11 Vývoj Země a jejích geosfér Studiem vývoje Země se zabývá geologie. Původně zkoumala pouze složení, stavbu a vývoj svrchní části zemské kůry. Dnes je geologie vědou globální, neboť studuje celou Zemi jako planetu, analyzuje procesy, které na ni působily po celou dobu jejího vývoje. To znamená, že se zabývá fyzikálními silami působícími uvnitř i vně zemského tělesa, chemickým složením jeho součástí a organickými zbytky v horninách sedimentárního původu. Rozsah geologie je rozšiřován i na studium jiných nebeských těles, v jejichž vývoji a složení je možno vidět analogie se Zemí. Všechny poznatky geologie jsou využívány k zajišťování nerostných surovin pro průmysl, k výběru oblastí vhodných k osídlení, ke zmenšení rizika přírodních katastrof atd. Geologie, stejně jako ostatní přírodovědné disciplíny, prochází v posledních desetiletích bouřlivým vývojem. Geologové po dvě století pečlivě shromažďovali veškeré poznatky o geologické stavbě kontinentů. Jejich výzkumy však měly převážně popisný charakter a byly zaměřeny na geologické objekty nalézající se na zemském povrchu. Pro současnou geologii je typická mimořádná šíře výzkumů, úzká návaznost na chemii, fyziku a matematiku. Rozvoj moderní přístrojové techniky laboratorní i terénní umožnil nahromadění značného množství podkladů, zejména geochemických a geofyzikálních. Kolem Země krouží družice — fyzikální laboratoře, nepřetržitě registrující fyzikální pole Země a snímkující její povrch. Fyzikálními metodami byla zkoumána stavba Měsíce, s jeho povrchu byly odebrány horninové vzorky, byly vyslány sondy k dalším nebeským tělesům. V posledních desetiletích geologové a geografové zahájili intenzivní výzkum dna oceánů, tvořících dvě třetiny zemského povrchu. Získané poznatky byly překvapující a byly shrnuty do hypotézy o rozšiřování a zanikání mořského dna. Bylo zjištěno, že mořské dno, ještě nedávno považované za nejstarší a nejzkonzolidovanější část zemské kůry, je velmi „mladé", neboť neobsahuje horniny starší než 200 mil. let. Ve světle nových geologických výzkumů se planéta Země jeví jako unikátní objekt, se složitým vývojem probíhajícím v období více než 4,5 miliardy let, pokračujícím i v současné době. 11.1______Měření geologického času Až do 17. století byly horniny a v nich obsažené zkameněliny interpretovány jako výsledek biblické potopy. Počátek racionálního přístupu k datování hornin lze položit do r. 1669, kdy N. Stěno formuloval zákon superpozice. Tento zákon předpokládá, že ve vrstevním sledu, složeném z řady neporušených, na sobě spočívajících vrstev, je každá vrstva spodnejší (nižší) vždy starší než následující vrstva svrchnější (vyšší). Tak bylo možné stanovit relativní sled geologických událostí v libovolné oblasti. Na počátku 19. století formuloval W. Smith zákon stejných zkamenělin, umožňující považovat za stejně staré vrstvy, obsahující podobný soubor zkamenělin. Zákon stejných zkamenělin je použitelný pouze při studiu posledních 600 mil. let historie Země. 209 Výsledkem studií, založených na zákonech superpozice a stejných zkamenělin, může být pouze relatívni časová stupnice. V19. a 20. století byly činěny pokusy o kvantifikaci geochronologické stupnice. Stáří Země bylo počítáno např. z rychlosti sedimentace a množství sedimentů nebo z akumulace solí rozpuštěných v oceánech. Dosažené hodnoty se pohybovaly kolem 100 mil. let. V r. 1897 se určením stáří Země zabýval W. Kelvin. Vycházel z předpokladu, že Země byla při svém vzniku ve žhavo-tekutém stavu. Jako dobu nutnou k ochlazení Země na současnou teplotu vypočítal hodnotu 20—40 mil. let. Kelvin ovšem nevěděl, že teplotní režim Země je určován množstvím tepelné energie uvolňované pri radioaktivním rozpadu nestabilních prvků. Na počátku 20. století E. Rutherford, J. Holmes a B. B. Boltwood objevili, že rozpad nestabilních prvků, jehož výsledkem jsou radiogenní izotopy, může být využit k datování minerálů a hornin. V té době však ještě nebylo možné určit obsahy radiogenních prvků v horninách s dostatečnou přesností. Teprve od padesátých let, kdy byl vyvinut hmotnostní spektrometr, našlo absolutní datování hornin v geologických vědách pevné místo. Podle zákona radioaktfvnflio rozpadu platí, že za jednotku času se rozpadne počet atomů — diV/dlúměmý celkovému počtu atomů JV. Můžeme psát -áNIdt = kN, kde konstanta úměrnosti A je rozpadová konstanta, mající pro každý radionuklid charakteristickou hodnotu. Integrací dostaneme NM — Njt~**, nebo N0 = N,^, kde N0 odpovídá počtu radioaktivních atomů v počátečním čase t, NM je současný počet mateřských atomů. Tato rovnice je výchozím vztahem pro výpočet geologického stáří z analytických údajů. Počet radiogenních dceřinných atomů Np, vzniklých v časovém úseku r je dán vztahem ND = N„ - NM = N„ex' - NM = NM [ei( - 1]. (11.1) Pro t ze vztahu (11.1) dostaneme --ŕ *[■♦-&]• <"-2> Různé modifikace tohoto základního vztahu jsou široce používány při výpočtech geologického stáří. Pro rozpadovou konstantu platí A = 0,693/7", kde T je tzv. poločas rozpadu, tj. čas nutný k poklesu počtu atomů radionuklidu na jednu polovinu. Výpočet geologického stáří podle vztahu (11.2) se vyvinul v samostatnou geochemickou disciplínu — absolutní geochronologU. K absolutnímu datovaní jsou nejčastěji používány tyto izotopy: 238U, 235U, M2Th, 87Rb a *°K. Krystalizatí minerálů nebo hornin, které obsahují některý z uvedených prvků, vzniká uzavřená soustava, v níž se v průběhu času postupně hromadí dceřinné produkty rozpadu, zatímco obsah mateřského izotopu postupně klesá. Ze znalosti poměru obsahů izotopů příslušného dceřinného a mateřského prvku je možno určit stáří systému, pokud ovšem nedošlo k narušení tohoto systému v důsledku migrace. Proto je absolutní stáří určováno nejméně dvěma nezávislými metodami (např. "K —» 40Ar, 87Rb —» 87Sr). Kromě výše uvedených radioaktivních izotopů, jejichž poločasy rozpadu T jsou řádově shodné se stářím Země, se používají i izotopy s podstatně kratšími poločasy rozpadu, např. 14C (radiouhlík) a 3H (tritium). U těchto prvků se nestuduje produkt radioaktivního rozpadu, ale pokles relativního obsahu mateřského prvku. Absolutní geochronologie zahrnuje velmi široký okruh problémů, od obecných, jako je stáří Země, Měsíce, meteoritů, kontinentální a oceánické kůry, až po konkrétní úkoly regionální a ložiskové geologie (např. diferenciace intruzivních komplexů, datování metalogenetických procesů). Podle stáří meteoritů (nejstarší — 4,65 miliardy let) je nepřímo určováno stáří Země, absolutní datování kontinentální a oceánické kůry (v kombinaci s paleomagnetismem) potvrdilo hypotézu kontinentálního driftu (viz část 11.2.2). Absolutní geochronologie umožnila studium i velmi starých geologických útvarů, které neobsahují zkameněliny. V oblastech štítů, nejstarších geologických útvarů, bylo spolehlivě určeno stáří hornin na 3,4 miliardy let. 210 Časové členění geologické minniosti Země (in I. Krystek, 1976, stáří epoch J. A. Šišková, 1979) Eon Erathem/Éra Utvar/Perioda Oddělení/Epocha Tabulka 11.1 podle A. S. Monina, Stáří (mil. let) Holocén Kvartér £ (Q) Terciér Pleistocén Neogén (N) mladý starý svrchní (Pliocén) spodní (Miocén) o c svrchní (Oligocén) Paleogén (P) střední (Eocén) spodní (Paleogén) Křída (Cr) svrchní spodní ' svrchní (Malm) Jura (J) střední (Dogger) Mezozoikum (Mz) spodní (Lias) svrchní Trias (T) střední spodní Perm (P) svrchní spodní Paleozoikum (Pz) Karbon (C) svrchní (Siles) spodní (Dinant, Kulm) svrchní Devon (D) střední spodní Silur (S) svrchní spodní Ordovik (O) svrchní spodní svrchní Kambrium (Cm) střední spodní svrchní Proterozoikum _______ (Pt) střední vend rifej spodní } algonkium Kryptozoikum Archeozoikum Archaikum (A) Azoikum Předgeologická vývojová etapa (raně geologické a astrální období) 0,01 1,5 ± 0,5 9 + 3 25 ± 2 37 ± 2 58 ± 4 67 ±3 137 ± 5 195 ±5 230 ± 10 285 ± 10 350 ± 10 405 ± 10 440 ± 10 500 ± 15 570 ± 15 675 ± 25 1700 ± 50 2600 ± 100 4000 ± 150 4650 Celé období existence naší Zeme můžeme rozdělit na předgeologickoo vývojovou etapu a na geologické období, vnitřně členěné na různě dlouhé časové úseky (tab. 11.1). V předgeologjcké etapě se vymezuje tzv. astrami období, do něhož lze zahrnout období počátečního zformováni Země jako planety, a raně geologické období, v němž se již utvářela prvotní atmosféra a hydrosféra, tj. podmínky pro vznik života. Historie Země je podrobně popsána v řadě prací v naší a světové literatuře (např. J. Dvořák, B. RužiCka, 1972; R. F. Flint, 1973; O. G. Šoroch™, 1974; H. H. Read, J. Watson, 1975; A. S. Monin, 1977; A. S. Mondj, J. A. Šiškov, 1979). 11.2______Geotektonické hypotézy, tektonika litosférických desek Geotektonické hypotézy se snaží vysvětlit příčiny látkového složení a stavby Země a dále objasnit procesy probíhající v geosférách. Při objasňování zvláštností geologické stavby a příčin tektonických pohybů vycházejí geotektonické hypotézy z odlišných geodynamických modelů, často založených na protichůdných představách o vývoji zemského tělesa jako celku a o procesech v hlubších zónách Země. V uplynulých 150 letech byla formulována řada geotektonických hypotéz, z nichž některé mají několik variant. Nedostatkem většiny je, že byly schopny logicky vysvětlit pouze některé jevy v zemské kůře, ale selhávaly ve vysvětlení jevů jiných. Ani současným geotektonickým hypotézám se nedaří plně objasnit všechny známé skutečnosti. Je to způsobeno jednak tím, že vývoj zemské kůry je velice složitý a pestrý proces, a dále pak skutečností, že výzkum hlubších částí zemského tělesa vychází především z nepřímých geofyzikálních údajů. Geotektonické hypotézy se dělí do dvou hlavních skupin: na fixistické a mobiUstické (fixismus a mobilismus v-geotektonice). Fixistické hypotézy vycházejí z předpokladu, že kry zemské kůry, posuzovány v globálním měřítku, zůstávají při deformacích na místě, jsou fixní. Mezi tyto hypotézy patří hypotéza vulkanických elevad, kontrakční, expanzní, pulsační, oscilační, undační, radrómigrační aj. MobiUstické geotektonické hypotézy vycházejí z představy o pohybujících se (mobilních) krách zemské kůry. Mezi ně patří hypotézy podkorových proudů, konvekčního proudění, různé varianty kontinentálního driftu, na počátku 20. století wegenerián-ský drift, v současné době kontinentální drift v modelu tektoniky litosférických desek. MobiUstické a v poslední době i fixistické geotektonické hypotézy hledají příčiny tektogeneze především v procesech probíhajících uvnitř zemského tělesa. Na rozdíl od nich rotační hypotéza vychází z představy, že hlavní příčinou deformací zemské kůry jsou mimozemské faktory, zejména slapové účinky Měsíce a Slunce (viz část 14), způsobující změny v rotaci zemského tělesa (např. T. T. Ktveljuk, K. F. Tjapkm, 1982). 11.2.1 GLOBÁLNÍ GEOFYZIKÁLNÍ VÝZKUMY V období po druhé světové válce se široce rozvinula plodná mezinárodní spolupráce v oblasti geofyziky. Byla rozšířena výměnná služba materiálů z geofyzikálních observatoří, byly dohodnuty mezinárodní projekty, na nichž se podílely desítky vyspělých států, mezi nimi i ČSSR. Na počátku padesátých let to byl „Mezinárodní geofyzikální rok", v šedesátých letech „Projekt svrchního plášté" a v sedmdesátých letech „Geodynamkký projekt". Výsledky mezinárodních výzkumů ukázaly, že anomálni projevy registrované v různých fyzikálních polích vzájemně korelují a jsou komplexním projevem dynamických procesů probíhajících v současné době v zemském tělese a jeho okolí. Pokrok v geofyzikálních výzkumech byl pronikavě ovlivněn vyvinutím moderní přístrojové a výpočetní techniky. Výrazný pokrok byl zaznamenán v seismologu, která stále zůstává tou geofyzikální metodou, s jejíž pomocí získáváme nejdůležitější a nejpřesnější údaje o strukturním a fyzikálním stavu 212 dílčí uspořádaní ° o ° o o o o o o °o o 50 km 11.1 Uspořádání seismometru LASA (Large Aperture Seismic Array) v Montaně, USA - blíže viz text Země. Možnosti seismologie nepřetržitě rostou, neboť je standardizována a modernizována seismologická aparatura. Byla vybudována mezinárodní globální síť seismologických stanic (zapojeno více než 600 observatoří), které každoročně vyhodnocují 5000—10 000 případů zemětřesení. Na obr. 11.1 je znázorněno uspořádání seismometru na seismologickém polygonu LASA v Montaně v USA. Celkem 525 přístrojů je ve skupinách po 25 rozmístěno ve 21 dílčích uspořádáních. Podobné polygony byly na počátku šedesátých let budovány na území SSSR, Norska, v Austrálii a jinde. Jejich hlavním úkolem bylo rozlišovat podzemní jaderné výbuchy od přirozených zemětřesení. Jednotné zpracování seismologických dat zaregistrovaných globální seismologickou sítí umožňuje lokalizaci epicenter silných a středně silných zemětřesení, k nimž došlo kdekoliv na Zemi, s přesností vyšší než 10 km. Analýzou seismologických podkladů lze spolehlivě odlišit mělká a hlubinná zemětřesení, v některých případech lze poměrně přesně určit i polohu hypocentra. Současná seismologie je tedy schopna s vysokou přesností sestavit globální obraz rozmístění zemětřesení, totožný s obrazem tektonicky aktivních oblastí (část 7, obr. 7.16). Seismologie nám tak umožňuje přesné sledování současných tektonických procesů včetně kvalitativního ocenění jejich intenzity v jednotlivých oblastech. Byl upřesněn průběh již dříve známých tektonicky aktivních zón — tichooceánské, ostrovních oblouků, alpsko-himálajské, které jsou provázeny i hlubokými zemětřeseními. Příklady rozmístění hypocenter ve vertikálním řezu kolmém k ostrovnímu oblouku jsou na obr. 7.13 a 10.5. Zpracování současných seismologických podkladů umožňuje detailní studium tektonických poměrů konvergentních okrajů (část 11.2.2) litosférických desek. Je možné podrobně studovat nejen průběh Wadati-Benioflovy zóny, která je projevem zasouvání rigidní oceánické litosféry, ale i průběh tektonických*žón vznikajících v důsledku subdukce. Některé z nich jsou vyvinuty jak ve svrchní, tak i v podsouvané litosférické desce a zasahují až do astenosf éry, jiné jsou vyvinuty pouze ve svrchní desce. Tektonické zóny zasahující do astenosf éry mají úzké spojení s metalogenezí. 213 V ose středooceánských hřbetů, v jejich riftu, byly v posledních desetiletích lokalizovány úzké pruhy seismické aktivity s hypocentry v malých hloubkách (prvé desítky km). Při podrobné analýze seismické aktivity podél středooceánských hřbetů bylo také zjištěno, že kolmo k nim probíhají velmi úzké tektonicky aktivní zóny s mělkými hypocentry. Vedle geografického rozdělení ohnisek zemětřesení poskytuje seismologie i relativně přesnou představu o rychlostech elastických vln v rozsahu celého zemského tělesa (zprostředkovaně o fyzikálně-mechanickém stavu). Seismologické výzkumy posledních let upřesnily rozhraní geosf ér (část 7). Ukázalo se, že tato rozhraní nemají kulový tvar, např. na hranici jádro-plášť jsou předpokládány nerovnosti s vertikální amplitudou několik desítek kilometrů. Jsou vysvětlovány jako důsledek hydrostatického-diapirového zvedání relativně lehčích hmot derivovaných z jádra. Seismologie a hlubinné seismické sondování poskytly mnoho významných údajů o zemské kůře a nejsvrchnější části pláště. Významné bylo zejména zjištění, že při zemském povrchu se nalézají dvě fyzikálně zcela odlišné vrstvy — rigidní litosféra, která je uložena na plastické astenosféře (část 7.2.2). Další významné údaje nejen o fyzikálním stavu, ale i o tvaru Země, poskytuje gravimetric Již samo změření tíhového zrychlení (část 8) umožnilo určit průměrnou hustotu Země. Hustotní model Země, který je výsledkem syntézy seismologických a gravimetrických podkladů, předpokládá růst hustoty s hloubkou ze 2,67 . 103 kg . m~3 až na 15-17 . 103 kg . m~3. Ke změně hustoty skokem dochází na hranici plášť-jádro a vnější jádro-vnitřní jádro. Tíhové pole je dostatečně přesně známo na celém zemském povrchu. Z jeho analýzy vyplývá, že hustotní nehomogenity existují nejen v zemské kůře, ale i v plášti. Gravimetrie nám také umožňuje rozdělení zemské kůry na kontinentální a oceánickou. První se projevuje záporným tíhovým polem, druhá kladným. Z gravimetrických měření v blízkosti tektonicky aktivních zón vyplynulo, že teorie izostáze platí v podstatně menším rozsahu, než se původně předpokládalo. Tak např. Vening-meinesz při svých klasických tíhových měřeních v okolí ostrovních oblouků prokázal, že hlubokomořské příkopy jsou provázeny intenzivními zápornými anomáliemi, což je v naprostém rozporu s teorií izostáze. Je také známo, že pod horstvy obvykle dochází ke zvětšení mocnosti zemské kůry. Při porovnání s hodnotami tíhového pole však zjišťujeme, že i zde izostáze platí pouze částečně. Podle výsledků hlubinné seismické sondáže místy dokonce dochází ke zvednutí Moho-diskonti-nuity. Teorie izostáze tedy platí pro kontinenty a pro oceány jako celek, v blízkosti tektonicky aktivních zón se však vyskytují jiné dynamické faktory působící proti izostázi. Zemská tíže působí na povrchu i uvnitř zemského tělesa. Je jedním z hlavních zdrojů exogenních sil. Uvnitř zemského tělesa způsobuje hydrostatické vyrovnávání a přemísťování hmot s odlišnou hustotou. K přemísťování hmot může docházet v jádru i v plášti, např. v důsledku nerovnoměrného rozmístění radioaktivních prvků, jejichž rozpad je hlavním zdrojem tepelné energie. Uvolnění tepelné energie vede ke zvětšení objemu, snížení hustoty a změně elastických vlastností (např. pod středooceánskými hřbety). Eventuální asymetrie v rozložení hmot vzhledem k ose rotace může ovlivnit její precesní pohyb a způsobit změnu její polohy vůči zemskému tělesu (viz část 13.3). Astronomická měření nám umožňují velmi přesné sledování změn polohy skutečné osy rotace Země. Výsledky těchto měření provedených v různých místech zemského povrchu můžeme zobrazit např. jako změnu polohy skutečné osy rotace vzhledem ke geografickém pólu (obr. 11.2). Každý bod na obr. 11.2 odpovídá průměrné poloze z měření realizovaných během 10 dnů. Výsledná trajektorie se skládá z kruhových oblouků o různé křivosti. Vždy poté, co došlo ke změně ve tvaru a průběhu trajektorie, byla v krátkém časovém odstupu zaregistrována a v různých místech zemského povrchu lokalizována intenzivní zemětřesení. Tato zemětřesení jsou důsledkem toho, že pevná litosféra, nalézající se na plastické astenosféře, se snaží zaujmout tvar co nejlépe odpovídající nové poloze osy rotace. K pohybům litosf éry pak dochází především v jejích oslabených zónách, tj. na styku litosférických desek. 214 o - 7,8 geografický pól 8.3 78 ^»'- > 7,9 y 7,9 7,9* tmir pohybu pólu rotace -i-------1-------1--------1-------r"—'-------1— C 0 6 12 [m] vzdálenost podél 0'poledníku 11.2 Změny polohy pólů rotace, vztažené ke geografickému pólu, každý bod značí průměrnou polohu během deseti dnů (z astronomických měření v r. 1957); šipkou a číselným údajem je vyznačeno zemětřesení a jeho magnitudo (P. M. Melchior, 1957) Zmíněné změny v poloze skutečné osy zemské rotace korelují v globálním rozsahu nejen s výskyty zemětřesení, ale i s variacemi magnetického pole a se změnami hydrogeologického režimu na významných tektonických zónách (I. G. Kissin, 1982). Na tvar zemského tělesa má bezprostřední vliv rychlost rotace Země. Bylo prokázáno, že v důsledku slapového působení Slunce a Měsíce rychlost rotace neustále nepatrně klesá (viz část 13.1.3 a 14.5). Změna zploštění Země také vede ke vzniku sil napětí v litosféře, které jsou uvolňovány v oslabených zónách litosféry. Podle teoretických výpočtů a podle četnosti zemětřesení v závislosti na zeměpisné šířce dochází k největšímu pnutí a uvolňování energie (formou zemětřesení) v pásech podél 35. rovnoběžek. Bohaté údaje o vnitřní i přípovrchové stavbě Země poskytuje studium magnetického pole Země (část 9). Navíc nám dává cenné informace o paleotektonickém vývoji zemské kůry. Magnetické pole Země je velmi složité a v čase proměnné. Jeho hlavní část odpovídá dipólu s osou pootočenou vůči ose rotace. Tato část pole nemůže být způsobena remanentní či indukovanou magnetizací, neboť teplota uvnitř Země je daleko vyšší než Curieův bod. Dipólová složka zemského magnetického pole je proto interpretována jako pole dynama s vlastním buzením, u něhož je předpokládán uspořádaný pohyb vodivých hmot uvnitř jádra. Nedipólová část pole projevující se maximy i minimy kontinentálního rozsahu má své zdroje ve vnitřním plášti. Drift magnetického pole je znám několik století v souvislosti s mořeplavbou, jeho velikost se v čase mění a koreluje s nepravidelnými změnami rotace zemského tělesa a s četností zemětřesení. Magnetické pole Země tedy odráží dynamické procesy probíhající v zemském nitru a je nepřímým dokladem o přemísťování hmot v zemském jádru a spodním plášti. Studiem směru remanentní magnetizace vyvřelých i sedimentárních hornin bylo zjištěno, že magnetické pole Země často měnilo svůj směr i znaménko (inverze magnetického pole). Nový vědní obor paleomagnetísmus nesporně prokázal relativní pohyby kontinentů a je jedním z hlavních zdrojů informací o kontinentálním driftu (část 9). Význam magnetických výzkumů však ještě vzrostl při geologickém a geofyzikálním výzkumu oceánů. (Schematické zobrazení plavidla pro geologický a geofyzikální výzkum oceánů je na obr. 11.3.) Dno oceánů bylo ještě nedávno považováno za nejstarší a nejzkonsolidovanější část zemského povrchu. Přibližně po roce 1960 však byla tato představa opuštěna, neboť byla v naprostém rozporu s výsledky 215 iO 11.3 Mnohoúčelová lod pro výzkum oceánu. Navigace: 1 — pomocí hvězd, 2 — družic, 3 — radaru, 4 — navigačních bojí; určení hloubek: 5 — úzkopaprsková seismoakustická sonda, 6 — seismoakustické skanování; reflexní seismika: 7 — zdroj seismických vln, 8 — hydrofony, analogový a digitální záznam; oceánologická služba: 9 — podmořský měřící řetězec s lokalizovanou bojí, 10 — měřič rychlosti proudění, 11 — teploměr, 12 — tlakoměr, 13 - odpojitelná kotva, 14 — hloubková sonda (průběžná registrace teploty, salinity, rychlosti zvuku, tlaku); vyhledávání rudních ložisek: 15 - hlubinná sonda s TV kamerou, osvětlením, protonovým magnetometrem, 16 — naváděcí platforma, 17 — jádrovnice pro odběr vzorků, 18 — odběr vzorků volným pádem, 19 — odběr velkoobjemových vzorků k technologickým zkouškám; lokalizace zapuštěných aparatur: 20 — signalizační zařízení, 21 — hydrofon, 22 —vysílač (podle Mining Engineering, duben 1975) nejnovějších výzkumů mořského dna. Přesnými lokačními metodami bylo zjištěno, že dno oceánů je morfologicky velmi členité, byla vymapována mohutná pásemná pohoří, nikoliv jako izolovaný jev, ale jako souvislé pásy globálního charakteru o celkové délce 80 000 km. Oceánologické výzkumy měly komplexní charakter, do souboru použitých metod byla zařazena i protonová magnetometrie. Byly naměřeny intenzivní anomálie lineárního charakteru o směrné délce stovky až tisíce km, s pravidelně se střídající polaritou. Významným rysem těchto anomálií je osová symetrie vzhledem k riftu, nalézajícímu se v ose středooceánského hřbetu. Na obr. 11.4 je příklad z prostoru středoatlantského hřbetu. 216 stáři' v mil. let Kanada 2 4 e e 10 11.4 Struktura magnetického pole nad středoatlantským hřbetem, plně vyznačeny kladné anomálie (E. Bullard, H. W. Menard, 1969) 11.5 Výsek z mapy izolinií ATz východní části Tichého oceánu (US Coast and Geodetic Survey) 217 90° 180' 11.6 Izochrony oceánského dna (v Ma). Jsou určeny z interpretací lineárních magnetických anomálií a z informací hlubokomořských vrtů. Goodova projekce, která nezkresluje plochu Podrobné studium magnetického pole dna oceánů umožňuje sestavení přesného strukturně tektonického schématu. Výsek z magnetické mapy z východní části Tichého oceánu je na obr. 11.5. Z průběhu izolinií je patrno příčné posunutí, jehož velikost (135 km) byla stanovena korelační metodou z konfigurace magnetického pole po obou stranách předpokládané tektonické linie. Byly zjištěny případy, kdy příčné posunutí přesáhlo hodnotu 1000 km (např. transformní zlom1) Mendosino v severovýchodní části Tichého oceánu). Význam lineárních magnetických anomálií ještě stoupl, když se podařilo nezávislými metodami určit stáří hornin, které je vyvolávají (draslík-argonovou metodou, paleontologický a paleomagneticky). Navíc porovnání magnetických anomálií v profilech kolmých ke středoat-lantskému, severopacifickému a jihopacifickému hřbetu ukázalo, že mají podobný průběh. Současně bylo zjištěno, že po stranách středoatlantského hřbetu oceánské dno narůstá s rychlostí 1-2 cmzarok,severopacifického2 cmzarokajihopacifického4-6 cm za rok. Bez nadsázky lze konstatovat, že dno oceánů je globálním magnetickým záznamem svého vlastního vzniku 1} Názvem transformní zlomy se označují poruchy, podél nichž se dějí především horizontální posuny. Jsou součástí systému riftových a subdukčních zón a často tvoří hranice mezi Utosférickými deskami (Z. Kukal, 1982). 218 a vývoje. Na obr. 11.6 jsou izochrony dna světových oceánů odvozené z magnetického pole. Mapa byla získána (J. G. Sclater et al., 1981) interpretací lineárních magnetických anomálií, ze zpracování výsledků hlubokomořských vrtů, z absolutního datování, paleontologie, paleomagne-tismu a dalších podkladů. Pásovou strukturu má magnetické pole nejen v oblasti hlavních oceánů, ale i na menších plochách s oceánickou kůrou, např. v Severním ledovém oceánu (obr. 11.7). Magnetické anomálie zde sice nemají přesně lineární průběh, jejich detailní analýzou však lze získat strukturní schéma mořského dna (obr. 11.8). Stáří jednotlivých pásů bylo určeno datováním vzorků odebraných z mořského dna. Z hlediska života na Zemi je významná i otázka inverzí magnetického pole. Magnetické pole totiž brání pronikání tvrdého slunečního záření, škodlivého živým organismům, na zemský povrch. Je možné, že při změně směru magnetického pole se jeho intenzita blíží nule, tvrdé sluneční záření pak může pronikat na zemský povrch a negativně působit na živé organismy. 219 Mř_____ p» ať «O* MT 80* W ňř iSř W Sr 11.7 Struktura magnetického pole v Severním ledovém oceánu: 1 - Amundsenova pánev, 2 - Mendělejevův hřbet; 3 - Makarovova pánev Magnetické pole Země má také svou střídavou složku se širokým spektrem frekvencí. Toto přirozené střídavé magnetické pole (část 9) je vyvoláno sluneční činností, procesy v ionosféře, bouřkovými výboji v rovníkových oblastech a dalšími faktory. Čím nižší je frekvence, tím větší je hloubka, do níž pronikají elektrické proudy indukované přirozeným střídavým magnetickým polem. Tzv. magnetotelurickou metodou můžeme získat údaje o elektrických vlastnostech prostředí ve značných hloubkách. Tak byla lokalizována zóna se zvýšenou vodivostí, prakticky totožná s vrstvou snížených rychlostí — astenosférou. Vnitřní teplotní pole Země je jeden z nejvýznamnějších faktorů ovlivňujících procesy probíhající v zemském tělese. Tepelná energie mění fyzikální stav hmot uvnitř zemského tělesa, jejich elastické vlastnosti, objem a hustotu, podmiňuje i chemické procesy. Různý stupeň nahráti způsobuje rozdíly v hustotách (ty vznikají i při látkové diferenciaci vyvolané nahřátím jednotlivých složek nad bod tání), přičemž natavené hmoty jsou přemísťovány podle zákonů hydrostatiky. Všeobecně je přijata teorie, že hlavním zdrojem zemského tepla je rozpad radioaktivních prvků. Systematické geotermické výzkumy byly zahájeny až ve druhé polovině našeho století, kdy byla vyvinuta nezbytná aparatura. Ukázalo se, že rozložení teplot na zemském povrchu je ovlivněno řadou různých faktorů a že povrchová teplota je nevhodná ke studiu teplotního režimu uvnitř zemského tělesa. Jako nejvhodnější charakteristika vnitřního tepla Země se ukázala hustota tepelného toku (část 10.1). 220 co* «r isŕuor 150* »• go* v 11.8 Mapa izochron Amundsenovy pánve v Severním ledovém oceánu Překvapující bylo zjištění, že průměrná hustota tepelného toku je prakticky stejná na kontinentech i na oceánech, neboť vzhledem k rozdílné stavbě kontinentální a oceánické kůry (nepřítomnost granitické vrstvy) byla očekávána podstatně vyšší hodnota v oblasti kontinentů. Při stejné hodnotě tepelného toku pro kontinenty i oceány je nutno předpokládat značné rozdíly v existujících teplotách v zemské kůře a svrchním plášti, i rozdílný stupeň diferenciace hmot (zejména v rozdělení radioaktivních prvků) až do hloubek několika set km. Rozložení hustoty tepelného toku (část 10.3) v oblastech oceánů (maxima nad středooceánskými hřbety, minima nad hlubokomořskými příkopy) lze logicky vysvětlit existencí konvekčního proudění v plášti. Vedle těchto lineárních anomálií existují i anomálie izometrické, zvané horké skvrny (celkový počet asi 20). Předpokládá se (např. W. J. Morgan, 1972), že se pod horkými skvrnami nacházejí úzké termální sloupce, vystupující z hloubky 2900 km od hranice jádro — plášť. V posledních letech jsou přímo sledovány změny ve vzájemné poloze bodů nalézajících se v různých místech zemského povrchu, v nichž jsou instalovány antény navigačních družic. 11.2.2 WEGENEROVA HYPOTÉZA KONTINENTÁLNÍHO DRIFTU Hypotéza kontinentálního driftu byla nedávno doložena výsledky moderních globálních výzkumů a akceptována většinou geologů. V 17. a 18. století, kdy již byly dostatečně známy kontury jednotlivých kontinentů, poukázali někteří vědci, mezi nimi i F. Bacon (r. 1620), na podobnost pobřežních tvarů na obou stranách Atlantského oceánu. Později však G. L. L. Buffon (r. 1749) odmítl podobnost pobřeží Afriky a Jižní Ameriky a vznik Atlantského oceánu vysvětloval jako důsledek poklesu mytické Atlantidy a pozdější eroze kontinentů mořskými proudy. V té době byl katastrofický výklad mnoha geologických jevů v oblibě, neboť byl v souladu s přetrvávajícím vlivem náboženských dogmat. 221 Koncem 19. století byla geologovi E. Suessovi dobře známa geologie kontinentů jižní polokoule. Mohl proto vyslovit hypotézu, že Afrika, Jižní Amerika, Austrálie a Indie kdysi byly součástí prakontinentu, který nazval Gondwana (podle oblasti Gondwana v Indii). V r. 1910 vyslovil meteorolog A. Wegener hypotézu, že na počátku mezozoika byla Gondwana spojena s Eurasií, Grónskem a Severní Amerikou (Laurasia) do jediného kontinentu, který nazval Pangaea. Předpokládal, že k rozdělení tohoto rozsáhlého kontinentu došlo během mezozoika v důsledku laterábuch (bočních) pohybů zemské kůry. Na podporu své hypotézy pečlivě shromáždil tehdy dostupné geologické důkazy, zejména návaznost podobnýc i geologických struktur na nyní oddělených částech prakontinentu, existenci analogických he minových typů a fosilií, podobnost klimatických poměrů, zejména průběh zalednění, zvláštní pozornost věnoval konturám pobřeží na obou stranách Atlantského oceánu. V té době však geologické důkazy nebyly jednoznačné, navíc podle tehdejších představ o vlastnostech zemské kůry byly vyloučeny tak rozsáhlé laterální pohyby kontinentů. Proto Wegenerova hypotéza kontinentálního driftu nebyla obecně přijata a k její renesanci dochází až v šedesátých letech našeho století, především zásluhou převratných výsledků geofyzikálních a geologických výzkumů dna oceánů i moderních seismologických a paleomagnetických výzkumů. Pravděpodobnost identičnosti kontur pobřeží kdysi spojených kontinentů byla určena na počítačích metodou nejmenších čtverců (A. G. Smith, 1976). Vzhledem k existenci šelfů byla početně nalezena hloubka, v níž se kontury pobřeží nejlépe shodují. Ukázalo se, že optimální hloubka je 1000 m — ve svrchní části kontinentálního svahu. Např. pro soulad pobřežních tvarů Jižní Ameriky a Afriky byla zjištěna chyba 1,5 %, tj. byla prokázána jejich shoda. Zcela přesvědčivým důkazem kontinentálního driftu je mapa izochron dna oceánů (obr. 11.6). Současné komplexní globální geofyzikální, geochemické a geologické výzkumy umožňují sestavit dynamický model vývoje a současného stavu zemského tělesa. 11.2.3 TEKTONIKA LTTOSFÉRICKÝCH DESEK Základem hypotézy tektoniky Biosférických desek je poznatek, že se při zemském povrchu nalézají dvě fyzikálně zcela odlišné vrstvy: litosféra a astenosféra. Litosféra zahrnuje zemskou kůru a část svrchního pláště, dosahuje mocnosti 100—250 km, je rigidní, má vysoký měrný odpor a je seismicky (tektonicky) aktivními zónami rozdělena na jednotlivé desky (obr. 11.9). Astenosféra je plastická a má vysokou elektrickou vodivost. Obě tyto vlastnosti astenosf éry jsou způsobeny zvýšením teploty a částečným natavením. Je zákonité, že k uvolňování energie nahromaděné v zemském tělese (např. v důsledku změny polohy osy rotace) musí docházet právě na styku těchto dvou fyzikálně odlišných souvrství, a to podél tektonicky oslabených aktivních zón tvořících hranice mezi litosférickými deskami. Mechanismus tektoniky Biosférických desek je jev velmi složitý, jehož výklad vyžaduje komplexní přístup. Zde se pokusíme o přehledné shrnutí a interpretaci některých fyzikálních jevů, které s ním souvisí. Nejčastějším typem rozhraní mezi litosférickým deskami jsou středooceánské hřbety s centrálním riftem (divergentní rozhraní), jejichž celková délka dosahuje 80 000 km. Jsou provázeny mělkými zemětřeseními — hloubka do 30 km (astenosféra je blízko zemského povrchu), rozsáhlým deficitem hmoty (snížení hustoty v důsledku natavení), zvýšeným tepelným tokem a po obou stranách charakteristickými lineárními magnetickými anomáliemi se střídající se polaritou. Podle radiometrického, paleontologického a paleomagnetického datování vzorků z mořského dna je prokázáno, že v oblasti středooceánských hřbetů dochází k narůstání (spreadmgu) mořského dna s rychlostí několika cm za rok (v Atlantském oceánu 2 cm . rok-1, v jihovýchodní části Tichého oceánu až 10 cm. rok-1). Není však zcela jasné, jaké síly posunují litosférické desky od středooceánského hřbetu. Vzhledem k tomu, že rozhraní litosféra — astenosféra směrem od středooceánského hřbetu klesá, mohou se na pohybu desek významně podílet gravitační sfly (obr. 11.10a). Další varianty předpokládají konvekční proudění, při němž 222 11.9 Shrnutí seismické aktivity Země s odpovídajícím rozdělením litosféiy na desky: 1 — mělká, 2 — středně hluboká, 3 — hlubinná zemětřesení, 4 — aktivní rifty, 5 — generalizovaný směr pohybu (B. L. Isacks et al., 1968) pohyb litosférické desky mohou způsobovat gravitační sfly pouze částečně (obr. 11.10b), nebo je deska pasivně unášena konvekčním prouděním (obr. 11.10c). Dalším významným typem rozhraní biosférických desek jsou subduční zóny (konvergentní rozhraní) vyskytující se podél ostrovních oblouků a aktivních okrajů kontinentů (např. západního pobřeží Jižní Ameriky). Jejich celková délka dosahuje 50 000 km. V subdukčních zónách dochází k zasouvání Htosféry do astenosféry, tj. rigidní desky do plastického prostředí. Důkazem rigidity je přítomnost zemětřesení s hypocentry uspořádanými do Wadati-Benioffovy zóny dosahující až do hloubek 700 km. Hlubokooceánský přikop, typický pro subduční zóny, je provázen sníženým tepelným tokem a intenzivními zápornými izostatickými anomáliemi, což svědčí o přítomnosti sil působících proti izostázi. Pro subdukční zóny je také charakteristická vulkanická činnost projevující se nad zasouvanou htosférickou deskou. Podél subdukčních zón dochází k zániku oceánkké kůry a k mírnému narůstaní kontinentální kůry. Vzhledem k rozdílné celkové délce středooceánských hřbetů a subdukčních zón musí být rychlost zániku oceánické kůry v subdukčních zónách větší než rychlost jejího narůstání podél středooceánských hřbetů. S tím souvisí rychlost migrace těchto zón po zemském povrchu. Subdukční zóny se pohybuji rychleji, takže nutně dochází k jejich kolizi se středooceánským hřbetem. K takové kolizi došlo při západním okraji Severní Ameriky (obr. 11.9), kde se pacifický rift setkal se subdukční zónou. Je pravděpodobné, že zde došlo k rozáhlé obdukci, zlom San Andreas lze interpretovat jako výsledný projev spreadingu a řady transformních posunutí. Pro tuto tezi hovoří i oceánický charakter kůry na jihozápad od zlomu San Andreas a přiléhající dno Tichého oceánu (lineární kladné a záporné anomálie A T, transform™ posuny, stáří prvé desítky 223 m hřbet příkop [km] 0- 100 - 200- 300 -I C) 11.10 Různé modely zóny snížených rychlostí (LVZ): a — žádný pohyb pod zónou snížených rychlostí; b, c - v obou případech pohyb LVZ shodný s pohybem litosférické desky (E. R. Oxburgh, 1971) miliónů let). Je zajímavé, že v prostoru zlomu San Andreas, tj. tam, kde nedochází k subdukci, vymizel recentní vulkanismus, vyskytující se severněji (Sv. Helena) i jižněji (stredoamerická oblast). Z rozložení zón spreadingu a subdukce (obr. 11.11) vyplývá, že pohyb hmot podílejících se na vzniku a zániku mořského dna nemůže v zemském nitru vytvářet jednoduché konvekční buňky, ale musí být daleko složitější. Velice významné je zjištění, že na dně oceánů se vesměs vyskytují horniny mladší než 200 mil. let. Toto stáří oceánického dna je v plném souladu s celkovou délkou středooceánských hřbetů, s rychlostí spreadingu a celkovou plochou oceánů. Při extrapolaci současného vývoje mořského dna do minulosti můžeme během geologického vývoje Země předpokládat několikanásobný 224 11.11 Pohyb hmot podflejících se na vzniku a zániku dna oceánů vznik a zánik dna oceánů. Astenosf éra soustavně dodává materiál pro novou oceánickou litosf éru — v centrálním riftu středooceánských hřbetů, starou pohlcuje a asimiluje v subdukčních zónách. Fyzikálně i geologicky nejjednodušším rozhraním mezi litosférickými deskami jsou transform-ní zlomy. V seismologu se projevují zemětřeseními a malou hloubkou hypocenter (první desítky km), v magnetometru posunem lineárních anomálií (stovky až tisíce km), často příčně posouvají stredooceánské hřbety. Transformní zlomy tvoří jednotný, geometricky přesně definovaný systém. Podél transformních zlomů dochází pouze k relativnímu pohybu Biosférických desek, zemská kůra zde ani nevzniká, ani nezaniká. V prostoru kontinentů mají tektonicky aktivní pásma zcela odlišný charakter. Je to mj. způsobeno tím, že kontinenty jsou ve srovnání s oceánickou kůrou starší a zkonsohdovanější, kontinentální kůra i litosféra má podstatně větší mocnost. Pásemná pohoří alpsko-hhnilajského typu jsou charakterizována středně hlubokými rozptýlenými zemětřeseními (hloubky do 400 km), intenzivními zápornými anomáliemi tíže a značnou mocností (až 70—80 km) zemské kůry. Vzhledem k malé hustotě kontinentální kůry je v oblasti kontinentů prakticky vyloučena subdukce. Protože se konvergence uvnitř kontinentu nemůže projevit subdukcí, dochází k mohutnému vrásněni kombinovanému s přesmyky, kůra je značně redukována v horizontálním směru a nabývá na mocnosti. Při bližším porovnání kontinentů a oceánů zjistíme, že v řadě případů mají oceánické tektonicky aktivní zóny své pokračování v aktivních zónách kontinentů. Tak např. indonézsky oblouk přechází směrem k severu do himalájského systému, hřbet uprostřed Severního ledového oceánu pokračuje ve Verchojanskému hřbetu na Sibiři, jihopacifický středooceánský hřbet má své pokračování v pásemných pohořích při západním okraji Severní Ameriky, Andy se rozkládají paralelně se subdukční zónou, z Atlantiku pokračuje do aktivní oblasti Středozemního moře významný transformní zlom atd. Hypotéza globální tektoniky litosférických desek byla formulována nedávno, řada dílčích otázek dosud nebyla uspokojivě vyjasněna a nutně vyžaduje další výzkumy. Tektonika litosférických desek má tři hlavní zvláštnosti. Za prvé je skutečně globálni, neboť zkoumá jevy probíhající současně v celém zemském tělese (zemětřesení, drift magnetického pole, změny v rotaci atd.), tj. jevy vzájemně související. Za druhé je všeobecná, protože nezbytně vyžaduje syntézu výsledků různých věd, jako je tektonika, geofyzika, paleontologie, petrologie, geochemie a další. Za třetí předpokládá aktualizující přístup ke stadiu geologické minulostí Země, tj. vyhledávání paleotektonických analogií se současnými tektonickými a geodynamickými situacemi. Je pochopitelné, že nová globální tektonika jako každá významná vědecká koncepce slouží 225 11.12 Seismický potenciál zemětřesení (M 7) u subdukčních rozhraní pro několik příštích desetiletí. Největší seismický potenciál mají úseky kategorie 1, kde velké zemětřesení nebylo už více než 100 let a kde je vysoká pravděpodobnost velkého zemětřesení v příštích desetiletích. Nejnižší seismický potenciál mají úseky kategorie 6, kde velké zemětřesení proběhlo v minulých 30 letech. U kategorie 4 jde o pohyb 226 _,--------------------------------------------------------------------------------------------------r--------------------------------------------------------------i-------------------------------,— «sVd. 90z.d. «Yd. rovnoběžný s obloukem. Kategorie 3 a S postrádají dostatek informací. Hitom u kategorie 3 je velké zemětřesení v blízké budoucnosti pravděpodobné, u kategorie S nikoliv. Hvězdičky ukazují místa již úspěšných předpovědí (7). Fokální mechanismy (8), symboly pro sopky (9) a tsunami (10) jsou reprezentativní pro dané úseky (podle W. R. McCanna et al., 1979) 227 praktickým cílům. Globální seismologické výzkumy umožnily stanovit ve vybraných oblastech sefemkký potenciál zemětřesení (obr. 11.12) pro několik příštích desetiletí (W. R. McCann et al., 1979). Nová globální tektonika se stala základem metalogenetických analýz, což skýtá nové možnosti při prognózovaní rudních ložisek. 11.3______Vývoj geosfér 113.1 VÝVOJ ZEMSKÉHO JÁDRA A PLÁŠTĚ Jak již bylo konstatováno při shrnutí globálních geofyzikálních výzkumů (část 11.2.1), za nejvýznamnější primární zdroj vnitřní energie Země je považován radioaktivní rozpad nestabilních prvků, při němž je uvolňována tepelná energie v množství řádově 1021 J za rok. Radiogenní teplo uvolněné za celou dobu existence Země je odhadováno na 2,5 . 1031 J (A. S. Monin, J. A. ŠiSkov, 1979). Tepelná energie mění elastické vlastnosti, objem a hustotu hmot uvnitř zemského tělesa, podmiňuje i chemické procesy. Hustotní diferendace, k níž dochází v důsledku částečného natavení, látkové diferendace a chemických procesů, spolu s působením zemské tíže vede ke gravitační diferenciaci, tj. k pohybu lehčích hmot směrem k zemskému povrchu a k poklesu těžších směrem k těžišti Země. Gravitační diferendace je hlavním procesem formujícím nitro Země po celou dobu její existence. Problémem gravitační diferendace hmot v zemském tělese se zabýval V. P. Keondžjan a A. S. Monin (1975). Vycházeli ze zjednodušeného modelu Země, složené jednak z lehčích hmot (silikáty) a jednak z těžších hmot jádra (železo). Zjistili, že koncentrace „jaderné hmoty" v plášti současné Země je 7,52 %. Protože jádro Země tvoří 32,18 % hmotnosti Země a koncentrace „jaderné hmoty" pro celou Zemi je 37,3 %, je množství „jaderné hmoty" *, které přešlo gravitační diferendad do jádra rovno 86,3 %, tj. proces gravitační diferendace se uskutečnil na 86,3 %. Další výpočty ukázaly, že poloměr jádra roste rychleji než 3y/x (roste v něm i hustota a tlak), přičemž poloměr Země se zmenšuje (za dobu její existence o 25 km — tab. 11.2). V důsledku gravitační diferendace hmot se zmenšuje potenciální energie Země (protože roste koncentrace hmot směrem k těžišti). Přitom dochází k uvolnění značného množství energie - tab. 11.2. Důležitým mechanismem gravitační diferendace a přenosu tepla v pevné Zemi může být konvekce hmot. Konvekční pohyby hmot v dané vrstvě vytváří nejčastěji uzavřené oběhy — buňky (obr. 11.13). V uzavřeném oběhu dochází v centrální části k výstupu hmot, které se ve svrchní vrstvě pohybují směrem k okrajům, kde sestupují a vracejí se ve spodní části vrstvy od okraje do středu. Při konvekčním pohybu musí hmoty překonávat sflu vnitřního tření, přičemž se část kinetické energie mění na tepelnou. Při jednobuněčné konvekd se toto teplo uvolňuje převážně v astenosféře a převyšuje ztráty tepla do litosféry, takže plášť se rozehřívá. Přehřátá hmota je konvekd přenášena do spodního pláště a jednobuněčná konvekce přechází ve dvoubuněčnou, kdy se teplo vydčluje především ve spodním plášti, tj. ztráty tepla do litosféry jsou vyšší a plášť se ochlazuje. Tím se opět vytváří podmínky k přechodu na původní jednobuněčnou konvekd. Toto střídání konvekčních cyklu může být podle O. G. Sorochtina (1974) příčinou rytmičnosti tektonicko-magmatických procesů v historii Země. Současná Země má odpovídat schématu konvekce dvou buněk (póly výstupu hmot v oblasti pobřeží Etiopie v Africe a u ostrova Pascua v Tichém oceánu, odpovidajid poklesová oblast zahrnuje geosynklinální části tichooceánské periférie). V samotném vývoji zemského pláště je nejvýznamnějším procesem postupné obohacování oxidem křemičitým Si02, zůstávajícím po rozpadu fayalitu (Fe2Si04) na hranid jádra, a ztráta „jaderné hmoty", tj. přechod železa do jádra. Předpokládá se, že původně se železo nacházelo 228 Tabulka 11.2 Vývoj nitra Země podle modelu gravitační diferenciace V. P. Keondzjana a A. S. Monina (1975) Označení: x — množství „jaderné hmoty", která přešla gravitační diferenciací do jádra, r — poloměr jádra, rz — poloměr Země, qs — hustota ve středu Země, p, — tlak ve středu Žerné, Ep — uvolňovaná potenciální energie při gravitační diferenciaci X [%] r [km] rz [km] g, [103 kg . m"3] p, [10" Pa] Ep [1031 J] 0 0 6 393 11,34 2,25 0 20 2 091 6 386 12,38 2,83 0,32 40 2 652 6 381 12,93 3,16 0,73 60 3 043 6 376 13,38 3,44 1,11 80 3 361 6 372 13,75 3,68 1,49 86,3 3 451 6 371 13,86 3,74 1,61 100 3 635 6 368 14,08 3,89 1,86 v zemském plášti jednak volně a jednak v podobě oxidu železnatého FeO s koncentracemi 14 resp. 22 %. Prakticky neexistoval oxid železitý Fe203. Kyslík, uvolňovaný při přechodu železa do jádra, nejdříve oxidoval volné železo na FeO a později, když se již volné železo nevyskytovalo, FeO na Fe203. To nastalo koncem proterozoika a tento proces by měl ještě trvat asi 0,4 miliardy let, kdy železo v plášti zůstane pouze v podobě Fe203 a uvolněný kyslík bude oxidovat jiné látky pláště. Změny hlavních chemických sloučenin v plášti během jeho dosavadního vývoje a do budoucna jsou patrný z obr. 11.14. a» b) 11.13 Schéma konvekce v zemském plášti (podle A. S. Monina a i. A. Šišková, 1979): a) jedna buňka, b) dvě buňky, P - rovnovážná poloha pólů otáčení 229 a) t» 11.14 Změna koncentrací hlavních chemických složek zemského pláště od vzniku Země a do budoucnosti (podle O. G. Sorochtina, 1974): a) 1 - Fe, 2 - FeO, 3 - Fe203, 4 - Si02, 5 - MgO; b) 1 - Na20, 2 - H20, 3 - K20 113.2 VÝVOJ ZEMSKÉ KŮRY Zemská kůra je utvářena sedimentárními, vyvřelými a metamorfovánými horninami. Na základě studia rychlosti sedimentace v oceánských oblastech nebo na základě odnosu zvětralého materiálu ze souše dostaneme rychlost růstu sedftmentÉrní vrstvy několik desítek mm za 1000 let. Např. při rychlosti sedimentace 30 mm za 1000 let by se za 4 miliardy let na Zemi vytvořila vrstva sedimentů o mocnosti 120 km a o hmotnosti dvojnásobně větší než je současná hmotnost zemské kůry. Z toho plyne, že musí existovat efektivní mechanismas přeměny usazených hornin na vyvřelé a metamorfované horniny kontinentální kůry a zároveň mechanismus odvádění sedimentárních hornin do zemského pláště. V souladu s hypotézou tektoniky Htosférických desek dochází k ponořování hmot zemské kůry do pláště na konvergentním styku desek. Pokud se stýkají dvě oceánské desky, dojde k subdukci a vznikne ostrovní oblouk. Při styku oceánské desky s kontinentální dojde také k subdukci oceánské desky, při okraji kontinentu vznikne pohoří andského typu. V obou případech lze až do hloubek 700 km sledovat rigidní zasouvanou desku (podle průběhu Wadati - Benioffovy zóny). Je-B oceánská část desky pohlcena subdukci, dojde ke kolizi kontinentálních desek. Vzhledem k malé hustotě kontinentální kůry subdukce nemůže pokračovat (zemětřesení jsou rozptýlena v pásu širokém několik set km). Kontinentální kůra je v horizontálním směru redukována a nabývá značně na mocnosti v důsledku vrásnění a přesmyků, vznikají pásemná poboří alpsko-MmáfavJakého typu s hluboko ponořenými kořeny. Vedle těchto oblastí zániku oceánické kůry a horizontální redukce kontinentální kůry, existují oblasti vzniku a rozšiřování nové oceánické kůry. Těmi jsou divergentní okraje htosférických desek, tj. riftové zóny v osách středooceánských hřbetů. Např. při podrobném průzkumu části dna riftového údolí Středoatlantského hřbetu v hloubce kolem 4 km francouzsko-americkou expedicí v r. 1975 bylo přímo pozorováno rozšiřování oceánského dna podél výrazných puklin a narůstání nové oceánské kůry při výlevech čedičových láv z malých vulkánů (výšky desítek až stovek m) podél pásů 1-3 km od osy riftového údolí (A. S. Monin, 1977). Na základě uvedeného schématu je tedy stáří dané části oceánské kůry dáno podílem vzdálenosti od riftové zóny a rychlosti pohybu desek, tj. s rostoucí vzdáleností od riftu stáří hornin roste. Např. při poloměru oceánu 5000 km a rychlosti pohybu desek 2—5 cm. rok-1 by bylo stáří oceánické kůry 230 v periferních částech oceánů kolem 100-250 miliónů let. Prostým výpočtem zjistíme, že současná plocha oceánů (71 % povrchu Země) je v souladu s délkou středooceánských hřbetů (80 000 km), průměrnou rychlostí rozšiřování dna (1,5 až 2 cm . rok-1) a maximálním stářím hornin na dně oceánů (250 mil. let). Pro uvedené hodnoty dostaneme 300 až 400 . 10* km2, což je 59 až 78 % povrchu Země. Subdukce litosférických desek vyrovnává vysoké tempo růstu mořských sedimentů. Na pevnině ovšem existují sedimenty staré přes 3 miliardy let, tvořící v geosynklinálních oblastech vrstvy mocné 10—30 km. Protože v současných oceánech se tak mocné vrstvy sedimentů vyskytují pouze v okrajových a vnitřních mořích, je pravděpodobné, že mohutné vrstvy sedimentů geosynklinálních oblastí kontinentů vznikly v dříve tam existujících okrajových a vnitřních mořích. Vyvřelé horniny, dostávající se na povrch zemské kůry vulkanickou činností, mají svůj původ buď v plášti (riftové středooceánské hřbety, příčné transformní zlomy), kdy se vylévají čediče, nebo v zónách subdukce, kde je magma tvořeno roztavenými hmotami podsouvající se oceánické kůry (podíl čedičů klesá asi na 1/5). Vydělování prchavých a lehce tavitelných komponent oceánické kůry v subdukčních zónách je považováno za dostatečně efektivní mechanismus vytváření kontinentální kůry. Metamorfováné horniny se tvoří ze sedimentárních a vyvřelých hornin v důsledku změny jejich minerálního složení působením vysokých teplot a tlaků v zemské kůře. Metamorfismus hornin je nejrozšířenější v zónách subdukce — na podsouvajících se oceánských deskách a v okrajových mořích při klesání vrstev sedimentů díky jejich velké hmotnosti. Přeměna sedimentů v subdukčních zónách tak završuje cyklus zvetrávaní — odnos — sedimentace — klesáni (ponořováno ~ metamorfismus — magmatismus — zvetrávaní, kterým několikrát prošla značná část hmoty kontinentální kůry. Současné názory na vývoj zemské kůry vesměs vycházejí z hypotézy tektoniky litosférických desek (např. S. Uyeda, 1978; J. Cháb et al., 1985). Zjednodušeně můžeme vývoj zemské kůry popsat na základě tzv. Wilsnova cyklu vývoje oceánů (J. T. Wilson, 1963), schematicky znázorněného na obr. 11.15. Počáteční období (např. východoafrické rifty) zahrnuje vznik a vývoj kontinentálního riftového systému. Je to období vysoké vulkanické aktivity, spjaté s hromaděním velkého množství vulkanického, vulkanicko-sedimentárního a sedimentárního materiálu v riftových depresích. Mladé období (např. Rudé moře) nastává, když se uprostřed původně kontinentálního riftu vytváří deprese s kůrou oceánického typu. Riftová deprese se rozšiřuje poklesy ker podél centrálního prolomu. Charakter vulkanismu se mění z alkalického na tholeitický. Kontinentální sedimentace předchozího období je nahrazena sedimentaci hlavně marinní. Zralé období (Atlantský oceán) představuje rozšiřující se oceánskou pánev. Oceánický hřbet s centrálním riftem, v němž je soustředěna seismická a vulkanická aktivita, probíhá přibližně jejím středem. Okraje kontinentů, původně okraje riftu, jsou pasivní, tj. jsou součástí téže desky jako přilehlá část oceánu. Na kontinentálním šelfu a svahu jsou zachována souvrství z předchozích etap vývoje, jsou překrývána mnohatisícimetrovými soubory mělkovodních a hlubokovodních sedimentů. Úpadkové období (Tichý oceán) začíná přeměnou pasivních okrajů kontinentů v okraje aktivní, tj. rozdělením desek. Aktivační tektonika podél nových rozhraní modeluje okraje zmenšující se oceánské pánve a sousedních kontinentů. Oceánský rift se stává excentrickým, nově vzniklá konvergentní rozhraní mění své postavení. Podél aktivních okrajů kontinentů se vytvářejí pohoří andského typu, vznikají složité systémy ostrovních oblouků a s nimi menších sedimentačních pánví s kůrou oceánického nebo přechodného typu. Podél větší části obvodu oceánské pánve dochází k subdukci, tj. k rychlému zanikání oceánické kůry. Subdukce je vždy provázena intenzivním vulkanismem a mírným narůstáním kontinentální kůry. Na vzniku kontinentální kůry se významně podílí biosféra. Hromadění sedimentů probíhá v rozdílných prostorech, tj. v hlubokomořských příkopech, okrajových mořích atp. Období uzavírání (Středozemní moře?) zahrnuje postupný zánik oceánské pánve provázený tektogenezí typu 231 11.15 Schéma Wilsnova cyklu: 1 — počáteční období (kontinentální ríft ve stadiu centrálního prolomu); 2 - mladé období (centrálni riftový prolom s oceánickou kůrou); 3 — zralé období (rozšiřující se oceánská pánev s centrálním hřbetem a intradeskovými vulkány na horkých skvrnách); A — detail pasivního okraje kontinentu (h — hladina oceánu); 4 — úpadkové období; B — detail aktivního okraje kontinentu; 5 - „krátce" před počátkem kolizního období (jeden z okrajů zméněn v aktivační, resp. subdukční tektogen s relikty zaniklých subdukčních zón); 6 — vytvoření geosutury za kolize typu kontinent — kontinent (S — hlavní geosutura, s — dílčí geosutura předchozího alctivačniho-subdukč-ního tektogenu). Šipky ukazují hlavní směr tektonického transportu, rozsah tektogenu (T), pod hřbety (ritty) a intradeskovými vulkány transport mobilních (plynných a kapalných) fází a tepla. Vysvětlivky pod obrázkem: 1 — starší kontinentální kůra; 2 — oceánická kůra; 3 — sedimenty pasivního okraje kontinentu; 4 — deformované horniny v nadloží subdukční zóny (subdukční komplex); 5 - vulkány v oceánu a na kontinentu; 6 — deformované, případně metamorfované horniny tektogenu, převážně sedimenty a vulkanity odpovídajícího vývojového cyklu: 7 — neurčitá rozhraní mezi kůrou, lehkým pláštěm a pláštěm; 8 - lehký plášť; 9 - plášť kontinent — kontinent. Podél kolizní hranice se vytvářejí systémy zbytkových mořských pánví, které se zvolna mění ve sladkovodní a postupně se vytrácejí. Vulkanismus, spjatý s relikty subdukce, postupně zaniká. Vytvořeni geosutniy (megaBneamentn) představuje definitivní zánik zbytku oceánů mezi sbližujícími se kontinenty. Geosutury se považují za zbytkové švy kdysi protilehlých kontinentů a indikace zmizelých oceánů (K. C. A. Burke et al., 1977). Je pro ně 232 typická výrazná horizontální redukce kontinentální kůry a znásobení její mocnosti (do 100 km). V dalším vývoji je geosutura, obsahující pásemná pohoří himalájského typu, erodována na zemském povrchu, může být „tepelně erodována" v hloubkách. Je izostaticky vyrovnávána. Wflsnův cyklus je zobecňujícím a generahzujícím schématem, skutečnost je však mnohem pestřejší a složitější. Ne každý kontinentální rift se mění v oceánský, oceánský rift může ztratit aktivitu (např. rift mezi Grónskem a Severní Amerikou), subdukce se zpomalí, zanikne a vytvoří se nová subdukční zóna (např. oblast Tonga — Kermadek), dojde ke zdvojení subdukčních zón (Filipínské moře) apod. Rozšiřování mořského dna, pohlcování oceánské kůry v subdukčních zónách a vznik megalineamentů je výsledkem především endogenních dynamických procesů nepřetržitě probíhajících v zemském jádru a plášti. 113.3 VÝVOJ ATMOSFÉRY A HYDROSFÉRY V současné době většina vědců předpokládá, že Země při svém vzniku byla chladným tělesem, které nebylo nikdy úplně roztaveno. V souladu s těmito představami atmosféra a hydrosféra vznikly v důsledku odpiyňování láv (zejména čedičových), uvolňovaných ze svrchní části pláště, které vytvořily zemskou kůru. Množství produktů vulkanismu za dobu existence Země dosáhlo asi 2,8-4,2 . 1022 kg, což řádově odpovídá hmotnosti zemské kůry (4,7 .1022 kg - A. S. Monin, 1977; K. K. Markov et al., 1978). Podle experimentálních údajů může být v lávě při teplotě 1000 °C a tlaku 4,9-9,8 . 108 Pa v hloubce 17-35 km obsaženo 7-8 % vodní páry, přičemž stejné množství by se z ní mělo při vylévání na povrch uvolňovat. Současná hydrosféra svojí hmotností představuje asi 3,1 % hmotnosti zemské kůry. Lávy však vedle vodní páry obsahují ještě asi 1 % jiných plynů. Při vzniku veškeré zemské kůry v důsledku vulkanismu by to znamenalo asi 2,85 . 1020 kg plynů, což je asi 54násobek hmotnosti současné atmosféry. Lze předpokládat, že přebytek plynů byl pohlcen hmotami zemské kůry, rozpustil se v hydrosfére nebo byl uvolněn do meziplanetárního prostoru (tento proces se výrazně uplatnil zejména při vzniku prvotní atmosféry). Studium chemického složeni vulkanických plynů ukazuje, že ze 70-80 % jsou tvořeny vodní parou, ve větší míře také oxidem uhličitým C02, dále obsahují oxid siřičitý S02, chlór Cl2, metan CH4, čpavek NH3, sirovodík H2S, vodík H2 atd. Měření ukazují, že při teplotách 800-1000 °C se z láv vedle vodní páry uvolňují kyselé páry kyseliny chlorovodíkové HCl a kyseliny fluorovodíkové HF, při teplotě kolem 500 °C síra S a její sloučeniny (H2SO4, S02 aj.) a při nízkých teplotách kyselina boritá H3B03. Lze tedy předpokládat, že při odpiyňování láv se uvolňovaly hlavně vodní pára, C02, CO, CH4, NH3, S, H2S, S02, HBr (kyselina bromovodíková), Hl (kyselina jodovodíková), H2, HCl, HF, H3B03, Ar a jiné plyny. Prvotní atmosféra byla velmi tenká a proto její teplota při zemském povrchu odpovídala stava zářivé rovnováhy (množství pohlceného slunečního tepla odpovídá jeho výdeji v podobě dlouhovlnného vyzařování povrchu). Při současném albedu Země a = 0,28 by průměrná teplota na Zemi činila ř — —15 °C, přijmeme-li pro archaikum albedo a = 0,07 (shodné s albedem povrchu Měsíce), dostaneme f — 5 °C. Při těchto teplotách lze předpokládat, že značná část vodní páry z vulkanických plynů kondenzovala a postupně vytvořila prvotní hydrosféru. Kyselé páry HCl, HF, HBr, dále NH3, S a její sloučeniny, značná část C02 se rozpouštěly v kapkách vody a vypadávaly v podobě kyselého deště z atmosféry na povrch. Zde kyselá voda stékala do sníženin prvotního zemského povrchu, přičemž docházelo k reakci se zásaditými horninami povrchu, takže již tato voda obsahovala řadu různých kyselých a zásaditých příměsí. V prvotní atmosféře tak zůstávalo jen nevelké množství špatně rozpustných plynů (CH4, CO, N2, C02, velmi málo H2S, NH3, kyselých par a netečných plynů). Hlavní část prvotní atmosféry tvořila vodní pára. K nejintenzivnějšímu uvolňování vodní páry ze zemského pláště došlo v proterozoiku, kdy tektonicko-magmatická aktivita Země dosáhla maxima. Ovšem ne všechna uvolněná vodní pára 233 vytvorila hydrosféru. Část vody se vázala v kontinentální a především v oceánické kůře Země — např. procesy serpentinizace (serpentinizace může např. probíhat reakcí typu 4 (Mg,Fe)2Si04 + 4 H20 + 2 C02----------* (Mg, Fe)6Si4O10(OH)8 + olivín voda oxid serpentin uhličitý + 2 (Mg, Fe)C03 ) . magnetit, siderit V archaiku zřejmě již existovaly středooceánské hřbety, ale úroveň prvotního oceánu ještě nedosahovala do jejich výšky a oceánická kůra nemohla vázat větší množství vody. Proto hmotnost hydrosféry zpočátku rostla relativně rychle (obr. 11.16). Množství vody vázané v oceánické kůře výrazně vzrostlo po zaplavení středooceánských hřbetů (před 2,6 miliardami let), kdy hmotnost vody v hydrosfére asi po dobu 0,6 miliardy let se prakticky nezvyšovala. Poté, kdy procesy serpentinizace dosáhly rovnováhy a oceánická kůra nabyla současný charakter, začala hmotnost hydrosféry opět rychle vzrůstat. Podstatně obtížnější je postihnout růst hmotnosti atmosféry, v níž vedle vymývání plynů srážkovou vodou docházelo i k jejich úletu do meziplanetárního prostoru. Předpokládáme-li, že se plyny vydělovaly z pláště stejně rychle jako vodní pára, pak by růst hmotnosti atmosféry mohl být analogický růstu hmotnosti hydrosféry na obr. 11.16. Postupně také docházelo ke změně chemického složení atmosféry. Prvotní atmosféra Země byla prakticky bez volného kyslíku. Jen menší část se ho uvolňovala při fotodisodad vodní páry (působením fotonů vysoké energie). Uvolňovaný kyslík (lehčí než vodní pára) unikal do vyšších vrstev, kde pohlcoval záření odpovídající části slunečního spektra a vytvářel přirozenou ochranu vodní páry před pokračující disociací. Část unikajícího kyslíku se přímo spotřebovávala při oxidad CH4, CO, NH3 a H2S. Lze předpokládat, že celkové množství kyslíku bylo menší než 0,001 současného stavu. Nepřítomnost kyslíku v prvotní atmosféře byla důležitá pro vznik organických sloučenin z neorganických molekul. Nejstarší hodnověrné zbytky životní činnosti organismů (mikroorganismy Eobacterium isolatum) o stáří 3,1—3,4 miliardy let byly nalezeny v Transvaalu. Jedněmi z prvních organismů byly mikroskopické jednobuněčné řasy, které mohly uskutečňovat fotosyntézu (viz část 15.2), při níž se uvolňoval kyslík. Při fotosyntéze uvolňovaný 11.16 Změny hmotnosti vody v hydrosfére a v zemské kůře od vzniku Země a do budoucností podle O. G. Sorochttna (1974): 1 - celková hmotnost vody, uvolněná z pláště; 2 — hmotnost hydrosféry; 3 — hmotnost vody vázané v oceánické kůře; 4 — hmotnost vody vázané v kontinentální kůře 234 kyslík byl již od počátku archeozoika spotřebováván na oxidaci plynů atmosféry (např. oxidací NH3 se uvolňoval N2). Oxidace plynů měla vliv na složení oceánských vod, které se měnily z chloridových na chlorido-karbonátové (pohlcování C02) a na chlorido-karbonáto-sulfátové (iont SO|~). Podle L. V. Berknera a L. C. Marshaixa (1965, 1966) bylo asi před 1,2 miliardami let dosaženo 0,001 současné koncentrace kyslíka. Zvýšení koncentrace volného kyslíku bylo příznivé pro vznik organismů bezprostředně potřebujících kyslík. Nejstarší stopy živočichů byly nalezeny v horninách středního proterozoika (schránky červů Udokania problematica). Ve vendu podle uvedených autorů dosáhl obsah kyslíku 0,01 současné hodnoty (Pasteurův bod - přechod od fermentace k dýchání volného kyslíku) a došlo ke zvýšení efektivity ochranného působení atmosféry vzhledem k ultrafialovému záření. To v oceánech pronikalo jen asi do 1 m, což rozšířilo možnosti pro vývoj života v oceánech. Postupně začínají pronikat na pevninu rostliny (zpočátku v nejprimitivnějších formách a velmi pomalu). Mezi silurem a devonem (asi před 400 milióny let) dosáhl obsah kyslíku 0,1 současné hodnoty, což přispělo ke vzniku ochranné ozónové vrstvy. Ultrafialové záření již nedopadalo bezprostředně na zemský povrch, což umožnilo rozšíření života na souši. Současná koncentrace kyslíku byla pak dosažena velmi brzy, díky velké fotosyntéze v rozsáhlých lesních porostech následujícího období. V karbonu byla současná koncentrace 02 překročena (velký rozvoj rostlinstva). Zmenšení obsahu C02 vedlo k odumření značné části rostlinstva, takže v permu obsah 02 vzhledem k současnosti poklesl. Od té doby dochází ke kolísání obsahu 02 kolem současné hodnoty. Poněkud odlišné názory na růst obsahu kyslíku v atmosféře a jeho změny podává obr. 11.17. Značný klimatický význam je v atmosféře přisuzován oxidu uhličitému C02. Do atmosféry a hydrosféry se dostával zejména při odplyňování láv jako výsledek vysokoteplotních katalytických reakcí grafitu j(3C + 2 H20--------* CH4 + 2 CO; C + H20--------* CO + H2; C + 2 H20 --------* C02 + 2 H2), rozkladem karbidů (např. karbidu železa Fe3C + + 2 FeO--------» 5 Fe + C02), tepelnou disociací prvotních karbonátů (např. CaC03--------> -------->CaO + C02), oxidací CH» a CO. Ve vulkanických plynech, kde tvoří po vodní páře nejvýznamnější složku, na něho připadá 40—50 % celkové váhy plynu. Z atmosféry a hydrosféry je uvolňován při vzniku karbonátů a je spotřebován při fotosyntéze. Obsah C02 v atmosféře vzrostl oproti nízkým hodnotám předchozího období ve spodním proterozoiku v souvislosti s růstem obsahu Ó2. Ve vendu obsah C02 poklesl v důsledku růstu jeho spotřeby při fotosyntéze. Další významnější pokles souvisí s rozvojem fotosyntézy rostlin (v době asi před 300 milióny let) — obr. 11.17b. Po zvýšení v permu začalo prakticky postupné zmenšování koncentrace CÓ2, která dosahuje v současnosti nejnižší hodnoty za celé fanerozoikum. Ve větší části fanerozoika koncentrace C02 dosahovala 0,1—0,4 %. 11.4______Současná struktura a hlavní rysy geosfér V části 7 byla podrobně popsána struktura a vlastnosti zemského jádra, pláště a kůry. Pro další studium jevů a procesů ve fyzickogeografické sféře Země je však třeba vyjít i ze znalosti současného stavu dalších geosfér — tj. litosféry, hydrosféry a atmosféry.x) 11 Termín geMféra má v geografii a v geologii odlišný význam. Geografické chápání geosfér byk> popsáno v části 1.1. V geologii je termín geosféra používán jednak jako synonymum pro Utosféru, jednak pro jakoukoliv vrstvu v zemském télese, přibližně omezenou kulovými plochami (např. litosféra, astenosféra, svrchní plášť, vnitřní plášť atd.). 235 b> 0,D0%) v 10 [kg/mil.letj Cm Cr Kn 11.17 a) Zjednodušené schéma vývoje atmosférického kyslíku (podle F. Presse a P. Sievera (1974). Na svislé ose jsou udány koncentrace 02 v násobcích současného množství (1 odpovídá současnému stavu). b) Vývoj koncentrace 02 a 002 v atmosféře ve fanerozoiku (podle M. I. Budyka, 1984): 1) zmény množství 02 v atmosféře stanovené dvéma různými metodami, 2) zmény koncentrace C02 v atmosféře (plné) a zmény množství vulkanických hornin v, které vyjadřují vulkanickou aktivitu (zkratky period na vodorovné ose - viz tab. 11.1) 11.4.1 LITOSFÉRA V souvislosti s častými změnami v názorech na stavbu a složení zemského nitra byl vnější pevný obal Země různě označován a také termín litosféra měnil svou náplň. Jak již bylo uvedeno, je dnes termín litosféra definován fyzikálně (seismologjcky) a zahrnuje zemskou kůru a rigidní část nejsvrchnějšího pláště, uloženou na astenosféře. Termín astenosfém (řecky asthenes = slabý) podle původního pojetí (J. Barrell, r. 1914) označoval tenkou vrstvu pod litosférou s oslabenou pevností při dlouhotrvajících napětích, představující homogenní „kompenzační úroveň" v teorii izostáze. Spodní hranice astenosféry není definována, konvekční proudění (s měnící se rychlostí s hloubkou) je předpokládáno v rozsahu celého svrchního pláště. Litosféra je rozdělena na Htosférfcké desky (obr. 11.9), přičemž šest základních má tyto názvy: eurasijská, africká, indická, tichomorská, americká a antarktická. Je zřejmé, že jednotlivé desky obsahují jak kontinentální, tak oceánickou kůru. Litosféra má větší mocnost pod kontinenty než oceány. Těsná závislost geomorfologie na vývoji a současném stavu litosf éry přesvědčivě vyplývá z pozorování průbčhu rozhraní litosférických desek s geomorfologickou mapou. Na souši se nížiny, tabule a plošiny vesměs nalézají uvnitř litosférických desek, podobně i kerná a zmlazená stará zarovnaná pohoří. Naproti tomu mladá pásemná pohoří se vyskytují výhradně podél konvergentních styků litosférických desek. Ještě těsnější závislost na rozhraních litosférických desek zjišťujeme u podmořského reliéfu. Pevninský práh (šelf) a pevninský svah jsou plně vyvinuty pouze podél pasivních okrajů kontinentů, nepatrně jsou vyvinuty podél aktivních okrajů. Hlubokomořské příkopy sledují všechny subdukční zóny, lemující aktivní okraje kontinentů a ostrovní oblouky. Hlubokomořské pánve se překrývají s tektonicky neaktivními oceánskými částmi litosférických desek. Podmořské prahy a hřbety se přesně shodují s divergentními rozhraními uprostřed oceánů. Významné sopečné kužely jsou vázány především na subdukční zóny, vyskytují se i podél středooceánských hřbetů, kontinentálních riftů a ojediněle nad horkými skvrnami. Při modelování reliéfu souše i dna oceánů se významně uplatňují transformní zlomy. V části 7.3.2 zmíněný zlom San Andreas při západním pobřeží Severní Ameriky má délku 1300 km a je již 1S až 20 mil. let tektonicky aktivní. Podle geologických dokladů došlo během tohoto období podél zlomu k posunu nejméně o 560 km, ke změnám v hydrografické síti a stále se zde opakují intenzivní zemětřesení. Nejrozšířenějšími prvky tttosféry z hlediska váhového složení jsou kyslík O 47,2 %, křemík Si 27,7 %, hliník AI 8,8 %, železo Fe 5,1 %, vápník Ca 3,6 %, sodík Na 2,6 %, draslík K 2,6 % a hořčík Mg 2,1 %. Podíl ostatních prvků je menší než 1 %. Uvedené prvky jsou samozřejmě nejčastější i v samotné zemské kůře a jejich percentuální váhové podíly se jen málo liší (např. kyslík 49,13 %, křemík 26,0 %,hliník7,45 % atd.). Nejrozšířenější prvek kyslík se nevyskytuje volně, nýbrž je vázán v oxidech (v zemské kůře v průměru z 58 % Si02,15 % A1203,8 % FeO a Fe203, 6 % CaO atd.). 11.4.2 HYDROSFÉRA Hydrosféra lze definovat jako vodní obal Země vyplňující sníženiny zemského povrchu. Její hmotnost činí asi 1,46 . 1021 kg. Voda se ve fyzickogeografické sféře může vyskytovat ve skupenství tuhém (např. ledovce, sněhová pokrývka), kapalném (např. oceány, řeky) a plynném (vodní pára v atmosféře). Z centových zásob vody na Zemi (1 385,984 61 .106 km3) představují 96,54 % vody světového oceánu, 1,69 % připadá na podzemní vody a 1,74 % na vodu soustředěnou v ledovcích a ve stálé sněhové pokrývce (tab. 11.3). Z celkových zásob vody na Zemi tvoří sladké vody pouze 2,53 % (35,029 21.106 km3), přičemž ze 68,7 % je to voda v ledovcích a sněhové pokrývce. Ve vodách oceánů je rozpuštěno asi 3,472 % různých solí. V roztoku se rozpadají na kladné a záporné ionty (kationty resp. 237 Tabulka 11.3 Světové zásoby vody (podle Mirovoj vodnyj balans i vodnyje resursy Žemli, 1974) Podzemní vody jsou uvedeny bez podzemních vod v Antarktidě (asi 2 .106 km3). Pojmem biologická voda se rozumí voda obsažená v živých organismech a rostlinách Podíl na svět. zásobách Druh vod Objem [km3] [%] celkových sladké vody světový oceán 1 338 000 000 96,54 — podzemní voda: 23 400 000 1,69' — sladká 10 530 000 0,76 30,06 půdní vláha 16 500 0,0012 0,0471 ledovce a stálá sněhová pokrývka: 24 064 100 1,74 68,70 Antarktida 21 600 000 1,56 61,66 Grónsko 2 340 000 0,17 6,68 voda v permafrostu 300 000 0,0216 0,86 jezera: 176 400 0,0127 — sladká 91 000 0,0066 0,26 bažiny 11470 0,0008 0,0327 koryta řek 2 120 0,0002 0,0061 biologická voda 1 120 0,0001 0,0032 voda v atmosféře 12 900 0,0009 0,0368 celkové zásoby vody: 1 385 984 610 100,00 — sladká 35 029 210 2,53 100,00 anionty). Nejvyšší obsah mají v mořské vodě ionty chlóru CX~ 1,9353 % a ionty sodíku Na+ 1,076 %. Z celkového množství solí v mořské vodě připadá 77,7 % na chlorid sodný NaCl, 10,9 % na chlorid horečnatý Mgd2, 4,7 % na síran horečnatý MgS04,3,6 % na síran vápenatý CaS04> 2,5 % na síran draselný K2S04 atd. Obsah solí v mořské vodě se charakterizuje její salinitou (např. průměrná salinita světového oceánu je 35 %o, což znamená, že v mořské vodě je obsaženo 96,5 % vody a 3,5 % solí). Mořská voda mázásaditýcharakter,neboťjejíp//kolísá od 7,8 do 8,3 [pH = -log (H+), pro neutrální roztok je pH = 7, kyselé roztoky mají pH < 7]. V mořské vodě je rozpuštěna také řada plynů. Např. ve svrchní vrstvě oceánu při rovnováze s atmosférou je v 11 mořské vody obsaženo 50 ml C02,13 ml N2, 2—8 ml 02, 0,32 ml Ar atd. Vcelku je v oceánech rozpuštěno asi 60krát více C02 než je jeho obsah v atmosféře. Část vod hydrosféry se účastní oběhu vody ve fyzickogeografické sféře Země (část 15.3.2) a významně se tak podílí na řadě procesů a jevů, které zde probíhají. Vody oceánů jsou v neustálém pohybu v důsledku vlnění, mořských slapů a mořských proudů. Z celkových zásob vody na Zemi je kolem 2 % vody v tuhém stavu (např. ledovce, voda v permafrostu) a je tak součástí kryosféry. 11.4.3 ATMOSFÉRA Atmosféra je plynný obal Země, tvořený zvláštní směsí plynů — vzduchem. Její hmotnost činí 5,3 . 1018 kg. Průměrný tlak vzduchu na hladině moře dosahuje 1013 hPa, teplota 15 °C a hustota 1,225 kg . m"3. S výškou hustota vzduchu klesá, takže do výšky 5—6 km nadzemským povrchem je soustředěno 50 %, do 16 km 90 % a do výšky 30 km 99 % celkové hmotnosti atmosféry. Ve značné výšce nad zemským povrchem se atmosféra postupně rozrušuje a ve vzdálenosti asi 20—40 tisíc km bez ostré hranice přechází do meziplanetárního prostoru. 238 a) 100 - 11.18 a) Vertikálni členěni atmosféry (upraveno a doplněno podle J. van Eimerna, 1971). Označeni: h - homopauza, D, E, Fu F2 — ionosférické vrstvy 239 N2 78,084 75,51 o2 20,946 23,01 Ar 0,934 1,286 co2 0,035 X Ne 1,818 . 10~3 1,2 . 10~3 He 5,24 . IO-4 1,2 . 10~3 CH4 1,2—1,5 . 10-4 X Kr 1,14 . IO-4 3 . 104 H2 5 . IO-5 3 . 10"2 N20 3,5 . ÍO"5 X O3 4 . IO-5 X Xe 8,7 . IQ"6 X Tabulka 11.4 Hlavní plyny suchého čistého vzduchu a jejich objemový podíl (upravené údaje A. Ch. Chrguana, 1978) a hmotnostní podíl (podle K. K. Markova et al., 1978; x — hodnoty neuvedeny) Plyn Molekula Objemový podíl Hmotnostní podíl \'°)___________________\'Q) dusík kyslík argon oxid uhličitý neon hélium metan krypton vodík oxid dusný ozon Podle chemického složení se atmosféra dělí na homosféru (do 90 km) a heterosféru (90—1000 km), kde dochází k disociaci plynů a mění se molekulová hmotnost vzduchu. Obě vrstvy jsou odděleny homopanzou (obr. 11.18a). Základními plynnými složkami atmosféry jsou dusík N2 (78,084 % objemu suchého čistého vzduchu), kyslík 02 (20,946 %), argon Ar (0,934 %) a oxid uhBatýC02 (0,035 %) (tab..11.4). Zostatních plynných komponent atmosféry má i přes procentuálně malé zastoupení největší význam ozon 03. Pohlcování ultrafialového slunečního záření ozonem je vzhledem ke škodlivým účinkům tohoto záření na živou hmotu (denaturace bílkovin) jednou z limitujících podmínek života na Zemi. Nejvyšší koncentrace ozonu v atmosféře připadá v průměru na výšku 25-30 km (tzv. ozónosféra). Ozon vzniká reakcí atomů kyslíku O s molekulami kyslíku 02. Zdrojem atomárního kyslíku je jeho disociace zářením o vlnové délce A < 0,2424 um. V reálných podmínkách obsahuje zemská atmosféra proměnlivé množství vodní páry (v průměru 2,6 % objemu, v nejvlhčích oblastech až 4 %), které má za následek snížení percentuálního obsahu ostatních plynných složek. Vedle plynů obsahuje atmosféra i mnohé pevné a tekuté příměsí — tzv. atmosférické aerosoly. Ty mohou být přirozené (meteoriticky a vulkanický prach, kouřové částice, částice z povrchu půdy a oceánů, aeroplankton) nebo antropogenni, dostávající se do atmosféry činností člověka (saze, různé plyny atd.). Fyzikální vlastnosti atmosféry se mění jak ve vertikálním tak i v horizontálním směru. Podle změny teploty vzduchu s výškou lze atmosféru dělit na troposféru, stratosféru, mezosféra, termosféru a exosféru (obr. 11.18b), kterou atmosféra přechází do meziplanetárního prostoru. Z hlediska geografie je nejvýznamnější troposféra a spodní část stratosféry (po ozónosféru), řazené do fyzickogeografické sféry. V troposféře, sahající do výšky asi 11 km na pólech a 17 km v rovníkové oblasti, klesá teplota vzduchu s výškou v průměru o 0,65 °C na 100 m výšky. Odehrávají se v ní všechny jevy a procesy, které zahrnujeme pod pojem počasí a podnebí. Ve svrchní mezosféře a termosféře již dochází k ionizad vzduchu, kdy účinkem ultrafialového a korpuskulárního záření Slunce vznikají kladně a záporně nabité částice. Část atmosféry, v níž jsou plyny v ionizovaném stavu, se nazývá ionosféra. 240 - 600 - 500 - 400 350 T [K] K» 300 500 —r— 900 —i— 900 —I— 1100 1300 1500 UK] b) Změna teploty vzduchu s výškou a vertikálni členění zemské atmosféry podle COESA - 1962 (in A. S. Monin, J. A. Šiškov, 1979) 241