Kapitola 2: Vznik a stavba Země

2.1  Představa o vzniku planet

2.2  Stavba a složení zemského tělesa

2.2.1  Zemské jádro

2.2.2  Zemský plášť

2.2.3  Zemská kůra

2.3  Základní pochody probíhající na Zemi a jejich původ

2.1  Představa o vzniku planet

Současné kosmogonické hypotézy odhadují stáří vesmíru na 12 až 20 . 10⁹ let a stáří sluneční soustavy asi na 4,7 . 10⁹ let. Podle výsledků astronomických pozorování se za základ planet považuje protoplanetární mračno plynů a prachových částic (supernova), oddělené od prvotního Slunce v důsledku jeho smršťování a rotace. Podle astronomických pozorování současných hvězdných soustav mělo toto mračno tvar disku o průměru 10¹² km a hustotě 10^-22 g.cm^-3. Z více jak 98% bylo složeno z vodíku a helia, z 1,4 % ze zmrzlých látek (amoniak, metan, voda) a z 0,44 % z prachových částic, označovaných jako chondry.  Podle uzavřenin v meteoritech soudíme, že chondry byly primárně složeny ze silikátů (olivínu, pyroxenu a skla) a oxidů železa, hořčíku, vápníku, draslíku a sodíku. Kosmický prach se postupně  shlukoval vlivem magnetických a elektrostatických sil. Tímto mechanismem vznikaly asteroidy a během několika set miliónů let se vytvořily první protoplanety. Uprostřed disku se vytvořil mohutný plynný zárodek Slunce.

Obrázek 2-1. Schéma vzniku planet sluneční soustavy z protoplanetárního mračna plynů a prachových částic.

Obrázek 2-2. Schéma vzniku plynného zárodku Slunce.

Obrázek 2-3. Schéma vzniku plynného zárodku Slunce.

Původně chladná hmota Země se postupně zahřívala: nejprve v důsledku energie dopadajících těles, později vlivem vlastní vnitřní energie. Za nejvýznamnější proces ve vývoji nitra naší planety dnes většina badatelů považuje gravitační diferenciaci látek o rozdílné objemové hmotnosti. Jejím vlivem se těžší látky shromažďují v centru planety, zatímco lehčí se posouvají směrem vzhůru. Procesem gravitační diferenciace se potenciální energie celé Země zmenšuje a dochází k jejímu uvolňování. Tento výdej energie je mohutným zdrojem tepla v nitru Země. Podle dosavadních výpočtů vydala doposud Země energii, odpovídající hodnotě 1,61 . 10³² J.

Obrázek 2-4. Uplatnění gravitační diferenciace při formování zemského tělesa

Proces gravitační diferenciace podmínil brzy po vzniku Země rozvrstvení látek podle klesající objemové hmotnosti na zemské jádro a jeho obaly: zemský plášť, zemskou kůru a později na hydrosféru a atmosféru.

Druhým významným energetickým zdrojem uvnitř Země je teplo uvolňující se rozpadem radioaktivních látek, jako jsou ²³⁸U, ²³⁵U, ²³²Th a ⁴⁰K. Tímto způsobem v Zemi doposud vzniklo asi 0,9 . 10³² J tepelné energie. Z tohoto množství představují ztráty do kosmu
0,45 . 10³² J. Pro energetické procesy uvnitř Země lze v průběhu její historie počítat s celkovým množstvím energie, které činí okolo
2 . 10³² J. Původně chladná Země se tak postupně rozehřívá.

Obrázek 2-5. Distribuce hmot zemského tělesa do jednotlivých geosfér.

Uvedené množství energie nepostačuje k roztavení Země jako celku, avšak uvnitř planety vyvolává procesy pásmového tavení hornin. Tyto procesy probíhají v nejvíce oteplovaných částech zemského tělesa, kde dochází k maximálnímu výdeji tepla radioaktivními prvky. Vzhledem k tomu, že tyto prvky bývají nejvíce vázány na silikáty, koncentrující se především v zemské kůře, vzniká nejvíce radioaktivního tepla ve vnějším obalu zemského tělesa. Takto vzniklé taveniny se účinkem gravitace dále diferencují a podporují tak gravitační diferenciaci látek uvnitř samotné Země.

Na vznik Země a planet sluneční soustavy existuje i řada dalších hypotéz. Nejstarší z nich je hypotéza Kantova-Laplaceova, která vznikla v 18. stol. Tato teorie předpokládá opačný mechanismus, tj. původní žhavou hmotu, která postupně chladne. Historický význam této teorie spočívá především v tomu, že jde o první vědeckou hypotézu, která stála v ostrém protikladu k tehdejším převládajícím náboženským představám.

2.2  Stavba a složení zemského tělesa

Přímému pozorování jsou přístupny pouze nejsvrchnější části zemského tělesa. Dosavadní nejhlubší důlní díla (3 500 m) i nejhlubší vrty (poloostrov Kola – 12,5 km) umožnily s ohledem na technické možnosti přímo prozkoumat pouze velmi malou část Země, která v porovnání se zemským poloměrem 6378 km činí asi 0,001 jejího průměru. Z pozorování hornin na povrchu jsme schopni interpretovat s určitou přesností stavbu a složení dané oblasti pouze do hloubky 1-5 km. Pro poznání hlubších částí Země jsme tak odkázáni na nepřímé metody studia, z nichž k nejrozšířenějším patří metody geofyzikální, zejména pak studium rychlosti šíření seismických vln.

Seismika rozlišuje dva základní druhy seismických vln:

• Podélné - primární vlny (P-vlny) – na seismických záznamech se obvykle objevují jako první, dosahují největší rychlost a částice okolního prostředí rozkmitávají ve směru svého šíření.

• Příčné - sekundární vlny (S-vlny) – bývají registrovány později, jsou pomalejší a částice okolního prostředí rozkmitávají kolmo ke směru svého šíření. Nejsou schopny procházet kapalným prostředím.

Obrázek 2-6. Schématické znázornění působení podélných seismických vln na okolní horninové prostředí.    

Obrázek 2-7. Schématické znázornění principu podélných seismických vln.

Obrázek 2-8. Schéma šíření podélných seismických vln v rámci zemského tělesa.

Obrázek 2-9. Schématické znázornění působení příčných seismických vln na okolní horninové prostředí.           

Obrázek 2-10. Schématické znázornění principu příčných seismických vln.

Obrázek 2-11. Schéma šíření příčných seismických vln v rámci zemského tělesa.

Vyhodnocením seismogramů z různých seismických stanic bylo zjištěno, že rychlost seismických vln při průchodu zemským tělesem úměrně stoupá v závislosti na rostoucí hustotě okolního prostředí. Pouze v určitých hloubkách se rychlost vln náhle mění (stoupá nebo klesá), popř. se vlny dále nešíří. Tato místa lze považovat za hranice dvou hmot, výrazně se lišících svými fyzikálními a chemickými vlastnostmi. Tyto plochy bývají označovány jako plochy nespojitosti nebo plochy diskontinuity.

K prvnímu výraznému zvýšení rychlosti zemětřesných vln dochází v hloubce 25-75 km pod pevninami a 6-15 km pod oceány. Tato plocha diskontinuity byla podle svého objevitele nazvána jako Mohorovičičova diskontinuita (MOHO, M-diskontinuita). Tvoří hranici mezi zemskou kůrou a zemským pláštěm.

Druhá nejvýznamnější diskontinuita byla objevena v hloubce 2900 km. Rychlost podélných zemětřesných vln zde náhle klesá ze 13,6 km/s na 8,1 km/s, příčné vlny se dále nešíří. Tato plocha byla nazvána jako Guttenbergova-Weichertova diskontinuita. Odděluje zemský plášť od zemského jádra.

Obrázek 2-12. Pozice Mohorovičičovy diskontinuity na hranici mezi zemskou kůrou a pláštěm.

Obrázek 2-13. Řez zemským tělesem s vyznačenou pozicí Mohorovičičovy a Guttenberg-Weichertovy diskontinuity.

Mohorovičičova a Guttenbergova-Weichertova diskontinuita od sebe oddělují tři hlavní geosféry:

• zemské jádro – vnitřní část Země pod Guttenberg-Weichertovou diskontinuitou

• zemský plášť – přechodní geosféra, nahoře omezená M-diskontinuitou a dole Guttenberg-Weichertovou diskontinuitou

• zemskou kůru – zevní obal Země, ležící nad úrovní M-diskontinuity.

Obrázek 2-14. Schématické znázornění vnitřní stavby Země.

Obrázek 2-15. Prostorové znázornění pozice základních geosfér ve vnitřní stavbě Země.

Na základě seismologických pozorování a složitých výpočtů byly vypracovány geofyzikální modely vnitřní stavby Země, z nichž v současnosti je nejvíce rozšířen model australského geofyzika Bullena (1956). Podle něj se v rámci zemského tělesa rozlišuje 7 geosfér, označovaných písmeny A (zemská kůra) až G (vnitřní jádro).

A – zemská kůra

B, C – svrchní plášť

D – spodní plášť

E – vnější jádro

F – přechodná zóna

G – vnitřní jádro

Obrázek 2-16. Keith Edward Bullen (1906-1976).

Obrázek 2-17. Bullenův model vnitřní stavby Země s vyznačením 7 základních geosfér.

2.2.1  Zemské jádro

Představy o stavbě a složení zemského jádra jsou nedokonalé. Opírají se o seismiku a studium železných meteoritů, které patrně pocházejí z rozpadlého kosmického tělesa. Hodnota podélných zemětřesných vln ve vnějším jádru je nižší než v jádru vnitřním (v zóně F) a příčné vlny se zde nešíří. Předpokládá se proto, že vnější jádro (zóna E) je v tekutém stavu a pouze vnitřní jádro (zóna F) je ve stavu pevném. Cirkulací tekuté hmoty vnějšího jádra (konvekčním prouděním) vzniká patrně magnetické pole Země. Podle některých hypotéz může vzhledem k existenci a rotaci pevného vnitřního jadérka dojít ke vzniku termo-chemického dynama. To má velmi vysokou účinnost a. kolem Země generuje silné magnetické pole již zřejmě déle než 4 miliardy let.

Analýzou železných meteoritů bylo prokázáno, že obsahují především železo a nikl. V malém množství jsou přítomny i další kovy (Co, Pt, Mo. Au. Ag) a síra. Obdobné složení se podle starších modelů přisuzuje i zemskému jádru, které může v malém množství navíc obsahovat i Si a Mg. Experimenty sledující chování různých látek za vysokých tlaků prokázaly, že zemské jádro není složeno z čistých kovů, ale převážně ze silikátů, oxidů, sulfidů a karbidů železa.

Obrázek 2-18. Graf šíření podélných s příčných seismických vln v rámci zemského tělesa.

Obrázek 2-19. Pozice vnějšího a vnitřního jádra v rámci vnitřní stavby Země.

Obrázek 2-20. Mechanismus zemského termo-chemického dynama.

2.2.2  Zemský plášť

Poznatky o spodní části zemského pláště jsou stejně jako v případě jádra nedostatečné. Přechodná a spodní zóna (C a D) se směrem do hloubky vyznačují stoupající rychlostí seismických vln. Tyto rychlosti jsou mnohem vyšší než v jakémkoliv známém horninovém prostředí. Předpokládá se tak, že v těchto částech pláště dochází vlivem zvyšování teploty a tlaku k fázovým přechodům. Tyto procesy jsou především charakterizovány změnami struktury a fyzikálních vlastností minerálů. Nemění se jejich chemické složení, avšak vznikají nové druhy nerostů s těsnějším směstnáním atomů v krystalové strukturní mřížce. Předpokládá se, že komplikovanější struktury silikátů se při těchto fázových přechodech mění směrem do hloubky na jednodušší struktury typu oxidů.

Spodní plášť sahá od hloubky 950 km do 2900 km. Rychlost podélných i příčných seismických vln zde dosahuje nejvyšších hodnot v celém zemském tělese a současně s růstem tlaku se plynule zvyšuje s hloubkou. Tato plynulost svědčí o relativně homogenní stavbě spodního pláště.

Z geologického hlediska je významná svrchní část zemského pláště (zóna B). V ní dochází k řadě důležitých procesů, které mají vliv na formování zemské kůry a zemského povrchu. Důležitá je zejména sféra tzv. nízkorychlostních kanálů, jejíž svrchní hranice leží v hloubce 70-150 km a spodní v 200-300 km. V této části svrchního pláště byla zaznamenána nižší rychlost šíření zemětřesných vln. Předpokládá se tak zde vyšší teplota vytvářející podmínky pro vznik magmatických ohnisek a je zde současně registrováno menší množství ohnisek zemětřesení. Jde o dynamicky silně exponovanou část Země, která je zdrojem endogenní aktivity a nachází se ve stavu blízkém natavení. Tato oslabená část svrchního pláště bývá označována jako astenosféra. Nejsvrchnější část pláště společně se zemskou kůrou pak vytvářejí tzv. litosféru.

Obrázek 2-21. Schematické znázornění stavby zemského pláště.

Obrázek 2-22. Schéma zemského pláště s vyznačenou pozicí astenosféry.

Nejvyšší polohy zemského pláště jsou většinou pevné a křehké. V hloubce kolem 70 km se ve svrchním plášti nachází zóna, která díky času, vysokým teplotám a tlakům nabývá charakteru plastického prostředí. Tato zóna se nazývá jako zóna izostáze. Jako izostáze se označuje rovnovážný stav bloků zemské kůry vůči hmotě svrchního pláště. Hustota jednotlivých ker kůry je přibližně stejná. Čím jsou kry vyšší, tím hlouběji se zabořují do plastické hmoty pláště.

V prostředí celého zemského pláště dochází rovněž k velmi pomalé cirkulaci hmoty, která se projevuje i v zemské kůře. Následkem rozdílných teplotních podmínek panujících v plášti pod kontinenty a pod oceány dochází ke vzniku konvekčních proudů. Toto pomalé konvekční proudění vede k přemisťování materiálu rychlostí několika mm za rok. Konvekční proudy v plášti vystupují pod oceány a klesají pod kontinenty. Konvekčním prouděním v plášti bývá často vysvětlován pohyb kontinentů (kontinentální drift).

Obrázek 2-23. Princip izostáze.

Obrázek 2-24. Uplatnění principu izostáze při utváření zemského tělesa.

Obrázek 2-25. Schéma konvekčního proudění v rámci zemského pláště.

Obrázek 2-26. Schéma konvekčního proudění v rámci zemského pláště.

Na základě různých údajů bylo vypracováno několik modelů chemického složení svrchního pláště:

• starší model – ultrabazické horniny (peridotity, dunity) – považovány za zdroj bazaltů oceánské kůry / tavením peridotitů toto nebylo prokázáno;

• Green, Ringwood (1969) – model pyrolitu - směs pyroxenu a olivínu, resp. bazaltu a dunitu v přibližném poměru 1: 3. Tavením pyrolitu za vysokého tlaku vzniká asi 30 % bazaltů, zbytek tvoří peridotit a čočkami eklogitů.

Pyrolit tvoří patrně mateřskou horninu pláště, která se ve svrchním plášti diferencuje. Lehčí diferenciát (bazalt) postupuje ve velkém množství do kůry. Ve svrchním plášti tak zůstávají těžší zbytkové peridotity a eklogity.

Chemické složení svrchního pláště je ve většině modelů charakterizováno převahou SiO₂, MgO a FeO, méně se uplatňují Al₂O₃, CaO, Na₂O a sloučeniny dalších prvků. Zásadní rozdíly ve složení svrchního pláště existují pod kontinenty (více diferencován) a oceány (látkově primitivnější).

2.2.3  Zemská kůra

Zemská kůra tvoří nejsvrchnější část zemského tělesa. Její mocnost je proměnlivá. Na pevnině dosahuje 30-40 km, pod oceány pouze 6-15 km. Ostrou hranicí označovanou jako Mohorovičičova diskontinuita je oddělena od podložního pláště.

Obrázek 2-27. Prostorové znázornění pozice zemské kůry v rámci vnitřní stavby Země.

Obrázek 2-28. Řez vnitřní stavbou Země s vyznačením pozice zemské kůry.

Zemskou kůru lze rozdělit na dva typy:

1. oceánský typ zemské kůry

2. kontinentální (pevninský) typ zemské kůry

Oceánská kůra - je mnohem slabší než kůra kontinentální. Její mocnost dosahuje kolem 6-12 km (průměrná hodnota ~ 5 km). Podle současných seismických výzkumů se skládá z několika vrstev.

Obrázek 2-29. Schématické znázornění pozice oceánského a kontinentálního typu kůry v rámci vnitřní stavby Země.

Obrázek 2-30. Schématické znázornění pozice oceánského a kontinentálního typu kůry v rámci vnitřní stavby Země.

Obrázek 2-31.  Schématické srovnání rozdílné mocnosti oceánského a kontinentálního typu zemské kůry.

Obrázek 3-32. Příčný řez oceánským typem kůry s blokdiagramem jeho látkového složení.

1. oceánská vrstva (průměrná mocnost ~ 0,4 km) - nejsvrchnější, je tvořena nejrůznějšími druhy hlubokomořských sedimentů. V její povrchové části se vyskytují převážně nezpevněné, většinou silně porézní sedimenty s vysokým obsahem vody (vápnitá a křemitá bahna). Tyto již bývají směrem do hloubky částečně zpevněny (jemnozrnné vápence, silicity – rohovce).

2. oceánská vrstva - otázka její mocnosti a složení je již podstatně komplikovanější. Zjištěné rychlosti průchodu seismických vln (kolem 5 km .s^-1) mohou odpovídat celé řadě hornin. Podle starších prací je tato vrstva tvořena zpevněnými sedimenty, dnes předpokládáme, že 2. oceánská vrstva se skládá z hornin bazaltového složení. Tento předpoklad byl do značné míry ověřen hlubokomořskými vrty.

3. oceánská vrstva - nejhlubší, tvoří více než 2/3 objemu celé oceánské kůry. Její mocnosti nekolísají tak jako u vrstev nadložních, pouze v některých anomálních oblastech - např. pod riftovými zónami (hluboká zlomová údolí) nebo na okrajích pevnin může docházet k jejich růstu. Výzkum složení 3. oceánské vrstvy souvisí s vysokoteplotní a vysokotlakou petrologií. Podle H. H. Hesse (1962, 1965) je 3. oceánská vrstva tvořena serpentinizovanou ultrabazickou horninou. Je pravděpodobné, že horniny 3. oceánské vrstvy se mohou změnou teplot a tlaků transformovat v horniny svrchního pláště a naopak. Tomuto předpokladu by vyhovovala představa o složení 3. oceánské vrstvy serpentinitem (hadcem), popř. serpentinizovaným peridotitem. Podle Hesse vznikají hadce 3. oceánské vrstvy z plášťových peridotitů při teplotách kolem 500°C. Nad touto teplotou je stabilní serpentinit, pod ní pak peridotit.

Další možností je, že 3. oceánská vrstva je tvořena hlubinným ekvivalentem bazaltu - gabrem, nebo jeho metamorfovanými ekvivalenty, jako je amfibolit.

Někteří autoři se současně domnívají, že 3. oceánská vrstva je tvořena různě metamorfovanými ekvivalenty čedičů, např. zelenými břidlicemi nebo amfibolity. Tyto horniny byly při přímém zkoumání hornin na středooceánských hřbetech společně s gabry skutečně nalezeny.

Kontinentální kůra - její složení je mnohem rozmanitější než u kůry oceánské, což souvisí s největší pravděpodobností se složitějším vývojem pevnin. Nejdůležitějším rozdílem mezi kůrou kontinentální a oceánskou jsou rozdíly v mocnostech. Pevniny se tak podobají velkým krám, z nichž průměrně 2/5 vyčnívají nad povrch oceánské kůry, zatímco zbývající 3/5 leží hlouběji. Kontinentální kůra se oproti kůře oceánské vyznačuje rovněž nižší průměrnou hustotou (asi 2,5 - 2,7 g .cm^-3).

Obrázek 2-33. Složení oceánské kůry.

Obrázek 2-34. Schématické znázornění pozice kontinentální kůry v rámci vnitřní stavby Země.

Mocnost kontinentální kůry je značně variabilní. Pohybuje se nejčastěji v rozmezí 25-70 km, průměrně kolem 40 km. Kontinentální kůra je tvořena rovněž třemi vrstvami, avšak s poněkud odlišným složením a vzájemným vztahem než je tomu u kůry oceánské (obr. 35, 36).

a) Nejsvrchnější vrstva je tvořena sedimenty. Jejich průměrná mocnost je 2-4 km. Rychlost seismických vln zde kolísá podle povahy sedimentu mezi 1,8-3,0 km .s^-1.

b) Podložní vrstvu nazýváme vrstvou granitovou. Je složena z široké řady kyselých a neutrálních vyvřelin a slabě až silně metamorfovaných hornin. V oceánské kůře tato vrstva chybí. Průměrné rychlosti seismických vln zde dosahují hodnot kolem
5,7 km .s^-1. Mocnosti granitové vrstvy kolísají v rozmezí 15-20 km, s průměrnou hodnotou kolem 18 km.

c) Granitová vrstva je tzv. Conradovou plochou diskontinuity oddělena od podložní bazaltové vrstvy. Bazaltová vrstva představuje komplex bazických hornin s rychlostmi podélných seismických vln v rozmezí 5,9-7,8 km .s^-1. Lze předpokládat, že kontinentální bazaltová vrstva se svým petrografickým složením shoduje se 3. oceánskou vrstvou. Mocnosti této části kontinentální kůry značně kolísají (15-30 km). Rychlost šíření seismických vln a tím i hustota hornin vzrůstá v bazaltové vrstvě směrem s hloubkou. Nemetamorfované čediče bazaltové vrstvy mohou s hloubkou přecházet do zelených břidlic a slabě metamorfovaných bazických hornin, ty do amfibolitů a v případech, kdy je tato vrstva zvláště mocná až do hornin eklogitového složení.

Obrázek 2-35. Schématické srovnání látkového složení oceánské a kontinentální kůry.

Obrázek 2-36. Průměrné chemické složení (hmot. %, ppm) kontinentální kůry.

2.3  Základní pochody probíhající na Zemi a jejich původ

V zemském jádru, plášti, kůře i na zemském povrchu probíhají neustálé změny. Energetické zdroje, jejichž působením vznikají geologické procesy jsou dvojího typu:

• zdroje pocházející ze samotného zemského tělesa

• zdroje pocházející zvenčí

Podle příslušného typu se uvedené energetické zdroje označují jako:

• zdroje vnitřní (endogenní)

• zdroje vnější (exogenní)

1) Vnitřní (endogenní) činitelé:

• síly, které působí z nitra Země

• hlavními energetickými zdroji jsou gravitační energie a tepelná energie vznikající v zemském tělese rozpadem radioaktivních prvků a při fázových změnách za vysokých teplot a tlaků

• vytváří prvotní změny (nerovnosti) na zemském povrchu = hory, pohoří, pánve, náhorní plošiny

• působí stále, ale jsou období kdy jsou procesy v nitru aktivnější à vrásnění (např.: hercynské vrásnění)

• obvykle zvyšují výškové rozdíly mezi jednotlivými částmi zemského povrchu

• do kategorie endogenních činitelů patří: horotvorná činnost, vulkanismus, seismická činnost.

2) Vnější (exogenní) činitelé:

• faktory, které působí mimo zemské těleso

• hlavním energetickým zdrojem je sluneční a gravitační energie (Země i nejbližších těles    sluneční soustavy, zvl. Měsíce), v poslední době pak i energie lidské pracovní síly

• působí na zemském povrchu nebo bezprostředně pod ním (krasové procesy, vznik         jeskyní)

• vedou ke snižování výškových rozdílů mezi jednotlivými částmi zemského povrchu

• projevy: rušivá činnost – vymílání (eroze), přenosná činnost – odnos zvětralin (transport), tvořivá činnost – usazování (sedimentace)

Do kategorie endogenních činitelů patří: svahové pohyby, říční (fluviální) pochody, kryogenní pochody, větrné (eolické) pochody, mořské (marinní) pochody, biogenní pochody, antropogenní pochody.

Protikladným působením endogenních a exogenních procesů se zemská kůra a zejména pak zemský povrch neustále mění a vyvíjejí.