text: Globální geomorfologie
  3. Desková tektonika a její vztah ke globální geomorfologii
  Bezprostředním objektem geomorfologického studia je zemský povrch. Na vznik a vývoj různých typů zemského reliéfu (povrchu) se však podílí velmi významně i procesy, které mají původ hluboko pod zemským povrchem, především v zemské kůře a svrchním plášti. Geomorfologie proto musí bezprostředně vycházet a navazovat na základní geologické disciplíny. Nezbytné jsou alespoň základní znalosti hloubková stavby a vývoje Země jako planety. Následující kapitola proto velmi stručně rekapituluje tyto poznatky a je určena především studentům negeologických oborů (geodézie, environmentální inženýrství atd.). Studenti geologického inženýrství zde mohou navázat na nezbytné prerekvizity (Všeobecná geologie, Strukturní geologie atp.).
  Vznik a vývoj vesmíru a planet
  V současnosti všeobecně akceptovaným vědeckým vysvětlením vzniku vesmíru je teorie "Velkého třesku" (Bing Bang Theory). Podle této hypotézi vznikl vesmír, jehož je naše Země nedílnou součástí, před 10 až 15 miliardami let. Před touto obrovskou "explozí" byla v zásadě všechna hmota a energie koncentrována do jednoho malého hmotného bodu s nepředstavitelně velkou hustotou, pravděpodobně vyhaslé hvězdy, která vyčerpala zásoby své jaderné energie. Od tohoto okamžiku po současnost probíhá stálá postupná expanze vesmíru. Během ní docházelo a stále dochází ke vzniku a vývoji dalších galaxií a hvězd (obr. 3.1). Geologie a geomorfologie se soustřeďují především na období posledních 4,5 miliardy let, kdy vznikla naše sluneční soustava a v jejím rámci systém planet, včetně Země, soustředěných kolem Slunce.
  Obr. 3.1 Postupný vývoj solárního systému akrecí meziplanetární hmoty a kolizemi planetisimal gravitační přitažlivostí uvnitř rotující primární mezihvězdné mlhoviny. (Upraveno podle Presse & Sievera, 1998).
  Již v roce 1755 předložil německý filozof Kant představu, že počátek našeho solárního systému je v rotujícím mračnu meziplanetárního prachu a plynů. Avšak teprve v posledních dekádách se astronomové znovu vrátili k této představě a propracovali ji do podoby hypotézy hvězdné mlhoviny (nebular hypothesis). Z této primární mlhoviny - supernovy působením gravitačních sil mezi jednotlivými částicemi docházelo postupně k utváření stále větších rotujících shluků hmoty (viz obr. 3.1). To vedlo ke vzniku Slunce a jednotlivých planet, tak, jak jsou nám v rámci naší sluneční soustavy známy dnes (obr. 3.1).
  Obr. 3.2 Planety naší galaxie a jejich pozice vůči Slunci. (www.usgs.com)
  Rozhodující pro další vývoj byla gravitační migrace hmoty do centra mlhoviny – galaxie a vznik proto-Slunce. V jeho centru dochází působením gravitace k zvyšování hustoty a především enormnímu nárůstu teploty na hodnotu milionu stupňů, což nastartovalo nukleární reakce obdobné reakcím, které můžeme porovnat s reakcemi vodíkové bomby - slučování jader vodíku v jádra hélia. V sluneční soustavě je Slunce největším zdrojem elektromagnetické energie (zvláště ve formě tepla a světla), přičemž je v něm soustředěno 99,85 % veškeré hmoty sluneční soustavy. Jeho hmota MS = 1,9891.1030 kg. Je tvořeno téměř z 73 ÷ 92 % H, téměř z 7,8 ÷ 24% He, zbytek tvoří hlavně O2 a C, Ca, Fe (zjištěno ze studia spektra slunečního záření). Teplota v jádru dosahuje cca (15 ÷ 40) .106 K, tlak je zde obrovský - asi 2.107 GPA (zhruba 340 .109 větší než na hladině moře na Zemi).
  I když je, jak bylo uvedeno výše, absolutní převaha hmoty koncentrována v jádru Slunce, dochází postupně se zbývající hmoty galaxie ke vzniku planet. Tento "okamžik" je, na podkladě absolutního datování stáří meteoritů dopadajících na Zemi, určen na 4,56 miliardami let. Významný rozdíl přitom je mezi planetami (obr. 3.2), jejichž oběžné dráhy jsou bližší slunci (tzv. vnitřní planety – Merkur, Venuše, Země a Mars - terrestrické planety) a těmi, jejichž dráhy jsou Slunci vzdálenější (obří vnější planety – Jupiter, Saturn, Uran a Neptun).
  Základní odpovědí na otázku, jak se z primitivního a v zásadě homogenního shluku hmoty – prvotní Země stala živá, tzv. modrá planeta je proces, který nazýváme diferenciace. Jde o vývoj spočívající v postupném gravitačním rozvrstvení hmoty do, v zásadě koncentrických vrstev - sfér (viz obr. 3.3), které se od sebe liší fyzikálními i chemickými parametry. Původní chladnou hmotu Země tvořil shluk pevných částic (podobných dnešním kamenným meteoritům). Ohříval se nejdříve v důsledku energie impaktů kosmických těles, později působením vnitřní energie vytvořené při gravitační diferenciaci a především produkcí tepla spojeném s rozpadem radioaktivních prvků.
  Obr. 3.3 Postupná diferenciace homogenní primitivní Země. Na základě gravitační diferenciace dochází k migraci těžkých kovových prvků (Fe, Ni) do jádra a naopak, lehkých nekovových (litofilních) prvků do vnějších sfér Země, především zemské kůry. (Upraveno podle Presse & Sievera, 1998).
  Z vnějších obalů Země se velmi pravděpodobně jako první diferencovala atmosféra. Protoatmosféra byla složená z vodíku, hélia, amoniaku a metanu. Při pokračujícím natavování a diferenciaci Země se dále postupně degazací uvolňovaly další plyny, především oxid uhličitý, dusík, vodní páry, v důsledku čehož vznikala druhotná atmosféra – deuteroatmosféra. Měla redukční charakter a byla prakticky bez kyslíku. Kyslík se následně začal hromadit až po vzniku života fotosyntetickou asimilací rostlin. V prvních stadiích na tomto procesu mají zásluhu především sinice a planktonické řasy. Prakticky až od počátku paleozoika je možno hovořit o aktualistické atmosféře, která měla obsah kyslíku podobný jako dnešní.
  Obr. 3.4 Časová osa ukazující hlavní události raného stadia vývoje Země v rámci naší sluneční galaxie. Porovnej s obr. 3.17. Upraveno podle Presse & Severa 1998.
  Vodní obal – hydrosféra vznikl kondenzací vodních v ovzduší po celkovém ochlazení Země. Nastala nová etapa vývoje Země, pro níž je typický významný podíl exogenních procesů při především při formování zemského reliéfu, ale také sedimentárních hornin atd.
  Obr. 3.5 Základní sféry Země, jejich vzájemná pozice a mocnost. (Upraveno podle www.usgs.com).
  Postupnou gravitační diferenciací vnitřní hmoty Země, doprovázenou migrací lehkých hmot do vnějších a těžkých do vnitřních sfér, se konstituovala základní sférická zonálnost naší planety. Od povrchu do nitra Země můžeme vymezit postupně zemskou kůru, plášť a jádro (obr. 3.3 a 3.5). Železo, které od počátku vzniku Země reprezentovalo přibližně třetinu jejího objemu, spolu s některými dalšími kovovými prvky, především niklem, migrovalo v důsledku gravitační diferenciace do jejího nitra (viz obr. 3.3). Tento proces podmínil vytvoření zemského jádra. Díky vývoji (nárůstu) vnitřní teploty a tlaků Země je vnější jádro ve stavu taveniny (tekuté) a vnější jádro je pevné.
  Navazující vnější sféru planety od hloubky 2900 km reprezentuje plášť. Je ve stavu taveniny – magmatu a jsou zde zastoupeny minerální fáze na bázi kyslíku, hořčíku, železa a křemíku, přičemž železu náleží stále dominantních 35% celkového objemu pláště.
  Zemská kůra v niž plášť prostřednictvím relativně výrazného geofyzikálního rozhraní - plochy Moho (Mohorovičičova diskontinuita) přechází do je nejvíce vnější vrstvu Země, charakterizovanou mj. nejnižší hustotou a největším podílem litofilních prvků (obr. 3.6), převážně na bázi křemičitanů. Podle pozice, mocnosti a složení lze vymezit tři základní typy kůry – kontinentální, oceánskou a přechodnou.
  Kontinentální kůra buduje kontinenty, včetně oblastí šelfů a kontinentálních svahů. Má značně variabilní mocnost v rozmezí 25 až 100 km. Průměrná mocnost je cca 35 km. Vertikálně ji členíme na svrchní sedimentární vrstvu, která může díky erozi scházet, především v oblastech vyšší části zemského reliéfu (pohoří). Průměrná mocnost se pohybuje v řádu prvních kilometrů a jen výjimečně dosahuje až 10 km. Zásadní pro charakteristiku kontinentální kůry je střední vrstva granitová (žulovo – rulová). Tvoří ji především kyselé a intermediální magmatické a metamorfované horniny. Průměrná hustota se pohybuje v rozmezí 2500-2700 kg.m3. Spodní vrstvou kůry je bazaltová vrstva (čedičová), kterou tvoří hlavně bazické magmatity a metamorfika. Průměrná hustota, ve srovnání s vrstvou granitovou, narůstá a dosahuje hodnot v rozmezí 2800-3300 kg.m3.Mocnost obou vrstev výrazně roste v oblasti vysokých pohoří (Himaláje, Alpy atp.), spolu s celkovým zvětšením mocnosti kontinentální kůry. Kontinentální kůra je podstatně komplexnější a látkově i strukturně heterogennější než kůra oceánská.
  Obr. 3.6 Srovnání látkového složení Země jako celku a zemské kůry. Upraveno podle Presse & Sievera 1998
  Oceánská kůra je přítomna pod oceány. Má podstatně menší mocnost (5 – 10 km) než kůra kontinentální a především je charakteristická nepřítomností granitové vrstvy. Dominantní je bazaltová vrstva a poměrně tenká vrstva sedimentární, která může scházet především na středooceánských hřbetech. Oceánská kůra se vyvíjí z plášťových hornin jejich parciální anatexí (částečným tavením) a má proto podstatně primitivnější složení ve srovnání s kontinentální kůrou.
  Přechodná kůra je charakteristická pro okraje kontinentů, například v oblasti okrajových a kontinentálních moří a vulkanických ostrovních oblouků. Má přechodný charakter mezi kontinentální a oceánskou kůrou (menší mocnost než kůra kontinentální podmíněnou především postupnou redukcí granitové vrstvy). Někdy bývá označována také jako andezitová kůra.
  Celkové látkové složení kontinentální kůry reprezentuje obr. 3.6. Dominantními minerály kůry jsou především křemičitany (silikáty), oxidy a uhličitany. Mezi horninami výrazně dominují magmatity (viz obr. 3.8).
  Obr. 3.7 Příklad pokračování kontinentální kůry pod hladinu Tichého oceánu (digitální model reliéfu a batymetrie pobřeží Kalifornie – severoamerický kontinent nad hladinou je v odstínech šedé) do oblasti šelfu (červené odstíny) a kontinentálního svahu (žluté a zelené odstíny). Od kontinentálního úpatí (modré odstíny) navazuje oceánský typ kůry. (www.usgs.gov).
  Zemská kůra spolu s nejvyšší částí pláště (nad astenosférou) tvoří tzv. litosféru. Ta dosahuje 100 až 180 km mocnosti. Je rozčleněna do různocenných a velikostí velmi rozdílných bloků – litosférických desek. Jak bylo ověřeno především ve druhé polovině 20. století, není pozice těchto desek stálá. Drift – pomalý posun litosférických desek po podložní astenosféře je základním postulátem moderní hypotézy dynamického vývoje Země, kterou je zvykem označovat jako desková tektonika (plate tectonics).
  Obr. 3.8 Vzájemné poměrné zastoupení jednotlivých typů hornin v zemské kůře (Jakeš, 1984).
  Teorie litosférických desek - teorie deskové tektoniky
  Jak ukázaly především geofyzikální výzkumy probíhající od počátku 60. let 20. století, není litosféra homogenní a izotropní svrchní obálkou Země. Především výsledky seismiky, zvláště přesná 3-D lokalizace hypocenter zemětřesení indikuje rozdělení zemské litosféry do řady velmi rozdílných a velikostí značně diferencovaných litosférických desek (viz obr. 3.9). Již na počátku 60. let především např. paleomagnetický výzkum, spolu s absolutním datováním hornin oceánské kůry, přinášel důkazy o změně pozic – kontinentálním driftu litosférických desek v průběhu geologického vývoje. Současná satelitní geodézie posledních dvou desetiletí pak poskytuje stále nové, velmi přesné údaje o jejich aktuálním pohybu (obr. 3.10). Příčiny driftu jsou všeobecně odvozovány od tzv. konvekčních proudů v zemském plášti (obr. 3.11) a souvisí nepochybně s výstupem tepla ze zemského jádra a pláště k povrchu. V důsledku aktivity těchto proudů dochází nad místy jejich výstupu k divergentnímu pohybu (rozpínání – pohyb od sebe) sousedních litosférických desek. Divergentní desková rozhraní jsou lokalizována především v středooceánských riftových zónách (obr. 3.9), ale také v oblastech kontinentálních riftových zón (např. východoafrický riftový systém).
  Obr. 3.9 Rozdělení litosféry na jednotlivé hlavní tectonické desky (tectonic plates). (Upraveno podle Presse & Sievera, 1998).
  Opakem divergentních deskových rozhraní jsou konvergentní zóny. Dochází zde ke kolizi vstřícně (proti sobě se pohybujících) litosférických desek. Konvergentní pohyb je kompenzován subdukcí (podsunutím) jedné desky (převážně oceánské) pod druhou (kontinentální). Ve finálním stádiu pak dochází ke kolizi dvou protilehlých kontinentů a toto stádium vývoje litosféry je spojeno s výzdvihem pohoří alpínského typu (Alpy, Karpaty, Andy, Himaláje atd.) – tzv. orogénů (vrásovo - příkrovových pásemných pochoří). Toto stádium je spojeno s vrásněním a příkrovovým nasouváním již dříve v oceánských pánvích uložených sedimentů a vulkanických hornin, metamorfózou a magmatismem.
  Jak divergentní, tak především konvergentní pohyby v litosféře a zemské kůře jsou spojeny s existencí výrazně anizotropního napěťového pole Země. Výsledkem jsou tektonická napětí podmiňující vývoj deformačních struktur nejrůznějších měřítek v zemské kůře - vrás, zlomů, puklin atp.
  Obr. 3.10 Vektory pohybu (červené šipky) litosférických desek na styku euroasijské a africké desky zjištěné na základě laserové satelitní geodezie pro pevné měřicí stanice. (http://www.ngdc.noaa.gov)
  Lokální koncentrací napětí v zemské kůře a plášti v důsledku tektonických pohybů jednotlivých desek dochází ke vzniku tektonických zemětřesení – přirozené seismicity (obr. š.12 a 3.13). Ohniska zemětřesení jsou lokalizována především v tektonicky aktivních oblastech - zónách divergence a především zónách konvergence. Aktivní desková rozhraní jsou současně centry magmatismu, především pak efuzivní vulkanické aktivity. Nad zónami subdukce, v důsledku tavení korových hornin podsouvaných litosférických desek, se vyvíjí tzv. vulkanické ostrovní oblouky. Současně dochází v zónách divergence - v riftových pásmech středooceánských hřbetů, k podmořskému čedičovému vulkanismu, který zaplňuje otevřený prostor – "trhliny" po vzdalujících se (divergujících) litosférických deskách.
  Obr. 3.11 Základní princip fungování deskové tektoniky. Konvekční proudy v plášti jsou příčinou driftu litosférických desek a jejich vzájemné interakce v zónách konvergence (kolize) a divergence(rozestupování - otvírání). (Upraveno podle Presse & Sievera, 1998)
  Obr. 3.12 Schematický blokdiagram oblasti západopacifické subdukční zóny v oblasti japonského souostroví (viz mapka s lokalizací blokdiagramu diagramu – obdelník) je názornou ukázkou genetického sepětí subdukce v konvergentních zónách litosféry s vulkanismem ostrovních oblouků a seismickou aktivitou (viz barevně odlišené hloubky ohnisek zemětřesení) indukovanými vzájemnými posuny litosférických desek na subdukční zóně. Zóna mezi hlubokooceánským příkopem a kontinentem odpovídá přechodnému typu kůry. (Upraveno podle Presse & Sievera, 1998)
  Obr. 3.13 Lokalizace epicenter zemětřesení (žluté tečky) indikuje tektonicky aktivní zóny na hranicích litosférických desek, podél nichž je současně lokalizována absolutní většina aktivních vulkánů (červené trojúhelníky). Porovnej s obr. 3.9. (Podle www.usgs.gov)
  Základní geologický - horninový cyklus
  Teorie deskové tektoniky vysvětluje hlavní principy vývoje litosféry a především našemu pozorování relativně nejlépe přístupné zemské kůry. Všechny procesy (tektonické, magmatické atd.) odehrávající se pod povrchem Země zahrnujeme do skupiny tzv. endogenních geologických procesů. Současně se, především na utváření zemského reliéfu – georeliéfu, významně uplatňují vlivy atmosféry a hydrosféry a dynamika procesů, které zde probíhají. Jejich vliv, především na zvětrávání hornin, jejich následný transport (aktivitou vody, větru, působením gravitace a slunečního záření) a sedimentaci je stejně významný jako v případě procesů endogenních. Zahrnujeme je do skupiny exogenních geologických procesů. Vzájemnou interakci obou demonstruje schematické zobrazení základního geologického (horninového) cyklu (obr. 3.14). Toto schéma současně názorně vysvětluje petrografické rozdělení hornin ve vztahu k jejich genezi do tří základních skupin (horniny magmatické – vyvřelé, sedimentární - usazené a metamorfované – přeměněné).
  Obr. 3.14 Základní geologický (horninový) cyklus. Upraveno podle Presse & Sievera, 1998.
  Stáří Země – čas v geologii a geomorfologii
  Jak jsme se zmínili již dříve, je dnešní obraz Země výsledkem dlouhodobého a geologicky složitého vývoje. Vývoj jednotlivých oblastí a segmentů kůry nebyl jednotný. Tím složitější je vysvětlit a prezentovat celkový obraz jejího vývoje v jednotlivých obdobích. Jakkoliv je tato úloha obtížná, nelze si bez jejího řešení představit vznik geologických a geomorfologických map a v nich zobrazených regionálně geologických oblastí.
  Stratigrafie, je základní geologická a odvozeně i geomorfologická disciplína zabývající se geologickým a geomorfologickým vývojem Země v čase a pracující s metodami, které jsou schopny určit vznik jednotlivých sedimentárních vrstev, stáří magmatických i metamorfovaných hornin, geomorfologických procesů atd. Přitom je schopna určit stáří hornin dvěmi základními metodami: metodou absolutního a metodou relativního stáří.
  Absolutní stáří reprezentuje čas, který uplynul od vzniku určité horniny, případně konkrétní formace hornin. Jak ukazuje obr. 3.15 mají nejstarší horniny zemské kůry stáří 3,8 mld. let.
  Obr. 3.15 Zjednodušená mezinárodní IUGS chronostratigrafická tabulka s uvedením stáří v milionech let
  Absolutní stáří určujeme radiometrickými metodami. Tato geochronologická metoda je založená na určení množství určitého radioaktivního prvku, který vznikl rozpadem radioaktivních izotopů obsažených v konkrétních minerálech. Známe-li poločas rozpadu daného prvku, pak jsme z poměru mezi množstvím původního (rodičovského) a výsledného (dceřiného) prvku schopni vypočítat věk daného minerálu a následně horniny obsahujícího daný prvek.
  V běžné geologické praxi však často vystačíme s určením relativního stáří . Znamená to určit, zda je daná konkrétní hornina mladší, nebo starší než jiná. Totéž platí i o stáří zlomů, vrásových deformací, geologických těles a formací, georeliéfů včetně fosilních atd. Zde je rozhodující paleontologická metoda využívající nálezů zkamenělin v sedimentárních horninách. Paleontologie spolu s některými sedimentologickými metodami nám dává možnost sestavit chronostratigrafickou tabulku (viz obr. 3.1ř a 3.16).
  Vedle chronostratigrafického dělení na jednotlivé eratemy, útvary, oddělení, stupně atd. (viz tabulka – obr. 3.16) vymezujeme v geologickém vývoji Země tzv. orogenní cykly – orogeneze (také někdy označované jako vrásnění). Jejich vrcholem byl výzdvih pásemných pohoří jako jsou např. Karpaty, Alpy, Skandinávské pohoří, Andy, Himaláje atd. Z nejvýznamnějších orogenezí uvádíme kadomskou orogenezi (vrcholila na konci proterozoika), kaledonskou (vrchol na konci siluru), variskou (také hercynskou – vrcholila na konci paleozoika) a alpínskou (tzv. staroalpínské fáze probíhají především v křídě, mladoalpínské pak během terciéru).
  Obr. 3.16 Chronostratratigrafické členění fanerozoika. (www.geology.cz)
  Obr. 3.17 Schematická mapa stáří jednotlivých oblastí a zón stávajících kontinentů
  Obr. 3.18 Mapa stáří oceánské kůry současných oceánů (viz také stáří oceánské kůry - poster USGS) názorně dokládá rozpínání oceánů v posledních 180 mil. let (od spodní jury). Nejstarší oceánská kůra se nachází na okrajích oceánů a nejmladší v zóně středooceánských hřbetů - riftů.