2. PŘEDNÁŠKA Globální tektonika Země – cíl : pochopení dynamického vývoje planety Země a s ním spojené endogenní procesy jako je magmatismus- metamorfismus- zemětřesení – porušení horninových těles
STAVBA ZEMĚ – MECHANISMUS ENDOGENNÍCH POCHODŮ Podle teorie velkého třesku vznikl vesmír z extrémně husté hmoty, která se po explozi začala rozpínat a z konstantní rychlosti rozpínání ( Hubbleova konstanta) je jeho stáří současně odhadováno na cca 14 mld. let. V obrovských rozměrech vesmíru s miliardy galaxií, které jsou od sebe vzdáleny milióny světelných let, je naše Sluneční soustava vymezena prostorem, v němž se pohybují tělesa spojená gravitací se Sluncem. Tato sluneční soustava je součástí galaxie – Mléčné dráhy. Naše Slunce je situováno v jednom rameni této spirálně rotující galaxie, asi ve vzdálenosti cca 2/3 od jejího středu a jeho existence trvá přibližně již 5,5 mld. let.
Doba oběhu Sluneční soustavy kolem středu galaxie – Mléčné dráhy se odhaduje na cca 220 mil.let a pravděpodobně tato rotace ovlivňuje vývoj jednotlivých planet. U planety Země se předpokládá, že změny v gravitačním poli galaxie při této rotaci způsobují zvýšenou aktivitu endogenních pochodů. Přibližně před 5,5 mld. let se z jedné spirální mlhoviny tvořené mezihvězdným prachem a plyny začala vytvářet postupným soustřeďováním hmoty hvězda – Slunce, která se stala centrem rotující nebuly diskovitého tvaru. Vlivem gravitačního stlačení hmoty došlo k iniciaci nukleárních reakcí, které se staly zdrojem energie pro planety vznikající Sluneční soustavy. Během další postupné kondenzace plynuprachového disku obklopujícího Slunce se rotací kolem kondenzačních center vytvořily zárodky planet, jejichž stáří je přibližně stejné. Jejich vývoj od shlukovací fáze – adheze- gravitace – silného zahřátí způsobujícího natavení hmoty trval asi 1 mld. let a toto období jejich vzniku je označováno za kosmické stádium planet. Sluneční soustava se skládá ze Slunce, z vnitřních a vnějších planet a z dalších menších objektů ( jako jsou měsíce, asteroidy, komety, meteority), jejichž průměry jsou od metrů do prvních tisícovek metrů. Vnitřní (terestrické) planety a jejich měsíce jsou si blízké svým složením, stavbou, hustotou a velikostí naší planetě Zemi. Jejich vnitřní stavba je ovlivněna řadou faktorů: - výchozím složením materiálu - velikostí planety - gravitačním potenciálem - rychlostí rotace - vzdáleností od Slunce Z těchto důvodů se jednotlivé terestrické planety nevyvíjely stejně a na některých jsou konzervována stádia vývoje, kterými při svém vývoji prošla Planeta Země. Ta má v porovnání s ostatními terestrickými planetami několik odlišností ve stavbě a složení jednotlivých geosfér, které jsou výsledkem dlouhodobého vývoje, při kterém docházelo k látkové a strukturní diferenciaci zemského tělesa.
Kosmické stádium Země představuje formování vlastního tělesa planety ukončené prvotní diferenciací hmoty na jádro a plášť. Po určitém ochladnutí tělesa se pak postupně vytvářely zárodky kůry. Na vzniku hustotně stratifikovaných geosfér se nejvíce podílelo tavení hmoty, gravitační pole Země i odstředivá síla. Odplyněním pláště a kůry vznikala primární atmosféra a hydrosféra. Primární atmosféra byla hustší, teplejší a tvořil ji hlavně CO2, CH4, H, a Cl. Chyběl v ní kyslík, podstatně nižší byl obsah dusíku. Významnou roli na změnu jejího složení měli živé organismy, které ji později obohatily kyslíkem.
1
Další vývoj planety Země, ve kterém docházelo k neustále recyklaci hmoty mezi pláštěm a kůrou (díky termální struktuře nitra naší planety) označujeme jako geologickou historii Země. Na základě poznání přirozené radioaktivity hornin a stále rychlosti rozpadu daného radioaktivního izotopu je datován začátek geologické historie Země asi před 4,6- 4,7 mld. let. Stavba planety Země Model planety Země tvořený jednotlivými vnitřními geosférami : jádro – plášť – kůra byl sestaven z nepřímého pozorování na základě tzv. seismického modelu Země. Ze zákonitostí šíření seismických vln pevnou hmotou a z rozložení hmot v jednotlivých geosférách na základě setrvačného momentu Země a Měsíce lze odhadovat i hustotu těchto hmot, která v důsledku vyššího stlačení s hloubkou stoupá.
Velké gradienty v rychlosti šíření seismických vln indikují nejvýznamnější diskontinuity, které mohou být způsobeny : - změnou skupenství hmoty - změnou hustoty Seismické vlny jsou vyvolány náhlou deformací horniny (otřesem). Při ní vznikají jednak vlny podélné P (střídavým stlačováním a rozpínáním hmoty ve směru šíření seismické vlny – částice kmitají ve směru vlnění) a jednak vlny příčné sekundární S (částice kmitají kolmo na směr vlnění). Rychlost vln podélných je cca 1,7 x vyšší než vln příčných. Pro studium vnitřní stavby Země však mají význam jen ty druhy otřesů, při kterých je uvolněna velká energie takže vzniklými seismickými vlnami procházejícími celým zemským tělesem jsou plochy diskontinuity dokumentovány.
Zemská kůra byla určena na základě nízkých rychlostí seismických vln, lokálně velmi proměnlivých, které jsou zapříčiněny velkým stupněm anizotropie zemské kůry, jejím silným tektonickým porušením a nízkou hustotou ( 2,7 – 2,9 g/cm3 ). Mocnost zemké kůry je proměnlivá od cca 5 km do 90 km, závislosti na jejím vývoji ( kontinentální x oceánský typ). Na stavbě zemské kůry se podílejí horniny vyvřelé, metamorfované i sedimentární, jejichž rozložení se mění v hloubkovém profilu i plošně. Z chemických prvků jsou zastoupeny vedle kyslíku, křemík a hliník (83%), dále je to Fe,Mg,Ca,K,Na (15%) a zbytek tvoří ostatní prvky.
Oceánský typ zemské kůry má jednodušší stavbu než kůra kontinentů. Při její vyšší hustotě (2,9 g/cm3) má oceánská kůra menší mocnost ( 5-12 km), aby byla zachována isostatická rovnováha s kůrou kontinentů. Je tvořena z vrstvy sedimentů proměnlivé mocnosti i charakteru podle místa výskytu, někde i sedimenty chybí. Bazické vyvřeliny jednak vulkanického původu a hlouběji hlubinného původu tvoří hlavní složení oceánské kůry. Vznik a zánik oceánské kůry umožňuje recyklaci hornin v rámci kůry a pláště. Kontinentální typ zemské kůry je geochemicky mnohem pestřejší a diferencovanější než oceánský zemské kůry. Průměrná hustota je nižší (2,7 g/cm3) a průměrná mocnost je cca 35 km. Je tvořena ve svrchní části sedimenty, metamorfity a vyvřelinami převážně žulového složení. Spodní část je pravděpodobně z bazických hornin. Složité tekonické procesy probíhající v geologickém vývoji zapříčinily její velké hloubkové i laterální rozdíly v petrografickém složení. Dominantními minerály v zemské kůře jsou křemen, živec a slídy (alumosilikáty).
2
Zatímco oceánský typ zemské kůry plní funkci dynamické složky geologického vývoje Země a neustále recykluje, je kontinentální kůra konzervativní složkou, která zůstává relativně stabilní a po dlouhou geologického vývoje Země je jakousi historií Země. Plošně zaujímá cca 29% zemského povrchu, která vystupuje nad současnou hladinu oceánu, ploše 41 % odpovídá její rozloha s kontinentálním svahem. Hranice zemské kůry a svrchního pláště se projevuje náhlým zvýšením rychlosti podélných seismických vln a toto rozhraní je označeno jako MOHO – plocha. Petrograficky odpovídá přechodu bazických hornin do hornin ultrabazických ( horniny s vyšší hustotou.) Zemský plášť je rozdělený na svrchní (do hloubky cca 600 km) a spodní část ( do hl. 2 900 km) opět podle seismických charakteristik. V chemickém složení pláště převládají kyslík, hořčík a křemík (85 %) nad Fe,AL,Ca,Na,K. Tyto prvky se koncentrují do horninotvorných minerálů : olivín pyroxen, granát, tvořící horniny : peridotit a eklogit.
V svrchní části pláště byla v hloubce100 – 200 km indikována zóna snížených rychlostí seismických vln, zvýšené plasticity a výrazného tepelného rozhraní. Je označena jako astenosféra . Vysoký termální gradient v ní umožňuje šíření tepla konvekcí, což má vliv na vznik magmat a pohyb rigidní části svrchního pláště a kůry tzv. litosférických desek. Tato zóna plní funkci kompenzační hladiny pro jednotlivé na ní plovoucí litosférické desky, mezi nimiž dochází k ustálení izostatické rovnováhy. Proto lehčí kontinentální kůra musí mít větší mocnost než těžší oceánská kůra, aby isostatická rovnováha zůstala zachována. Zemské jádro jako poslední geosféra byla rovněž na základě seismického zkoumání rozdělena na vnější a vnitřní část. Vnější jádro je pravděpodobně tekuté ( vlny S jím neprocházejí). vnitřní část jádra je kovová tvořená hlavně železem (85%), zbytek tvoří Ni,Co.
Magnetické pole Země Země se otáčí kolem své osy a tekutá vrstva vnějšího jádra umožňuje plášti a kůře relativně rychlejší pohyb oproti vnitřnímu kovovému jádru. Rozdíl v těchto rychlostech vyvolá stejný účinek jako elektrická cívka, neboť vzniká jakési dynamo a jeho výsledkem je magnetické pole Země. Siločáry tohoto pole mají charakter dipólu, jehož severní a jižní pól se nekryje se zeměpisným pólem. Magnetická osa se od osy zemské rotace odchyluje asi o 11 0 .Tento úhel – deklinace – se v geologickém vývoji Země měnil. Rovněž docházelo k četným změnám polarity magnetického pole Země - inverzi. Tyto inverze pole jsou zřejmě spjaty se změnami rychlosti konvekce v jádře. Existence tekutého vnějšího jádra je tedy podmínkou pro udržení magnetického pole Země, které chrání biosféru před zhoubným kosmickým zářením. V Sluneční soustavě jsou prokázané zatím tři silná magnetická tělesa. Vedle Země je to Slunce a Jupiter. Magnetické pole Země se skládá ze tří složek : - vnitřní ( nejsilnější) - vnější (slabá s proměnlivou intenzitou, vyvolávána elektrickými proudy v ionosféře a magnetosféře - korová ( je dána přednostní orientací ferromagnetických minerálů v horninách zemské kůry). Stupeň zmagnetizování ( susceptibilita ) hornin je různá podle obsahu Fe v minerálech a těchto minerálů v hornině.
Při krystalizaci magmatu jsou vznikající minerály zmagnetizovány daným magnetickým polem Země. Tuto remanentní magnetizaci si minerály zachovávají, takže horniny stejného 3
stáří by měly mít shodné magnetické póly. Tyto paleomagnetické záznamy jsou využívány při rekonstrukci pohybů kontinentů.
Termální model Země Termální struktura nitra naší planety umožňuje recyklaci hmoty mezi pláštěm a kůrou, což se odráží v tektonické, seismické a vulkanické aktivitě Země a ve stupni diferenciace zemské kůry. Jestliže tepelná bilance kontroluje veškerou geologickou aktivitu Země, pak endogenní pochody jsou závislé na uvolnění a přenosu tepelné energie. A právě existence termálních nehomogenit uvnitř jednotlivých geosfér a mezi jednotlivými geosférami jsou motorem všech geologických procesů, které dávají do pohybu hmotu. Za vnitřní zdroje tepla Země je považováno : - zbytkové teplo z raného stádia Země vzniklé přeměnou potenciální energie - teplo uvolněné radioaktivním rozpadem (kontinuální kůra) - latentní teplo uvolňované při krystalizaci magmatu - teplo uvolněné při exotermických reakcích
Pro přenos tepla uvnitř Země má největší význam kondukce a konvekce. Oba druhy transportu tepla se od sebe liší svojí účinností, která je závislá hlavně na tepelném gradientu a viskozitě hmoty. Kondukce je omezena na rigidní část zemské kůry, v plášti se uplatňuje hlavně konvekční proudění tepla. Distribuce tepla se může vyjadřovat pomocí tepelného toku ( množství energie procházející jednotkou plochy), nebo geotermickým gradientem (přírůstek teploty do hloubky na jednotku délky), nebo geotermickým stupněm (hloubka potřebná k tomu, aby se teplota zvýšila o 1 stupeň). A protože distribuce tepla je ovlivňována geologickou stavbou a jejím porušením, lze na základě termální charakteristiky vyčlenit oceánskou a kontinentální litosféru, ale i termální strukturu pláště a jádra. Vnější zdroje tepla představuje sluneční záření dopadající na Zemi, které mnohokrát převyšuje množství energie produkované ochlazováním vnitřních geosfér. Efektivní využití sluneční energie je ovlivňováno dvěma faktory : albedem a skleníkovým efektem. Albedem je označován poměr mezi energií odraženou do atmosféry a energií absorbovanou zemským povrchem (%) a charakterizuje schopnost povrchu různých hmot odrážet paprsky (sníh 80 %, půda bez vegetace 35%). Skleníkový efekt je ovlivňován zejména koncentrací CO2 v atmosféře. Narůstání jeho obsahu zvyšuje nepropustnost atmosféry vůči infračervenému záření, které se přeměňuje na teplo a vyvolává zvýšení průměrné teploty na Zemi. Bilanci CO2 v atmosféře ovlivňuje spalování fosilních paliv, vulkanická činnost, ale i změny v hydrosféře a biosféře. CO2 v atmosféře je v rovnováze s CO2 ve svrchních vrstvách oceánů, kde ovlivňuje rozpustnost karbonátů. Kdyby se jeho koncentrace v ovzduší stále zvyšovala, vyvolalo by to na oceánské hladině zvýšené rozpouštění vápnitých schránek planktonu, který je i regulátorem obsahu kyslíku. Přítomnost planktonu způsobuje tmavší hladinu, která snižuje odraz slunečních paprsků , což by zvýšilo Albedo a tak by byly nastartovány změny v koloběhu uhlíku na Zemi.
Provázanost geologických procesů, při kterých dochází k výměně hmot, je v oblasti vnějších geosfér lépe patrná než u procesů probíhajících ve vnitřních geosférách, jejichž cyklus je mnohonásobně delší. K nejvýznamnějšímu přesunu hmoty nejen v rámci zemské kůry, ale i mezi svrchním pláštěm a kůrou dochází v horninovém cyklu, který zahrnuje cyklus magmatický, metamorfní i sedimentární a souvisí s globální deskovou tektonikou Litosférické desky – teorie globální deskové tektoniky vychází z existence diskontinuit, jejichž průběh lze na povrchu prokázat a na základě ohnisek zemětřesení předpokládat i
4
jejich geometrii až do hloubek 600 km , z neměnnosti průměru Země a z existence astenosféry, která svou plasticitou umožňuje relativní pohyb rigidním litosférickým deskám. Na možný pohyb kontinentů (jižní Ameriky a Afriky) bylo usuzováno již od 17. století a to podle podobnosti pobřeží těchto kontinentů, později i podle vývoje organismů a nakonec i podle podobnosti geologických poměrů. Až ve 20. století na základě poznání riftových v středooceánském hřbetu v Atlantském oceánu byla vysvětlena příčina tohoto pohybu – teplo plášťových magmat – bazaltů ( viz obr.), které je motorem pohybu . Obdobnou činností vznikají i riftové zóny na kontinentech – intrakontinentální rifty, které jsou počátkem pro rozdělení kontinentu a vzniku oceánu. Morfologie oceánských hřbetů tvořených z vulkanických hornin – bazaltů s hlubokým kaňonovitým údolím – riftem je v oceánské dně velmi výrazná oproti intrakontinentálním riftům, k jejichž dokumentaci kromě zlomových linií slouží i zvýšený tepelný tok, výskyt vulkánů a zvýšená seismicita. Za předpokladu neměnnosti průměru Země musí docházet i k podsouvání litosférických desek. Těžší oceánská deska se podsouvá – subdukuje pod desku pevninskou. Zóny subdukce jsou v oceánském dně dokumentovány hlubokými mořskými příkopy s nízkým tepelným tokem a na povrchu ostrovy vulkanických hornin. Geometrie plochy subdukce je interpretována podle ohnisek zemětřesení. Podle charakteristického složení vzniklých vulkanických hornin se mohou dokumentovat i staré subdukční zóny uvnitř kontinentů. Uzavírání oceánů je závěrečným stádiem tohoto pohybu, kdy dojde ke kolizi stejně těžkých pevninských desek doprovázenou deformací - zvrásněním sedimentů mořského dna a jejich rekrystalizaci minerálního složení hlouběji vyzdvižení. Vysoké tlaky a teplota způsobí uložených hornin (vznik metamorfovaných hornin) až jejich natavení – vznik sekundárního magmatu, ze kterého vznikají hlubinná tělesa žulových hornin typická jen pro kontinentální typ zemské kůry. Linii kolizního systému dokumentuje pásemné vrásovo-zlomové pohoří, na jehož stavbě se podílejí zvrásněné sedimenty s komplikovanou tektonickou stavbou a krystalické břidlice – metamorfované horniny, jádro pásemného pohoří tvoří žulová tělesa. Právě podle tohoto složení hornin je možné zpětně interpretovat staré kolizní systémy, i když morfologie terénu už tomu neodpovídá (zvětrání - eroze – denudace území). Tlakové zóny subdukce a kolizních systému jsou doprovázeny silnými projevy zemětřesení (tektonická zemětřesení), které jsou v hustě obydlených oblastech velice nebezpečné. Dochází při nich k porušení ( vznik zlomů) a pohybu horninových těles. U ohnisek zemětřesení pod oceánským dnem navíc vzniká nebezpečí vzniku vln – tsunami (přístavní vlna), kterou lze na hladině rozpoznat až když dorazí k pobřeží, což bývá u plochých pobřežích na záchranu pozdě. Deformace horninových těles, ke kterým dochází v kolizních zónách, jsou nejlépe patrná v sedimentárních komplexech, kdy původně deskovitá tělesa sedimentů jsou deformována do různých typů vrás, u nespojitých – zlomových deformací je pak možné interpretovat směr pohybu podél zlomových linií. Přesto je objasnění geologické stavby ve zvrásněném území velmi komplikované. Ze zákresu deformovaných vrstev lze v geologických mapách určit synklinální či antiklinální uložení ( viz obr.) Průběh zlomové linie je v geologických mapách vyznačen plnou čarou (ověřená), čárkovanou čarou (předpokládaná).
5
Projevy tektonických struktur v geomorfologii terénu : -
ostré ukončení geologických těles posunutí morfologických elevací a depresí prudké svahy, výrazně protažené deprese změny směru vodního toku pramenní vývěry drcená pásma, alterace, atmogeochemie
Praktický význam strukturních deformací horninových těles: -
Stabilita svahů v skalních horninách ( územní plánování ) Lokalizace skládek nebezpečných odpadů Zakládání lomů Vodní stavby Podzemní stavitelství Hydrogeologie Geologie ložisek nerostných surovin
S magmatickou činností vznikají magmatické (vyvřelé) horniny, které tvoří různé typy těles ( viz obr. – batolit, žíly pravé a ložní). Rychlost ochlazování magmatické taveniny v těchto tělesech závisí na jejich velikosti a hloubce uložení, která se může později změnit ( výzdvih), takže tělesa hlubinných hornin mohou být pak na povrchu. To samé zaznamenávají vyvřelé vulkanické horniny tuhnoucí na povrchu . Při ochlazování dochází ke kontrakci magmatických těles, při kterém vznikají primární deformace, které podmiňují přirozený rozpad horniny podle ploch odlučnosti ( pro žuly- kvádrovitá, čedič – sloupcovitá). Praktický význam magmatické činnosti je kromě vzniku hornin dán hlavně vznikem ložisek nerostných hlavně rudních surovin.
6
