Nauka o Zemi Teoretická část Země Vznik planety Země Vznik planety Země je úzce spjat se vznikem sluneční soustavy a tedy i se vznikem celého  vesmíru. Názorů na vznik vesmíru je několik. Na těchto stránkách je uveden pouze všeobecně  akceptovaný model „Velkého třesku“ (Big Bang Theory). Současné odhady stáří vesmíru se  pohybují v rozmezí 10 až 20 miliard let. Geologie, jako vědní obor zabývající se planetou  Zemi, se soustřeďuje především na posledních 4,5 miliardy let, kdy vznikla naše sluneční  soustava. Podle výsledků současných astronomických pozorování se za základ planet sluneční  soustavy považuje protoplanetární mračno plynů a prachových částic, které vzniklo po výbuchu  staré hvězdy - supernovy. Z této primární mlhoviny - supernovy působením gravitačních,  magnetických a elektrostatických sil mezi jednotlivými částicemi, docházelo k postupnému  utváření stále větších rotujících shluků hmoty. Tato hmota především v důsledku gravitace  začala migrovat do centra mlhoviny, kde se začalo rodit Proto-Slunce (obr. 2-1). Podle  astronomických pozorování současných hvězdných soustav mělo toto rotující mračno tvar disku  o průměru 10¹² km o 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. Ze studia  chondrytických meteoritů (obr. 2-2) se usuzuje, že prachové částice byly primárně složeny ze  silikátů a oxidů železa, hořčíku, vápníku, draslíku a sodíku. Hmota soustředěná v centru  mlhoviny vlivem rotace a hlavně gravitace se začala smršťovat, součastně zvyšovat svoji  hustotu, což vedlo k enormnímu nárůstu teploty. Když teplota hmoty dosáhla několika miliónů  stupňů, zažehla se nukleární reakce. Vědci přirovnávají tuto nukleární reakci k výbuchu  vodíkové bomby, kdy dochází ke slučování jader vodíku v jádra hélia. Od zažehnutí shluku  mračna v centru mlhoviny můžeme mluvit již o existenci Slunce. Z centra byly odvrženy  prachové částice a plyny. Dále od centra byly teploty nižší a došlo k jejich opětovné  kondenzaci. Blíže ke Slunci se zhromažďovaly kovové a silikátové částice, dále vznikaly částice  vodíku, uhlíku a kyslíku.  Složení planety Země Princip seismických metod Zemské jádro     Zemské jádro představuje 16% objemu a 31% hmoty Země. Jeho utváření je spojeno s diferenciačními pochody uvnitř Země, kdy většina železa a niklu protoplanety začala vlivem gravitace migrovat do centra (obr. 2-4). Těmito diferenciačními procesy se začalo formovat zemské jádro.     Poznatky o stavbě zemského jádra vycházejí pouze z nepřímých metod. Hloubky rozhraní jednotlivých geosfér a skupenství jádra, bylo určeno na základě výsledků seismických metod. Rozhraní mezi vnějším jádrem a pláštěm bylo zjištěno v hloubce 2900 km a je označováno jako Gutenbergova diskontinuita (obr. 2-14). Rozhraní mezi vnějším a vnitřním jádrem je udáváno v literatuře v rozmezí  5100 až 5300 km.     Směrem do centra planety narůstá hustota, teplota a tlak (obr. 2-15). Odhadovaná hustota jádra je kolem 17,3 g/cm³ , teplota uvnitř jádra je 4300 - 6000 ^oC a tlak 300 ÷ 430 GPa. Tato vysoká teplota a obrovský tlak způsobily, že vnější jádro je ve stavu tekutém a vnitřní jádro v pevném. Důkazem je rozdílná rychlost šíření podélných seismických vln ve vnějším jádru (kde je menší) a ve vnitřním jádru (kde je vyšší) viz obr. 2-15. Navíc, příčné seismické vlny se vnějším jádrem nešíří (příčné vlny procházejí pouze pevným materiálem).        Zemský plášť Zemský plášť tvoří 84% objemu a 69% hmoty Země. Členíme jej na spodní a svrchní část  (obr. 2-14).  Spodní část pláště je na základě studia seismických vln homogenní. Rychlost šíření  podélných i příčných seismických vln se s hloubkou a tlakem plynule zvyšuje až ke  Gutenbergově diskontinuitě, která v hloubce 2900 km tvoří ostré rozhraní mezi zemským  pláštěm a jádrem (obr. 2-15). Na této zóně dochází k prudkému snížení rychlosti šíření  seismických podélných P vln a vymizení příčných S vln. V hloubce 950 až 650 km se nachází báze svrchní části pláště. Od zemské kůry je plášť  oddělen výrazným fyzikálním rozhraním označeným jako Mohorovičičova diskontinuita.  Hloubka tohoto rozhraní je závislá na mocnosti kontinentální kůry, která je u kontinentů a  oceánů různá.  Svrchní plášť je oblastí s významnou endogenní aktivitou. Hmota pláště se  zde vlivem vysokých teplot a tlaků nachází ve stavu blízkém tavení. Následkem rozdílných  teplotních podmínek panujících v plášti pod kontinenty a pod oceány, zde dochází k velmi  pomalé cirkulaci hmoty, označované jako konvekční proudy (obr. 2-17).    Zemská kůra Tvar Země Fyzikální pole Země Země je třetí planeta sluneční soustavy, zároveň největší terestrická planeta v soustavě a jediné planetární těleso, na  němž je dle současných vědeckých poznatků potvrzen život. Země nejspíše vznikla před 4,6 miliardami let a krátce po  svém vzniku získala svůj jediný přirozený satelit – Měsíc. Pohyby Země Milankovičovy cykly Planeta Země je jedinou dosud známou planetou, na které existuje život. Její vznik  je spojen se vznikem sluneční soustavy. Stáří Země se uvádí v rozmezí 4,5 až 4,8  miliard let. Je největší terestrickou planetou sluneční soustavy. Obíhá kolem Slunce  téměř po kruhové dráze průměrnou rychlostí 29,79 km/s. Její oběžná perioda je  365,256 dnů a rotační perioda 23,9345 hodin. Rotuje kolem nakloněné rotační osy  což je příčinou střídání ročních období – pozitivní vliv na rozvoj života. Vzdálenost  Země od Slunce je průměrně 149 milionů km. Rovníkový poloměr Země je 6378,14  km. Hmotnost planety je vypočtena na 5,9736*10²⁴ s průměrnou hustotou 5,515  g/cm³. Má dobře diferencované geosféry - jádro, plášť, kůru a obklopuje jí  hydrosféra, biosféra a atmosféra. Atmosféra společně s magnetickým pólem Země  vytváří ochranný obal před dopady meteoritů a škodlivého vesmírného záření.  Povrch Země ze 71% pokrývají oceány a z 29% kontinenty. Průměrná výška  kontinentů je 850 m n. m. (nejvyšší hora Mount Everest - 8 882 m n. m.) a průměrná  hloubka oceánů je 3 800 m (největší hloubka je v Mariánském příkopu 11 034 m).  Průměrná povrchová teplota Země je 15 ^oC. Průměrný atmosférický tlak na povrchu  Země je 1,013 bary.  Obr. 2-14: Schéma vnitřní stavby Země Obr. 2-16: Řez železným meteoritem zachycující Widmanstattenovy obrazce. Obr. 2-17: Cirkulace taveniny pláště - konvekční proudy. Nejvyšší polohy vnějšího pláště jsou tvořeny pevnou a křehkou hmotou. Tato pevná část pláště společně se zemskou kůrou je označována jako litosféra. Pohyb litosférických  desek po astenosféře, vyvolaný konvekčním prouděním v plášti, se označuje jako kontinentální drift. Na rozhraní litosféry a astenosféry, kde dochází k plastickým deformacím  hmoty bez vzniku ohnisek zemětřesení, dochází k pohybu litosférických desek rychlostí několik mm za rok.   Hmota pláště - pyrolit tvoří patrně mateřskou horninu pláště, která se ve svrchním plášti diferencuje. Lehčí diferenciát – bazalt (2,9 g/cm³) postupuje ve velkém množství do  kůry. Ve svrchním plášti tak zůstávají těžší zbytkové peridotity (3,0 g/cm³) a eklogity (3,5 g/cm³). Průměrné chemické složení pláště je obvykle udáváno takto: SiO₂ – 43 %; MgO  – 37 %; Fe₂O₃+ FeO -12 %; CaO – 3 %; ostatní – 5%.  Ve svrchním plášti lze pomocí seismických vln identifikovat tzv. astenosféru. Je to zóna v  hloubce 70 až 300 km, kde dochází k výraznému poklesu rychlostí šíření seismických vln.  Směrem k povrchu Země klesá teplota a tlak, což má za následek změnu charakteru  taveniny. Plášť Litosféra Obr. 2-1: Schéma zachycující vznik až zánik Sluneční soustavy. Z takto diferencované hmoty zbylého mračna se v dílčích rotačních centrech, rotujících kolem Slunce, formovaly planety  sluneční soustavy (obr. 2-1). Významný rozdíl přitom je mezi planetami, jejichž oběžné dráhy jsou bližší Slunci (tzv. vnitřní  planety – Merkur, Venuše, Země a Mars - terestrické “kamenné” planety) a těmi, jejichž dráhy jsou Slunci vzdálenější (obří  vnější plynné planety – Jupiter, Saturn, Uran a Neptun).   Obr. 2-2: Chondritický meteorit. Počátky formování planety Země jsou na základě absolutního datování stáří meteoritů dopadnutých na Zemi  určeny na  4,56 miliard let. V dílčím rotujícím disku Země se vlivem gravitace soustřeďují prachové a chondrytické částice (obr. 2-2). Ty  se na sebe vzájemně nabalují a proto-planeta Země začíná narůstat. Zvětšuje se její hmotnost a tedy i gravitační dosah, díky  kterému stahuje další částice z rotujícího disku. Protoplanetu Zemi tvoří chladný shluk pevných částic, podobných dnešním  kamenným meteoritům. Vlivem stále větší gravitační síly je proto-planeta schopna stahovat i větší částice, které jí při dopadu  (impaktu) předají energii ve formě tepla. Proto-planeta je stále intenzivněji „bombardována“ a postupně zahřívána (obr. 2-3a).  Současně se začíná vlivem své vlastní gravitace smršťovat, zvyšuje se hustota a současně tlak a teplota (obr. 2-3b). Při určité  teplotě je zažehnuta uvnitř proto-planety termonukleární reakce (obr. 2-3c) spojená s rozpadem radioaktivních prvků (238U,  235U, 232Th a 40K). Planeta se mnohem intenzivněji zahřívá a dochází k tavení nahromaděné hmoty uvnitř planety. Je  nastartován proces gravitační diferenciace. Obr. 2-3: Schema formování protoplanety Země. A - bombardování protoplanety,     B - smršťování protoplanety, C - zažehnutí termonukleární reakce. V důsledku gravitační diferenciace těžší látky klesají do nitra Země, zatímco lehčí látky  jsou vytěsňovány vzhůru k povrchu planety. To má za následek uvolňování energie. Tento  energetický výdej je dalším mohutným zdrojem tepla v nitru Země.   Proces diferenciace se zintenzivňuje až do doby, kdy jsou látky v nitru Země  přesně rozvrstveny (obr. 2-4). Jednotlivá rozhraní mezi vrstvami – sférami jsou  ostrá a snadno identifikovatelná seismickými metodami. Z vyčleněných geosfér je  jádro Země tvořeno látkami s největší objemovou hmotností. Následuje vnitřní a  vnější plášť, zemská kůra a později atmosféra s hydrosférou.   Obr. 2-4: Schema zachycující proces diferenciace materiálu protoplanety. Z vnějších obalů Země se pravděpodobně jako první diferencovala atmosféra,  složená z vodíku, hélia, amoniaku a metanu. Postupným natavováním a  diferenciaci Země se dále postupně degazací uvolňoval především oxid uhličitý,  dusík, vodní páry. Vznikala druhotná atmosféra – deuteroatmosféra, která byla  skoro bez kyslíku. Kyslík se začal hromadit až po vzniku života - fotosyntetickou  asimilací rostlin. Počátek dnešního složení atmosféry lze položit na počátek  paleozoika. Hydrosféra vznikla po celkovém ochlazení Země kondenzací vodních  par z ovzduší. A B C Stanovení složení Země, vymezení hloubek jednotlivých rozhraní geosfér, stejně jako určení jejich skupenství, nelze provést přímými metodami. Přímému pozorování jsou  přístupny pouze nejsvrchnější části zemského tělesa. Současná  nejhlubší důlní díla jsou ražena do hloubek 3,5 km. Nejhlubší vrt na poloostrově Kola měří 12,5 km. Jedná se  tedy o velmi malou část Země, která v porovnání se zemským poloměrem 6378 km činí asi 0,001 jejího průměru. Pro poznání hlubších částí Země jsme odkázáni na studium  meteoritů, laboratorní experimentální výzkum a především nepřímé metody studia. Mezi nejrozšířenější patří metody geofyzikální, zejména pak studium rychlosti šíření  seismických vln.  Seismické metody jsou založeny na principu sledování směru a rychlosti šíření seismických vln.  Seismické vlny se v horninovém  prostředí odrážejí, lámou či difragují. Na  základě znalostí vlastností vln mohou geofyzikové zkoumat vnitřní stavbu Země. Měří se doba, během které seismická vlna bude zaznamenána detektory v různých částech  světa. Ze znalosti rychlosti a zákonitosti, že v hustším prostředí se vlny šíří rychleji, se určují vlastnosti prostředí, kterým se vlny šíří. Čím větší je rychlost šíření seismické  vlny, tím pevnější prostředí můžeme očekávat. Ke studiu se využívají objemové vlny podélné, příčné a povrchové.   Obr. 2-5: Schema šíření objemových vln. Podélné - primární vlny (P-vlny) – prostupují pevným i kapalným prostředím. Rozkmitávají  částice ve směru svého šíření a jsou nejrychlejší (obr. 2-5). Na seismických záznamech se  obvykle objevují jako první s malou amplitudou (obr. 2-6).  Příčné - sekundární vlny (S-vlny) – prostupují pouze pevným prostředím. Rozkmitávají částice ve směru kolmém na směr svého šíření (obr. 2-5. Na seismických záznamech se obvykle  objevují jako druhé s větší amplitudou než mají podélné vlny (obr. 2-6).  Povrchové vlny (R-vlny) – Loveho a Raylegiho – šíří se pouze pevným prostředím při povrchu Země, na relativně malé vzdálenosti (do x km) v porovnání s podélnými nebo příčnými vlnami.  Mají charakter vlnitého pohybu povrchu (obr. 2-5). To má za následek výraznou amplitudu  zemského povrchu a tedy obrovské materiální škody na stavbách, silnicích nebo železnicích.  Velmi výrazná je i amplituda na seismických záznamech (obr. 2-6).  Obr. 2-6: Schematický seismogram příchodu objemových vln v čase. ČAS Raylegiho vlny -  jedná se o vlnění v kruhu nebo v extrémních případech po elipsových drahách - obr. 2-7a (podobá se vlnění, které probíhá v mořských vlnách). Tyto vlny se šíří při povrchu Země a vyvolávají její oscilaci. Jedná se o nejpomalejší zemětřesné vlny. Loveho vlny - jedná se o vlnění, kdy se částice pohybují vzhledem ke směru vlnění na šířku v pravém úhlu (obr. 2-7b). Obr. 2-7a: Schema šíření Raylegiho vlny. Obr. 2-7b: Schema šíření Loveho vlny. P -vlna S -vlna Povrchová vlna Rychlost šíření seismických vln Petrografické složení a fyzický stav horniny  Rychlost šíření seismických vln závisí na mnoha faktorech. Především na petrografickém  složení horninového masívu. Seismické vlny prochází různými horninami různě rychle. Navíc  rychlost v dané hornině ovlivňuje její fyzikální stav. Pokud je hornina při povrchu (chladná  pod relativně malým tlakem) vede seismické vlny jinak než když je ve velké hloubce, kde je  vysoká teplota a tlak (hornina mění svoje fyzikální vlastnosti, stává se elastickou). Největší  útlum šíření vln je při povrchu Země. Horniny jsou zde různě rozvětralé. Čím je hornina  intenzivněji rozvětralá, tím je i útlum šíření vln větší. Tento jev částečně vysvětluje, proč se  povrchové vlny nešíří na velké vzdálenosti. Uvolněné úlomky horniny se při průchodu  povrchové vlny mezi sebou vzájemně posouvají a odebírají tak energii seismické vlně. Takto  se energie vlny zmenšuje (vlna se utlumuje), ale amplituda výchylky povrchu v nezpevněných  horninách je větší než u zpevněných. V případě zemětřesení se hovoří o materiálovém  zesílení (obr. 2-8).  Obr. 2-8: Schema materiálového zesílení povrchových vln ve vztahu k rozdílnému petrografickému a fyzickému stavu hornin. Charakter odrazu a přeměny seismických vln  Dalším výrazným činitelem ovlivňující rychlost šíření seismických vln je charakter odrazu a přeměny vln na jednotlivých fyzikálních rozhraních. Seismické vlny se mění na  tepelnou energii. Princip seismickým metod spočívá ve sledování zejména změny rychlosti, směru a charakteru  šíření objemových vln. Na  zemském povrchu je vyvolán silný vzruch. Může se jednat o uměle  vyvolaný vzruch (odstřel horniny v dole, výbuch trhaviny ve vrtu) nebo se využije přirozený  vzruch – zemětřesení. Na zemském povrchu po celé planetě jsou v nepravidelné a různě husté  síti rozmístněny seismické pozorovací stanice. Na těchto stanicích soubor seismografů  kontinuálně zapisuje amplitudu výchylky povrchu Země (obr. 2-10).   Způsob stanovení hloubek jednotlivých geosfér Porozita Podobně i porozita a charakter výplně pórů (např. hladina podzemní vody) ovlivňují útlum a rychlost šíření seismických vln. Pokud jsou póry prázdné (vyplněné vzduchem)  vlna se přenáší pouze přes dotykové plochy zrn. Pokud jsou póry vyplněné, přenos vlny prochází přes zrna a výplň pórů, což průchod vlny usnadňuje. Obr. 2-9: Schema šíření seismických vln zemským tělesem. Kontinuální záznam se označuje jako seismogram  (obr. 2-6). Pokud stanice zaznamená příchod  seismických vln, seismograf zapíše na seismogram čas  příchodu konkrétní vlny a velikost výchylky. Pokud se  porovnají časy příchodu a velikosti výchylek těchto  objemových vln ze tří různých seismických stanic, lze  vypočítat přesné místo a čas vzniku vzruchu  (zemětřesení) – tzv. hypocentrum a také stanovit  intenzitu zemětřesení. Pokud vyhodnotíme záznamy ze stanic po celé Zemi zjistíme (obr. 2-9), že na stanicích  ve větší vzdálenosti od vzruchu nacházíme pouze  podélné a příčné vlny. Povrchové vlny zachyceny  nejsou, byly utlumeny horninovým prostředím. Obr. 2-10: Princip funkce seismografu. Na záznamech jiných stanic nalezneme pouze podélné vlny a některé stanice nezachytily žádné  seismické vlny (obr. 2-9). Tento jev je způsoben nehomogenitou zemského tělesa. Navíc bylo  zjištěno, že rychlost seismických vln při průchodu zemským tělesem úměrně stoupá v závislosti  na rostoucí hustotě okolního prostředí (obr. 2-11). Pouze v určitých hloubkách se rychlost vln  náhle mění (stoupá nebo klesá), nebo vlny náhle mění směr šíření, popřípadě se vlny dále nešíří  vůbec. Tato místa lze považovat za fyzikálních rozhraní,  hranici dvou různých materiálů (hmot) s výrazně odlišnými fyzikálními a chemickými vlastnostmi. Tyto plochy bývají  označovány jako plochy nespojitosti nebo plochy diskontinuity. Významné diskontinuity Země  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 (obr. 2-11).  Druhá nejvýznamnější diskontinuita byla objevena mezi litosférou a astenosférou  (obr. 2-11) v hloubce 70 km pod oceány a 225 km pod kontinenty. Je to zóna poklesu  rychlosti šíření seismických vln tzv. nízkorychlostní zóna. Další výrazná diskontinuita je 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 (obr. 2-11). Tato plocha byla nazvána jako Guttenbergova-Weichertova  diskontinuita a odděluje zemský plášť od zemského jádra.  Obr. 2-11: Schema změny rychlosti šíření P a S seismických vln zemským tělesem s narůstající hloubkou. Vnitřní stavba Země Složení planety Země je úzce spjato s jejím  vznikem.  Během formování planety došlo vlivem  gravitační diferenciace k vyčlenění zemského pevného  vnitřního a kapalného vnějšího jádra, spodní a svrchní  části pláště a zemské kůry (obr. 2-12). Hloubkový dosah  zemské kůry je různý s ohledem na její charakter. Pod  kontinenty může její mocnost dosahovat až 70 km,  zatímco pod oceány nemusí dosahovat ani 6 km. Od  svrchního pláště je omezena ostrým fyzikálním  rozhraním označovaným jako Mohorovičičova  diskontinuita. Vnější plášť zasahuje do hloubky 650 až  950 km. V jeho svrchní části vyčleňujeme astenosféru,  nad kterou se nachází litosféra. Litosféra je tvořena  nejsvrchnější částí svrchního pláště a zemskou kůrou.  Pod svrchním pláštěm do hloubky 2900 km zasahuje  spodní plášť. Pod touto úrovní se již nachází tekuté  vnější jádro, jehož hmota cirkuluje kolem vnitřního  pevného jádra. Rozhraní těchto dvou částí jádra se  uvádí v hloubce 5100 až 5300 km. Střed Země je v  hloubce 6378 km.  Chemické složení jednotlivých geosfér zobrazuje  obr. 2-13. Obr. 2-12: Geosféry Země s určením hloubek rozhraní. Obr. 2-13: Chemické složení geosfér Země.     Zemská kůra tvoří nejsvrchnější část zemského tělesa. Její mocnost je proměnlivá. Na pevnině  dosahuje průměrně 30-40 km, pod oceány pouze 6-15 km. Největší mocnost je pod kontinenty v  místě pásemných horstev. Většinou se jedná o místa, kde v minulosti došlo ke kolizi dvou  kontinentů a vyvrásnění horstva. Nejmocnější zemská kůra je pod Himalájí, až 70 km.  Obr. 2-18: Světová mapa mocnosti zemské kůry. Obr. 2-15: Graf zachycující nárůst tlaku a hustoty s narůstající hloubkou ve vztahu ke změně šíření seismických vln zemským tělesem.   Tekuté vnější jádro obtéká kolem  pevného vnitřního jádra. Cirkulace  tekuté hmoty (konvekčním prouděním)  vyvolává zemské magnetické pole. Podle  některých hypotéz silné magnetické pole  kolem Země generuje termo-chemické  dynamo, vzniklé v důsledku rotace  pevného vnitřního jádra.   Údaje o chemickém složení jádra  vycházejí ze studia meteoritů a  laboratorního experimentálního  výzkumu. Analýzou železných meteoritů  (obr. 2-16) bylo prokázáno, že obsahují  především železo a nikl. Obdobné složení  se přisuzuje i zemskému jádru, které  může v malém množství navíc obsahovat  i Si, Co, Pt, Mo, Au, Ag a Mg.     Hmota jádra má tedy charakter kovu. Nicméně 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. Z 90 % je tvořeno oxidy železa (Fe₂O₃ + FeO), z 8 % oxidu niklu (NiO) a 2 % tvoří zbytek (obr. 2-13).   Zemská kůra vznikla postupnou gravitační diferenciací ze zemského pláště, kdy k povrchu migrovaly nejlehčí složky. Celkové látkové složení kontinentální kůry reprezentuje obr. 2- 13. Dominantními minerály kůry jsou především křemičitany (silikáty), oxidy a uhličitany.   Mezi pláštěm a kůrou lze identifikovat výrazné fyzikální rozhraní - (Moho) Mohorovičičovu diskontinuitu. Nad touto diskontinuitou můžeme podle složení, mocnosti a pozice vyčlenit              tři základní typy kůry (obr. 2-19): o kontinentální; o oceánskou; o přechodnou. Obr. 2-19: Blok diagram zemské kůry: 1 - kontinentální kůra;  2 - oceánská kůra; 3 - přechodná kůra; 4 - svrchní plášť. Kontinentální kůra  Kontinentální kůra s průměrnou mocností 30-40 km netvoří pouze kontinenty, ale také oblasti šelfů a kontinentálních svahů. Sahá až k patě kontinentálního svahu, kde v  případě pasivního kontinentálního okraje plynule navazuje přes přechodnou kůru na kůru oceánskou. Vertikálně lze v kontinentální kůře vyčlenit tři vrstvy. • Nejsvrchnější část, která v případě štítových pohoří díky erozi může chybět, je reprezentována sedimentární vrstvou. Její mocnost se pohybuje v rozmezí 2-4 km. V případě pánevních oblastí může dosahovat mocnosti až 10 km. Měrná hmotnost této sedimentární vrstvy je nejmenší (1,9 – 2,7 g/cm³). Oceánská kůra  Oceánská kůra se nachází pod oceány a má podstatně menší mocnost než kůra kontinentální (pouze 6 -  10 km). Na rozdíl od kontinentální kůry jí chybí střední granitová vrstva. Svrchní vrstva sedimentů (s průměrnou  mocností 0,4 km), která může v oblastech středooceánských hřbetů zcela chybět, 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).   Obr. 2-20: Profil oceánskou kůrou. Bazaltová vrstva tvoří hlavní část oceánské kůry. S narůstající hloubkou se mění její složení. Povrchová vrstva čedičů směrem do hloubky přechází do gaber či bazických  metamorfitů a ty následně přecházejí do peridotitů (obr. 2-20).  Přechodná kůra Přechodný typ zemské kůry se nachází na okrajích kontinentů (v oblastech kolem kontinentálního svahu), v kontinentálních moří a tvoří vulkanické ostrovní oblouky. Svým  charakterem představuje přechod mezi kontinentální a oceánskou kůrou. Má menší celkovou mocnost s výrazně redukovanou granitovou vrstvou. Navíc obsahuje svrchní vrstvu  andezitovou, která má přechodné vlastnosti mezi granitovou a bazaltovou vrstvou.  Tvar planety Země je velmi složitý. V minulosti se planeta popisovala jako koule.  Dnes již víme, že skutečný tvar Země připomíná bramboru, někdy se také z  nadsázkou označuje za „bramboroid“     (obr. 2-21). Tento reálný tvar Země je  výsledkem rozdělení hmot uvnitř Země, na které působí dostředivé a odstředivé sil. Obr. 2-21: Reálný tvar Země. Barevně jsou vyznačený rozdíly výšek ku GEOIDU; modré barvy jsou mínusové hodnoty, žluté a červené barvy jsou kladné hodnoty Obr. 2-22: Světová mapa tozdílů výšek mezi GEOIDEM a reálným tvarem Země. Tento tvar je ovšem velmi složité popsat.  Proto se používá zjednodušený tvar GEOID. Geoid je plocha v každém bodě Země kolmá na směr tíže.  Povrch geoidu tedy odpovídá klidné střední hladině  oceánů. Neni shodný s reálným tvarem Země (obr.  2-22). Pro praktické účely je nahrazován  referenčním rotačním elipsoidem (obr. 2-23).  Přitom zploštění každého elipsoidu závisí na jeho  rychlosti rotace. Pokud se bude měnit rychlost  rotace, bude se měnit i tvar elipsoidu.  Obr. 2-23: Schema rozdílů mezi reálným tvarem Země, geoidem a elipsoidem. Povrch Země se neustále mění v důsledku endogenních a exogenních pochodů  (horotvorná činnost a zvětrávání) a také gravitace vesmírných těles. Na okamžitý  tvar Země působí především gravitace Slunce a Měsíce – slapové jevy.   Slapy Země jsou periodické pohyby zemského povrchu v rozsahu max. 53 cm, vyvolané gravitací  Slunce a Měsíce. Tento jev se opakuje po 24 hodinách a 50 minutách. Neprojevuje se pouze v litosféře,  ale také v hydrosféře (odliv a příliv). Princip jevu je jednoduchý. V místě nejbližším k danému  vesmírnému tělesu je gravitační zrychlení maximální a na opačné straně minimální. V případě kdy jsou  Měsíc, Země a Slunce v zákrytu vzniká skočný slap (u hydrosféry příliv), kdy se účinek obou vesmírných  těles na zemský povrch sčítá (obr. 2-24). V případě kdy jsou Měsíc, Země a Slunce v pozici pravoúhlého  trojúhelníku,  gravitační účinek se obou vesmírných těles ruší – hluchý slap (příliv).  skočný příliv hluchý příliv skočný příliv hluchý příliv Vlivem působení gravitace Měsíce dochází k  postupnému zpomalování rotace Země. Tento údaj byl vypočten na základě porovnání přírůstku korálových útesů v devonu  a dnes. Před 370 mil. let trval den 22 hod. a rok měl 400 dní. Délka dne tedy vzrůstá přibližně o 1 sekundu za 100 tisíc let. Vzhledem k této skutečnosti se velmi pomalu, ale neustále mění tvar Země. Se snižující se odstředivou sílou se zmenšuje pólové zploštění Země. Obr. 2-24: Schema vysvětlující skočný a hluchý příliv. Obr. 2-25: Mapa tíhových Bougerových anomálií České republiky. Na každý bod zemského tělesa působí přitažlivá gravitační síla hmoty Země a odstředivá síla  rotace kolem zemské osy. Výslednice obou sil je zemská tíže. Velikost tíže je vyjádřena tíhovým zrychlením, což je součin hmoty a gravitačního zrychlení.  Tíhové zrychlení se mění s nadmořskou výškou, v depresích je tíhový efekt větší než na  elevacích. Větší tíhový efekt naměříme také na pólech než na rovníku (g = 9,780 m/s²).  Proměnlivost tíhového zrychlení souvisí také s objemem a hustotou tělesa. Tíhový účinek bude u  objemnějšího tělesa se stejnou hustotou jako u menšího tělesa větší. U stejně objemných těles  se tížnice přikloní vždy k hustějšímu tělesu. Toho využívá geofyzika u gravimetrického měření  (obr. 2-25), které slouží pro vyhledávání a vymezování geologických těles.   Tíhové pole Země  Země má své magnetické pole a chová se jako permanentní magnet s osou ukloněnou o 11,5^° od zemské osy. Průběh geomagnetického pole lze znázornit siločarami, vybíhajícími a sbíhajícími se k magnetickým pólům. Magnetické pole Země sahá až 100 tisíc kilometrů daleko od planety (obr. 2-26). Magnetické pole Země se vytváří při cirkulaci vnějšího polotekutého zemského jádra a pevného vnitřního  jádra planety. Tento proces funguje jako obrovské hydrodynamické dynamo. Kolem Země se tak vytváří  magnetosféra. Průběh siločar magnetosféry je deformován v důsledku slunečního záření (slunečního větru). Na  straně přivrácené ke Slunci (denní strana) je magnetosféra stlačena. Na odvrácené straně jsou siločáry vzdálené  od Země až desetinásobně (obr. 2-27).   Intenzita slunečního větru (proud  vyzářených vysoce nabytých částic) je v  čase proměnlivá. Závisí na činnosti  Slunce. Nejvyšší intenzity dosahuje při  slunečních bouřích (obr. 2-27), kdy je  sluneční plazma vyvržena při erupci do  okolního vesmíru – sluneční bouře neboli  proturberace.   Polární záře Při polární záři se nabité částice slunečního větru  (elektrony) dostávají ve větší míře do magnetosféry v oblasti  geomagnetických pólů, kde je směr geomagnetického pole  téměř kolmý k zemskému povrchu. Při srážkách těchto  rychlých částic s horními vrstvami atmosféry dochází k  vybuzení molekul a atomů zemské atmosféry. Tento  vybuzený energetický stav je nestabilní. Při návratu atomů a molekul na stabilní energetickou úroveň dochází k vyzáření  energie (fotonů). Magnetické pole je v čase proměnlivé. Mění se intenzita pole, pozice (obr. 2-29) a polarita  magnetických pólů. Nepatrné změny magnetického pole zaznamenáváme každý den. Na našem území se  magnetická deklinace mění o 1° za 10 až 12 let. Významné změny, jako je změna polarity, se dějí  jednou za 200 – 300 tisíc let. Dnes je kladná část pole u jižního pólu a záporná u severního pólu.   Tento fenomén lze doložit studiem paleomagnetizmu. Jeho výsledků je využito při studiu vývoje zemské kůry. Při studiu paleomagnetizmu se využívá toho, že většina hornin obsahuje určitý podíl  feromagnetických minerálů, které se při tuhnutí ve vyvřelých horninách nebo při sedimentaci  orientují ve směru magnetizace jako magnetické střelky (obr. 2-30). Každá takováto hornina v sobě  zachytí remanentní magnetizaci, tedy průběh magnetického pole v době jejího vzniku. Porovnáním  různě starých hornin můžeme stanovit změnu magnetického pole. Můžeme tedy takto sledovat  změnu magnetického pole v čase.   Obr. 2-26: Schema dosahu magnetických siločar Země. Obr. 2-27: Schema deformace megnetických siločer slunečním větrem. Obr. 2-28: Schema Polární záře. Obr. 2-29: Příklad změny magnetického pole. Změna magnetického pole  Obr. 2-30: Pincip zachycení remanentního magnetizmu v sedimentárních a vyvřelých horninách. Teplotní pole Země  Zdroje tepla na Zemi lze rozdělit do dvou skupin - endogenní a exogenní.   Obr. 2-31: Schéma prostupu tepelného slunečního záření atmosférou Země. Sluneční tepelné záření způsobuje svým nerovnoměrným ohříváním povrchu Země neustálý pohyb  vzduchu v atmosféře, pohyb mořských proudů, vyvolává koloběh vody na zemském povrchu a ovlivňuje  zvětrávání hornin. Sluneční aktivita není stále stejně intenzivní. Cyklicky se mění a tím ovlivňuje  klimatické změny na Zemi – Milankovičovy cykly.   Obr. 2-32: Přenos tepla na Zemi probíhá sáláním (radiací), kondukcí (je přenášeno kmitáním zahřátých atomů na atomy chladné bez pohybu hmoty) a konvekcí, což je pohyb zahřátého materiálu (tok rozehřáté hmoty v plášti připomíná tok vody v hrnci při jeho ohřevu nad ohněm).   geotermický gradient (změna teploty na  jeden metr);     geotermický stupeň (vzdálenost na niž se  teplota změní o 1^oC.  Tepelný tok Obvykle hodnota geotermického stupně bývá 30-33  m/^oC, v ČR je rozmezí 24 – 40 m/ ^oC. V oblastech s  mladou vulkanickou činností je tato hodnota nízká.  Naopak v oblastech starých horninových komplexů je  hodnota vysoká. Obr. 2-33: Nárust teploty do hloubky Země není lineární - viz geoterma. Tlak horninového prostředí • Litostatický tlak - je vyvolán hmotností sloupce nadložní hmoty (hornin). Je podmíněný gravitačnímu zrychlení a je všesměrný. Jeho velikost vzrůstá do hloubky a je  závislá na hustotě nadložních hornin. V kontinentální kůře je průměrný tlak v hloubce 10 km 260 MPa.  • Orientovaný tlak (stress) - působí v horninách určitým směrem. Je vyvolán pohybem horninových hmot v souvislosti s pohybem litosférických desek. Významně  urychluje rekrystalizaci minerálů v důsledku narušení jejich struktury. Následkem toho dochází ke změně strukturně-texturních vlastností hornin.  • Tlak fluidní fáze – jde o souhrn tlaků všech fluid, které vznikají při natavení hornin. Vytavená fluida z hornin se snaží uniknout z horninového prostředí, ale nemají  kam. Proto se zvyšuje tlak v okolí taveného horninového komplexu. Lze si jej představit jako tlak vodní páry v tlakovém hrnci.  Hustota horninového prostředí  Hustota hornin výrazně ovlivňuje litostatický tlak a naopak platí, že s narůstajícím tlakem  nadloží se hustota zvyšuje. Střední hustota kontinentální zemské kůry je v rozmezí 2,7 –  2,8 g/cm³. Přičemž hustota sedimentární vrstvy je 1,9 – 2,7 g/cm³, granitové vrstvy je 2,4 -  2,7 g/cm³ a hustota bazaltové vrstvy je 2,9 g/cm³. Hustota oceánské kůry je přibližně 2,9 -  3,0 g/cm³ (obr. 2-34). Hustota svrchního pláště je u peridotitů 3,0 g/cm³ a u eklogitů  3,5 g/cm³. Hustota zemského jádra se odhaduje 17,3 g/cm³. Obr. 2-34: Schema rozložení hustoty horninového prostředí v litosféře. Země vykonává ve vesmíru hned několik pohybů, které v souhrnu určují charakter dne, ročních období a v dlouhodobém měřítku jejich kolísání. Jsou to rotace Země  kolem vlastní osy, oběh Země kolem Slunce, rotace se sluneční soustavou v galaxii kolem jejího středu a pohyb zemské osy: precese, nutace.  Rotace Země kolem vlastní osy je přibližně rovnoměrný otáčivý pohyb kolem okamžité osy od západu k východu,  úhlovou rychlostí 7,292110-5 rad.s-1. Osa rotace svírá s rovinou ekliptiky úhel 66,7 °. Hvězdný den trvá 23 h 56 min  4,0905 a je označen jako den siderický. Ovšem díky slapovým účinkům Měsíce a Slunce dochází k pozvolnému  zpomalování rotace a den se prodlužuje o 0,0016 s za 100 let. Následně se mění tvar geoidu, zmenšuje se zploštění  Země. Odstředivá síla vzniklá v důsledku této rotace způsobuje různé tíhové pole Země. Na pólech je nejsilnější na  rovníku nejslabší. Platností zákona zachování momentu hybnosti je osa rotace „stabilizovaná“ v prostoru. Nicméně v  důsledku pohybu litosférických desek či přerozdělením hmot v tělese planety se dochází k pootočení tělesa vzhledem k  ose rotace = změna zeměpisných souřadnic a deformaci tělesa.   Obr. 2-35: Schema precese zemské osy. Oběh Země kolem Slunce po mírně excentrické dráze rychlostí 29,785 km.s-1 trvá 365,2564  dne, což označujeme jako siderický rok. Vzhledem k úkolu zemské osy od normály k ekliptice se  během roku mění délka dne a noci, dochází ke střídání ročních období (obr.7.2) a vytvořily se  klimatické (teplotní) pásy Země.  Endogenní zdroj  Nejvýznamnějším vnitřním zdrojem tepla je zbytkové teplo z dob utváření zemského tělesa. Souvisí s  ním i teplo vyvolané gravitační diferenciací hmoty. Uplatňují se ve větších hloubkách. U zemského  povrchu představují pouze cca 20% tepelného toku. Hlavním zdrojem tepla v litosféře je především  rozpad radioaktivních prvků, které jsou v malých koncentracích obsaženy v horninách zemské kůry.  Dalšími zdroji tepla v litosféře jsou tlak nadložních hornin, teplo vyvolané útlumem seismických vln  (energie seismické vlny se mění na teplo) a teplo vyvolané fyzikálně-chemickými reakcemi při  přeměně či utváření hornin.  Exogenní zdroje Zdrojem tohoto tepla ovlivňující povrch Země je Slunce (obr. 2-31), které teplo v podobě infračerveného  záření vyzařuje do okolí. Část tohoto záření pohltí a odrazí atmosféra, ale část krátkovlnného  infračerveného záření dopadne na zemský povrch, který ohřívá. Ohřátý zemský povrch, vyzařující teplo o vlnové délce 4-50 mikronů, potom část dlouhovlnného infračerveného záření vyzáří zpět do vesmíru  (pouze v rozsahu 8-13 mikronů), zbylá část je zachycena atmosférou. Díky atmosféře nejsou na Zemi tak  výrazné teplotní rozdíly mezi dnem a nocí.   V horninovém prostředí s hloubkou narůstá také tlak, který úzce souvisí s teplotou uvnitř Země a ovlivňuje endogenní procesy nejen v litosféře. Taktéž nárůst tlaku s  hloubkou není lineární. V zásadě rozlišujeme tři základní zdroje tlaku.  Obr. 2-36: Schema precese a nutace zemské osy. Nutace je kolísavý pohyb zemské osy s maximální odchylkou 9 vteřin s periodou 18,6 roku (obr. 2-36). Výsledkem je, že kuželová plocha  opisovaná osou při precesi je zvlněná. Nutační pohyb je způsoben gravitací Měsíce, který neobíhá Zemi přesně v rovině ekliptiky. Jeho eliptická  oběžná dráha je oproti ekliptice skloněna asi o 5,1°, a proto se neustále mění velikost a směr jeho gravitační síly.  Precese je pohyb zemské rotační osy po kuželové ploše kolem normály k ekliptice pod úhlem 23,5 °. Perioda precese je 25725 roků (tzv.  platónský rok). Vzniká následkem gravitačního působeni Slunce a Měsíce. Precesi si můžeme představit při roztočení setrvačníku. Z počátku je osa  rotace kolmá k podložce. V důsledku působení gravitace a tření setrvačníku o podložkou dochází k snížení rychlosti rotace a setrvačník se začne  kolébat. Při tomto kolébání osa opisuje plášť kužele. Tento pohyb vykonává i rotační osa Země. Na Zemi ovšem působí gravitace Slunce a Měsíce, v  menší míře i ostatních planet. Vlivem precese se posouvá průsečík světového rovníku s rovinou ekliptiky – jarní bod.  utace recese otace Při této aktivitě je magnetosféra Země deformována mnohem více a dochází na Zemi k magnetickým  bouřím a u pólů k projevům polární záře. Množství tepla, které projde jednotkovou plochou zemského povrchu označujeme jako tepelný tok. Do hloubky 10 až 20 m teplotu horninového prostředí ovlivňují denní, sezónní a roční klimatické poměry. Pod touto neutrální hloubkou se teplota hornin postupně zvětšuje. Velikost teplotní změny s hloubkou se udává dvěmi způsoby: Teplotní pole horninového prostředí Země s hloubkou nepravidelně stoupá. Nárůst ovšem není lineární  (obr. 2-33). Ve svrchním plášti je teplota hmoty v rozmezí 1200 až 1600 ^oC. Ve spodním plášti je teplota až  4000 ^oC, ve vnějším jádru 4300 ^oC a teplota vnitřního jádra se odhaduje na 4500 ^oC. Obr. 2-37: Graf závislosti střídání dob ledových a meziledových. Milankovičovy nebo také klimatické cykly jsou periodické změny klimatu, kdy se v přibližně 100  tisíciletém cyklu střídají doby ledové. Doby meziledové trvají přibližně 20 tisíc let. Tyto velké klimatické  změny jsou výsledkem cyklicky se opakujících výchylek pohybů osy Země, výchylek polohy Země vůči  Slunci a výchylek v intenzitě slunečního záření (obr. 2-37). Pojmenovány jsou podle srbského inženýra a  matematika Milankoviče, který tuto zákonitost jako první popsal.   Precese zemské osy Precese byla vysvětlena výše. Odehrává se v cyklech přibližně 19, 22 a 24 tisíc let. Její vliv lze vysledovat až do paleozoika. Někteří vědci považují její vliv za nejdůležitější. Sklon zemské osy Sklon zemské osy se mění v periodě 40 tisíc let v rozmezí až 21,8 – 24,4° a snižuje se o polovinu úhlové vteřiny (0,00013°) za rok. Maxima dosáhl před 10 tisíci lety. Má vliv na pozici polárních kruhů a tropických obratníků. Excentricita oběžné dráhy Země  Země obíhá kolem Slunce po eliptické dráze, jejíž excentricita se mění v cyklu necelých 100 tisíc let (obr. 2-38). V průběhu posledních 100 tisíc let dosahovala excentricita hodnotu 0,02 nebo méně. Sluneční aktivita. V krátkodobém i dlouhodobém měřítku množství sluneční energie, které dopadá  na zemský povrch, kolísá. Někteří vědci spojují změny sluneční aktivity s  výskytem skvrn na Slunci.  Milankovičovy cykly působí na Zemi po celou dobu její existence. Ne vždycky se ale projevily zaledněním. Aby mohlo dojít k zalednění, musí být vytvořeny příhodné  podmínky. Především v blízkosti pólů musí být dostatečně velká a vysoká pevnina, na kterou musí přibývat určité množství sněhových srážek. Aby ledovce mohly vzniknout,  pevnina musí být umístěna mimo dosah teplých mořských proudů, a zemská atmosféra nesmí obsahovat přemíru skleníkových plynů. A protože kontinenty neustále putují,  atmosféra se mění v závislosti na vývoji globálního ekosystému a mořské proudy závisí na konfiguraci oceánického dna a směru větrů, dojde k průniku všech faktorů příznivých  pro příchod ledových dob v nepravidelných, časově odlehlých obdobích zemského vývoje (Holmes 1965).  Magnetické pole Země Obr. 2-38: Změny v excentricitě oběžné dráchy Země. • Střední granitová vrstva je pro kontinentální kůru charakteristická. Je složena z široké řady kyselých a neutrálních vyvřelých vyvřelin, a také slabě až silně metamorfovaných hornin. V oceánské kůře tato vrstva chybí. Mocnosti granitové vrstvy kolísají v rozmezí 15-20 km, s průměrnou hodnotou kolem 18 km. Průměrná hustota se pohybuje v rozmezí 2,5-2,7 g/cm³. Granitová vrstva je od spodní bazaltové vrstvy oddělena Conradovou diskontinuitou. • Bazaltovou vrstvu tvoří hlavně bazické magmatity a metamorfika. 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. Mocností této vrstvy pod starými platformami bývá kolem 15 km o pod mladými horskými pásmy až 50 km. Průměrná měrná hmotnost dosahuje hodnot v rozmezí 2,8-3,3 g/cm³. P vlna S vlna Povrchová vlna