Základy tavby zemského tělesa a Geodynamika

Geodynamika se zabývá výzkumem planet a jejich vývoji. Je součástí několika vědních disciplín jako je např. geologie, fyzika, biologie a chemie a propojují je právě geofyzika, geochemie, paleontologie, sedimentologie, strukturní geologii a další. Pro potřeby bezpečnosti, tj. pro zajištění bezpečí lidí, nás zajímá především geologie Země.

K popsání problematiky geologie níže v textu (včetně obrázků) jsme vycházeli především ze zdroje:

POSPÍŠIL, Lubomil. Geofyzika a geodynamika. Modul #1, Studijní opory pro studijní programy s kombinovanou formou studia. Brno: VUT v Brně Fakulta stavební 2007

informací z rešerší v předchozím článku Geofyzika (kint.cz)

Doporučujeme také sledovat popularizační články a příspěvky dr. Petra Brože Petr Brož – Geofyzikální ústav Akademie věd ČR, v.v.i. (cas.cz)

Fyzikální charakteristika Země

Fyzikální vlastnosti zemského tělesa jsou měřitelné, proto s dostatečnou přesností známe jeho rozměr, tvar, hmotu, tíhové i magnetické pole, geomagnetický tok a další. Zemské nitro můžeme měřit pouze nepřímo pomocí seismických vln (zemětřesení) pronikající strukturou země tak jako rentgenové paprsky.

Povrchové tvary Země dle zdroje ¹:

kontinenty – tvoří pevnina, kontinentální šelf (sklon cca 0°07 ́, s hloubkou 20 až 550 m) a zatopený kontinentální stupeň (sklon cca 5°); ¼ plochy kontinentů je tedy zakrytá vodou; na kontinentech lze sledovat následující strukturní jednotky:

1. prekambrické štíty,

2. platformy,

3. pásemná pohoří prostírající se podél orogenetických pásem ve zvrásnělých horninách (viz následující obrázek);

Topografie zemského povrchu: červené – šelfové oblasti, žlutá na kontaktu s červenou - kontinentální stupně, zelená – platformy a prekambrické štíty, béžovo/hnědé pásma – orogenní pásma, modře hlubokomořské pánve, světlezelená až žlutá – středo-oceánické hřbety — Topografie zemského povrchu: červené – šelfové oblasti, žlutá na kontaktu s červenou – kontinentální stupně, zelená – platformy a prekambrické štíty, béžovo/hnědé pásma – orogenní pásma, modře hlubokomořské pánve, světlezelená až žlutá – středo-oceánické hřbety

kontinentální okraj – je oblast mezi kontinentem a oceánickým bazénem (Atlantský typ – tvoří jej kontinentální self, svah a úpatí; Andský typ – úzký kontinentální šelf a oceánický příkop hned pod kontinentálním svahem; typ ostrovního oblouku – pozůstává z vulkanického ostrovního oblouku s oceánickým příkopem),

oceány – hlubokomořské bazény mají hloubku cca 6 km, v příkopech 9 km a výjimečně až 11 km; obdobou kontinentálních pohoří jsou v prostoru oceán jeho hřbety s převýšením cca 3 km; uprostřed oceánských hřbetů se často táhne prohlubeň, tzv. rifty; zvýšená místa oproti hlubokomořským pánvím jsou tzv. kontinentální úpatí; dále se v oceánech vyskytují již zmíněné příkopy, přilehlé ostrovní oblouky, vulkány a vulkanické hřbety (viz obrázek),

Přehled základních deskových rozhraní a globálních tektonických struktur
Legenda:
Convergent plate boundary – konvergentní (kompresní) rozhraní;
Transform plate boundary – transformní (zlomové) rozhraní;
Divergent plate boundary – divergentní (extenzní) rozhraní;
Continental rift zone – kontinentalní rift (propadlina);
Island arc – ostrovní oblouk;
trench – příkop;
shield volcano – štítový vulkán.

Rozložení vulkánů na Zemi. 75 % současných či historicky aktivních vulkánů leží podél cirkumpacifického pruhu (tzv. ohnivý prstenec). Patří do něj mladá pohoří západní Ameriky a vulkanické ostrovní oblouky lemující severní a západní strany Pacifiku. Druhým pásem je středomořsko-asijský pruh; zde je vulkanická činnost mnohem řidší, s výjimkou Indonésie s Středomoří. O oceánických vulkanických pásech jsme se zmínili výše.

Je třeba upozornit, že vulkanická činnost je též vázána na riftové systémy (v oceánech i na kontinentu). Bylo dokázáno, že 93 % všech aktivních vulkán leží podél kružnic, které by vyťaly 3 vzájemně kolmé roviny procházející středem Země ².

Rozložení seismické aktivity:

1. Mělká zemětřesení s ohnisky do hloubky 70 km.

2. Střední hluboká s ohnisky mezi 70 – 300 km.

3. Hluboká zemětřesení s ohnisky mezi 300 – 700 km hluboko.

V cirkumpacifickém pásu leží 80 % všech mělkých, 90 % středních a téměř všechna hluboká zemětřesení. Zbývající zemětřesení se vyskytují ve středomořsko-asijském pruhu a ve světovém riftovém systému ³.

Seismologie a Zemské nitro

Seismologie studuje zamětřesení a to přirozené způsobené geodynamickými jevy Země a také uměle vytvořené činností lidí. Seismologií jsme se krátce zabývali také v předchozím článku Geofyzika (kint.cz)

Seismické vlny prochází zemským tělesem a vystupují zpět na povrch s informací o fyzikálních vlastnostech vnitra Země. Nevýhodou přirozených zemětřesení je, že neznáme ani okamžik ani místo jejich vzniku. Tuto nevýhodu nemají podzemní nukleární výbuchy ⁴.

Protože rychlost seismických vln závisí mimo jiné i na hustotě, lze provést základní úvahy o rozložení hustot v Zemi. Země hustotně nehomogenní s hustotami ve svém nitru vyššími než 5,5 gcm^-3. Další informaci o rozložení hmot uvnitř Země poskytuje moment setrvačnosti.

Bylo zjištěno, že moment setrvačnosti Země je 0,331 MR² (kde M je hmota a R poloměr Země), z čehož plyne, že hmota Země je koncentrována více kolem jejího středu, i že hustoty ve středu Země jsou vyšší než průměrné.

Seismické paprsky proto musí procházet Zemí po křivých drahách, odrážet se od různých seismických rozhraní. Energie uvolněná při zemětřesení nebo nukleárním výbuchu se přemění na různé seismické vlny. Objemové podélné vlny P mají dvojnásobnou rychlost jako objemové vlny příčné i S. Na Zemi se významně uplatňují též povrchové vlny L, které jsou opět dvojího druhu.

Rayleighovy povrchové vlny jsou jakousi obdobou podélných vln, kdežto Loveovy odpovídají příčným vlnám. Energie vln o velké délce proniká do větší hloubky a rychleji než vln o malé délce ⁵.

Průběh seismických paprsků Zemí je patrný na dalším obrázku, ukazujícím též Bullenův model Země, majícím tři hlavní části: svrchní pláš, pláš a jádro; každá část má své další podrozdělení. Dnes se více využívá dělení pláště na litosféru a astenosféru. Vrchní část litosféry tvoří zemská kůra ⁶.

Průchod P a S seismických vln zemským tělesem. Symbol c značí odraženou P vlnu, I a K symboly popisují lomené P vlny na rozhraních jádra a vnějšího jádra, zdroj: (Pospíšil L.). — Průchod P a S seismických vln zemským tělesem. Symbol c značí odraženou P vlnu, I a K symboly popisují lomené P vlny na rozhraních jádra a vnějšího jádra , zdroj: (Pospíšil L.).

Seismické paprsky, vycházející z ohniska, se do hloubky zakřivují. Paprsky S jsou zakřivenější než P. Paprsky S, končí – neprochází jádrem, resp. se od něj pouze odrážejí. Jádro se totiž chová jako kapalina, což se projevuje tím, že nepropouští S vlny ⁷.

Nejvýraznějším rozhraním je vnější omezení jádra. Zemské jádro bylo objeveno Guttenbergem pomocí pozorování „seismického stínu“. Kdyby např. epicentrum zemětřesení leželo na západ, pak by P vlny mohly být registrovány na celé zeměkouli s výjimkou pásu na jižní polokouli mezi již. zem. šířkou 103° až 142°, kde vlny P jsou velmi slabé.

Je to způsobeno tím, že P paprsek, který tečně projde kolem jádra, dopadne za 142°, kdežto s ním bezprostředně sousední paprsek se již zlomí do jádra a vyjde na povrch ve stínové zóně ⁸.

Studiem časů příchodu seismických vln, zejména nukleárních výbuchů, v různých vzdálenostech od epicentra mohly být konstruovány hodochrony a z jejich sklonů zjištěny závislosti rychlostí seismických vln na hloubce. V místech, kde se rychlosti mění skokem, leží hranice Bullenova modelu Země ⁹ (viz obrázek).

Rychlost seismických vln v zemském tělese, dle (Pospíšil L.) — Rychlost seismických vln v zemském tělese, dle ¹⁰

Bullenův model Zem byl využit též pro výpočet dalších fyzikálních parametrů: tlak, telpota (ve středu země 2.000 až 6.500 °C).

Z hlediska strukturálního vývoje Země má největší význam litosféra (tj. zemská kůra a svrchní pláš). Rozhraní mezi nimi tvoří Mohorovičicova diskontinuita (MOHO), na níž se rychlost seismických vln skokem zvětšuje.

Zemská kůra – má mocnost a složení velmi rozdílné. Pod kontinenty se skládá z vrstvy granitické a bazaltové; rozhraní mezi nimi tvoří Conradova diskontinuita, jejíž význam a prokazování je nejednoznačné. Průměrná mocnost kůry je 35 km.

Pod oceány je pouze vrstva bazaltová a průměrná mocnost kůry je jen 5 km. MOHO je hranicí, na níž se mění chemické složení hornin nebo jejich fázový stav, jejich hustota a rychlost seismických vln ¹¹.

Svrchní pláš není v horizontálním směru homogenní (tj. směry rychlostí P_n). Avšak ještě významnější změny jsou ve směru vertikálním, kde existuje nízkorychlostní vrstva. Podle některých autor jsou do hloubky 700 km dokonce 4 nízkorychlostní vrstvy.) ¹².

Na základ výzkumů a dle výše uvedeného zdroje lze nízko rychlostní vrstvu charakterizovat takto:

Leží v hloubce 60 – 250 km a její hranice není ostrá.
Probíhá kolem celé Země.
Seismické vlny jsou pod oceány více zpomalovány než pod kontinenty. Nízko rychlostní vrstva leží totiž pod oceány blíže k zemskému povrchu než pod kontinenty. Další důkaz, že rozdíly mezi oblastí oceánickou a kontinentální se neomezují pouze na zemskou kůru do MOHO.
Vlny S kratších vlnových délek jsou pohlcovány. To znamená, že horniny v nízko rychlostní vrstvě jsou ve stavu téměř plastickém, což zřejmě svědčí o tom, že mají teploty blízké bodu tání.
Sopky jsou většinou v místech, kde jsou zemětřesení. Zemětřesení, která souvisejí s vulkanismem, jsou z hloubek většinou 60 – 200 km. To znamená, že vulkanická činnost je ve spojení s poruchami v nízko rychlostní vrstvě, která je zřejmě zdrojem primárního bazaltického magmatu.
Většina zemětřesení leží však do hloubky 60 km, nebo ve větších hloubkách je materiál již více plastický, takže anomální napětí se mohou z velké části vyrovnávat „teřením“ materiálu.

Zemskou kůru a část svrchního pláště až po nízko rychlostní vrstvu souborně nazývané litosféra (lithos – řecky kámen), tvoří rigidní horniny. Pod litosférou leží astenosféra (asthenos- řecky měkký); je charakterizována plastickými horninami; patří do ní celá nízko rychlostní vrstva; dolní omezení je podle různých autorů vcelmi rozdílné.

Nízko rychlostní vrstva má zásadní význam pro výklad izostáze, tektoniky, horotvorných pochodů, kontinent. drift, tektoniky litosférických blok (plate tectonics).

Fyzikální vlastnosti Země

Geodynamika se zabývá dalšími fyzikálními vlastnostmi země, zejména o následující: rozložení hustot uvnitř Země; elastické vlastnosti jako jsou tlak a gravitační zrychlení (lze odvodit z rychlostí seismických vln a hustotního rozložení uvnitř Země); teploty v Zemi.

Teploty v Zemi

Současný tepelný stav Země vyplývá totiž z její teplotní historie, o níž byla vyslovena řada hypotéz, které vycházejí z určitých předpoklad o vzniku a rané historii Země, chemickém složení a fyzikálních vlastnostech hmoty, z níž se skládá Země ¹³.

Vztah mezi hloubkou a teplotou v Zemi vyjadřuje geoterma. Jako zdroje vnitřního tepla se předpokládají:

gravitační energie, která se přeměnila v teplo při formování zemského jádra,

energie vzniklá třením při zemských slapech nebo subdukci se mění v energii tepelnou a to pravděpodobně v oslabených zónách, jako je např. Nízko rychlostní vrstva, subdukční zóny,

tepelná energie vzniklá při rozpadu radioaktivních prvků. Je to patrně hlavní zdroj, udržující vnější tepelný stav Země a současný tepelný tok:

– tepelný tok z nitra Země (vedení, sálání, konvekce); jeho hloubkové měření,

– hloubkové teplotní poměry (tepelná vodivost k(z), rozdělení tepelných zdrojů A(z),

– teploty povrchu Země viz obrázky,

Geodynamika - teplota Země (1), zdroj (Pospíšil, L.) — Geodynamika – teplota Země (1), zdroj (Pospíšil, L.)

Geodynamika - teplota Země (2), zdroj (Pospíšil, L.) — Geodynamika – teplota Země (2), zdroj (Pospíšil, L.)

– viskozita jednotlivých vrstev Země je známá jen velmi přibližně; pro nás je zejména zajímavé, že řada pozorování svědčí o tom, že ve svrchním plášti existuje nízkoviskozní vrstva v hloubkách odpovídajících nízkorychlostní vrstvě ¹⁴,

– zemské magnetické pole – siločáry magnetického pole mají vertikální směr v magnetických pólech jejichž poloha se s časem mění (v současnosti v severní Kanadě a na Antarktidě, jejich spojnice neprochází středem Země);

příčina pole je z 94 % uvnitř Země, zbytek vydávají vnější zdroje; pole lze vyjádřit jako účinek řady magnetických dipólů ve středu Země, majících různou orientaci;

první z těchto dipól reprezentuje podstatnou část pravidelného pole Země, je to tzv. skloněný geocentrický dipól, jehož osa svírá s osou zemské rotace úhel 11,5° a protíná Zemi v geomagnetických pólech;

krátkodobé periodické variace magnetického pole (řádově hodin, dnů i roků) mohou být vysvětleny pomocí elektrických proudů v plášti a ionosféře; změny v intenzitě dosahují řádově 10 až 100 nT,

– magnetické bouře – jsou krátkodobé, nepravidelné fluktuace, které Mohou přesáhnout hodnotu 10³ nT; vznikají v ionosféře vlivem anomálního bombardování slunečním zářením, hlavně při výskytu slunečních skvrn ¹⁵, viz obrázek,

– sekulární změny se projevují v deklinaci, inklinaci i v intenzit. Sekulární variace v intenzit mají hodnoty jednotky až desítky nT za rok (mapy izopor); cyklické změny ve směru pole mají periodu několik set let a od průměrného směru vyvolávají odchylky 10 až 20 ° na obě strany,

– magnetický moment Země se sekulárně mění; za 100 let se zmenšil o 5%; zdá se však spíše, že velikost momentu osciluje kolem určité hodnoty,

– paleomagnetismus studuje fosilní i remanentní magnetismus; putování pólů, magnetické inverze v korelaci s lineárními magnetickými anomáliemi patří mezi nejdůležitější důkazy pro kontinentální drift,

– Zemské tíhové pole – hmoty Země vyvolávají gravitační zrychlení, rotace odstředivé zrychlení; vektorový součet obou zrychlení označujeme jako tíhové zrychlení i tíže; Zemská rotace způsobila že Země je na pólech zploštělá; tíhové zrychlení je funkcí zem pisné šířky – na pólech je největší, na rovníku nejmenší;

– tíhové anomálie – z volného vzduchu (nadbytky, resp. nedostatky hmoty uvnitř Země ve srovnání s normálním rozložením hmot, které odpovídá normální tíži);

Úplné Bouguerovy anomálie vyjadřují účinek hmot s anomální hustotou (tj. hustotou rozdílnou od průměrné);

tyto hmoty leží hlavně ve vrchní části lirosféry – bylo zjištěno, že úplné Bouguerovy anomálie jsou záporné ve vysokých oblastech, naproti tomu v prostorách oceán jsou kladné;

izostatické anomálie – nulová anomálie značí, že blok je v hydrostatické rovnováze, záporná anomálie značí, že blok má příliš hluboké kořeny (Airy) nebo příliš nízkou průměrnou hustotu (blok je hydrostaticky tlačen nahoru a nepůsobí-li další větší síly v opačném směru, pak blok stoupá), kladné izostatické anomálie naopak vyjadřují tendenci klesat.

Geologický cyklus a stáří hornin

Jsou dva zdroje energie, které uvádějí do činnosti geologické pochody: vnitřní teplo Země a sluneční záření. Vnitřní zdroj dodává energii pro vznik vyvřelých hornin, metamorfní a tektonické pochody. Vnější zdroj (Slunce) uvádí do koloběhu atmosféru a hydrosféru, větrání, erozi a tvorbu sedimentárních hornin. Důležitou roli dále hrají geochemické pochody.

Vzájemnou vazbu všech proces vyjadřuje geologický cyklus (Obrázek 32), který není uzavřený. Magma, které vzniká v plášti v hloubce kolem 50 km a více, vystupuje k povrchu, čímž se obohacuje o další materiál obsahující silikáty, což umožňuje vznik nových hornin v zemské kůře.

Současně se uvolňuje voda a další plynné součásti. Z toho lze vyvozovat, že zemská kůra, hydrosféra a atmosféra se tvořily postupně jako důsledek opakování magmatické činnosti. ¹⁶

Geologický cyklus stáří hornin, zdroj (Pospíšil, L.)

Stáří hornin určujeme bu paleontologickými metodami podle zkamenělin nebo radioaktivními metodami a nejnověji i s použitím paleomagnetismu.

Litosféra

Reologické chování litosféry a astenosféry je popsáno viskozitou a zákonem úbytku deformace s časem. Kapalina ohřívaná zevnitř nebo zespoda vykonává konvekční pohyb, jestliže Rayleighovo číslo překročí kritickou mez.

Rayleighovo číslo pro pláš je podstatně větší než kritická hranice pro spuštění konvekce. Pro termální konvekci s velmi vysokým Rayleighovým číslem je charakteristická existence tenké termální vrstvy, kterou je litosféra.

Z toho hlediska je litosféra termální difúzní vrstvou systému plášťové konvekce. To znamená, že je málo stabilní a rozdělení teploty je určováno vedením tepla, zatímco v plášti jsou teploty blízké adiabatickým teplotám. ¹⁷

U litosféry sledujeme především její vertikální a horizontální pohyby, rozpínání mořského dna (spreading), středooceánské hřbety a rifty, konvekce a rotace, konvekce v plášti a gravitační pole (tektonickou aktivitu), MOHO vz. Zemskou kůru, rozhraní litosféry a astenosféry. Uvedené oblasti jsou blíže popsané v práci ¹⁸.

Kontinentální drift

Paleomagnetismus přináší údaje o driftu. Vhodně vybrané vzorky hornin různého stáří ukazují, že směr jejich remanentní magnetizace je jiný, než kdyby byly namagnetovány v dnešním magnetickém poli Země.

Ze směru vektoru remanentní magnetizace lze též určit směr ke geomagnetickému pólu. Z daných údaj lze tedy rekonstruovat polohy paleopól pro jednotlivá geologická období vzhledem k dnešní geografické síti. Posun pólů může být způsoben:

1. Pohybem částí nebo celé zemské kůry v i neměnné poloze magnetického pólu (popř. neměnné ose rotace Země.

2. Přemísťováním magnetického pólu vzhledem k neměnné poloze zemské kůry.

V současné době se častěji zobrazují výsledky paleomagnetických měření tak, že do současné grafické sít s kontinenty zakreslujeme paleomagnetické póly, které spojujeme plynulou čarou, aby bylo vidět jak se jejich poloha měnila.¹⁹

Na obrázku jsou zobrazeny paleomagnetické vektory křídových až miocenních hornin v prostoru Karpat.

Rozložení hlavních litosférických desek — Wegennerem provedená rekonstrukce kontinentů a současné rozložení hlavních litosférických desek. Nálezy paleozoických až triasových zkamenělin (C až H).Jádro Gondwany a Laurasie tvoří horniny starší než 1700mil. let (H); Směry pohybů ledovců, paleomagnetický pól a hranice zalednění ve svrchním karbonu (I). zdroj (Pospíšil, L.)

Tektonika litosférických desek

Teorie kontinentálního driftu a rozpínání mořského dna byly základními kameny pro koncepci tektoniky litosférických desek (plate tektonics), která je novou globální tektonikou.

Tato teorie předpokládá, že povrchová část Země se skládá z několika rigidních bloků, které jsou ve vzájemném relativním pohybu (viz obrázek). Bloky sahají do hloubky kolem 100 km a klouzají po astenosféře. ²⁰.

Tektonika litosférických desek, zdroj (Pospíšil, L.)

Hranice litosférických desek byly stanoveny podle pásů zvýšené seismicity. Existují tři základní typy hranic a) Extenzívní (divergentní) hranice, na které normálové složky sil působících na desky míří směrem od hranice, b) Kompresní (konvergentní) – normálové složky sil směřují ke hranici. Podél extenzívní hranice se symetricky na ob strany vytváří nová oceánská litosféra, zatímco podél konvergentních hranic se litosféra asymetricky ponáří do pláště (subdukce).

Tento typ hranice bývá doprovázen oceánskými příkopy, vznikem ostrovních oblouk a tektonickou aktivitou okraje kontinent (např. alpinsko-himalájský horský pás). c) Třetím typem hranice jsou transformní zlomy. Jejich objev je jedním z důležitých výsledků výzkumu magnetických anomálií v severovýchodní části Tichého oceánu. Interpretaci podal J. T. Wilson; vymezil 10 typ transformních zlomů. ²¹.

Ve vztahu k bezpečnosti

Geodynamika poskytuje ve vztahu k bezpečnosti mnoho důležitých informací, protože návrh a konstrukce bezpečnostně kritických objektů, systémů, prvků apod. vychází z jistých zadávacích podmínek zohledňující okolní provozní podmínky v daném čase. Uvedené provozní podmínky se časem mění a co víc, občas nastávají jevy, které dané návrhové limity objektů výrazně překračují (geomagnetické bouře, zemětřesení, nestabilní podloží staveb, ztekucení podloží, vývěr plynů ze země, sopečné činnosti – prach, záplavy způsobené geodynamickými jevy Země apod.). Geodynamika nám pomáhá těmto událostem porozumět a zvažovat jejich ohrožení a rizika.

Geodynamika Země

Štítky:Bezpečnost Fyzika Geodynamika