, a proto se neustále mění velikost a směr jeho gravitační síly. Obr. 2-36: Schema precese a nutace zemské osy. Milankovičovy cykly Milankovičovy nebo také klimatické cykly jsou periodické změny klimatu, kdy se v přibliţně 100 tisíciletém cyklu střídají doby ledové. Doby meziledové trvají přibliţně 20 tisíc let. Tyto velké klimatické změny jsou výsledkem cyklicky se opakujících výchylek pohybů osy Země, výchylek polohy Země vůči Slunci a výchylek v intenzitě slunečního záření (obr. 2-37). Pojmenovány jsou podle srbského inţenýra a matematika Milankoviče, který tuto zákonitost jako první popsal. Precese zemské osy Precese byla vysvětlena výše. Odehrává se v cyklech přibliţně 19, 22 a 24 tisíc let. Její vliv lze vysledovat aţ do paleozoika. Někteří vědci povaţují její vliv za nejdůleţitější. Sklon zemské osy Sklon zemské osy se mění v periodě 40 tisíc let v rozmezí aţ 21,8 24,4 a sniţuje se o polovinu úhlové vteřiny (0,00013 ) za rok. Maxima dosáhl před 10 tisíci lety. Má vliv na pozici polárních kruhů a tropických obratníků. Excentricita oběžné dráhy Země Země obíhá kolem Slunce po eliptické dráze, jejíţ excentricita se mění v cyklu necelých 100 tisíc let (obr. 2-38). V průběhu posledních 100 tisíc let dosahovala excentricita hodnotu 0,02 nebo méně. Sluneční aktivita. V krátkodobém i dlouhodobém měřítku mnoţství sluneční energie, které dopadá na zemský povrch, kolísá. Někteří vědci spojují změny sluneční aktivity s výskytem skvrn na Slunci. Obr. 2-38: Změny v excentricitě oběţné dráhy Země. 16

18 Obr. 2-37: Graf závislosti střídání dob ledových a meziledových. Milankovičovy cykly působí na Zemi po celou dobu její existence. Ne vţdycky se ale projevily zaledněním. Aby mohlo dojít k zalednění, musí být vytvořeny příhodné podmínky. Především v blízkosti pólů musí být dostatečně velká a vysoká pevnina, na kterou musí přibývat určité mnoţství sněhových sráţek. Aby ledovce mohly vzniknout, pevnina musí být umístěna mimo dosah teplých mořských proudů, a zemská atmosféra nesmí obsahovat přemíru skleníkových plynů. A protoţe kontinenty neustále putují, atmosféra se mění v závislosti na vývoji globálního ekosystému a mořské proudy závisí na konfiguraci oceánického dna a směru větrů, dojde k průniku všech faktorů příznivých pro příchod ledových dob v nepravidelných, časově odlehlých obdobích zemského vývoje (Holmes 1965). 17

19 Desková tektonika Desková tektonika je vědní disciplína zabývající se dynamickým vývojem litosférických desek v návaznosti na procesy probíhající v zemském plášti. Studuje vzájemný pohyb litosférických desek, rychlost jejich pohybu při kontinentálním driftu po astenosféře, geologické procesy probíhající na jejich okrajích a s tím spojené doprovodné jevy jako je horotvorná činnost, vulkanizmus, zemětřesení atd. Opírá se o teorii konceptu kontinentálního driftu, jejíž základy položil ve 20. letech 20. století německý geolog Alfréd Wegener. Jako první přišel s myšlenkou, že na počátku existoval jeden superkontinent Pangea, který se v důsledku pohybu litosférických desek rozpadl na dnešní kontinenty. Svoji hypotézu založil na pozorování výskytu stejných fosílií na území Afriky a jižní Ameriky, dále na paleo-topografických a klimatologických poznatcích, naznačující spojení těchto dvou kontinentů v historii Země. Nicméně dostatečně nevysvětlil příčinu kontinentálního driftu. Proto nebyla tato teorie přijata všemi vědci. Musely být předloženy další důkazy. Do té doby se geologové domnívaly, že hlavní útvary na Zemi jsou pozičně statické a že většina geologických těles, jako například horská pásma, mohou být vysvětlena vertikálním pohybem zemské kůry - geosynklinální teorie. Významný předěl pro přijetí teorie pohybu litosférických desek přišel s objevením různé orientace magnetického pole v horninách různého stáří a se studiem hlubokého oceánského dna. Magnetické páskování hornin, projevující se symetrickými, paralelními pruhy o stejné orientaci tvořící mořské dno na obou stranách od středooceánského hřbetu, bylo dostatečným důkazem, aby se následně teorie deskové tektoniky v druhé části 60. let 20. století stala všeobecně uznávanou teorií. Tato revoluční teorie pozměnila vědy o Zemi, vysvětlila celou řadu různorodých geologických fenoménů a pomohla vysvětlit dnešní biogeografické rozšíření různých forem života se společnými předky. Litosféra Astenosféra Litosféra je pevný obal Země tvořený zemskou kůrou a nejsvrchnějšími vrstvami vnějšího zemského pláště (obr. 3-1). Skládá se z oddělených a snadno rozlišitelných litosférických desek, které plavou na viskoelastické aţ plastické vrstvě zemského pláště - astenosféře. Rozdíl mezi litosférou a astenosférou je především ve fyzikálně mechanických vlastnostech (v reologických vlastnostech) hornin a způsobu přenosu tepla (obr. 3-2). Litosféra je chladnější a pevnější vrstva s konduktivním přenosem tepla (obr. 2-32). Astenosféra je teplejší (cca 1400 C), hustější (3,5 g/cm 3 viz obr. 2-34), plastičtější s konvekčním přenosem tepla (obr. 3-5). 18

20 Obr. 3-1: Schéma mocnosti litosféry a astenosféry pod oceány a kontinenty. Na základě studia seismických P a S vln bylo zjištěno, ţe astenosféra výrazně sniţuje rychlost šíření těchto vln (nízkorychlostní zóna). To ukazuje na duktilnější charakter materiálu a tedy horniny v astenosféře jsou natavené snáze tečou. V tomto polotekutém stavu jsou udrţovány vlivem vysokého tlaku a teploty. Po roztavených horninách (magmatu) litosférické desky klouţou rychlostí několika cm/rok. Tento pohyb, kdy pevnější a lehčí litosférické desky klouţou po hustější polotekuté astenosféře, označujeme jako kontinentální drift. Rychlost pohybu je obvykle udávána v rozsahu 10 aţ 40 mm/rok. Největší rychlost 160 mm/rok je zjištěna u desky Nasca (obr. 3-26). Mocnost litosféry Stejně jako u zemské kůry je mocnost litosférických desek závislá na jejím typu. Rozlišujeme litosférické desky: oceánské; pevninské Obr. 3-2: Rozdělení geosfér Země podle reologie hornin a chemického složení. Oceánská deska, jeţ je tvořena hlavně křemík a hořčík (proto označení sima viz obr. 2-13), je obvykle mocná km. V místech vzniku oceánské kůry (na středooceánských hřbetech) můţe být velmi tenká 2 6 km. Dále od středooceánského hřbetu její mocnost vlivem ztráty tepla narůstá. V subdukčních oblastech, kde dochází k zániku kůry můţe dosahovat mocnosti aţ 100 km (obr. 3-1). Kontinentální deska, tvořena především křemíkem a hliníkem (proto sial ), má průměrnou mocnost okolo 150 km. Tato hodnota je závislá na typu té které části kontinentu. Zda se jedná o pánve, stabilní kratóny nebo horstva, kde bývá nejmocnější (aţ 200 km). Litosférické desky Litosféra jako pevný obal Země je rozlámána na různě velké tektonické desky, které se vůči sobě neustále pohybují, díky driftu po plastické astenosféře. Místa, kde se dvě desky setkávají, se nazývají desková rozhraní. Na tato místa jsou vázány geologické události, jako jsou intenzivní zemětřesení, vulkanická činnost, deformace okrajů litosférických desek při horotvorné činnosti, rozestupování dvou desek v oblastech riftů nebo středo-oceánských hřbetů (obr. 3-3). Většina aktivních sopek na Zemi se nachází v okolí deskových rozhraní okolo Pacifické desky. Tato oblast je známa pod názvem Ohnivý kruh (obr. 3-3). Tektonické desky mohou být tvořeny kontinentální, přechodnou či oceánskou kůrou. 19

21 Mnohé desky jsou tvořeny všemi druhy. Například Africkou desku tvoří kontinent Afrika s kontinentální kůrou, která na okrajích plynule přechází přes přechodnou kůru do oceánské kůry. Tento pozvolný přechod označujeme za pasivní okraj kontinentu. V závislosti na definici litosférické desky se na Zemi nachází 8 velkých tektonických desek (tab. 3-1, obr. 3-4) a mnoho menších desek (většinou se udává počet 15). Obr. 3-3: Vulkanická činnost a zemětřesení jsou především vázána na okraje litosférických (tektonických) desek. Velikost trojúhelníků vyjadřuje intenzitu těchto dějů. Tab. 3-1: Označení základních litosférických desek. Obr. 3-4: Vymezení jednotlivých litosférických desek. Řídící síly pohybu litosférických desek Na otázku Jaké jsou hlavní řídící síly podmiňující pohyb litosférických desek?, neexistuje jednotný názor. Obecně vědecká veřejnost pokládá za nejdůleţitější hybnou sloţku konvekční proudy. Nicméně existují i jiné síly, které taktéţ podmiňují kontinentální drift. Vedou se ovšem spory o podílu jednotlivých sil na celkovém pohybu desek. K plášťové konvekci dochází v důsledku rozdílů v hustotě a teplotě plášťových hmot (obr. 3-5). Plášťová konvekce se projevuje v pohybu tektonických desek jako kombinace tahu, sestupného nasávání v subdukčních zónách a variace topografie a hustoty kůry, coţ vede k rozdílům gravitační síly působící na Zemi. Princip koloběhu plášťové hmoty si zjednodušeně můţeme přirovnat k ohřevu vody v hrnci (obr. 3-6). Podobný koloběh funguje i v zemském plášti. Teplejší plášťová hmota vystupuje pod divergentní hranici k povrchu Země (rozpínání pohyb sousedních litosférických desek od sebe). Zde malá část magmatu vystoupí na povrch. Konvekční proudy se stáčí pod litosférické desky. Dochází k postupnému přenosu tepla z pláště do litosféry. Směrem k subdukčním zónám postupně klesá teplotní rozdíl v konvekčních proudech i teplota litosféry, coţ vede k nárůstu její mocnosti. V subdukčních zónách chladnější konvekční proudy sestupují do hlubších částí pláště (obr. 3-3). Začíná se projevovat tzv. trench suction (nasávání desky), kdy chladná a mocná litosférická deska je nasávána do subdukční zóny. V hlubších částech pláště se postupně litosféra roztaví. Obr. 3-5: Schéma znázorňující pohyb konvekčních proudů v zemském plášti (červené šipky) a pohyb litosférických desek (bílé šipky). Při výstupu teplejšího materiálu v konvektivní buňce dochází pod divergentními hranicemi k vyklenutí astenosféry. Někteří vědci povaţují tento rozdíl ve výšce vůči okolí za další hybnou sloţku - tzv. gravitační skluz/sliding. Při tomto gravitačním skluzu především oceánské desky sklouzávají po vyklenuté astenosféře směrem k subdukčním 20

22 hranicím. Navíc vlivem chladnutí desky směrem od divergentní hranice narůstá mocnost a hustota oceánské desky, coţ vede k zanořování do pláště ve snaze kompenzovat vyšší zatíţení. Za další hybnou sloţku povaţují tzv. bazální tření, kdy v důsledku konvektivních proudů proudících pod litosférou směrem k subdukční hranici, dochází k unášení litosférických desek (obr. 3-5). Vlivem tření se energie konvekčního proudu přenáší do astenosféry, která část hybné sloţky předá litosféře. Současně jsou desky nasávány v subdukčních zónách vlivem sestupných proudů konvektivní buňky. Obr. 3-6: Schéma přirovnávající pohyb konvekčních proudů k pohybu vody v hrnci při ohřevu. Mezi významné síly řídící na některých místech planety kontinentální drift je tzv. ridge-push. Jak název napovídá, deska je tlačena od středu riftu (místa vzniku nové oceánské kůry) dalšími výlevy magmatu (obr. 3-7). Nové magma se dere k povrchu a působí na čela obou odsouvaných desek jako klín. V současnosti většina vědců povaţuje bazální tření, gravitační skluz či ridge-push za málo průkazné. Spíše se přiklánějí k názoru, ţe pohyb celé desky je způsoben její vahou v subdukční zóně. Studená ponořující se (subdukující) deska je mocnější a těţší neţ okolní plášťový materiál, a proto klesá. Stahuje tak do subdukční zóny celou desku. Dnešní modely pohybu litosférických desek naznačují, ţe další významnou úlohu hraje tzv. trench suction (nasávání desky), který se odehrává v plášti nad subdukující deskou. Jak bylo uvedeno výše, stále se vedou spory o to, jaký je poměr jednotlivých uvedených sil a jak působí na pohyb desek. Je evidentní, ţe poměr těchto sil bude různý v různých místech planety. Pro kaţdou litosférickou desku lze předpokládat jiný poměr sil. Nicméně konvektivní proudění stále zůstává hlavní hybnou sloţkou pohybu litosférických desek. Obr. 3-7: Schéma odsunu dvou oceánských desek výstupem nového magmatu v oblasti středooceánského hřbetu. Místa vzestupných konvekčních proudů Existují dvě hloubkové úrovně, kde dochází k výstupu konvekčních proudů (obr. 3-8). Jedna je na rozhraní vnějšího jádra a spodního pláště v hloubce 2900 km. Mezi těţkým tekutým vnějším jádrem a pevnějším lehčím spodním pláštěm je výrazná hustotní nehomogenita. Další hustotní nehomogenity se nacházejí v hloubkách kolem 700 km. Zde hustější, ale teplejší hmota leţící pod lehčím chladnějším materiálem se snaţí vystoupit vzhůru. Rozdíl v teplotě stoupajícího konvekčního proudu vůči okolnímu plášťovému materiálu můţe být aţ několik stovek stupňů (obr. 3-8). Vysoce zahřátý materiál má niţší viskozitu a snadněji prostupuje okolním materiálem k povrchu. 21