Institute of Geophysics of the CAS, v. v. i.

Navigation:

Země - dynamická planeta

SLOŽENÍ ZEMĚ

Zemské těleso se skládá ze tří základních vrstev: kůry, pláště a jádra (obr. 1). Toto dělení je založeno na nepřímých pozorováních a vychází hlavně z poznatků o chování seismických vln (tj. vln vzniklých při zemětřesení). Na rozhraní mezi kůrou a pláštěm rychlost seismických vln roste skokem; toto rozhraní se nazývá Mohorovičićova diskontinuita („Moho“) a je vysvětlováno rozdílným chemickým složením hornin.


Jiné dělení svrchních partií Země vychází z fyzikálních vlastností hornin, zejména z jejich pevnosti. Horní vrstva obsahující celou kůru a nejsvrchnější část pláště se chová jako pevná, krystalická hmota. Nazýváme ji litosféra (od řeckého lithos – kámen). Pod touto vrstvou je větší část pláště, která je tvořena částečně nataveným, plastickým materiálem, který je natolik měkký, že může velmi pomalu téci. Tuto vrstvu nazýváme astenosféra (od řeckého asthenes – slabý) (obr. 1).


Litosféra není na celé Zemi souvislá. Tvoří ji desky velkých, zpravidla kontinentálních rozměrů, které jsou unášeny pomalu se pohybující „plastickou“ podložní astenosférou. Litosféra má jiné složení a tloušťku pod oceány a jiné pod pevninami. Odlišujeme proto litosféru kontinentální (obr. 2 - vlevo) a oceánskou (obr. 2 - vpravo).


Vzájemné pohyby jednotlivých litosférických desek a z toho plynoucí důsledky pro geologický vývoj shrnuje teorie deskové tektoniky.

DESKOVÁ TEKTONIKA

Z historie
Již v roce 1596 uvedl holandský kartograf Abraham Ortelius ve své práci Thesaurus Geographicus, že Amerika byla „odtržena“ od Afriky a Evropy zemětřesením a potopami a dodal: „Srovnáme-li pobřežní linie těchto kontinentů, pak se stopy po této trhlině prozrazují samy.“ Orteliusovu myšlenku oživil geograf Antonio Snider- Pellegrini v roce 1858, když publikoval dvě mapy světa, před (avant) a po (après) oddělení Ameriky od Evropy a Afriky (obr. 3). V roce 1912 předložil A. Wegener tzv. teorii kontinentálního driftu (putování, pohyb). Na rozdíl od svých předchůdců přinesl Wegener první geologické důkazy původní celistvosti kontinentů, jako např. výskyt stejných zkamenělin na jihoamerickém i africkém pobřeží Atlantiku (obr. 4), přítomnost ledovcových usazenin v polopouštních oblastech Afriky nebo naopak přítomnost uhelných slojí v Antarktidě. Ani Wegenerova teorie však nedokázala objasnit, jakým způsobem se obrovské masy hornin do nynější pozice přesouvaly. Teprve díky technickému pokroku v 50. a 60. letech 20. století byly získány nové vědecké poznatky, které umožnily nalézt řešení. K nejvýznamnějším patřilo zmapování reliéfu dna oceánů, potvrzení opakovaného přepólování zemského magnetického pole v geologické historii a přesná dokumentace rozložení silných zemětřesení a aktivních sopek. V této době americký vědec Harry Hess představil myšlenku o pomalém proudění zemského pláště pod pevnou litosférou (obr. 5). Proudění v plášti je podle něj řízeno výstupem lehčího, teplejšího materiálu a poklesem těžšího, studenějšího materiálu (podobně se chová např. vařící se voda v hrnci nebo stoupavé teplé proudy vzduchu a klesající chladnější vzduch v atmosféře; jde o jev zvaný konvekce - obr. 6).

Co je teorie deskové tektoniky

Geologický termín litosférická deska označuje plošně rozsáhlé (milióny km2, tj. kontinentální rozměry) deskovité těleso tvořené pevnými horninami. Slovo tektonika má svůj původ v řeckém slově tekton - stavět a v geologii se používá jako označení stavby zemské kůry, resp. litosféry. Termín tektonika litosférických desek tedy vyjadřuje vzájemné uspořádání, vztahy těchto desek. Litosférické desky unášené na povrchu teplejšího, částečně nataveného pláště se na povrchu Země posouvají; na rozhraní některých desek se tvoří nová litosféra, zatímco na jiných rozhraních se litosféra zasouvá do pláště a tam postupně zaniká. Teorie deskové tektoniky propojuje mnoho oborů věd o Zemi od paleontologie (studium zkamenělin) až po seismologii (studium zemětřesení) a dává odpovědi na otázky, které nebylo možné po celá staletí zodpovědět - například proč se zemětřesení a sopečná činnost soustřeďují pouze do určitých oblastí, proč vznikají velká pohoří jako Alpy nebo Himaláje - a na mnohé jiné. Lze říci, že teorie deskové tektoniky je pro vědy o Zemi stejně důležitá jako objev struktury atomu pro fyziky a chemiky či evoluční teorie pro biology.

Desky a jejich rozhraní

Množství, velikost a pozice litosférických desek se během geologické historie Země měnily. V současné době se na Zemi nachází dvanáct velkých a několik menších desek (obr. 7). K nejintenzivnějším geologickým procesům dochází na okrajích desek a to hlavně v závislosti na tom, jakým směrem se desky vůči sobě pohybují. Základní směry vzájemného pohybu desek a typy jejich rozhraní jsou (obr. 8):

1) rozbíhavé (divergentní) - desky se pohybují od sebe,
2) sbíhavé (konvergentní) - desky směřují proti sobě,
3) transformní - desky putují podél sebe.

Každý z těchto tří typů vzájemného pohybu desek je spojen s charakteristickými fyzikálními procesy a z nich vyplývajícími specifickými geologickými projevy.

Rozbíhavé (divergentní) rozhraní

Divergentní rozhraní, kde se litosférické desky pohybují od sebe, je významné především tím, že na něm vzniká nová litosféra (obr. 8-d, e). Dostane-li se část desky do takového napětí, dojde roztažením horninového materiálu ke ztenčení litosféry. To se na povrchu kůry projeví vznikem dlouhých prohlubní, tzv. příkopů, omezených zlomy; současně se blíže k povrchu dostane prohřátý materiál svrchního pláště. Vystupující plášťový materiál je vystaven nižšímu tlaku nadložních hornin, což vede k jeho částečnému natavení. Tavenina má menší hustotu než původní materiál, je lehčí a stoupá k zemskému povrchu. Proto je roztahování litosféry doprovázeno sopečnou činností, při níž vznikají horniny čedičového (bazaltového) složení.
Oblast, v níž uvnitř kontinentální desky probíhají výše popsané procesy, se nazývá kontinentální rift (slovo rift pochází ze severských jazyků a znamená oddělování, otvírání). Pokračujícím tahem a s tím souvisejícím ztenčováním kontinentální kůry může dojít až k jejímu porušení, vzniku trhlin a k výlevům velkého množství čedičů (obr. 8-e). Tímto způsobem vzniká nová oceánská kůra. Neroztavená část pláště zůstává pod čedičovou vrstvou a tvoří spodní část oceánské litosféry.
Trhliny, kterými se vylévají další a další čedičové lávy, ohraničují tzv. riftové údolí. Neustálým přísunem ohřátého materiálu vystupujícího z hloubek dochází k tomu, že po obou stranách riftového údolí se zdvíhají morfologicky vyvýšené oblasti, které tvoří protáhlá pohoří na dnech oceánů, tzv. středooceánské hřbety. Jsou to nejdelší horská pásma, která na naší planetě existují.


Nejvýznamnějšími středooceánskými hřbety (obr. 8-e) jsou středoatlantický hřbet a východopacifický hřbet. K výraznému riftingu uvnitř pevniny dochází v současnosti ve východní Africe (oblast východoafrických jezer). Za příklad počínajícího  avšak v rané fázi vývoje ukončeného  kontinentálního riftingu na našem území pokládáme tzv. oherský rift, soustavu příkopů vyplněných třetihorními hnědouhelnými pánvemi v podkrušnohoří a vulkanity Českého středohoří.

Sbíhavé (konvergentní) rozhraní

Při pohybu litosférických desek proti sobě závisí výsledný geologický proces, z toho plynoucí stavba horninového prostředí a morfologie zemského povrchu především na tom, jaké typy litosféry se do kontaktu dostanou. Vzhledem k tomu, že existují dva typy litosféry, kontinentální a oceánská (obr. 2), mohou nastat tři možnosti: (1) kontinentální litosféra se střetne s oceánskou litosférou, (2) oceánská litosféra s oceánskou, (3) kontinentální litosféra s kontinentální.


Při konvergenci kontinentální a oceánské litosféry se proti sobě pohybují horninové masivy s různou hustotou. Protože průměrná hustota oceánské litosféry je větší než hustota litosféry kontinentální, těžší oceánská litosféra se zanořuje pod lehčí litosféru kontinentální; tento proces je označován jako subdukce. Zanořovaná (subdukující) deska se tím dostává do větších hloubek a je vystavena vyšším teplotám a tlakům, než ve kterých se nacházela původně. To vede mimo jiné k tomu, že vodou bohaté minerály oceánské kůry a sedimenty uložené na oceánském dně vodu postupně ztrácejí. Uvolněná voda stoupá vzhůru do nadložní kontinentální desky a napomáhá tavení jejích hornin. Roztavené horniny rovněž stoupají vzhůru a dostávají se až na zemský povrch, kde vytvářejí sopečná pohoří, tzv. vulkanické oblouky. Příkladem kontinentálního vulkanického oblouku jsou Andy, které vznikly v důsledku zanořování oceánské litosféry desky Nazca pod kontinentální jihoamerickou desku.


Na dně moře vzniká podél kontaktu obou desek hlubokomořský příkop; v uvedeném případě rozhraní desky Nazca a desky jihoamerické je to příkop Peruánsko-chilský.


Podobný proces nastává při konvergenci dvou oceánských desek, kdy starší a tedy chladnější a těžší oceánská deska se podsune, subdukuje, pod mladší oceánskou desku, teplejší a méně těžkou (obr. 8-b). Sopky, které při tomto typu konvergence vznikají na oceánském dně, se stálým přísunem magmatu postupně zvětšují; některé dosahují až nad mořskou hladinu a vytvářejí sopečné ostrovy uspořádané do tzv. ostrovního oblouku. Také v tomto případě vzniká podél rozhraní desek hlubokomořský příkop. V oblastech subdukce vznikají nejsilnější světová zemětřesení. Pokud subdukce oceánské litosféry postoupí natolik, že celé oceánské dno je postupně subdukcí pohlceno, dostanou se do kontaktu části desek s kontinentální kůrou a dojde k tzv. kontinentální kolizi. Protože je průměrná hustota hornin kontinentální litosféry obou kolidujících desek nízká, nedovolí ani jedné z nich zanořit se do astenosféry (obr. 8-c). Desky se na kolizním kontaktu lámou na menší, 2-3 km mocná plochá tělesa, která se přes sebe přesouvají ve formě tzv. příkrovů a vytvářejí pásemné pohoří - orogen. Podél kolizní linie tak dochází ke značnému ztluštění zemské kůry, resp. litosféry až na dvojnásobek obvyklé mocnosti. Horniny v hlubších partiích ztluštělé kontinentální litosféry jsou vystaveny vyšším teplotám a tlakům, než v jakých se nacházely před kolizí. To má za následek jednak změnu minerálního složení hornin, jednak jejich natavení. Zásobárny roztavených hornin se nazývají magmatické krby; ty jsou zdrojem těles hlubinných vyvřelin, tzv. plutonů. Příkladem kolizního typu rozhraní je styk indické a euroasijské desky lemovaný nejvyššími pohořími na naší planetě, Himalájemi a Karakoramem.


Většina hornin a hlavních tektonických struktur Českého masívu jsou výsledkem tzv. variského vrásnění. Tímto pojmem rozumíme vznik rozsáhlého pásemného pohoří na styku několika desek, jejichž kolize před 360 až 320 mil. lety vytvořila superkontinent Pangea.

Transformní okraje

Transformní okraje a transformní zlomy
Okrajům litosférických desek, které se pohybují podél sebe v opačných směrech nebo ve stejném směru, ale různou rychlostí, říkáme transformní okraje (obr. 8-f). Plocha, která od sebe v tomto případě litosférické desky odděluje, se nazývá transformní zlom.


Ke vzniku transformních zlomů dochází velice často na středooceánských hřbetech, kde rozpínání a vznik nové oceánské kůry nejsou stejně rychlé podél celé jejich délky. V důsledku toho dojde k rozdělení hřbetu na dílčí úseky oddělené od sebe právě transformními zlomy (obr. 8-f). Středooceánské hřbety nejsou tedy přímé, ale poskládané z množství různě dlouhých segmentů oddělených transformními zlomy. Nejdelším transformním zlomem je asi 100 kilometrů široká zlomová zóna Romanche v Atlantickém oceánu, na které se do současnosti uskutečnil transformní pohyb v délce cca 950 kilometrů.


Nejznámějším příkladem transformního okraje litosférických desek je zlom San Andreas v Kalifornii, oddělující pacifickou oceánskou desku od desky severoamerické. Vzájemný pohyb litosférických desek podél tohoto zlomu způsobuje silná zemětřesení (obr. 9).


V Českém masivu je za příklad transformního rozhraní probíhajícího na pevnině považována labská zlomová zóna či blanická zlomová zóna (viz mapka na posteru „Vývoj Českého masivu“).

Horké skvrny

V některých případech není intenzivní sopečná a zemětřesná činnost vázána na okraje litosférických desek a na jejich vzájemné pohyby, ale nachází se uvnitř desek (obr. 8-g).


Například Havajské ostrovy (obr. 10), které jsou celé sopečného původu, vznikly uprostřed Tichého oceánu ve vzdálenosti přes 3000 km od nejbližšího okraje pacifické (tichooceánské) desky. K tomu, aby se na jednom místě po velmi dlouhé časové období (desítky milionů let) udržela sopečná činnost, je třeba stálý a dostatečně výkonný zdroj tepla.


V současnosti převládá názor, že takové tepelné zdroje se nacházejí hluboko v zemském plášti, popř. až na hranici vnějšího jádra a spodního pláště v hloubce 2900 km. Z takto hluboko uloženého zdroje tepla stoupají horké plášťové horniny v podobě tzv. plášťových chocholů pod pohybující se litosféru, kde vytvářejí magmatický krb. Ten zásobuje magmatem povrch desky, kde v důsledku toho vzniká poměrně úzce omezená sopečná oblast. Celý tento hluboko založený jev a na něj vázané geologické struktury se nazývají horká skvrna. Protože se litosférická deska nad magmatickým krbem pohybuje, povrchové produkty vulkanické aktivity (sopky, lávové proudy) se spolu s litosférickou deskou posouvají mimo dosah podložního magmatického krbu a vytvářejí pásmo vyhaslých sopek, které „stárnou“ ve směru pohybu desky (obr. 10). V případě havajského souostroví se takové pásmo vyhaslých podmořských vulkánů táhne severozápadním směrem až k 6000 km vzdálenému Aleutskému hlubokomořskému příkopu (obr. 11). Kromě Havajských ostrovů je v současnosti na naší planetě známo kolem 50 aktivních horkých skvrn, mezi něž patří například Kanárské ostrovy či oblast Yellowstone.