Gymnázium Dr. J. Pekaře Mladá Boleslav Zeměpis I. ročník
POHYBY LITOSFÉRICKÝCH DESEK referát
Jméno a příjmení:
Třída: Datum:
Alžběta JANEČKOVÁ Kamilla NESTERENKO 5. O 4. 4. 2016
Pohyby litosférických desek
1. Obecná charakteristika a) Litosférické desky Litosféra, pevný obal Země, je rozlámána na různě velké litosférické desky. Na Zemi se nachází 8 velkých litosférických desek a mnoho menších desek (viz obrázek 1). Jejich mocnost
je
závislá
na
typu
desky.
Rozlišujeme litosférické desky oceánské, které tvoří hlavně křemík a hořčík a jsou obvykle
mocné
70-100
km,
a
desky
kontinentální, které jsou tvořeny především křemíkem a hliníkem a mají průměrnou mocnost okolo 150 km.
Obrázek 1: Tabulka litosférických desek
b) Vzájemný pohyb litosférických desek Na Zemi existovaly různé kontinenty, které se v důsledku vzájemného pohybu litosférických desek po plastické astenosféře rozpadaly nebo spojovaly v různě velké kontinenty až superkontinenty. Neustále se tak měnila podoba naší planety. Nejznámějším superkontinentem byla Pangea, která se nejprve rozpadla na Laurasii (skládající se ze Severní Ameriky a Eurasie) a Gondwanu (skládající se ze zbylých kontinentů). Ty se dále rozpadaly na dílčí kontinenty, až vzniklo dnešní rozložení kontinentů (viz obrázek 2). Místa, kde se dvě desky setkávají, se nazývají desková rozhraní. Na tato místa jsou vázány geologické události jako jsou intenzivní zemětřesení, vulkanická činnost či deformace okrajů litosférických desek. Za hlavní hnací síly zapříčiňující pohyb desek
odborníci
uznávají
proudy,
gravitační
konvekční
skluz, bazální tření, nasávání desky (trench suction) a tzv. ,,ridge
push“,
z
nejdůležitější konvekční
nichž
za
považujeme proudy.
Ty
jsou
v neustálém pohybu v zemském Obrázek 2: Mapa hlavních litosférických desek
II
plášti a uvádí do pohybu litosférické desky tím, že je unáší nebo jim předávají teplo, což způsobuje změny v jejich mocnost a tedy i hmotnosti. Toto je vysvětleno na obrázku č. 3. Teplejší proudy stoupají vzhůru, předávají svou tepelnou energii deskám a opět klesají. Zajímavé je, že litosférické desky se nepohybují pouze horizontálně, ale i vertikálně. To vidíme
například
pevninských
na
plochách
dříve pokrytých ledovcem, který po skončení doby ledové odtál a odlehčil tak desku, která se postupně zdvihala. rozlišujeme
Obecně tři
základní
druhy vzájemného pohybu litosférických
desek
–
Obrázek 3: Konvekční proudění
divergentní, konvergentní a transformní.
2. Divergentní rozhraní Na divergentní hranici dochází k vzájemnému oddalování dvou desek. V závislosti na jejich typu dělíme divergentní pohyb na kontinentální rift a středooceánský hřbet. a) Kontinentální rift Kontinentální rifty, zvané také příkopové propadliny, jsou spojené se zánikem kontinentu, sopečnou a zemětřesnou činností. Pod kontinentální deskou se nachází proud stoupajících plášťových hmot, které vyklenou desku vzhůru (obrázek č. 4, první schéma). Ta se rozpraská, dělí se na dvě a vytváří hluboké a strmé zlomové zóny. Jak pokračuje odsouvání desek od sebe, vzniká mezi deskami volný prostor, do kterého ze stran sjíždí vyčleněné horninové bloky. Vlivem vysoké teploty proudu působícího zespodu na desku dochází k odtavování jejích spodních částí a oslabení její mocnosti. V místech, kde je narušena již zmíněnými zlomovými zónami, se magma dostává na povrch. Bazální magma může prostupovat i přes kontinentální kůru a způsobit tzv. provaření, přičemž se změní vlastnosti pevninské desky a vytvoří se přechodná kůra. Výsledkem zvětšující se vzdálenosti mezi deskami je propadlina, ve které může vzniknout jezero, nebo pokud se příkopová propadlina spojí s mořem a její dno je pod úrovní moře, i III
moře. Jestliže magma v ose riftu přestane prostupovat přes dílčí bloky kontinentální kůry, začne se tu vytvářet oceánský hřbet s oceánskou kůrou, jak znázorňuje obrázek č. 4. S kontinentálním riftem se můžeme setkat například ve východní Africe. Vzniká tu příkopová
propadlina
a
Somálský
poloostrov
se
pravděpodobně
odtrhne
od
zbytku země. Obrázek 4: Divergentní rozhraní
b) Středooceánský hřbet Oceánské hřbety, dlouhá pásemná podmořská pohoří, jsou místa produkce nové oceánské kůry. Magma se dostává na povrch v puklinách mezi čerstvě od sebe vzdálenými oceánskými deskami, ochlazuje se a tuhne. Toto je doprovázeno zemětřesením. Na světě máme dohromady 60 000 km oceánských hřbetů, které se vyvyšují 1 až 4 km nad okolní mořské dno a vytvářejí tak podmořská pohoří. Z nich nejdelší je Středoatlantický hřbět – asi 10000 km. Výjimečný je také Island, kde vrcholová část tohoto hřbetu vystupuje nad úroveň moře. Hřbet má vrcholovou část skládající se z hrástí a příkopů, od které sestupují svahy s riftovými údolími o rozměrech až 2 km délky a 20-40 km šířky.
3. Konvergentní rozhraní Konvergentní rozhraní je místem, kde se dvě litosférické desky přibližují. Dochází k zániku litosféry podsouvající se desky za doprovodu intenzivní zemětřesné a vulkanické činnosti. Relativně chladná podsouvající se deska sestupuje šikmo pod podsouvanou desku do teplých plášťových hmot. S narůstající hloubkou vzrůstá teplota i tlak. Podsouvající se deska
IV
se pozvolna zahřívá. Když teplota podsouvající se desky dosáhne bodu tavení hornin, dojde
k
uvolnění
těchto
tavenin – magmatu, prostupuje
přes
které čelo
podsunuté desky k povrchu. částí
Spodní
litosféry
podsouvané desky prostupuje magma v důsledku rozdílné
Obrázek 5: Podsouvání oceánské desky pod kontinentální
hustoty a teploty. Postup magmatu se zpomalí pod zemskou kůrou, kde se začne kumulovat. Další pohyb magmatu blíž k povrchu (do hloubek 2 – 10 km) postupuje přes horniny relativně v pevném stavu. V zemské kůře se magma kumuluje v magmatických krbech a vystupuje na povrch při vulkanické činnosti. Vlastní činnost
vulkanická je
četnými
doprovázena zemětřeseními.
Převážná část zemětřesení souvisí s uvolněním napětí při pohybu a zanořování podsouvající se desky a také s Obrázek 6: Podsouvání oceánské desky pod oceánskou
deformacemi
podsouvané
desky.
čela Toto
napětí se uvolní jako četná mělká zemětřesení. Materiál se před čelem hromadí, deformuje a částečně metamorfuje. Tuto oblast před čelem desky označujeme jako prizmatický klín nebo také prizmu. Následující dva typy konvergentních rozhraní (3.a, 3.b) jsou si velmi podobné a princip procesu byl popsán výše. Liší se však důsledky, které jsou popsány v dalších odstavcích. a) Podsouvání oceánské desky pod oceánskou Při tomto pohybu litosférických desek se vytváří hlubokomořský příkop a přebytkem hmoty vznikají řetězce ostrovů sopečného původu (viz obrázek 6). Výsledkem je zemětřesná
V
zóna. Jako příklad můžeme uvést pohyb Pacifické desky proti Filipínské, v důsledku kterého vznikly Mariánské ostrovy a nejhlubší známý podmořský příkop – Mariánský1. b) Podsouvání oceánské desky pod kontinentální Tímto podsouváním vzniká hlubokomořský příkop, pobřežní pohoří a přebytkem hmoty se objevuje sopečná činnost a zemětřesení (viz obrázek 5). Kupříkladu deska Nazca klesá pod Jihoamerickou desku, vzniká Peruánsko-chilský příkop a pohoří Andy. c) Kolize dvou kontinentálních desek Při setkání dvou pevninských desek nedochází k subdukci, pouze k deformaci okrajů desek. Může také dojít k situaci znázorněné na obrázku č. 7, kde máme dvě pevninské desky mezi sebou svírající desku oceánskou. Jak se pevninské desky přibližují, hrnou před sebou nahromaděné sedimenty z oceánu na desce mezi nimi. Kolize může být kombinována se subdukcí, oceánská deska se podsouvá pod jednu z pevninských a přitom svým čelem seškrabává tyto sedimenty. Ty nakonec formují prizmatický klín a moře začíná ustupovat. Sedimenty jsou deformovány a vyklenuty, zatímco subdukce oceánské desky končí a místo ní se začíná podsouvat i část kontinentální desky, to ale nemůže probíhat jako předchozí subdukce, dojde ke vztlaku a vyklenutí celého horstva. Nejznámějším příkladem tohoto typu je vznik Himalájí daný kolizí mezi Indickou a Euroasijskou deskou.
Obrázek 7: Kolize kontinentálních desek 1
Mariánský příkop – 10 994 m p. m. VI
4. Transformní rozhraní Transformní rozhraní, které je tvořeno mnoha přibližně paralelními transformními zlomovými zónami, nacházíme mezi dvěmi deskami, které prokluzují vedle sebe, přičemž každá může mít jinou rychlost. Jsou to oblasti, kde nová zemská kůra nevzniká ani nezaniká. Tato činnost je doprovázena významnou zemětřesnou aktivitou. Relativní pohyb dvou desek může být buď dextrální (pravostranný z pohledu pozorovatele – po směru hodinových ručiček) či sinistrální (levostranný z pohledu pozorovatele – proti směru hodinových
ručiček).
Typickým
příkladem
dextrálního pohybu je zlom San Andreas (viz obrázek 8) v Kalifornii, kde se Pacifická deska
Obrázek 8: Mapa zlomu San Andreas
pohybuje podél Severoamerické desky. Ke vzniku transformních zlomů dochází velice často na středooceánských hřbetech, kde rozpínání a vznik nové oceánské kůry nejsou stejně rychlé podél celé jejich délky. V důsledku toho dojde k rozdělení hřbetu na dílčí úseky oddělené od sebe právě transformními zlomy. Středooceánské hřbety nejsou tedy přímé, ale poskládané z množství různě dlouhých segmentů
oddělených
transformními obrázek
zlomy
9).
(viz
Nejdelším
transformním zlomem je asi 100 kilometrů široká zlomová zóna Romanche v Atlantickém oceánu,
na
současnosti
které
se
do
uskutečnil
transformní pohyb v délce přibližně 950 kilometrů. Obrázek 9: Transformní zlom na středooceánském hřbetu
VII
5. Rychlost pohybu litosférických desek Rychlost pohybujících se desek není vždy stejná kvůli rozdílům v jejich složení, topografii a typu rozhraní. Například
bylo
naměřeno,
že
subdukující desky se pohybují rychleji než desky nesubdukované, za což může s největší pravděpodobností síla, která desku nasává do subdukční zóny. Rychlost
naměřená
pomocí
GPS
Obrázek 11: Pohyby San Andreas
a satelitního pozorování je tedy na každém deskovém rozhraní trochu jiná, jak zobrazuje mapa na obrázku č. 11. Přestože člověk vnímá pohyb litosférických desek jako nárazový, zprůměrování nás přesvědčí o kontinuitě tohoto pohybu. Obrázek č. 10 výše znázorňuje horizontální pohyby podle zlomu San Andreas, zemětřesení jsou označena písmeny a mezi nimi jsou epizody klidu, které trvají vždy, když mezi zablokovanými deskami vzrůstá napětí, jež se pak uvolní ve formě intenzivnějšího zemětřesení. Obrázek 10: Rychlost pohybu desek v cm za rok
VIII
6. Použité zdroje 1. DEMEK,
Jaromír,
Vít
Voželínek
a
Miroslav
Vysoudil.
GEOGRAFIE
1.
FYZICKOGEOGRAFICKÁ ČÁST pro střední školy. Praha : SPN – pedagogické nakladatelství, akciová společnost, 2012. ISBN 978-80-7235-519-8. 2. MORAVEC, Tomáš (překlad z francouzského vydání „La Terre, une planète active“ by Larousse plc 1996). Země, živá planeta. Praha: SVOJTKA&CO, 1998. ISBN 80-7237044-8. 3. JELÍNEK, Jan. Teoretická část. Desková tektonika. NAUKA O ZEMI pro technické obory: výukový
multimediální
text.
[online].
[cit.
2016-04-03].
Dostupné
z: http://geologie.vsb.cz/jelinek/tc-lit-desky.htm 4. Tektonická deska. Wikipedie: Otevřená encyklopedie. [online]. [cit. 2016-04-03]. Dostupné z: https://cs.wikipedia.org/wiki/Tektonick%C3%A1_deska 5. Země-obrázek-09. Geofyzikální ústav Akademie věd ČR, v.v.i.. [online]. [cit. 2016-04-03]. Dostupné
z:
https://www.ig.cas.cz/popularizace/geopark-sporilov/zeme-dynamicka-
planeta/zeme-obrazek-09 6. Země – dynamická planeta. Geofyzikální ústav Akademie věd ČR, v.v.i.. [online]. [cit. 2016-04-03].
Dostupné z:
https://www.ig.cas.cz/popularizace/geopark-sporilov/zeme-
dynamicka-planeta 7. Konvergentní rozhraní. Wikipedie: Otevřená encyklopedie. [online]. [cit. 2016-04-03]. Dostupné z: https://cs.wikipedia.org/wiki/Konvergentn%C3%AD_rozhran%C3%AD
Seznam obrázků: Obrázek 1: Tabulka litosférických desek ................................................................................................................ II Obrázek 2: Mapa hlavních litosférických desek ..................................................................................................... II Obrázek 3: Konvekční proudění ............................................................................................................................III Obrázek 4: Divergentní rozhraní ........................................................................................................................... IV Obrázek 5: Podsouvání oceánské desky pod kontinentální .....................................................................................V Obrázek 6: Podsouvání oceánské desky pod oceánskou .........................................................................................V Obrázek 7: Kolize kontinentálních desek.............................................................................................................. VI Obrázek 8: Mapa zlomu San Andreas .................................................................................................................. VII Obrázek 9: Transformní zlom na středooceánském hřbetu .................................................................................. VII Obrázek 10: Pohyby San Andreas....................................................................................................................... VIII Obrázek 11: Rychlost pohybu desek v cm za rok ............................................................................................... VIII
IX
