V současnosti všeobecně akceptovaným vědeckým vysvětlením vzniku vesmíru je teorie „Velkého třesku“ (Big Bang Theory), podle které 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 bodu s nepředstavitelně velkou hustotou, pravděpodobně vyhaslé hvězdy, která vyčerpala zásoby své jaderné energie. Od tohoto okamžiku po současnost dochází stále k postupné expanzi vesmíru. Během ní docházelo a stále dochází ke vzniku a vývoji dalších galaxií a hvězd. Geologie se soustřeďuje především na posledních 4,5 miliardy let, kdy vznikla naše sluneční soustava a v jejím rámci systém planet, včetně Země, soustředěných kolem Slunce.
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 k postupnému utváření stále větších rotujících shluků hmoty To vedlo ke vzniku Slunce a jednotlivých planet tak, jak jsou v rámci naší sluneční soustavy známy dnes (obr. 2.1.1).
Rozhodující pro další vývoj byla gravitační migrace hmoty do centra mlhoviny – galaxie a vznik Proto-Slunce. V jeho centru docházelo působením gravitace ke zvyšování hustoty a především enormnímu nárůstu teploty na hodnotu milionu stupňů, což nastartovalo nukleární reakce obdobné reakcím, které lze porovnat s reakcemi vodíkové bomby - slučování jader vodíku v jádra hélia. Ve 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) je 1,9891.1030 kg. Je tvořeno z 73 ÷ 92 % H, 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 340x109 větší než na hladině moře na Zemi).
I když je, jak bylo uvedeno výše, absolutní převaha hmoty koncentrována v jádru Slunce, ze zbývající hmoty galaxie dochází postupně ke vzniku planet. Tento „okamžik“ je, na podkladě absolutního datování stáří meteoritů dopadajících na Zemi, určen na 4,56 miliard let. Významný rozdíl přitom je mezi planetami (obr. 2.1.2), jejichž oběžné dráhy jsou bližší Slunci (tzv. vnitřní planety – Merkur, Venuše, Země a Mars - terestrické 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 se nazývá diferenciace. Jde o vývoj spočívající (obr. 2.2.1) v postupném gravitačním rozvrstvení hmoty do v zásadě koncentrických vrstev - sfér, 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. 2.2.2).
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 mají na tomto procesu zásluhu především sinice a planktonické řasy. Prakticky až od počátku paleozoika je možno hovořit o aktualistické atmosféře, která měla obsah kyslíku podobný jako dnešní.
Vodní obal – hydrosféra vznikl kondenzací vodních par v ovzduší po celkovém ochlazení Země. Nastala nová etapa vývoje Země, pro níž je typický významný podíl exogenních procesů především při formování zemského reliéfu, ale také sedimentárních hornin atd.
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 lze vymezit postupně zemskou kůru, plášť a jádro (obr. 2.2.1 a 2.2.3). 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 (obr. 2.2.1). Tento proces podmínil vytvoření zemského jádra. Díky vývoji (nárůstu) vnitřních teplot a tlaků Země je vnější jádro ve stavu taveniny – tekuté a vnější jádro 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.
Plášť prostřednictvím relativně výrazného geofyzikálního rozhraní - plochy Moho (Mohorovičičova diskontinuita) přechází v zemskou kůru, nejsvrchnější sférickou zónou Země. Je charakterizována především nejnižší hustotou a největším podílem litofilních prvků, převážně na bázi křemičitanů (obr. 2.2.4). Podle pozice, mocnosti a složení lze vymezit tři základní typy kůry – kontinentální, oceánskou a přechodnou.
Kontinentální kůra (obr. 2.2.5) 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 se člení na svrchní sedimentární vrstvu, která může díky denudaci 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 především bazické magmatity a metamorfika. Průměrná hustota ve srovnání s vrstvou granitovou narůstá a dosahuje hodnot v rozmezí 2800-3300 kg.m-3. Mocnost obou vrstev výrazně narůstá v oblasti vysokých pohoří (Himaláje, Alpy atp.), spolu s celkovým nárůstem mocnosti kontinentální kůry. Kontinentální kůra je celkově podstatně komplexnější a látkově i strukturně heterogennější než kůra oceánská.
Oceánská kůra se nachází 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. 2.2.4. Dominantními minerály kůry jsou především křemičitany (silikáty), oxidy a uhličitany. Mezi horninami výrazně dominují magmatity (obr. 2.2.6).
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).
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, indikují rozdělení zemské litosféry do řady velmi rozdílných a velikostí značně diferencovaných litosférických desek (obr. 2.3.1). Důkazy o změně pozic – kontinentálním driftu litosférických desek v průběhu geologického vývoje přinášel již na počátku 60. let např. paleomagnetický výzkum, spolu s absolutním datováním hornin oceánské kůry. Současná satelitní geodézie posledních dvou dekád poskytuje stále nové, velmi přesné údaje o jejich aktuálním pohybu (obr. 2.3.2). Příčiny driftu jsou všeobecně odvozovány od tzv. konvekčních proudů v zemském plášti (obr. 2.3.3) 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. 2.3.4), ale také v oblastech kontinentálních riftových zón (např. východoafrický riftový systém).
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. 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.
Lokální koncentrací napětí v zemské kůře a plášti v důsledku tektonických pohybů jednotlivých desek dochází ke vzniku tektonických zemětřesení – přirozené seismicity (obr. 2.3.5 a video - Příklad sesuvů vzniklých zemětřesením, Doubtfull Sound, Nový Zéland). Ohniska zemětřesení jsou lokalizována především v tektonicky aktivních oblastech - zónách divergence a zónách konvergence. Aktivní desková rozhraní jsou současně centry magmatismu, zejména 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 prostor – „trhliny“ po vzdalujících se (divergujících) litosférických deskách.
Teorie deskové tektoniky vysvětluje hlavní principy vývoje litosféry a především zemské kůry, která je našemu pozorování a využití relativně nejlépe přístupná. Všechny procesy (tektonické, magmatické atd.) odehrávající se pod povrchem Země se zahrnují do skupiny tzv. endogenních geologických procesů (viz. kap. 7 - Magmatismus). Dále se na utváření zemského reliéfu (georeliéfu) podílejí vlivy atmosféry a hydrosféry a dynamika probíhajících procesů. Významně působí zejména na zvětrávání hornin, následný transport (aktivitou vody, větru, mj. v důsledku působení gravitace a slunečního záření) a sedimentaci. Náleží do skupiny exogenních geologických procesů (viz. kap. 8 – Působení exogenních procesů na Zemi). Vzájemnou interakci obou demonstruje schematické zobrazení základního geologického cyklu (obr. 2.4.1). 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).
Jak již bylo zmíněno dříve (obr. 2.2.2), 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 map a v nich zobrazených regionálně geologických oblastí.
Stratigrafie je základní geologická disciplína zabývající se geologickým vývojem Země v čase („geologický dějepis“) a pracující s metodami, které jsou schopny určit vznik jednotlivých sedimentárních vrstev, stáří magmatických i metamorfovaných hornin. 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. 2.2.2, mají nejstarší horniny zemské kůry stáří 3,8 mld. let.
Absolutní stáří se určuje radiometrickými metodami. Tato geochronologická metoda je založená na určení množství určitého radioaktivního prvku, který vznikl rozpadem radioaktivních izotopů obsažených v konkrétních minerálech. Je-li znám poločas rozpadu daného prvku, pak lze z poměru mezi množstvím původního (rodičovského) a výsledného (dceřiného) prvku vypočítat věk daného minerálu obsahujícího daný prvek.
V běžné geologické praxi však postačí stanovit relativní stáří (obr.2.5.1). 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. Zde je rozhodující paleontologická metoda využívající nálezů zkamenělin v sedimentárních horninách. Paleontologie spolu s některými sedimentologickými metodami poskytuje možnost sestavit chronostratigrafickou tabulku (obr. 2.5.2).
Vedle chronostratigrafického dělení na jednotlivé eratemy, útvary, oddělení, stupně atd. (obr. 2.5.3) se v geologickém vývoji Země vymezují tzv. orogenní cykly – orogeneze (někdy označované také jako vrásnění). Jejich vrcholem byl výzdvih pásemných pohoří typu Karpaty, Alpy, Skandinávské pohoří, Andy atd. K nejvýznamnějším orogenezím náleží kadomská orogeneze (vrcholila na konci proterozoika), kaledonská (vrchol na konci siluru), variská (také hercynská – vrcholila na konci paleozoika) a alpínská (tzv. staroalpínské fáze probíhají především v křídě, mladoalpínské pak v terciéru).
ZPĚT NAHORU ZPĚT NA TEXTOVOU MULTIMEDIÁLNÍ ČÁST ZPĚT NA ÚVODNÍ STRANU
