Nauka o Zemi - VĚDA-TECHNIKA

Nauka o Zemi
Jan Jelínek
Podpůrný materiál pro učitele ZŠ a SŠ
při výuce geovědních předmětů
1
Tuto akci podpořil Regionální koordinátor pro popularizaci přírodovědných a technických oborů
v Moravskoslezském kraji.IPN Podpora technických a přírodovědných oborů
Regionální koordinátor pro Moravskoslezský kraj
www.generaceY.cz
www.msmt.cz
Země
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*10 24 s průměrnou hustotou 5,515 g/cm 3 . 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 o C. Průměrný
atmosférický tlak na povrchu Země je 1,013 bary.
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 aţ 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 povaţuje 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 10 12 km o hustotě 10-22 g.cm-3.
Z více jak 98% bylo sloţeno z vodíku a hélia, z 1,4 % ze zmrzlých látek (amoniak,
metan, voda) a z 0,44 % z prachových částic. Ze studia chondritických meteoritů (obr. 22) se usuzuje, ţe prachové částice byly primárně sloţeny ze silikátů a oxidů ţeleza,
hořčíku, vápníku, draslíku a sodíku. Hmota soustředěná v centru mlhoviny vlivem rotace
1
a hlavně gravitace se začala smršťovat, součastně zvyšovat svoji hustotu, coţ vedlo
k enormnímu nárůstu teploty. Kdyţ teplota hmoty dosáhla několika miliónů stupňů,
zaţehla se nukleární reakce. Vědci přirovnávají tuto nukleární reakci k výbuchu
vodíkové bomby, kdy dochází ke slučování jader vodíku v jádra hélia. Od zaţehnutí
shluku mračna v centru mlhoviny můţeme mluvit jiţ o existenci Slunce. Z centra byly
odvrţeny prachové částice a plyny. Dále od centra byly teploty niţší a došlo k jejich
opětovné kondenzaci. Blíţe ke Slunci se shromaţďovaly kovové a silikátové částice,
dále vznikaly částice vodíku, uhlíku a kyslíku.
Obr. 2-1: Schéma zachycující vznik aţ 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, jejichţ oběţné dráhy jsou bliţší Slunci (tzv. vnitřní
planety – Merkur, Venuše, Země a Mars - terestrické “kamenné” planety) a těmi, jejichţ
dráhy jsou Slunci vzdálenější (obří vnější plynné planety – Jupiter, Saturn, Uran a
Neptun).
Počátky formování planety Země jsou na základě absolutního datování stáří
meteoritů dopadlých na Zemi určeny na 4,56 miliard let. V dílčím rotujícím disku Země
se vlivem gravitace soustřeďují prachové a chondritické 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 zaţehnuta 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. 2-2: Chondritický meteorit.
V důsledku gravitační diferenciace těţší 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.
Obr. 2-3: Schema formování protoplanety Země. A - bombardování protoplanety,
smršťování protoplanety, C - zaţehnutí termonukleární reakce.
B-
2
Proces diferenciace se zintenzivňuje aţ 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.
Z vnějších obalů Země se pravděpodobně jako první diferencovala atmosféra,
sloţená 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 aţ po vzniku ţivota - fotosyntetickou asimilací rostlin. Počátek dnešního
sloţení atmosféry lze poloţit na počátek paleozoika. Hydrosféra vznikla po celkovém
ochlazení Země kondenzací vodních par z ovzduší.
Obr. 2-4: Schema zachycující proces diferenciace materiálu protoplanety.
Složení planety Země
Stanovení sloţení 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 raţena 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.
Princip seismických metod
Seismické metody jsou zaloţeny na principu sledování směru a rychlosti šíření
seismických vln. Seismické vlny se v horninovém prostředí odráţejí, 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, ţe 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 můţeme očekávat.
Ke studiu se využívají objemové vlny podélné, příčné a povrchové.
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. 26).
3
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 neţ 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 ţeleznicích. Velmi výrazná je i amplituda na seismických záznamech (obr.
2-6).
Obr. 2-5: Schema šíření objemových vln.
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. 2-6: Schematický seismogram příchodu objemových vln v čase.
Obr. 2-7b: Schema šíření Loveho vlny.
Rychlost šíření seismických vln
Petrografické složení a fyzický stav horniny
Rychlost šíření seismických vln závisí na mnoha faktorech. Především na
petrografickém sloţení 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 neţ kdyţ 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 neţ
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.
4
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, coţ průchod vlny usnadňuje.
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.
Způsob stanovení hloubek jednotlivých geosfér
Princip seismickým metod spočívá ve sledování zejména změny rychlosti, směru a
charakteru šíření objemových vln. Na zemském povrchu je vyvolán silný vzruch. Můţe
se jednat o uměle vyvolaný vzruch (odstřel horniny v dole, výbuch trhaviny ve vrtu) nebo
se vyuţije 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).
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), ţe
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 ţádné seismické vlny (obr. 2-9). Tento jev je způsoben nehomogenitou
zemského tělesa. Navíc bylo zjištěno, ţe 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.
Obr. 2-9: Schema šíření seismických vln zemským tělesem.
Tato místa lze povaţovat 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.
5
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
Sloţení 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
můţe její mocnost dosahovat aţ 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 aţ 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 jiţ nachází tekuté vnější jádro, jehoţ hmota cirkuluje kolem vnitřního pevného jádra.
Rozhraní těchto dvou částí jádra se uvádí v hloubce 5100 aţ 5300 km. Střed Země je
v hloubce 6378 km.
Chemické sloţení jednotlivých geosfér zobrazuje obr. 2-13.
Obr. 2-13: Chemické sloţení geosfér Země.
Obr. 2-12: Geosféry Země s určením hloubek rozhraní.
6
Zemské jádro
Zemské jádro představuje 16% objemu a 31% hmoty Země. Jeho utváření je spojeno
s diferenciačními pochody uvnitř Země, kdy většina ţeleza 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, ţe 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).
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 sloţení jádra vycházejí ze studia meteoritů a laboratorního
experimentálního výzkumu. Analýzou ţelezných meteoritů (obr. 2-16) bylo prokázáno,
ţe obsahují především ţelezo a nikl. Obdobné sloţení se přisuzuje i zemskému jádru,
které můţe v malém mnoţství navíc obsahovat i Si, Co, Pt, Mo, Au, Ag a Mg.
Obr. 2-14: Schéma vnitřní stavby Země
Obr. 2-15: Graf zachycující nárůst tlaku a hustoty s narůstající hloubkou ve vztahu ke
změně šíření seismických vln zemským tělesem.
Hmota jádra má tedy charakter kovu. Nicméně experimenty sledující chování různých
látek za vysokých tlaků prokázaly, ţe zemské jádro není sloţeno z čistých kovů, ale
převáţně ze silikátů, oxidů, sulfidů a karbidů ţeleza. Z 90 % je tvořeno oxidy ţeleza
(Fe2O3 + FeO), z 8 % oxidu niklu (NiO) a 2 % tvoří zbytek (obr. 2-13).
Obr. 2-16: Řez ţelezným meteoritem
zachycující Widmanstattenovy obrazce.
7
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 aţ 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 sníţení rychlosti šíření
seismických podélných P vln a vymizení příčných S vln.
V hloubce 950 aţ 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).
Ve svrchním plášti lze pomocí seismických vln identifikovat tzv. astenosféru. Je to
zóna v hloubce 70 aţ 300 km, kde dochází k výraznému poklesu rychlostí šíření
seismických vln. Směrem k povrchu Země klesá teplota a tlak, coţ má za následek
změnu charakteru taveniny.
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 mnoţství do
kůry. Ve svrchním plášti tak zůstávají těţší zbytkové peridotity (3,0 g/cm 3) a eklogity (3,5
g/cm3). Průměrné chemické sloţení pláště je obvykle udáváno takto: SiO 2 – 43 %; MgO
– 37 %; Fe2O3+ FeO -12 %; CaO – 3 %; ostatní – 5%.
Zemská kůra
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 Himaláji, aţ 70 km.
8
Zemská kůra vznikla postupnou gravitační diferenciací ze zemského pláště, kdy k
povrchu migrovaly nejlehčí sloţky. Celkové látkové sloţení 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 můţeme podle sloţení, 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.
Obr. 2-18: Světová mapa mocnosti zemské kůry.
Kontinentální kůra
Kontinentální kůra s průměrnou mocností 30-40 km netvoří pouze kontinenty, ale
také oblasti šelfů a kontinentálních svahů. Sahá aţ 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 můţe chybět, je
reprezentována sedimentární vrstvou. Její mocnost se pohybuje v rozmezí 2-4
km. V případě pánevních oblastí můţe dosahovat mocnosti aţ 10 km. Měrná
hmotnost této sedimentární vrstvy je nejmenší (1,9 – 2,7 g/cm3).
Střední granitová vrstva je pro kontinentální kůru charakteristická. Je sloţena
z široké řady kyselých a neutrálních vyvřelých vyvřelin, a také slabě aţ 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 aţ do hornin eklogitového sloţení.
Mocností této vrstvy pod starými platformami bývá kolem 15 km o pod mladými
horskými pásmy aţ 50 km. Průměrná měrná hmotnost dosahuje hodnot v rozmezí
2,8-3,3 g/cm3.
9
Oceánská kůra
Oceánská kůra se nachází pod oceány a má podstatně menší mocnost neţ 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 můţe
v oblastech středooceánských hřbetů zcela chybět, je tvořena nejrůznějšími druhy
hlubokomořských sedimentů. V její povrchové části se vyskytují převáţně nezpevněné,
většinou silně porézní sedimenty s vysokým obsahem vody (vápnitá a křemitá bahna).
Tyto jiţ 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
sloţení. 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 Země
Tvar planety Země je velmi sloţitý. V minulosti se planeta popisovala jako koule.
Dnes jiţ víme, ţe skutečný tvar Země připomíná bramboru, někdy se také s nadsázkou
označuje za „bramboroid“ (obr. 2-21). Tento reálný tvar Země je výsledkem rozdělení
hmot uvnitř Země, na které působí dostředivé a odstředivé sil.
Tento tvar je ovšem velmi sloţité popsat. Proto se pouţívá zjednodušený tvar
GEOID. Geoid je plocha v kaţdém bodě Země kolmá na směr tíţe. Povrch geoidu tedy
odpovídá klidné střední hladině oceánů. Není shodný s reálným tvarem Země (obr. 222). Pro praktické účely je nahrazován referenčním rotačním elipsoidem (obr. 2-23).
Přitom zploštění kaţdého elipsoidu závisí na jeho rychlosti rotace. Pokud se bude měnit
rychlost rotace, bude se měnit i tvar elipsoidu.
Obr. 2-21: Reálný tvar Země. Barevně jsou vyznačený rozdíly výšek ke GEOIDU;
modré barvy jsou minusové hodnoty, ţluté a červené barvy jsou kladné hodnoty
Povrch Země se neustále mění v důsledku endogenních a exogenních pochodů
(horotvorná činnost a zvětrávání) a také gravitace vesmírných těles. Na okamţitý tvar
Země působí především gravitace Slunce a Měsíce – slapové jevy.
10
Obr. 2-22: Světová mapa rozdílů výšek mezi GEOIDEM a reálným tvarem Země.
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 nejbliţším 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).
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
přibliţně o 1 sekundu za 100 tisíc let. Vzhledem k této skutečnosti se velmi pomalu, ale
neustále mění tvar Země. Se sniţující se odstředivou sílou se zmenšuje pólové
zploštění Země.
Obr. 2-23: Schéma rozdílů mezi reálným tvarem Země, geoidem a elipsoidem.
Obr. 2-24: Schéma vysvětlující skočný a hluchý příliv.
Fyzikální pole Země
Tíhové pole Země
Na kaţdý bod zemského tělesa působí přitaţlivá gravitační síla hmoty Země a
odstředivá síla rotace kolem zemské osy. Výslednice obou sil je zemská tíţe.
Velikost tíţe je vyjádřena tíhovým zrychlením, coţ je součin hmoty a gravitačního
zrychlení. Tíhové zrychlení se mění s nadmořskou výškou, v depresích je tíhový efekt
větší neţ na elevacích. Větší tíhový efekt naměříme také na pólech neţ 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 tíţnice přikloní vţdy k hustějšímu tělesu. Toho
vyuţívá geofyzika u gravimetrického měření (obr. 2-25), které slouţí pro vyhledávání a
vymezování geologických těles.
Magnetické 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 aţ 100 tisíc kilometrů daleko od planety (obr. 2-26).
Obr. 2-25: Mapa tíhových Bougerových anomálií České republiky.
11
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 aţ 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 vyvrţena při erupci do okolního vesmíru – sluneční
bouře neboli proturberace.
Obr. 2-26: Schéma dosahu magnetických siločar Země.
Při této aktivitě je magnetosféra Země deformována mnohem více a dochází na Zemi
k magnetickým bouřím a u pólů k projevům polární záře.
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 sráţkách 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).
Obr. 2-27: Schéma deformace magnetických siločar slunečním větrem.
Obr. 2-28: Schéma polární záře.
Změna magnetického pole
Magnetické pole je v čase proměnlivé. Mění se intenzita pole, pozice (obr. 2-29) a
polarita magnetických pólů. Nepatrné změny magnetického pole zaznamenáváme kaţdý
den. Na našem území se magnetická deklinace mění o 1° za 10 aţ 12 let. Významné
změny, jako je změna polarity, se dějí jednou za 200 – 300 tisíc let. Dnes je kladná část
pole u jiţního pólu a záporná u severního pólu.
Obr. 2-29: Příklad změny magnetického pole.
12
Tento fenomén lze doloţit studiem paleomagnetizmu. Jeho výsledků je vyuţito při studiu
vývoje zemské kůry. Při studiu paleomagnetizmu se vyuţívá toho, ţe 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). Kaţdá takováto hornina v sobě zachytí remanentní magnetizaci, tedy průběh
magnetického pole v době jejího vzniku. Porovnáním různě starých hornin můţeme
stanovit změnu magnetického pole. Můţeme tedy takto sledovat změnu magnetického
pole v čase.
Teplotní pole Země
Zdroje tepla na Zemi lze rozdělit do dvou skupin - endogenní a exogenní.
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 obsaţeny v horninách zemské kůry. Dalšími zdroji tepla
v litosféře jsou tlak nadloţních hornin, teplo vyvolané útlumem seismických vln (energie
seismické vlny se mění na teplo) a teplo vyvolané fyzikálně-chemickými reakcemi při
přeměně či utváření hornin.
Obr. 2-30: Princip zachycení remanentního magnetizmu v sedimentárních a vyvřelých
horninách.
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.
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.
13
Tepelný tok
Mnoţství tepla, které projde jednotkovou plochou zemského povrchu, označujeme
jako tepelný tok. Do hloubky 10 aţ 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 dvěma způsoby:
Obr. 2-31: Schéma prostupu tepelného slunečního záření atmosférou Země.
geotermický gradient (změna teploty na jeden metr);
geotermický stupeň (vzdálenost na níţ se teplota změní o 1oC).
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. 2-32: Přenos tepla na Zemi probíhá sáláním (radiací), kondukcí (je přenášeno
kmitáním zahřátých atomů na atomy chladné bez pohybu hmoty) a konvekcí, coţ je
pohyb zahřátého materiálu (tok rozehřáté hmoty v plášti připomíná tok vody v hrnci při
jeho ohřevu nad ohněm).
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 aţ
1600 oC. Ve spodním plášti je teplota aţ 4000 oC, ve vnějším jádru 4300 oC a teplota
vnitřního jádra se odhaduje na 4500 oC.
Obr. 2-33: Nárůst teploty do hloubky Země není lineární - viz geoterma.
Tlak horninového prostředí
V horninovém prostředí s hloubkou narůstá také tlak, který úzce souvisí s teplotou
uvnitř Země a ovlivňuje endogenní procesy nejen v litosféře. Taktéţ nárůst tlaku s
hloubkou není lineární. V zásadě rozlišujeme tři základní zdroje tlaku.
•
•
Litostatický tlak - je vyvolán hmotností sloupce nadloţní hmoty (hornin). Je
podmíněný gravitačnímu zrychlení a je všesměrný. Jeho velikost vzrůstá do
hloubky a je závislá na hustotě nadloţních 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.
14
•
Tlak fluidní fáze – jde o souhrn tlaků všech fluid, které vznikají při natavení hornin.
Vytavená fluida z hornin se snaţí 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, ţe s narůstajícím
tlakem nadloţí se hustota zvyšuje. Střední hustota kontinentální zemské kůry je v
rozmezí 2,7 – 2,8 g/cm3. Přičemţ 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/cm 3. Hustota
oceánské kůry je přibliţně 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
17,3g/cm3.
Obr. 2-34: Schéma rozloţení hustoty horninového prostředí v litosféře.
Pohyby Země
Země je třetí planeta sluneční soustavy, zároveň největší terestrická planeta v soustavě
a jediné planetární těleso, na němţ je dle současných vědeckých poznatků potvrzen
ţivot. Země nejspíše vznikla před 4,6 miliardami let a krátce po svém vzniku získala svůj
jediný přirozený satelit – Měsíc.
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 přibliţně rovnoměrný otáčivý pohyb kolem
okamţité 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 prodluţuje 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.
Oběh Země kolem Slunce po mírně excentrické dráze rychlostí 29,785 km.s-1 trvá
365,2564 dne, coţ 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.
Obr. 2-35: Schéma precese zemské osy.
15
Precese je pohyb zemské rotační osy po kuţelové ploše kolem normály k ekliptice
pod úhlem 23,5 °. Perioda precese je 25725 roků (tzv. platónský rok). Vzniká následkem
gravitačního působení Slunce a Měsíce. Precesi si můţeme představit při roztočení
setrvačníku. Z počátku je osa rotace kolmá k podloţce. V důsledku působení gravitace
a tření setrvačníku o podloţkou dochází k sníţení rychlosti rotace a setrvačník se začne
kolébat. Při tomto kolébání osa opisuje plášť kuţele. 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.
Nutace je kolísavý pohyb zemské osy s maximální odchylkou 9 vteřin s periodou
18,6 roku (obr. 2-36). Výsledkem je, ţe kuţelová plocha opisovaná osou při precesi je
zvlněná. Nutační pohyb je způsoben gravitací Měsíce, který neobíhá Zemi přesně v
rovině ekliptiky. Jeho eliptická oběţná dráha je oproti ekliptice skloněna asi o 5,1°,
a proto se neustále mění velikost a směr jeho gravitační síly.
Obr. 2-36: Schema precese a nutace zemské osy.
Milankovičovy cykly
Milankovičovy nebo také klimatické cykly jsou periodické změny klimatu, kdy se v
přibliţně 100 tisíciletém cyklu střídají doby ledové. Doby meziledové trvají přibliţně 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 inţenýra a matematika
Milankoviče, který tuto zákonitost jako první popsal.
Precese zemské osy
Precese byla vysvětlena výše. Odehrává se v cyklech přibliţně 19, 22 a 24 tisíc let. Její
vliv lze vysledovat aţ do paleozoika. Někteří vědci povaţují její vliv za nejdůleţitější.
Sklon zemské osy
Sklon zemské osy se mění v periodě 40 tisíc let v rozmezí aţ 21,8 – 24,4° a sniţuje 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, jejíţ 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 mnoţství sluneční energie, které dopadá na
zemský povrch, kolísá. Někteří vědci spojují změny sluneční aktivity s výskytem skvrn
na Slunci.
Obr. 2-38: Změny v excentricitě oběţné dráhy Země.
16
Obr. 2-37: Graf závislosti střídání dob ledových a meziledových.
Milankovičovy cykly působí na Zemi po celou dobu její existence. Ne vţdycky 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 mnoţství sněhových sráţek. Aby ledovce mohly vzniknout,
pevnina musí být umístěna mimo dosah teplých mořských proudů, a zemská atmosféra
nesmí obsahovat přemíru skleníkových plynů. A protoţe 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).
17
Desková tektonika
Desková tektonika je vědní disciplína zabývající se dynamickým vývojem
litosférických desek v návaznosti na procesy probíhající v zemském plášti.
Studuje vzájemný pohyb litosférických desek, rychlost jejich pohybu při
kontinentálním driftu po astenosféře, geologické procesy probíhající na jejich
okrajích a s tím spojené doprovodné jevy jako je horotvorná činnost,
vulkanizmus, zemětřesení atd.
Opírá se o teorii konceptu kontinentálního driftu, jejíž základy položil ve 20.
letech 20. století německý geolog Alfréd Wegener. Jako první přišel s
myšlenkou, že na počátku existoval jeden superkontinent – Pangea, který se
v důsledku pohybu litosférických desek rozpadl na dnešní kontinenty. Svoji
hypotézu založil na pozorování výskytu stejných fosílií na území Afriky a jižní
Ameriky, dále na paleo-topografických a klimatologických poznatcích,
naznačující spojení těchto dvou kontinentů v historii Země. Nicméně
dostatečně nevysvětlil příčinu kontinentálního driftu. Proto nebyla tato teorie
přijata všemi vědci. Musely být předloženy další důkazy. Do té doby se
geologové domnívaly, že hlavní útvary na Zemi jsou pozičně statické a že
většina geologických těles, jako například horská pásma , mohou být
vysvětlena vertikálním pohybem zemské kůry - geosynklinální teorie.
Významný předěl pro přijetí teorie pohybu litosférických desek přišel s objevením
různé orientace magnetického pole v horninách různého stáří a se studiem
hlubokého oceánského dna. Magnetické páskování hornin, projevující se
symetrickými, paralelními pruhy o stejné orientaci tvořící mořské dno na obou
stranách od středooceánského hřbetu, bylo dostatečným důkazem, aby se
následně teorie deskové tektoniky v druhé části 60. let 20. století stala všeobecně
uznávanou teorií. Tato revoluční teorie pozměnila vědy o Zemi, vysvětlila celou
řadu různorodých geologických fenoménů a pomohla vysvětlit dnešní
biogeografické rozšíření různých forem života se společnými předky.
Litosféra – Astenosféra
Litosféra je pevný obal Země tvořený zemskou kůrou a nejsvrchnějšími
vrstvami vnějšího zemského pláště (obr. 3-1). Skládá se z oddělených a snadno
rozlišitelných litosférických desek, které „plavou“ na viskoelastické aţ plastické vrstvě
zemského pláště - astenosféře. Rozdíl mezi litosférou a astenosférou je především ve
fyzikálně mechanických vlastnostech (v reologických vlastnostech) hornin a způsobu
přenosu tepla (obr. 3-2). Litosféra je chladnější a pevnější vrstva s konduktivním
přenosem tepla (obr. 2-32). Astenosféra je teplejší (cca 1400 °C), hustější (3,5 g/cm3 viz
obr. 2-34), plastičtější s konvekčním přenosem tepla (obr. 3-5).
18
Obr. 3-1: Schéma mocnosti litosféry a astenosféry pod oceány a kontinenty.
Na základě studia seismických P a S vln bylo zjištěno, ţe astenosféra výrazně
sniţuje rychlost šíření těchto vln (nízkorychlostní zóna). To ukazuje na duktilnější
charakter materiálu a tedy horniny v astenosféře jsou natavené – snáze tečou. V tomto
polotekutém stavu jsou udrţovány vlivem vysokého tlaku a teploty. Po roztavených
horninách (magmatu) litosférické desky klouţou rychlostí několika cm/rok. Tento pohyb,
kdy pevnější a lehčí litosférické desky klouţou po hustější polotekuté astenosféře,
označujeme jako kontinentální drift. Rychlost pohybu je obvykle udávána v rozsahu 10
aţ 40 mm/rok. Největší rychlost 160 mm/rok je zjištěna u desky Nasca (obr. 3-26).
Mocnost litosféry
Stejně jako u zemské kůry je mocnost litosférických desek závislá na jejím typu.
Rozlišujeme litosférické desky:
• oceánské;
• pevninské
Obr. 3-2: Rozdělení geosfér Země podle reologie hornin a chemického složení.
Oceánská deska, jeţ je tvořena hlavně křemík a hořčík (proto označení „sima“ viz obr.
2-13), je obvykle mocná 70-100 km. V místech vzniku oceánské kůry (na
středooceánských hřbetech) můţe být velmi tenká 2 – 6 km. Dále od středooceánského
hřbetu její mocnost vlivem ztráty tepla narůstá. V subdukčních oblastech, kde dochází k
zániku kůry můţe dosahovat mocnosti aţ 100 km (obr. 3-1).
Kontinentální deska, tvořena především křemíkem a hliníkem (proto „sial“), má
průměrnou mocnost okolo 150 km. Tato hodnota je závislá na typu té které části
kontinentu. Zda se jedná o pánve, stabilní kratóny nebo horstva, kde bývá nejmocnější
(aţ 200 km).
Litosférické desky
Litosféra jako pevný obal Země je rozlámána na různě velké tektonické desky, které
se vůči sobě neustále pohybují, díky driftu po plastické astenosféře. Místa, kde se dvě
desky setkávají, se nazývají „desková rozhraní“. Na tato místa jsou vázány geologické
události, jako jsou intenzivní zemětřesení, vulkanická činnost, deformace okrajů
litosférických desek při horotvorné činnosti, rozestupování dvou desek v oblastech riftů
nebo středo-oceánských hřbetů (obr. 3-3). Většina aktivních sopek na Zemi se nachází
v okolí deskových rozhraní okolo Pacifické desky. Tato oblast je známa pod názvem
Ohnivý kruh (obr. 3-3).
Tektonické desky mohou být tvořeny kontinentální, přechodnou či oceánskou kůrou.
19
Mnohé desky jsou tvořeny všemi druhy. Například Africkou desku tvoří kontinent Afrika s
kontinentální kůrou, která na okrajích plynule přechází přes přechodnou kůru do
oceánské kůry. Tento pozvolný přechod označujeme za pasivní okraj kontinentu. V
závislosti na definici litosférické desky se na Zemi nachází 8 velkých tektonických desek
(tab. 3-1, obr. 3-4) a mnoho menších desek (většinou se udává počet 15).
Obr. 3-3: Vulkanická činnost a zemětřesení jsou především vázána na okraje
litosférických (tektonických) desek. Velikost trojúhelníků vyjadřuje intenzitu těchto dějů.
Tab. 3-1: Označení základních litosférických desek.
Obr. 3-4: Vymezení jednotlivých litosférických desek.
Řídící síly pohybu litosférických desek
Na otázku „Jaké jsou hlavní řídící síly podmiňující pohyb litosférických desek?“,
neexistuje jednotný názor. Obecně vědecká veřejnost pokládá za nejdůleţitější hybnou
sloţku konvekční proudy. Nicméně existují i jiné síly, které taktéţ podmiňují
kontinentální drift. Vedou se ovšem spory o podílu jednotlivých sil na celkovém pohybu
desek.
K plášťové konvekci dochází v důsledku rozdílů v hustotě a teplotě plášťových hmot
(obr. 3-5). Plášťová konvekce se projevuje v pohybu tektonických desek jako kombinace
tahu, sestupného nasávání v subdukčních zónách a variace topografie a hustoty kůry,
coţ vede k rozdílům gravitační síly působící na Zemi. Princip koloběhu plášťové hmoty
si zjednodušeně můţeme přirovnat k ohřevu vody v hrnci (obr. 3-6). Podobný koloběh
funguje i v zemském plášti.
Teplejší plášťová hmota vystupuje pod divergentní hranici k povrchu Země
(rozpínání – pohyb sousedních litosférických desek od sebe). Zde malá část magmatu
vystoupí na povrch. Konvekční proudy se stáčí pod litosférické desky. Dochází k
postupnému přenosu tepla z pláště do litosféry. Směrem k subdukčním zónám postupně
klesá teplotní rozdíl v konvekčních proudech i teplota litosféry, coţ vede k nárůstu její
mocnosti. V subdukčních zónách chladnější konvekční proudy sestupují do hlubších
částí pláště (obr. 3-3). Začíná se projevovat tzv. „trench suction“ (nasávání desky), kdy
chladná a mocná litosférická deska je nasávána do subdukční zóny. V hlubších částech
pláště se postupně litosféra roztaví.
Obr. 3-5: Schéma znázorňující pohyb konvekčních proudů v zemském plášti (červené
šipky) a pohyb litosférických desek (bílé šipky).
Při výstupu teplejšího materiálu v konvektivní buňce dochází pod divergentními
hranicemi k vyklenutí astenosféry. Někteří vědci povaţují tento rozdíl ve výšce vůči okolí
za další hybnou sloţku - tzv. gravitační skluz/sliding. Při tomto gravitačním skluzu
především oceánské desky sklouzávají po vyklenuté astenosféře směrem k subdukčním
20
hranicím. Navíc vlivem chladnutí desky směrem od divergentní hranice narůstá mocnost
a hustota oceánské desky, coţ vede k zanořování do pláště ve snaze kompenzovat
vyšší zatíţení.
Za další hybnou sloţku povaţují tzv. bazální tření, kdy v důsledku konvektivních
proudů proudících pod litosférou směrem k subdukční hranici, dochází k unášení
litosférických desek (obr. 3-5). Vlivem tření se energie konvekčního proudu přenáší do
astenosféry, která část hybné sloţky předá litosféře. Současně jsou desky „nasávány“
v subdukčních zónách vlivem sestupných proudů konvektivní buňky.
Obr. 3-6: Schéma přirovnávající pohyb konvekčních proudů k pohybu vody v hrnci při
ohřevu.
Mezi významné síly řídící na některých místech planety kontinentální drift je tzv.
„ridge-push“. Jak název napovídá, deska je tlačena od středu riftu (místa vzniku nové
oceánské kůry) dalšími výlevy magmatu (obr. 3-7). Nové magma se dere k povrchu a
působí na čela obou odsouvaných desek jako klín.
V současnosti většina vědců povaţuje bazální tření, gravitační skluz či „ridge-push“
za málo průkazné. Spíše se přiklánějí k názoru, ţe pohyb celé desky je způsoben její
vahou v subdukční zóně. Studená ponořující se (subdukující) deska je mocnější a těţší
neţ okolní plášťový materiál, a proto klesá. Stahuje tak do subdukční zóny celou desku.
Dnešní modely pohybu litosférických desek naznačují, ţe další významnou úlohu hraje
tzv. „trench suction“ (nasávání desky), který se odehrává v plášti nad subdukující
deskou.
Jak bylo uvedeno výše, stále se vedou spory o to, jaký je poměr jednotlivých
uvedených sil a jak působí na pohyb desek. Je evidentní, ţe poměr těchto sil bude různý
v různých místech planety. Pro kaţdou litosférickou desku lze předpokládat jiný poměr
sil. Nicméně konvektivní proudění stále zůstává hlavní hybnou sloţkou pohybu
litosférických desek.
Obr. 3-7: Schéma odsunu dvou oceánských desek výstupem nového magmatu v oblasti
středooceánského hřbetu.
Místa vzestupných konvekčních proudů
Existují dvě hloubkové úrovně, kde dochází k výstupu konvekčních proudů (obr. 38). Jedna je na rozhraní vnějšího jádra a spodního pláště v hloubce 2900 km. Mezi
těţkým tekutým vnějším jádrem a pevnějším lehčím spodním pláštěm je výrazná
hustotní nehomogenita. Další hustotní nehomogenity se nacházejí v hloubkách kolem
700 km. Zde hustější, ale teplejší hmota leţící pod lehčím chladnějším materiálem se
snaţí vystoupit vzhůru. Rozdíl v teplotě stoupajícího konvekčního proudu vůči okolnímu
plášťovému materiálu můţe být aţ několik stovek stupňů (obr. 3-8). Vysoce zahřátý
materiál má niţší viskozitu a snadněji prostupuje okolním materiálem k povrchu.
21
Obr. 3-8: Schéma znázorňující výstup konvekčních proudů.
Podobně vznikají pod litosférou horké skvrny „Hot-spots“. Jejich existence je
spojena s výstupy horkého plášťového materiálu tzv. chocholy nebo pera (obr. 3-8) nad
nestabilními diskontinuitami. Pokud má vzestupný teplý proud dostatečnou intenzitu,
můţe způsobit vyklenutí litosféry a její protavení.
Obr. 3-9: Schéma vzniku horké skvrny a následných vulkanických ostrovů.
Na povrchu se tento „Hot-spot“ projevuje výraznou bazální vulkanickou činností
(obr. 3-9). Vznikají sopečné ostrovy (například Havajské ostrovy), které jsou seřazeny
za sebou ve směru pohybu litosférické desky.
Vzájemný pohyb litosférických desek
Od dob vzniku zemské kůry existovaly na Zemi různé kontinenty, které se v důsledku
vzájemného pohybu litosférických desek různě rozpadaly nebo spojovaly v různě velké
kontinenty aţ superkontinenty. Neustále se tak měnila podoba naší planety.
Nejznámějším superkontinentem byla Pangea, která se nejprve rozpadla na Laurasii
(skládající se ze Severní Ameriky a Eurasie) a Gondwanu (skládající se ze zbylých
kontinentů). Ty se dále rozpadaly na dílčí kontinenty, aby se spojily s jinými, aţ vzniklo
dnešní rozloţení kontinentů. Tato pozice ovšem není věčná. Podoba Země se stále
dynamicky vyvíjí, i kdyţ z lidského pohledu chápání času to je velmi pomalý proces.
Na Zemi existují tři základní druhy vzájemného pohybu litosférických desek:
desky se vzdaluji – divergentní rozhraní (obr. 3-10a);
desky se přibližují – konvergentní rozhraní (obr. 3-10b);
desky se pohybují vedle sebe – transformní rozhraní (obr. 3-10c).
Divergentní rozhraní
Divergentní rozhraní se nalézá tam, kde se dvě desky vzájemně pohybují od sebe.
Rozeznáváme dva základní typy těchto rozhraní:
kontinentální rift;
středooceánský hřbet.
Kontinentální rift
Kontinentální rifty nebo také příkopové propadliny jsou místa, kde dochází k rozpadu
kontinentu. V zemské kůře vzniká příkopová struktura poklesového charakteru, s délkou
několika set aţ tisíců kilometrů a šířkou od několika do stovek kilometrů. Proces rozpadu
22
kontinentální desky na dvě nové je doprovázen významnou vulkanickou a zemětřesnou
aktivitou. Na obou stranách riftu vzniká pasivní okraj kontinentu, kdy kontinentální kůra
plynule přechází přes přechodnou kůru do oceánské kůry (obr. 3-11d).
Proces rozpadu kontinentu začíná ve chvíli, kdy pod kontinentální deskou začne
dlouhodobě vystupovat konvergentní proud plášťových hmot, který v první fázi vyklene
desku směrem vzhůru (obr. 3-11A). Dojde k rozpraskání křehké desky a ke vzniku
podélných velmi strmých a hluboko zaloţených zlomových zón, které oba okraje nově
vznikajících desek rozdělí na systém dílčích bloků (obr. 3-12). Tyto hluboko zaloţené
zlomové zóny jsou tvořeny systémem mnoha paralelních zlomů různého rozsahu. Mezi
sebou jsou propojeny šikmými zlomy, které omezují dílčí horninové bloky. V důsledku
gravitace a odsunu desek od sebe začnou do volného prostoru mezi deskami z obou
stran postupně sjíţdět vyčleněné horninové bloky (obr. 3-11b). Vzniká velmi hluboká
příkopová propadlina.
Obr. 3-10: Schéma vzájemného pohybu litosférických desek: A) divergentní rozhraní; B)
konvergentní rozhraní; C) transformní rozhraní.
Tvar příkopové propadliny není vţdy osově symetrický. Postupně zaklesnuté bloky
(jakési schody) nemusí být vytvořeny na obou stranách riftu. Taktéţ osa riftu nemusí být
kolmá na směr pohybu desek (obr. 3-12).
Vlivem vyšší teploty konvergentního proudu dochází ze spod litosférické desky
k odtavování její spodní části a tedy k sniţování její mocnosti (obr. 3-11a). Magma se
přes méně mocnou desku a pomocí zón oslabení horninového masivu (hluboko
zaloţených zlomových zón) dostává na povrch.
Zintenzivňuje se vulkanická a zemětřesná činnost. Bazální magma prostupující
vzhůru přes kontinentální kůru způsobí její tzv. provaření (obr. 3-11b). Mění se charakter
a sloţení kontinentální kůry. Postupně vzniká přechodná zemská kůra
s charakteristickou andezitovou vrstvou.
Obr. 3-11: Schéma znázorňující ve fázích vznik a vývoj kontinentálního riftu aţ po vznik
středooceánského hřbetu.
Při pozvolném vzdalování desek, vzniká stále širší a hlubší příkopová propadlina.
Tato morfologická deprese se stává místem sladkovodní sedimentace (obr. 3-11b).
Vznikají zde jezera, ve kterých se nejdříve ukládá hrubější a transportem méně
opracovaný materiál z okrajových bloků desky. Jak se desky vzdalují, materiál je
transportován z větší vzdálenosti, a tedy je opracovanější a postupně se zmenšuje jeho
zrnitost. Pokud se příkopová propadlina spojí s mořem a její dno je pod úrovní moře,
dochází k nástupu moře do příkopové propadliny a k postupné změně sedimentace
sladkovodní na mořskou (obr. 3-11c). Se vzdalujícími se okraji desek dno příkopové
propadliny stále více poklesává a mořská mělkovodní sedimentace se postupně mění
na hlubokomořskou (obr. 3-11d).
23
Celý proces je stále doprovázen významnou vulkanickou a zemětřesnou činností.
Pokud jsou jiţ oba okraje desek tak vzájemně vzdálené, ţe magma v ose riftu jiţ
neprostupuje přes dílčí bloky kontinentální kůry, začne se vytvářet oceánský hřbet s
typickou oceánskou kůrou (obr. 3-11d).
Obr. 3-12: Mladé riftové údolí jehoţ průběh není kolmý na směr pohybu desek. Do
volného prostoru sjíţdějí horninové bloky omezené systémem přibliţně paralelních
zlomů, které jsou navzájem propojené zlomy šikmými.
V současnosti můţeme tyto děje pozorovat například na území východní Afriky, kde
vzniká velká riftová propadlina (obr. 3-13). V budoucnu zde vznikne zřejmě nový oceán.
Somálský poloostrov s územím východní Afriky se oddělí od zbylého Afrického
kontinentu.
Středooceánský hřbet
Středooceánské hřbety jsou dlouhá podmořská pásemná pohoří, kde dochází k
výstupu konvekčních proudů a odsouvání litosférických desek od sebe. Jsou to místa
vzniku nové oceánské kůry. Magma prostupuje přes hluboké zlomové zóny k povrchu
kde tuhne. Tento proces je provázen významnou zemětřesnou aktivitou.
Celková délka všech oceánských hřbetů je přibliţně 60 000 km. Přitom
středoatlantický hřbet s délkou kolem 10 000 km je nejdelší (obr. 3-13). Hřbety vystupují
do výšky 1 - 4 km nad okolní hlubokomořské dno. Výjimečně vystupují aţ nad hladinu
viz. Island (obr. 3-14). Šířka celého podmořského hřbetu dosahuje aţ stovek kilometrů
(300 - 2 000 km). Hřbet je v příčném řezu tvořen vrcholovou částí, od které sestupují na
obě strany svahy, na kterých nacházíme četná riftová údolí s hloubkou aţ 2 km a šířkou
20 - 40 km. Vrcholové části oceánských hřbetů jsou tvořeny systémem hrástí a příkopů
(obr. 3-15). U rychle se odsunujících desek (aţ 10 cm/rok) je centrální část vyklenuta
směrem vzhůru. U pomalu se odsunujících desek (několik cm/rok) centrální část
připomíná příkopovou propadlinu ve tvaru písmene V.
Obr. 3-18: Schéma středooceánského hřbetu s detailem vrcholové části - ryftové
údolí s vulkanickou a mělkou zemětřesnou aktivitou (modré body).
Obr. 3-15: Vrcholová centrální část oceánského hřbetu připomínající riftové údolí.
Nahoře středoatlantský hřbet u Azorských ostrovů; rozpínání je poměrně pomalé. Dole
východopacifický hřbet poblíţ Mexika; rozpínání je rychlejší, schází údolí v ose hřbetu.
Rychlost rozšiřování oceánského dna není v celé délce hřbetu stejná. Rozdílná
rychlost odsunu dílčích částí desek je kompenzována na transformních rozhraních, která
přetínají přibliţně kolmo oceánské hřbety (obr. 3-13, 3-18).
24
Obr. 3-13: Reliéf Země. Červená čárkovaná linie vyznačuje průběh východoafrického
riftového systému. Modrá čárkovaná linie vyznačuje průběh středoatlantického hřbetu.
Všiměte si přeruření průběhu středoatlantického hřbetu trnasformními zónami.
Transformní rozhraní
Obr. 3-14: Vrcholová část středooceánského hřbetu mezi evropskou a americkou
deskou. Pouze zde na Islandu (Bingvellir) vystupuje hřbet nad úroveň moře.
Transformní rozhraní nacházíme mezi dvěmi deskami nebo dvěmi dílčími částmi
jedné desky, které se pohybují vedle sebe. Jsou to oblasti, kde nová zemská kůra
nevzniká ani nezaniká. Rozhraní je tvořeno mnoha přibliţně paralelními transformními
zlomovými zónami, na kterých dochází k prokluzu desek vůči sobě. Tato činnost je
doprovázena významnou zemětřesnou aktivitou. Relativní pohyb dvou pohybujících se
desek můţe být buď dextrální (pravostranný z pohledu pozorovatele) či sinistrální
(levostranný z pohledu pozorovatele). Typickým příkladem takovéhoto transformního
zlomu je San Andreas v Kalifornii, který je dextrální (obr. 3-16). Na středooceánských
hřbetech nacházíme jiný typ transformních zlomů. Tyto zlomové zóny příčně přerušují a
odsazují průběh středooceánských hřbetů. Jak jiţ bylo zmíněno výše, kompenzují
rozdílnou rychlost rozpínání oceánského dna mezi dílčími částmi oceánské desky. Dílčí
části jedné desky se pohybují stejným směrem, ale různě rychle. Zato dílčí části dvou
protilehlých desek klouţou vedle sebe (obr. 3-17).
Obr. 3-16: Zlom San Andreas v Kalifornii, příklad transformní zóny.
Konvergentní rozhraní
Obr. 3-17: Schéma znázorňující transformní zónu porušující oceánský hřbet.
Konvergentní rozhraní je místem, kde se dvě litosférické desky přibliţují. Dochází
k zániku litosféry podsouvající se desky za doprovodu intenzivní zemětřesné a
vulkanické činnosti. Relativně chladná podsouvající se deska (subdukovaná) sestupuje
šikmo pod podsouvanou desku (subdukující) do teplých plášťových hmot. S narůstající
hloubkou vzrůstá teplota i tlak. Podsouvající se deska se pozvolna zahřívá. Rychlost
prohřátí desky na teplotu okolního plášťového materiálu je menší neţ rychlost vlastní
subdukce. Vzniká tak výrazná anomálie teplotního gradientu, pomocí které lze
vysledovat úklon subdukční zóny (obr. 3-19). Kdyţ teplota subdukované desky dosáhne
bodu tavení hornin, dojde k uvolnění těchto tavenin - magmatu, které prostupuje přes
čelo podsunuté desky k povrchu. Spodní částí litosféry subdukující desky prostupuje
magma v důsledku rozdílné hustoty a teploty. Postup magmatu se zpomalí pod
zemskou kůrou, kde se začne kumulovat (obr. 3-20). Další pohyb magmatu blíţ k
25
povrchu (do hloubek 10 – 2 km) postupuje přes horniny relativně v pevném stavu. V
zemské kůře se magma kumuluje v magmatických krbech. Odtud k povrchu se dostává
pomocí zón oslabení horninového masivu (zlomy, puklinové systémy, atd.). Na povrch
vystupuje magma při vulkanické činnosti.
Obr. 3-19: Schéma subdukční zóny s anomálií teplotního gradientu (sleduj průběh
izoterm).
Vlastní vulkanická činnost je doprovázena četnými zemětřeseními. Převáţná část
zemětřesení v subdukčních zónách ovšem souvisí s uvolněním napětí při pohybu a
zanořování subdukované desky a s deformacemi čela subdukující desky. Subdukovaná
deska na styku se subdukující deskou (styk je morfologicky dokumentovatelný
hlubokomořským příkopem) je nucena se ohnout, čímţ vzniká obrovské napětí, které se
uvolní jako četná mělká zemětřesení (obr. 3-21). Mělká zemětřesení nacházíme také na
čele podsouvané desky, která jako radlice buldozeru "seškrabává" svrchní část
subdukované desky. Dochází k výrazným deformacím doprovázených zmíněným
zemětřesením. Materiál se před čelem hromadí, deformuje a částečně metamorfuje.
Tuto oblast před čelem desky označujeme jako prizmatický klín nebo také prizmu.
Obr. 3-20: Schéma čelní části subdukční zóny.
Středně hluboká a hluboká zemětřesení jsou jiţ výlučně vázána na subdukční
plochu. Souvisí s uvolněním napětí při prokluzu mezi deskami a jejich deformacemi.
Pomocí sledování seismických zemětřesných vln na Zemi (viz kapitola 2. seismické
metody) lze určit hypocentra těchto zemětřesení. Prostorovým zobrazením všech těchto
hypocenter získáme představu o průběhu a úklonu subdukční plochy (obr. 3-22).
Obr. 3-22: 3D model subdukční plochy vytvořený na základě pozic zjištěných
hypocenter zemětřesení. Všiměte si, ţe subdukční plocha má proměnlivý úklon i průběh.
Obr. 3-21: Schéma znázorňující pozice hypocenter zemětřesení v subdukční zóně.
Rozlišujeme tři typy konvergentních rozhraní:
• podsouvání oceánské desky pod oceánskou - vznik ostrovních oblouků
(obr. 3-23, 3-24b);
• podsouvání oceánské desky pod kontinentální
(obr. 3-19, 3-20, 3-21, 3-23, 3-24a);
• kolize dvou kontinentálních desek - vznik pásemných horstev
(obr. 3-24c, 3-25).
Obr. 3-23: Scháma znázorňující divergentní rozhraní a konvergentní rozhraní oceánskáoceánská deska a oceánská-kontinentální deska.
26
První dva typy jsou si velmi podobné a princip procesu byl popsán výše. Zaměříme
se proto na poslední třetí typ. Kolize dvou kontinentálních desek se nejčastěji vyvine z
druhého typu, kdy je při subdukci pohlcena celá oceánská deska, jeţ je pasivně spojena
s druhým kontinentem. Příkladem můţe být kolize mezi Indickou a Euroasijsou deskou,
která vedla k vyvrásnění Himaláje.
Obr. 3-24: Schéma konvergentních rozhraní. A) styk oceánská-kontinentální deska;
B) styk oceánská-oceánská deska; C) styk kontinentální-kontinentální deska.
Na počátku se v moři mezi přibliţujícími se kontinenty hromadí sedimenty
denudované z obou kontinentů (obr. 3-25a). Subdukující kontinent seškrabává před
svým čelem tyto sedimenty. Ve chvíli, kdy se kontinenty přiblíţí natolik, ţe se začne
vyklenovat prizmatický klín mezi čely obou kontinentů, začne moře ustupovat.
Nahromaděné sedimenty v prizmatickém klínu jsou výrazně deformovány a
vyklenuty jako mezi radlicemi dvou proti sobě jedoucích buldozerů (obr. 3-25b). Celý
proces je doprovázen intenzivním zemětřesením. Současně stále pokračuje proces
subdukce oceánské desky tak, jak byl jiţ výše popsán. Po určitém čase je celá
oceánská deska subdukována a do subdukce se dostává přední část podsouvající se
kontinentální desky (obr. 3-25c). Do pláště se tak zanořuje i granitová vrstva zemské
kůry, která je mnohem lehčí neţ okolní plášťový materiál (viz kapitola 2). To vede ke
vztlaku přední části subdukované desky a k vyklenutí celého horstva. Vlastní subdukce
zaniká ve chvíli, kdy vztlakové síly překonají síly subdukční.
Obr. 3-25: Schéma znázorňující postup kolize dvou kontinentů.
A) Kontinenty se přibliţují a uzavírá se oceánský sedimentační prostor;
B) Oceán ustoupil a dochází k vyvrásnění sedimentů uloţených mezi kontinenty;
C) Vyklenutím horstva, vytváří se příkrovová stavba, zavlečená granitová vrstva
subdukované desky způsobuje vztlak a horstvo se zvedá.
Rychlost pohybu litosférických desek
Rychlost pohybu litosférických desek (obr. 3-26) se zjišťuje pomocí GPS stanic a
satelitního pozorování. Zjištěné vektory vzájemných pohybů litosférických desek jsou
výslednicí všech sil, které na konkrétní část desky působí. Jejich velikost odráţí rozdíly
ve sloţení desek, jejich topografie a typu rozhraní. Bylo například zjištěno, ţe rychlost
pohybu u subdukující se desky je větší neţ u desky nesubdukované. Souvisí to
pravděpodobně s nasáváním desky do subdukční zóny. U nesubdukované desky tato
síla nepůsobí.
Obr. 3-26: Rychlost pohybu litosférických desek na jednotlivých rozhraních.
27
Z hlediska dlouhodobého průměru se jeví pohyb mezi litosférickými deskami
kontinuální. Z lidského pohledu chápání času se pohyb odehrává v epizodách, které
přicházejí nahodile (obr. 3-27).
Obr. 3-27: Schematické znázornění horizontálních pohybů podle zlomu San Andreas.
Během zemětřesení (označených písmeny) nastává intenzivní epizodický posun, mezi
nimiţ jsou období klidu.
Pro člověka je nejoptimálnější, kdyţ se nahromaděná energie uvolňuje pozvolna
(pohyb je malý, ale častý). Pokud dojde z nějakého důvodu k zablokování pohybu,
napětí mezi deskami začne narůstat.
Můţe se uvolnit pozvolna, ovšem častěji se uvolňuje náhle v podobě většího pohybu a
mnohem intenzivnějšího zemětřesení. Pokud známe rychlosti a směry pohybu
jednotlivých desek, známe stáří vzniklých pásemných pohoří, máme informace o vzniku
různých typů hornin na Zemi a disponujeme informacemi z paleoradiometrie,
paleomagnetiky a paleontologie, můţeme provést rekonstrukci pohybu litosférických
desek v období celého fanerozoika. Tuto rekonstrukci lze vyuţít nejen pro určení pozice
desek v minulosti, ale i pro odhad budoucích pohybů desek.
Důkazy pohybu litosférických desek
Mezi nejvýznamnější důkazy pohybu litosférických desek patří:
vlastní pohyb desek zjištěný pomocí GPS a satelitního pozorování;
paleomagnetika – magnetické páskování;
radiometrická pozorování;
seismická pozorování;
paleontologické důkazy;
morfologie povrchu Země.


Pohyb desek byl vysvětlen výše v podkapitole “Řídicí síly pohybu” a
“Rychlost pohybu”. Zaměříme se tedy na geofyzikální důkazy - magnetické
páskování, radiometrická a seismická pozorování.
Magnetické páskování bylo částečně vysvětleno v kapitole 2 - magnetické
pole Země. Magnetické pole Země se v čase mění (obr. 2-29). Občas dochází
k jeho přepólování. Tento jev v sobě zaznamenávají sedimentárni i vyvřelé
horniny (obr. 2-30). Částice těchto hornin (ať krystaly u vyvřelých hornin nebo
zrna u sedimentárních hornin) obsahující feromagnetické látky se při
pozvolném tuhnutí magmatu (u vyvřelých hornin) nebo sedimentaci v klidném
prostředí (u sedimentárních hornin) natáčejí do aktuálního severojiţního
magnetického směru, stejně jako magnetické střelky kompasů.
28
Obr. 3-28: Schematické znázornění magnetického páskování v oblasti středooceánského hřbetu.
Sledováním reverzní a normální polarity u hornin v oblasti středooceánských
hřbetů bylo zjištěno, ţe na oceánském dně lze vypozorovat paralelní pásy
bazických hornin, běţících rovnoběţné s osou hřbetu, u kterých se střídá
normální a reverzní polarita (obr. 3-28). Toto střídání odpovídá změně
magnetické polarity Země.
 Seismická pozorování vycházejí ze studia hypocenter jednotlivých
zemětřesení - princip byl vysvětlen v kapitole 2 - seismické metody. Pomocí
takto zjištěných hypocenter lze vymodelovat průběh jednotlivých subdukčních
zón (obr. 3-22). Při pohledu na světovou mapu zemětřesení vidíme, ţe většina
zemětřesení je vázána na aktivní okraje litosférických desek (obr.3-3).
 Radiometrická pozorování
přináší důkaz o rozšiřování oceánského dna také v podobě pásů. Ovšem zde
se jedná o pásy různě starých hornin. Absolutním datováním byly zjištěny
stejně staré pásy hornin na obou stranách střeooceánského hřbetu.
Nejmladší horniny nacházíme ve středu oceánského hřbetu, kde horniny
vznikají, a nejstarší horniny v nejvzdálenějších částech oceánského dna od
středooceánského hřbetu viz Atlantický hřbet. Současně tyto horniny udávají
období vzniku konkrétního riftového systému (obr. 3-30).
Obr. 3-30: Schematické znázornění pásů různě starých hornin kolem středooceánského
hřbetu.
 Paleontologické důkazy vycházejí z nálezů stejných zkamenělin ţivočichů a
rostlin na různých kontinentech (obr. 3-31). Jedná se o zkameněliny druhů,
kteří nemohly překonat současné vzdálenosti mezi kontinenty po vodě. Pokud
se výskyty vybraných zkamenělin ţivočichů, které ţily ve stejné době, sloţí
dohromady k sobě (obr. 3-31) zjistíme, ţe kontinenty vytvářej jeden celek.
Obr. 3-32: Světový riftový systém. Červeně jsou zobrazeny nejmladší horniny na
středooceánských hřbetech, modře pak nejstarší horniny.

Morfologie
povrchu
Země,
tedy
existence
riftových
oblastí,
středooceánských hřbetů, hlubokomořských příkopů, ostrovních oblouků,
pásemných pohoří atd. jsou vlastním důkazem vývoje zemské litosféry, který
je spojen s pohybem litosférických desek. Podrobný reliéf planety byl vytvořen
v souvislosti s rozvojem techniky. Aţ podrobným mapováním reliéfu
oceánského dna (obr. 3-32) a druţicovým snímkováním Země bylo moţno
vytvořit celou mapu povrchu Země. Bylo tak moţno studovat v širších
souvislostech popisované děje.
Obr. 3-31: Schéma znázorňující rozšíření vybraných ţivočišných a rostlinných druhů v
minulosti na Zemi.
29
Geologický cyklus a čas
Geologický cyklus vysvětluje koloběh hmot na Zemi. Různým dílem jsou na
něj navázány další cykly probíhající na, pod i nad povrchem Země. Úzce je s
ním provázán například koloběh obměny uhlíku, kyslíku a dusíku na Zemi,
hydrologický cyklus či mnoho dalších cyklů probíhajících v biosféře.
Geologický cyklus je spjat s obnovou a formováním zemské kůry a tedy i
reliéfu. Obměna zemské kůry úzce souvisí s teorií pohybu litosférických
desek a formováním reliéfu Země. Reliéf je výsledkem spolupůsobení
endogenních a exogenních procesů.
Endogenními procesy rozumíme geologické děje probíhající pod zemským
povrchem (tektonické, magmatické, metamorfní atd.). Do skupiny exogenních
procesů řadíme děje probíhající na povrchu Země. Jde o působení atmosféry,
hydrosféry a biosféry. Na formování reliéfu významně působí zejména
zvětrávání hornin, následný transport (aktivitou vody, větru, gravitace atd.) a
sedimentace. Vzájemnou interakci endogenních a exogenních činitelů
zachycuje schématický obrázek 4-1.
Nicméně geologický cyklus nevyjadřuje pouze vzájemnou interakci endogenních
a exogenních činitelů, ale také názorně vysvětluje petrografické rozdělení hornin
ve vztahu k jejich genezi.
Formování zemského povrchu je dlouhodobý a geologicky složitý proces. Reliéf
Země byl a stále je přetvářen různými geologickými procesy s různou intenzitou.
Studiem zákonitostí vývoje zemské kůry od doby jejího vzniku až do dnes se
zabývá základní geologická disciplína HISTORICKÁ GEOLOGIE.
Obr. 4-1: Schéma geologického cyklu.
Geologický cyklus
Geologický cyklus (obr. 4-1) nevyjadřuje pouze vzájemnou interakci endogenních a
exogenních činitelů, ale také názorně vysvětluje petrografické rozdělení hornin ve
vztahu k jejich genezi.
Na počátky cyklu, zobrazeném na obrázku 4-1a, je zachycen proces zvětrávání
hornin. Kontinent je v přímém kontaktu s hydrosférou, atmosférou a biosférou (obr. 42a). Horniny, jeţ jej tvoří, jsou vystaveny podstatně menším tlakům a teplotám, neţ za
kterých vznikly. Také chemické prostředí je jiné. Na horniny působí soubor exogenních
činitelů a to jak fyzikálních, tak i chemických. Horniny se pod jejich působením rozpadají
na směs různě velkých úlomků a solí, obsaţených ve zvětralinových roztocích. Tento
proces označujeme za zvětrávání či erozi.
Erozní činitele můţeme rozdělit na fyzikální a chemické. Mezi základní fyzikální
činitelé řadíme erozivní činnost vody, větru, ledu, abrazi, činnost biosféry, střídání teplot.
30
Mezi základní chemické činitele patří rozpouštění, hydrolýza, oxidace a působení
kyselin. Podrobnější popis jednotlivých exogenních činitelů je uveden v kapitole 9 Exogenní činitelé. Jejich intenzita působení na zemský povrch je závislá na klimatických
poměrech. Fyzikální činitelé svojí intenzitou dominují v suchých aridních oblastech,
zatímco chemičtí činitelé dominují ve vlhkých humidních oblastech. Nelze přitom na
Zemi určit místo, kde by se uplatňoval pouze jeden činitel. Vţdy se na zvětrávání hornin
podílí více činitelů, ovšem různou měrou.
Erodovaný materiál je transportován (nejčastěji vodou, větrem, ledem a gravitací) do
místa sedimentace (obr. 4-1 ab). Zde dochází k ukládání nezpevněného
transportovaného materiálu. Sedimentační prostředí mohou být kontinentální,
přechodné či mořské (obr. 4-3). Na kontinentu se sedimenty ukládají jako eolické
(větrné), glaciální (ledovcové), fluviální (říční) nebo limnické (jezerní). Pro přechodné
oblasti jsou typická prostředí lagunární sedimentační prostředí, deltová, lakustrijní
(baţinná) a litorální (záplavové při přílivu). Mořská sedimentační prostředí jsou buď
neritická (šelfová do hloubky 200 m), batyální (kontinentální svah 200 - 2 000 m) a
abysální (dno oceánů pod 2 000 m).
Obr. 4-2: Schéma modifikace litosféry ve vztahu ke geologickému cyklu. Na počátku
cyklu je kontinent (A), jehoţ horniny jsou erodovány a denudovány. Rozvětralý materiál
je po transportu ukládán v mořích, kde se vytváří vrstvy sedimentárních hornin.
Kontinent se rozpadá na dva menší. Vzniká riftová deprese (B), do které se zpočátku
ukládají sladkovodní (B), později (C) mořské sedimenty. Současně dochází k vulkanické
činnosti a vzniku vyvřelých hornin. Z riftu se postupně vytvoří oceánský hřbet (C a D).
Pokud se vytvoří mezi oceánskou a kontinentální deskou subdukční zóna (E), začne se
projevovat metamorfóza a vulkanizmus. Při subdukci jsou horniny tvořící podsouvanou
desku vystaveny vysokým teplotám a tlakům. Postupně se přizpůsobují těmto
podmínkám a dochází k jejich přeměně - metamorfóze. Zavlečením hornin do větších
hloubek dochází k jejich tavení na magma, jehoţ část vystupuje přes čelo podsouvané
desky k povrchu kde tuhne (E). Část magmatu vystupuje aţ na povrch při vulkanické
činnosti (E a F). Vznik výrazného komplexu metamorfních hornin je spojen s kolizí dvou
kontinentů (G), kde dochází k vyvrásnění nového pásemného horstva, které je opět
vystaveno exogenním činitelům (A).
Obr. 4-3: Schéma znázorňující různá sedimentační prostředí.
Sedimenty se po transportu ukládají na sebe. Hromadí se, coţ vede k vyvolání tlaku
na dříve uloţené spodní vrstvy. Tento tlak vyvolá proces litifikace - zpevnění (obr. 4-1
bc), kdy z nezpevněné horniny je postupně vytlačována voda, zmenšuje se mocnost
vrstvy (obr. 4-4) a hornina se stává zpevněnou (obr. 4-1c). Zrna sedimentu se natáčejí
do vhodnějších pozic tak, aby co nejlépe vyplnily volný prostor mezi zrny (póry). Méně
pevné zrna se drtí. Tato drť také vyplňuje volný prostor. Kromě mechanické litifikace se
uplatňuje také chemická, kdy se z vodných roztoků vysráţejí minerály, které spojí volná
zrna jako tmel.
31
Obr. 4-4: Schéma znázorňující mechanickou a chemickou litifikaci.
Pokud je proces sedimentace dlouhodobý (například v mořích v blízkosti kontinentů obr. 4-2d) a ukládají se na sebe mocné sledy hornin, můţe dojít k částečné
metamorfóze spodních sedimentárních vrstev (obr. 4-1d), vlivem nárůstu tlaku (vyvolaný
váhou nadloţí - litostatický tlak) a teploty (vlivem velké hloubky) viz obr. 4-1cd a 4-5.
V případě, ţe sedimenty se uloţily v předpolí subdukční zóny (obr. 4-2e), mohou být
zavlečeny do subdukční zóny, kde s hloubkou velmi výrazně narůstá tlak a teplota (obr.
3-19). Zavlečené horniny se přizpůsobují těmto novým tlakově teplotním podmínkám
(obr. 3-20). Mění svoje sloţení a strukturu - dochází k jejich metamorfóze aţ k postupné
anatexi - tavení (obr. 4-1de, 3-19). Část taveniny - magmatu vystupuje přes čelo
podsouvané desky blíţe k povrchu (obr. 4-1ef, 3-20). Z počátku, vlivem vyšší teploty a
niţší hustoty, snadno prostupuje hmotami svrchního pláště pod zemskou kůru, kde se
začne hromadit. Odtud k povrchu (do hloubek 10 – 2 km) prostupuje magma pevnějšími
horninami (obr. 3-20). S blíţícím se povrchem klesá teplota a tlak (obr. 4-1ef). Magma
ztrácí svoji mobilitu a kumuluje se v magmatických krbech (obr. 3-20), kde dochází k
jeho diferenciaci.
Obr. 4-5: Schéma znázorňující různé druhy metamorfózy.
Část magmatu zůstává v magmatickém krbu, kde tuhne - vznikají vyvřelé hlubinné
horniny (obr. 4-1f). Mobilnější zbylá část magmatu prostupuje k povrchu pomocí zón
oslabení hrninového masivu (zlomy, puklinové systémy, atd.). Pokud utuhne v těchto
zónách, mluvíme o ţílách a ţilných horninách. Pokud se dostane aţ na povrch, mluvíme
o vulkanické činnosti a vzniku vyvřelých výlevných hornin (obr. 3-20). Při kontaktu hornin
s hydrosférou, atmosférou a biosférou (obr. 4-1a) dochází okamţitě k jejich erozi.
Vyvřelé hlubinné horniny se vlivem oderodování svrchních horninových komplexů,
které je zakrývaly, mohou dostat na povrch, kde jsou vystaveny erozivní činnosti.
Rychleji se k povrchu dostanou při kolizi dvou kontinentů (obr. 4-2g). Horotvornými
procesy dochází k jejich vyzvednutí (obr. 4-1fa) nebo se naopak mohou dostat do
subdukční zóny, kde jiţ popsaným způsobem dojde k jejich metamorfóze (obr. 4-1fd).
Při kolizi kontinentů jsou sedimenty uloţené v předpolí obou kontinentů (v moři mezi
nimi) stlačovány před jejich čely (jako mezi radlicemi dvou proti sobě jedoucích
buldozerů). Stlačováním sedimentů dochází k nárůstu tlaku a k jejich metamorfóze (obr.
4-1cd). Současně jsou tyto horniny vyklenuty (obr. 4-1da) a dostávají se do kontaktu s
exogenními činiteli (obr. 4-1a). Pokud tlaky nejsou dostačující, nedochází k
metamorfóze. Sedimentární horniny jsou pouze vyzvednuty (obr. 4-1ca) a vystaveny
erozivní činnosti (obr. 4-1a).
32
Základní typy hornin
Hornina je nehomogenní materiál s proměnlivým chemickým a mineralogickým
sloţením. Hornina se většinou skládá z několika minerálních druhů, pravidelně nebo
nepravidelně rozmístněnými. Existují také monominerální horniny.
Minerál - nerost je anorganická, homogenní (stejnorodá) přírodnina, vznikající
přírodními procesy bez činnosti člověka. Fyzikální a chemické vlastnosti nerostu jsou
stejné v kaţdé jeho části. Kaţdý nerost lze definovat určitým chemickým vzorcem.
Rozeznáváme tři základní typy hornin:
magmatické – vyvřelé;
sedimentární – usazené;
metamorfované – přeměněné.
Obr. 4-6: Schéma znázorňující proces diferenciace a tuhnutí magmatu v magmatickém
krbu v závislosti na poklesu teploty.
 Vyvřelé (magmatické) horniny
Vyvřelé horniny vznikají krystalizací magmatu. Magma je ţhavotekutá tavenina
tvořená silikátovou taveninou, jiţ vykrystalizovanými rudními minerály či krystaly
některých silikátů a fluidní fází tvořenou vodnými a kyselinovými párami a plyny. Vzniká
na rozhraní litosféry s astenosférou v důsledku diferenciačních pochodů v plášti a
zemské kůře. Rozeznáváme magma kontinentálního typu, ze kterého vznikají kyselé aţ
středně kyselé horniny a magma svrchní části pláště, ze kterého vznikají bazické aţ
ultrabazické horniny. První typ magmatu najdeme nad subdukčními zónami při styku
oceánské a kontinentální desky (obr. 4-2ef), nebo v kolizních zónách (obr. 4-2fg). Druhý
typ se vyskytuje především v riftových oblastech (obr. 4-2b) a na středooceánském
hřbetu (obr. 4-2d).
Diferenciace magmatu (tuhnutí, krystalizace) je zahájena likvací (při poklesu teploty
pod 1500 oC), kdy se začne oddělovat silikátová část magmatu od sulfidické. Při dalším
poklesu teploty nastává proces segregace. Segregace je proces předcházející hlavní
krystalizaci magmatu, při kterém dochází ke krystalizaci minerálů ze silikátové taveniny,
které mají vysoký bod tání. Takto vznikají kumulace chromitů a platinoidů nebo
magnetitu a ilmenitu, které se kumulují na dně magmatického krbu (obr. 4-21).
Hlavní krystalizace nastává při poklesu teploty pod 1200 oC (obr. 4-6). Při dalším
poklesu teploty pod 600 oC krystalizují hlavní horninotvorné minerály. V uzavřeném
systému bez přístupu dalšího magmatu jiného chemického sloţení (obr. 4-21)platí
Bowenovo krystalizační schéma (obr. 4-7).
Obr. 4-7: Bowenovo reakční (krystalizační) schéma.
Obr. 4-21: Schéma otevřeného a uzavřeného systému.
33
Závěr krystalizace nastává kdyţ ze zbytkové taveniny bohaté na těkavou plynou a
kapalnou sloţku vznikají pegmatity. Pegmatity jsou zvláštním druhem ţilných hornin.
Zbyla-li z magmatu velmi agresivní těkavá sloţka bohatá na kyseliny uniká pomocí zón
oslabení (pukliny, zlomy) na velké vzdálenosti od magmatu. Při své cestě reaguje s
okolními horninami a začne vytvářet kumulace těţkých kovů (Pd, Zn, Cu, Ag, Au, atd.).
Pokud se vše děje při atmosférickém tlaku v kapalné fázi, mluvíme o hydrotermálním
vzniku loţiska. Pokud se děje v plynném nadkritickém stavu, mlouvíme o
pneumatolitickém vzniku. Vznik hydrotermálních loţisek těţkých kovů je závislý na pH
roztoku, které klesá v důsledku jeho reakce s okolními horninami (vznik loţisek
sulfidických rud).
Obr. 4-8: Schéma znázorňující na příkladech vyvřelých hornin jejich rozdílná místa
vzniku a to jak pro bazické, tak kyselé horniny.
Podle místa vzniku rozlišujeme vyvřelé horniny (obr. 4-8):
hlubinné (utuhly v magmatických krbech pod povrchem);
žilné (utuhly v zónách oslabení při migraci z magmatického krbu);
výlevné (utuhly na povrchu při styku s atmosférou či hydrosférou).
Hlubinné horniny
Hlubinné horniny krystalizují z magmatu v magmatických krbech 2 - 10 km pod
povrchem. V těchto hloubkách je jiţ vyšší teplota a tlak okolních hornin neţ na povrchu.
Teplotní rozdíl magmatu a okolní horniny není tak vysoký, a proto magma chladne
pomalu. Hlubinné horniny vytvářejí velká primární magmatická tělesa (plutony, batolity,
lakolity, atd.), coţ také ovlivňuje rychlost chladnutí. Čím větší těleso, tím pomalejší
chladnutí a tedy delší čas na krystalizaci. Mohou tak vznikat velké krystaly
pozorovatelné pouhým okem.
Žilné horniny
Ţilné horniny vznikají při migraci magmatu z magmatického krbu poruchovými
strukturami horninového masivu. Vytvářejí plošně rozsáhlá, ale málo mocná tělesa - ţíly.
V těchto prostorech je okolní hornina chladná a odebírá více tepla magmatu. Dochází k
urychlené krystalizaci. Pokud do trhlin vniklo magma s některými jiţ vykrystalizovanými
minerály, vzniká výrazná porfyrická struktura. Dříve vykrystalizované minerály jsou
podstatně větší (vytvářejí tzv. vyrostlice) neţ okolní, později utuhlé krystaly. Stále jme
makroskopicky schopni pozorovat jednotlivé minerály. Nicméně okolní minerály jsou
podstatně menší neţ u hlubinných hornin.
Výlevné horniny
Výlevné horniny vznikly při vulkanické činnosti, kdy se magma v podobě lávy vylilo
na zemský povrch. Teplotní rozdíl mezi lávou a vzduchem (na souši) či vodou (v moři) je
velký. Láva nemá dostatek času na vykrystalizování. Vznikají velmi drobné krystaly
pozorovatelné pouze mikroskopicky. Pokud bylo ochlazování překotné, nedošlo ani ke
34
vzniku krystalů a láva utuhla jako vulkanické sklo. Zvláštním druhem výlevných hornin je
pyroklastický materiál. Ten se podobně jako láva ukládá na svazích vulkánů po erupci.
Jedná se o kousky lávy vyvrţené při výbuchu do atmosféry. Podle velikosti pak
rozlišujeme vulkanické pumy, bomby, vulkanický písek, popel a prach.
 Sedimentární (usazené) horniny
Usazené horniny (sedimentární horniny) jsou plošně nejrozšířenější horniny. Vznikají
sedimentací rozrušeného materiálu starších hornin. Původní horniny se vlivem eroze
rozpadají na menší částice, které zůstávají na místě a jsou součástí půd, nebo jsou
transportovány gravitací, vodou, větrem nebo ledovcem do místa uloţení (sedimentace).
Během eroze a transportu jsou částice hornin mechanicky a chemicky rozrušovány (obr.
4-9). Typické prostorové uspořádání stavebních částic sedimentárních hornin (textura)
je do vrstev (pozorovatelných pouhým okem) tzv. vrstevnatost.
Sedimentární horniny rozlišujeme:
 klastické (úlomkovité);
 cementační.
Klastické horniny
Klastické horniny vznikají nahromaděním transportovaných úlomků a zrn starších
hornin. Při jejich klasifikaci je důraz kladen na velikost a tvar úlomků. Podle velikosti
úlomku dělíme klastické horniny na:
•
•
•
•
Psefity
Psamity
Aleurity
Pelity
nad 2 mm
2 – 0,063 mm
0,063 – 0,004 mm
pod 0,004 mm
slepenec, brekcie
pískovec, droba, arkóza
prachovce
jílovce
Obr. 4-9: Schéma znázorňující proces zvětrávání skalní horniny.
Cementační horniny
Cementační horniny vznikají přímým nebo nepřímým vysráţením látek rozpuštěných
ve vodě (transportním médiu). Zahrnují v sobě chemogenní horniny (vzniklé přímým
vysráţením z vodných roztoků), biochemické (vzniklé jako produkt činnosti organizmů) a
organogení (vzniklé nahromaděním schránek ţivočichů). Při jejich klasifikace je kladen
důraz na látkové sloţení. Strukturní a texturní znaky jsou méně důleţité.
Podle chemického sloţení rozlišujeme:
• ality, ferolity, manganolity;
• karbonáty;
• fosfority;
• kaustobiolity (uhlí, ropa, zemní plyn);
• evapority.
• silicity;
35
Metamorfované (přeměněné) horniny
Metamorfované horniny vznikly přeměnou (metamorfózou) jiţ existujících hornin –
magmatických, sedimentárních a jiţ dříve metamorfovaných. K metamorfóze hornin
dochází pokud se existující horniny dostanou vlivem endogenních pochodů do odlišných
podmínek neţ za kterých vznikly. Změnu tlaku, teploty a chemického sloţení okolí se
snaţí horniny kompenzovat změnou vnitřního uspořádání stavebních částic (minerálů,
zrn) - změna stavby a vznikem minerálů nových. Mění se jejich struktura (obr. 4-10).
Horniny za těchto přeměn zůstávají stále v pevném stavu.
Metamorfóza můţe probíhat jiţ za teplot kolem 150 oC. Nejvyšší teploty metamorfózy
jsou ohraničeny tavením hornin, coţ v závislosti na tlaku a chemickém sloţení hornin
kolísá od 600 oC aţ do cca 1000 oC. Dostanou-li se horniny do podmínek tlakově a
teplotně vyšších, dochází k anatexi hornin a k jejich roztavení (obr. 3-19).
Intenzita metamorfózy
Podle různého stupně metamorfózy (intenzity) můţe z původní jedné horniny
vzniknout řada zcela odlišných hornin (obr. 4-11). Podle intenzity se rozlišuje
metamorfóza:
Slabá (epizonální) –nízká teplota, malý hydrostatický tlak a silný stress (vznik
fylitu, chloritické, mastové a zelené břidlice)
Střední (mezozanální) – vznik svorů, amfibolitů, dvojslídných rul
Silná (katazonální) – nejvyšší teploty a nejsilnější tlaky, stress chybí (vznik
granulitů, pyroxenických rul, eklogitů)
Obr. 4-10: Příklad přeměny granitu (A) na ortorulu (B) při metamorfóze. Mění se
uspořádání minerálů (struktura horniny) a částečně minerální sloţení.
Obr. 4-11: Příklad přeměny prachovce na různé met. horniny v závislosti na intenzitě
metamorfózy.
Intenzita a průběh metamorfózy závisí na spolupůsobení těchto hlavních
činitelů:
teplota;
tlak;
chemický potenciál a rovnováha v horninách;
čas.
Obr. 4-22: Příklad přeměny sedimentární horniny ve vztahu k pozici místa v kolizní zóně
a k intenzitě metamorfózy.
36
Teplota jako hlavní činitel určuje intenzitu metamorfózy. Způsobuje vznik teplotních
gradientů a tím ovlivňuje přenos látek. Způsobuje rekrystalizaci a vznik nových minerálů.
Zdroje tepla jsou podrobně rozepsány v kapitole 2.
Tlak působící na horniny při metamorfóze je souhrnem litostatického tlaku,
orientovaného tlaku a tlaku fluid. Podrobněji jsou tyto tlaky rozepsány v kapitole 2.
Chemický potenciál a rovnováha v horninách - změnou fyzikálních podmínek
vznikají v horninách chemické potenciály, které se metamorfózou vyrovnávají.
Rozhodující význam při těchto procesech má fluidní fáze, která umoţňuje migraci látek.
Čas umoţňuje charakterizovat jednotlivé druhy metamorfózy, i kdyţ je stanovován
jen experimentálně (př. 1 mm – 10 mm wollastonitu vznikne při teplotě 900 oC a tlaku 56
MPa za cca 480 let). Podle času můţeme rozlišit některé metamorfózy:
šokovou metamorfózu – trvá několik sekund (dopad meteoritu, atomový
výbuch);
kontaktní metamorfózu – odhaduje se na statisíce aţ milióny let;
regionální metamorfóza – trvá desítky aţ stovky miliónů let.
Obr. 4-12: Schéma kontaktní metamorfózy. Teplo uniká z magmatického krbu, magma
chladne a krystalizuje. Uvolněné teplo přechází do okolních hornin, které se
metamorfůjí. Styčná plocha mezi magmatickým krbem a okolní horninou se označuje
jako kontaktní dvůr. Se vzdáleností od magmatického krbu klesá i intenzita
metamorfózy.
Druhy metamorfózy
Podle prostorového rozsahu můţeme metamorfózu rozlišit:
regionální metamorfózu;
lokální metamorfózu.
Regionální metamorfóza probíhá v celých regionech. Při přeměně hornin se uplatňují
všichni činitelé a trvá desítky aţ stovky mil. let.
Lokální metamorfóza probíhá v malých regionech. Dělí se na:
kontaktní metamorfózu - je způsobena přenosem tepla z magmatu; při
metamorfóze se uplatňuje především teplota v intervalu 550 – 900 oC; probíhá v
zóně označované kontaktní dvůr;
dislokační metamorfózu - probíhá na zlomech a násunových plochách příkrovů
pod velkým orientovaným tlakem; dochází k drcení hornin, které se stmelují v
tektonity, mylonity či kataklasity;
šoková metamorfóza - probíhá v malých oblastech a je způsobena velmi
krátkodobým zvýšením teploty nebo tlaku; trvá několik málo sekund či minut
(např. impaktová metamorfóza - způsobenou dopadem meteoritu na zemský
povrch).
37
Geologický čas
Studiem zákonitostí vývoje zemské kůry od doby jejího vzniku aţ do dnes se zabývá
Historická geologie. Snaţí se zmapovat časové události ve vývoji naší planety. Dělí
historii Země na geologická období a do nich časově zařazuje jednotlivé geologické
události. „Měří“ délku trvání jednotlivých geologických procesů. Základní úkoly této vědní
disciplíny jsou určení stáří hornin, studium evoluce na základě paleontologických nálezů,
rekonstrukce fyzikálně geografických poměrů a studium historie tektonických pohybů.
K řešení těchto úkolů vyuţívá základní pomocné geovědy jako je paleontologie,
stratigrafie, petrografie, strukturní geologie, tektonika atd.
Pracuje s metodami, které jsou schopny určit vznik a stáří zkoumaných hornin metoda absolutního datování a metoda relativního datování.
Absolutním datováním určujeme čas, který uplynul od vzniku určité horniny nebo
její poslední přeměny. Například nejstarší horniny zemské kůry mají stáří 3,8 mld. let.
K určení absolutního stáří hornin se pouţívají radiometrické metody, vyuţívající
přirozeného rozpadu nestabilních radioaktivních izotopů obsaţených ve vybraných
minerálech hornin.
Z poměru mezi mnoţstvím původního (rodičovského) a výsledného (dceřiného)
prvku (obr. 4-13) lze při znalosti poločasu rozpadu daného prvku vypočítat stáří
vybraného minerálu. Musí být ovšem dodrţena podmínka, ţe poměr izotopů je ovlivněn
pouze procesy radioaktivního rozpadu a ne následnými geologickými procesy (následná
metamorfóza).
Mezi nejpoužívanější metody patří:
• uran (238U,235U) nebo thorium (232Th) ›››
olovo (235Pb, 237Pb);
• rubidium (87Rb)
›››
stroncium (87Sr);
• draslík (40K)
›››
argon (40Ar);
• samarium (147Sm)
›››
neodymium (143Nd);
• radiokarbonátová metoda (14C)
›››
(14N).
Relativním datováním se neurčuje přesné stáří horniny, ale stanovuje se, zda
zkoumané horniny jsou vůči sobě v poměru mladší, starší nebo stejně staré. Takovéto
určení času v geologické praxi mnohdy postačuje. Určení vzájemného stáří platí také
pro určení stáří zlomů, vrásových deformací, geologických těles a formací. Ke studiu
vzájemného stáří hornin se vyuţívá metod stratigrafie.
Obr. 4-13: Příklad rozpadu původního (rodičovského) izotopu na výsledné (dceřiné).
Stratigrafie studuje zejména sledy sedimentárních vrstev jejich vztahy a stáří. Hodnotí
geologické jednotky v čase a prostoru. Úkolem stratigrafie je stanovovat stratigrafické
jednotky pro určitá území, do kterých se jednotlivé vrstevní sledy zařazují. Tyto jednotky
jsou vymezeny prostorem, na který jsou omezeny a jejich časovým rozsahem. Kaţdá
stratigrafická jednotka by měla mít svůj typový profil - stratotyp. Stratigrafie zpracovává
podklady z dalších podoborů:
38
A) Biostratigrafie vyuţívá podobného pravidla, ale zaměřuje se na stejné
zkameněliny. K určování stáří sedimentárních hornin vyuţívá tzv. vůdčích
zkamenělin. Na základě výskytu vůdčích zkamenělin řadí vrstevní sledy do jednotek.
Aby určitá zkamenělina byla prohlášena za vůdčí, musí splňovat několik podmínek.
Ţivočich musel mít celosvětový hojný výskyt, tedy nebyl závislý na svém ţivotním
prostředí, přitom jeho éra musela být v geologické minulosti krátkodobá a jeho
zkamenělina musí být snadno určitelná. Nejčastější vůdčími zkamenělinami v
mořských uloženinách jsou pro starší prvohory trilobiti, pro druhohory amoniti, od
druhohor do současnosti mořský plankton (např. foraminifery či mříţovci) a
suchozemská flóra.
B) Litostratigrafie člení horninové celky podle litologického charakteru. Zkoumá
makroskopicky pozorovatelné znaky hornin (sloţení hornin) a na jejich základě
stanovuje litostratigrafické jednotky. Litostratigrafickým celkem je souvrství, sloţené z
jednotlivých litologicky podobných hornin. Souvrství musí být zřetelně odděleno od
ostatních vrstev. Soubor souvrství se označuje za formaci, soubor formací za
skupinu a soubor skupin za nadskupinu.
C) Magnetostratigrafie (paleomagnetika) studuje polohu minerálů s
feromagnetickými látkami vůči magnetickému poli v době jejich vzniku. Nově
vznikající minerály nebo sedimentující jemné částice obsahující feromagnetické látky
se orientují do aktuálního severojiţního magnetického směru jako magnetické
střelky. Takto je zachycena remanentní magnetizace - průběh fosilního
magnetického pole působícího v době vzniku horniny. Je tedy moţné sledovat
změnu magnetického pole v čase. Výsledky této metody pomáhají při vysvětlení
teorie pohybu litosférických desek (viz kapitola 2). Při rozpínání oceánského dna
vznikají výlevné horniny, jejichţ feromagnetické minerály krystalizují v daném
severojiţním směru. Magnetické pole se mění a proto se mění i orientace minerálů v
nově utuhlých horninách vůči starším. V paleomagnetických záznamech následně
zjišťujeme, pásemné anomálie orientované souběţně s oceánským hřbetem.
Obr. 4-14: Zkamenělina trilobita a model amonita.
39
Stratigrafické principy a zákony využívané při stanovování relativního stáří
hornin:
1) Zákon primární horizontality a kontinuity říká, ţe sedimentární horniny se v
klidném vodním sedimentačním prostředí ukládají subhorizontálně (přibliţně
horizontálně). Neplatí to pro ukládání na souši. U zrnitých sedimentů je úklon vrstevního
rozhraní dán úhlem vnitřního tření mezi zrny. U písku je tento úhel na souši cca 30 o, ale
pod vodní hladinou klesá na 1 - 2o.
Vrstva se ukládá kontinuálně bez přerušení. Pokud dojde k přerušení ve vertikálním
směru, ukládá se jiţ vrstva nová, pokud je změna vrstvy v horizontálním směru, mluvíme
o změně facie související s transgrasí (nástup) či regresí (ústup) moře.
2) Zákon superpozice říká, ţe mladší horniny leţí a zakrývají horniny starší. Mladší
sedimentární horniny se ukládají na starší, a proto je i zakrývají. Hranice mezi vrstvami
jsou konkordantní. Ve vertikálním řezu zemskou kůrou stáří vrstev hornin směrem dolů
stoupá. Nesmí být ovšem pozice vrstev druhotně modifikována (tektonicky
přepracována).
3) Princip inkluzí - inkluze pochází vţdy z materiálu starší vrstvy, navíc vypovídají o
změně sedimentačních podmínek. V mladších sedimentech najdeme valouny hornin
starších.
4) Zákon stejných zkamenělin vychází z předpokladu, ţe vrstvy, obsahující podobný
soubor zkamenělin, lze povaţovat za stejně staré (platí pro cca posledních 600 miliónů
let). Pro stratigrafické určení stáří hornin jsou rozhodující paleontologické metody
vyuţívající nálezů zkamenělin v sedimentárních horninách.
5) Zákon protínání geologických těles je velmi podobný. Říká, ţe mladší geologická
tělesa protínají, porušují či deformují tělesa starší. Totéţ platí i pro zlomy, vrásové
deformace a geologické formace. Hranice mladších těles se staršími je diskordantní.
• Konkordance
Ukládají-li se sedimenty v jednom sedimentačním prostředí paralelně plynule na
sebe, potom se uloţení vrstev v souvrství či sérii označuje za souhlasné neboli
konkordantní. Tedy mladší vrstvy spočívají na starších (uloţení souhlasné, nedošlo
k přerušení sedimentace - obr. 4-15).
Obr. 4-15: Schéma zachycující konkordantní uloţení subhorizontálně uloţených vrstev.
Mladší horniny jsou uloţeny v nadloţí hornin starších.
• Diskordance
Pokud mladší geologické struktury porušují starší geologická tělesa nebo mladší
sedimenty zakrývají sedimenty starší s nesouhlasným uloţením, označujeme tento jev
za diskordanci. Rozeznáváme skrytou a úhlovou diskordanci.
40
•
skrytá diskordance - dochází k sedimentaci, která je náhle přerušena.
Následuje výzdvih oblasti a eroze. Po následném poklesu oblasti je obnovena
sedimentace (obr. 4-16). Přibliţně shodné uloţení. Období bez sedimentace
nazýváme stratigrafický hiát. Tato erozí postiţená oblast poklesla v důsledku
tektonických pohybů. Došlo k transgresi moře a uloţení vrstvy E na erodovaný
povrch. Tento poměr dvou sedimentů (vrstvy C a E) označujeme jako skrytá
nebo paralelní diskordance. Delší období bez sedimentace označujeme za
stratigrafický hiát.
Vysvětleme si to na příkladě. Postupně v jednom sedimentačním prostředí dochází k
souhlasnému ukládání sedimentů plynule jeden na druhý - mladší na starší (obr. 416a). V důsledku tektonického výzdvihu oblasti dochází k regresi moře - ústup moře
(obr. 4-16b). Sedimentace je přerušena a nastává eroze a denudace uloženého
materiálu (obr. 4-16c).
Působením eroze a denudace byla oddenudována vrstva D a byl „vymodelován“
nový reliéf krajiny. Delší období bez sedimentace označujeme za stratigrafický hiát.
Erozí postižená oblast poklesla v důsledku tektonických pohybů. Došlo k transgresi
moře (nástup moře) a uložení vrstvy E na erodovaný povrch (obr. 4-16d). Pozici
dvou sedimentů (vrstvy C a E) označujeme jako skrytou nebo paralelní diskordanci.
• úhlová diskordance - dojde k rozlámání a vrásnění hornin, poté nastupuje eroze
a následuje po poklesu sedimentace (obr. 4-17). Pozici sedimentů starších
provrásněných a mladších neprovrásněných označujeme za úhlovou nebo také
zjevnou diskordanci. Úhlovou diskordanci nacházíme také u geologických
formací, kde mladší geologická tělesa prostoupila nebo porušila tělesa starší (viz.
pravá ţíla mladší vyvřelé horniny prostupuje souvrství starších sedimentárních
hornin).
Obr. 4-18: Příklad úhlové diskordance, kdy pravá ţíla prochází přes subhorizontálně
uloţené sedimenty.
Obr. 4-16: Schéma zkryté diskordance.
Obr. 4-19: Příklad úhlové diskordance, kdy mladší subhorizontálně uloţené vrstvy
spočívají na starších zvrásněných sedimentech.
Obr. 4-17: Schéma úhlové diskordance.
41
Datování historie Země
Datování historie Země vychází z terminologie chronostratigrafie a
geochronologie.
Chronostratigrafická stupnice (obr. 4-20) dělí geologický čas na jednotlivé časové
jednotky dle jejich absoltního stáří. Dělí sledy hornin na tělesa uloţená v určitém
intervalu geologického času Naopak ve vztahu k horninovému záznamu hovoříme o
geochronologii, vychází z relativního určení stáří.
Hranice mezi chronostratigrafickými jednotkami jsou definovány na stratotypových
profilech. Prvním mezinárodně schváleným stratotypem hranic útvaru byl schválen profil
silursko-devonskými hraničními vrstvami na vrchu Klonk u Suchomast na Berounsku.
Současná geologie pouţívá spíše jednotek chronostratigrafických. To znamená, ţe
říkáme křídový útvar a nikoli perioda (145 – 65 mil. let). Geologická minulost se člení na
éry resp. erathemy (např. mezozoikum), jenţ se dále dělí na útvary (trias, jura, křída);
útvary se člení na oddělení, která jsou většinou tři (spodní, střední a svrchní) a trvají
řádově 10 milionů let; oddělení se dále dělí na stupně, jejichţ trvání je kratší neţ 10
milionů let. Za tímto účelem byla vytvořena stratigrafická tabulka. Stratigrafické jednotky
dostaly jména podle typického místa výskytu (např. Přídolí, Lochkovian) nebo podle
toho, jaké nerosty tehdy vznikaly (kupř. karbon, křída).
Geologický vývoj Země vymezený orogenními cykly
Vedle chronostratigrafického dělení na jednotlivé eratemy, útvary, oddělení, stupně
atd. se v geologickém vývoji Země vymezují tzv. orogenní cykly – orogeneze (někdy
označované také jako vrásnění).
Orogeneze je horotvorný proces, který vede ke vzniku pásemných pohoří,
vznikajících většinou vlivem kolize dvou kontinentálních litosférických desek. Během
tohoto procesu dochází vlivem ohromných tlaků a teplot k vrásnění, magmatizmu a k
metamorfóze. Tento proces je dlouhodobý a trvá milióny aţ desítky miliónů let. Většinou
se dělí v řadu dílčích maxim neboli fází.
Výsledkem orogenních cyklů je výzdvih pásemných pohoří: Karpaty, Alpy,
Skandinávské pohoří, atd. K nejvýznamnějším orogenezím náleţí 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).
Na území ČR se během geologického vývoje uplatnily tyto orogenní fáze:
• kadomská;
• hercynská (variská);
• saxonská (alpínská).
42
Kadomské vrásnění proběhlo na rozhraní mezi prekambriem a paleozoikem.
Uplatnilo se především v Evropě.
Český masiv byl vytvořen a formován kadomskou (assyntskou) orogenezí (hlavní fáze
před 660-550 mil. let) a výrazně přetvořen variskou orogenezí (hlavní fáze před 400-330
mil. let).
Obr. 4-20: Chronostratigrafická tabulka FANEROZOIKA.
Hercynské (variské), někdy téţ armorické a v Severní Americe alleghenské
vrásnění byl horotvorný proces, ke kterému došlo v prvohorách během devonu (416 –
359 Ma) a karbonu (359 – 299 Ma), konkrétně se udává 390 – 310 Ma. Byl způsoben
sráţkou superkontinentů Eurameriky a Gondwany. Výsledkem byl řetězec několik tisíc
metrů vysokých pohoří, který se táhl napříč nově vzniklým superkontinentem Pangeou.
Během permu (299 – 251 Ma) bylo horstvo srovnáno erozí.
Dnešní pohoří, která se nacházejí v hercynském geologickém prostoru, (např.
Krkonoše) získala svou výšku mnohem později, kdyţ byla během alpínského vrásnění
vyzvednuta podél zlomových linií.
Alpínské vrásnění se uplatňovalo v severní Africe, Evropě a Asii. Počátek je
kladen na konec druhohor v křídě (145 – 65 Ma) a pokračuje přes celé třetihory dodnes.
Dal vzniknout horstvům alpsko-himálajského systému, kam se řadí také Západní
Karpaty.
Vrásnění bylo způsobeno pohybem litosférických desek bývalého superkontinentu
Gondwany, konkrétně desky africké, arabské a indické, k severu, kde naráţely na desky
eurasijské.
Karpatská soustava je regionálně-geologickým celkem nasunutá SZ směrem na
JV okraj Českého masivu. Byla zformována teprve procesy alpínského vrásnění, hlavně
v intervalu posledního sta milionů let od svrchní křídy do terciéru. Také zde byly
určujícím faktorem pohyby litosférických desek. Hlavní roli zde sehrála kolize jiţnější
africké desky s varisky konsolidovanou severnější deskou Evropy.
Průběh alpínsky zvrásněných horstev, která jiţ nebyla postiţena dalšími horotvornými
procesy, a proto se lépe zachovala neţ mnohem starší horstva variská, pak můţeme
sledovat od Pyrenejí přes Alpy a Karpaty dále k V aţ do Himálají.
43
Atmosféra
Atmosféra (slovo řeckého původu, vzniklo spojením slov atmos - pára a sfera
- koule) představuje plynný obal Země a tvoří přechodovou vrstvu mezi jejím
povrchem a kosmickým prostorem. Mocnost atmosféry je proměnlivá podle
zemské šířky. Největší mocnosti dosahuje na rovníku, nejtenčí je naopak na
pólech. Minimálně ovšem dosahuje do vzdálenosti 10 000km od zemskéh o
povrchu. Její celková hmotnost je asi 5,3 . 10 15 tun. Zemské těleso váže
atmosféru svojí gravitační silou. S výškou dramaticky klesá měrná hmotnost i
tlak (obr. 8-1). Proto nejhustější část atmosféry najdeme nejblíže povrchu (50
% hmotnosti atmosféry se nachází do výšky 5,6 km).
Země má relativně hustou atmosféru, která chrání její povrch. Ovlivňuje
teplotu na zemském povrchu (bez atmosféry by na Zemi panovaly extrémní
teplotní výkyvy mezi dnem a nocí). Chrání především život na Zemi před
škodlivými složkami sluneční radiace a před dopadem pevných částic z
kosmu (pevné částice při průletu atmosférou vlivem tření shoří).
Složení atmosféry se s výškou mění. Čistá atmosféra neobsahuje žádné tuhé,
kapalné ani plynné znečišťující látky. Ovšem v přírodě probíha jí neustálé děje
mezi atmosférou, zemským povrchem, hydrosférou, biosférou, atd. Vzhledem
k těmto dynamickým změnám se čistá atmosféra prakticky nevyskytuje.
Množství pevných a kapalných částic, stejně jako chemické složení ovlivňují
děje probíhající v biosféře, hydrosféře a litosféře.
Atmosféru najdeme i na jiných planetách sluneční soustavy. Velmi řídkou
atmosféru má Merkur a Mars. Naopak mnohem hustější atmosféra než je na
Zemi existuje na Venuši.
Geneze dnešní atmosféry
Dnešní sloţení atmosféry je výsledkem dlouhého procesu vývoje jednotlivých sfér
Země. Její vznik je úzce spojen se vznikem zemské kůry, hydrosféry a následně i ţivota
na Zemi. V období formování planety Země, ještě nelze mluvit o existenci atmosféry.
Lze se ovšem domnívat, ţe nejstarší atmosféra byla tvořená vodíkem, héliem,
amoniakem, metanem, vodními párami a oxidem uhličitým. Volný vodík a hélium (lehké
plyny) však postupně unikali do vesmíru, protoţe Země nemá dostatečnou gravitaci na
jejich dlouhodobé udrţení. Pravděpodobně byly odvanuty solárním větrem.
Sekundární atmosféra se začala vytvářet aţ při chladnutí zemského povrchu, kdy
se začala vytvářet diferenciačními pochody zemská kůra. Atmosféra se tvořila v průběhu
odplyňování chladnoucího magmatu na povrchu. Magmatu se rozprostíralo v ohromném
magmatickém "oceánu" po většině povrchu planety. Tehdejší atmosféra byla pro ţivot v
dnešní podobě toxická. Její sloţení bylo podobné sloţení plynům uvolňovaných při
vulkanické činnosti: H2O (50-60%), CO2 (24%), SO2 (13%), CO, Cl2, S2, N2, H2, NH3 a
CH4. Atmosférický kyslík byl přítomen jen ve velmi nepatrném mnoţství díky fotolýze
vody.
44
V důsledku "správné" vzdálenosti Země od Slunce mohla H 2O kondenzovat a zůstat
v kapalném stavu. Vzniká první proto-hydrosféra, ovšem svým sloţením značně odlišná
od dnešní. Velká část vody nepocházela z vulkanické činnosti, ale pravděpodobně z
ledových meteoritů dopadnutých na Zemi během konečné fáze jejího formování. CO 2 se
rozpouští ve vzniklých oceánech za vzniku karbonátů:
CO2 + 3H2O
=
CO32- +2H3O+
Rozpuštěný CO2 začal reagovat s ionty Mg 2+ a Ca 2+ ve vodě za vzniku vápenců a
dolomitů (tak je deponováno cca 80% původního mnoţství). Další CO 2 zůstává
rozpuštěný v oceánech. Jeho dalším úloţištěm jsou schránky organismů.
Vznik života na Zemi dosud není uspokojivě vysvětlen. Existuje hned několik
hypotéz. Koncem 19. století se objevila teorie panspermie, podle které mikroorganismy
nebo spory putují vesmírem a na planetách s příhodnými podmínkami se usídlí. Jiné
hypotézy předpokládají vznik ţivota pomocí řady fyzikálních a chemických reakcí. V
roce 1953 byl proveden pokus, kdy byly napodobeny podmínky, které panovaly na Zemi
před vznikem ţivota. Byla vytvořena sekundární atmosféra (baňka naplněná vodou
přivedená do varu s přidáním metanu, amoniaku a vodíku). Tuto atmosféru vědci nechali
vystavenou působení elektrických výbojů, stejně jako tomu bylo v době vzniku ţivota. V
té době probíhali na Zemi velmi silné bouře doprovázené četnými blesky. Po týdnu
probíhajícího experimentu vědci v roztoku objevili jednoduché organické sloučeniny
(aminokyseliny). Pokus byl několikrát opakován. Podobného výsledku se docílilo i při
vystavení sekundární atmosféry působení UV záření, které v té době v plné intenzitě
dopadalo na zemský povrch.
Obr. 8-1: Změny atmosférického tlaku v závislosti na nadmořské výšce.
Obecně se tedy předpokládá, ţe na vznik dnešní atmosféry měly vliv silné bouře
doprovázené četnými blesky, vyvolané slunečním zářením. Působením těchto silných
elektrických bouřkových výbojů spolu s UV slunečním zářením docházelo k rozbíjení
molekul primitivní atmosféry. Vytvářely se komplexnější formy (první organické
sloučeniny - aminokyseliny), které se koncentrovaly v proto-oceánech. Roztok organické
hmoty v tehdejším oceáně se nazývá „prebiotický bujón“. Jednalo se o aminokyseliny,
které začaly obalovat dvojvrstvy fosfolipidů (základ buněčné stěny). Jednotlivé stavební
prvky se spojily v RNA, která byla schopná autoreprodukce. Vyvinuly se jednodušší
anaerobní organizmy, ze kterých vznikaly sloţitější organizmy, jako například sinice a
řasy.
S rozvojem ţivota, rozšíření zelených řas v oceánech nastal proces změny sloţení
atmosféry. Řasy pomocí slunečního záření procesem fotosintézy začaly produkovat
"odpadní" kyslík. Z počátku se kyslík vázal na ţelezo rozpuštěné v oceánech (dokladem
jsou sedimentární ţelezné páskované rudy). Mezi 2,1 miliardy aţ 500 milionu let dochází
45
z nepřesně známého důvodu k nárůstu obsahu kyslíku v atmosféře (z 0,001% na 3%
dnešního stavu). Ţelezo bylo z oceánu vyvázáno a kyslík se uvolňoval jako volný do
atmosféry. Tento enormní nárůst kyslíky byl vraţedný pro anaerobní organizmy, které
do té doby vládli Zemi - kyslíková katastrofa. Se vzrůstajícím mnoţstvím kyslíku
souvisí vznik ozónové vrstvy, která začala chránit ţivot na zemi před negativními
slunečními paprsky. Aţ po vzniku ozónové vrstvy se ţivot rozšířil z moře na pevninu.
Obr. 8-2: Ilustrace proto-hydrosféry.
Složení dnešní atmosféry
Sloţení atmosféry je s výškou proměnlivé. V literatuře se běţně uvádí koncentrace
odpovídající troposféře. Uvádějí se ovšem pouze podíly jednotlivých plynů čisté,
dokonale suché atmosféry bez vody a aerosolů. Naše atmosféra se z chemického
hlediska skládá z tzv. čisté atmosféry, vody a aerosolů. Dokonale suchá a čistá
atmosféra je směs plynů, která se z hlediska fyziky chová jako ideální plyn. Do zhruba
80 km nad zemským povrchem se skládá ze směsi plynů viz obr. 8-3.
•
•
•
•
N2 (78,09%),
O2 (20,95%),
argon (0,93%),
CO2 (0,03 %)
Ne (1,8.10-3 %),
He (5,2.10-4 %),
Kr (1.10-4 %),
H2 (5.10-5 %),
Xe (8.10-6 %),
O3 (1.10-6 %),
Rn (6.10-18 %).
Sloţení atmosféry se mění v souvislosti se změnou koncentrace jednotlivých plynů
(oxid uhličitý, oxidy dusíku, metan, atd.) a nárůstem znečištění. V atmosféře jsou kromě
plynů obsaţeny voda a pevné částice, které tvoří tzv. atmosférický aerosol. Voda v
atmosféře se vyskytuje hojně ve všech třech skupenstvích (vodní pára, vodní kapky i
ledové krystaly). Mnoţství vody v atmosféře je úzce spojeno s dynamickými ději
probíhajícími v atmosféře. Tento proces souvisí s počasím a bude vysvětlen později.
Atmosférický aerosol je běţnou součástí atmosféry. Rozlišujeme přirozený původ a
antropogenní. Jedná se o prachové a půdní částice, částečky z vulkanické činnosti,
pylová zrna, mikroorganismy, kosmický prach, spaliny meteorů při průletu atmosférou,
krystaly solí - zejména mořské, produkty lidské činnosti (doprava, spalování uhlí, atd.).
Většina těchto částic slouţí jako kondenzační jádra v procesu tvorby dešťových kapek.
V souvislosti s globálním oteplováním je problém určení podílu aerosolu vzniklého
lidskou činností jablkem sváru. Není totiţ moţné určit, jaké mnoţství aerosolů se dostalo
do ovzduší dílky lidské činnosti.
46
Obr. 8-3: Schéma sloţení atmosféry do výšky 80 km nad zemským povrchem.
Skleníkové plyny
Atmosférické plyny se silnou absorpcí dlouhovlnného infračerveného záření jsou
označovány za skleníkové plyny. Do této skupiny řadíme:
•
•
•
•
•
•
vodní páru;
oxid uhličitý - CO2;
metan – CH4;
oxidy dusíku;
ozon;
freony.
Existence skleníkových plynů v atmosféře je nezbytná. Bez skleníkových plynů by
průměrná teplota na Zemi byla -18 oC. Skleníkové plyny přes den chrání zemský povrch
před nadměrným ohřevem a v noci zabraňují nadměrnému úniku tepla ze zemského
povrchu (ochlazení). Přes den tyto plyny propouštějí pouze krátkovlnné infračervené
záření (IR). Zbytek IR záření se odrazí do vesmíru nebo je pohltí atmosféra (obr. 8-4).
Při průchodu záření přes čistou atmosféru bez vodních par dopadne na zemský povrch
80 % IR záření. Při průchodu přes vodní páry (mraky) klesne mnoţství prošlých IR
paprsků na 45 - 10 %.
Prošlá část IR záření ohřívá zemský povrch, který akumuluje teplo. V noci potom toto
naakumulované teplo (IR záření o vlnové délce 4-50 mikronu) zemský povrch vyzařuje
zpět. Část tohoto tepla (IR záření) prochází přes tzv. atmosférické okno (atmosférické
okno - skleníkové plyny propouští zpět do vesmíru IR záření pouze o vlnové délce 8-13
mikronu) do vesmíru. Zbylá část záření se odráţí spět na zemský povrch. Skleníkové
plyny tedy drţí teplo jako pod peřinou. Problém ovšem nastává pokud koncentrace
skleníkových plynů vzroste. Se vzrůstající koncentrací vzrůstá i účinnost těchto plynů. V
noci unikne do vesmíru menší mnoţství tepla a tím pádem se globální teplota pomalu
zvyšuje.
Obr. 8-4: Schéma znázorňující prostup slunečního záření atmosférou v poměru k
vyzářenému záření ze zemského povrchu.
Rozmístnění skleníkových plynů v atmosféře je nerovnoměrné. Navíc skleníkové
plyny mají různý radiační potenciál. To znamená, ţe jednotlivé skleníkové plyny mají
odlišnou schopnost pohlcovat a vyzařovat dlouhovlnné záření. Potenciál globálního
ohřevu je poměr radiační účinnosti daného plynu a CO2 (GWP).
GWP pro:
• CO2
• CH4
• N2O
• Freony
=1
= 21 jinde se uvádí = 8
= 310
= 12 až 23 000
47
Vodní pára tvoří více neţ 60 % podílu skleníkových plynů a je součástí atmosféry.
Vyskytuje se v troposféře do výšky 8-15 km podle zeměpisné šířky. Jejím přirozeným
zdrojem je výpar ze zemského povrchu a organizmů (evapotranspirace) viz.
hydrologický cyklus. Koncentrace vodní páry v atmosféře je nerovnoměrně rozdělená.
Zvyšování teploty vede ke zvýšení obsahu vodní páry a dalšímu zesílení skleníkového
efektu. Na druhou stranu vzniká více oblačnosti, která odráţí přicházející sluneční
záření. Dosud není zcela objasněn přínos vodní páry ke zvyšování teploty na Zemi.
Oxid uhličitý patří mezi velmi účinné skleníkové plyny, i kdyţ jeho podíl mezi
skleníkovými plyny je cca 20%. Koncentrace v atmosféře je v rovnováze s koncentrací v
oceánech (absorpce v karbonátech). Průměrný čas rozpadu molekul tohoto plynu v
atmosféře se odhaduje na 4 roky. Jeho přirozeným zdrojem je vulkanická činnost, vazba
C na vápence, uhlí nebo ropu. Je produktem dýchání aerobních ţivočichů a je
spotřebováván při fotosyntéze. Mezi antropogenní zdroj řadíme spalování fosilních paliv,
výrobu cementu a spalování biopaliva. Na nárůst tohoto plynu v atmosféře má nepřímý
vliv odlesňování, protoţe ubývá rostlin, které jej spotřebovávají.
Koncentrace CO2 se mění v závislosti na procesech v biosféře. Jedná se o sezónní
výkyvy. Dlouhodobě (za posledních milión let) kolísá koncentrace v rozmezí 180 – 300
ppm. Nicméně průměrný roční nárůst za posledních 20 let je 1,2 %. Během posledních
150 let vzrostla koncentrace CO2 z 280 ppm aţ na dnešních 370 ppm (obr. 8-5). Je
ovšem otázkou, zda jde o přirozený proces nebo proces způsobený lidskou činností.
Obr. 8-5: Změna koncentrací CO2 za posledních 1000 a 400 let.
Metan - jeho koncentrace v atmosféře je menší neţ u oxidu uhličitého. V pohlcování
dlouhovlnného záření je 21 x účinnější neţ CO2. Vzniká při tlení, kvašení atd. přírodních
zbytků a při střevní fermentaci skotu. Velkými zdroji metanu jsou močály a lesní porosty.
Mezi antropogenní zdroje řadíme výpary ze skládek a čističek odpadních vod, úniky při
těţbě ropy, zemního plynu a uhlí. Velkým zdrojem je i zemědělství. S narůstajícím
mnoţstvím obyvatelstva na planetě je nezbytné zajistit dostatek potravy. Velká část
obyvatel Země je ţivotně závislá na rýţi. Rýţová pole ovšem patří k největším zdrojům
metanu na Zemi (pole rýţe jsou po většinu vegetační doby rostlin trvale zality vodou).
Dalším velkým zdrojem metanu je zemědělský chov dobytka (střevní fermentace u
skotu).
Koncentrace metanu během roku přirozeně kolísá v závislosti na procesech v
biosféře. Za posledních 250 let vzrostla koncentrace o 149 %, coţ je za posledních 650
000 let (výzkum z ledových vrtných jader) nejvíc. Nicméně jiné vědecké týmy tvrdí, ţe za
posledních cca 20 let koncentrace klesá (obr. 8-6).
Oxidy dusíku pohlcují 310 x více záření neţ oxid uhličitý. Jejich ţivotnost v
atmosféře je asi 130 let. Jsou nebezpečné pro stratosféru, kde při působení slunečních
paprsků dochází jejich působením k rozkladu ozonové vrstvy. Mezi hlavní zdroje řadíme
dusíkatá hnojiva, zemědělský odpad, spalování biomasy, emise z průmyslových závodů,
48
emise spalovacích motorů a spalování uhlí. Podobně jako u CO2 i zde dochází k nárůstu
koncentrací. Nárůst je taktéţ nepřímo způsoben odlesňováním.
Ozon - pro skleníkový efekt je významný jeho výskyt v troposféře. Ovšem 90 % se
ho vyskytuje ve stratosféře. V troposféře škodlivě působí na dýchací sliznice a zelené
části rostlin. Vzniká působením elektrických výbojů nebo krátkovlnného ultrafialového
záření na molekuly obyčejného kyslíku O2. Jeho koncentrace kolísá v důsledku
negativních účinků freonů.
Obr. 8-6: Změna koncentrací metanu za posledních 20 let. Různě barevné křivky určují
přibliţnou polohu měření na planetě.
Freony jsou člověkem vyrobené syntetické organické látky obsahující chlor, fluor a
brom. Najdeme je v chladicích systémech, sprejích, ředidlech, rozpouštědlech. Vznikají
jako odpad při výrobě polovodičů. Ve srovnání s oxidem uhličitým je jejich účinek na
pohlcování dlouhovlnného záření aţ 10000 x větší. Mají ničivý účinek na stratosférický
ozon a zapříčiňují jeho redukci. Mají vysokou stabilitu (aţ tisíce let) a jejich vliv v
atmosféře je stále patrný (ozónová díra). Freony se rozpadají ve výškách kolem 60 km.
Členění atmosféry na vrstvy
Atmosféra není homogenní z chemického ani fyzikálního hlediska. Můţeme jí rozdělit
na sféry (koncentrické vrstvy) podle změny molekulárního sloţení a teploty.
Podle chemického (molekulárního) složení v atmosféře vyčleňujeme homosféru a
heterosféru. Označení sfér odpovídá jejím charakterům. Homosféra dosahuje do výšky
90 km nad zemským povrchem (obr. 8-7). Kromě vodní páry představuje vrstvu se
stejným chemickým sloţením v celé mocnosti. Heterosféra nacházející se nad
homosférou má s výškou měnící se molekulární sloţení. Homogenita homosféry je
způsobena neustálým turbulentním prouděním v niţších sférách atmosféry. V důsledku
dynamických jevů dochází k neustálému promíchávání homosféry, čímţ je zabráněno
diferenciaci molekul jednotlivých plynů podle měrné hmotnosti.
Heterosféra se v průběhu svého vývoje působením gravitačních sil, minimálního
promíchávání a účinkem vysokoenergetických fotonů slunečního záření diferencovala
na čtyři dílčí vrstvy. Nejniţší vrstva (90 - 200 km) je typická vysokým relativním
zastoupením molekulárního dusíku. Nad ní (200 – 1120 km) se nachází vrstva
atomárního kyslíku. V rozmezí 1120 - 3200 km je třetí vrstva bohatá na hélium. Poslední
vrstva se označuje jako vodíková a sahá po hranici atmosféry. Existence heterosféry je
nezbytná pro ţivot na Zemi. Filtruje neţádoucí vysokoenergetickou část slunečního
záření, která by jinak zničila (spálila) biosféru.
Teplota atmosféry je velmi proměnlivá. Mnohem výraznější změny ve vztahu k délce
jsou ve vertikálním směru (změny s výškou) neţ v horizontálním (změna teploty ve
vzdálenosti např. 100 km od bodu x je ve vertikálním směru mnohem výraznější neţ v
horizontálním). Jednotlivé vrstvy atmosféry mají různou teplotu v závislosti na jejich
sloţení a schopnosti pohlcovat sluneční záření.
49
Obr. 8-7: Schéma členění atmosféry podle chemického sloţení a teploty.
Podle změny teploty lze vyčlenit v atmosféře pět dílčích sfér:
troposféru;
stratosféru;
mezosféru;
termosféru;
exosféru.
Troposféra sahá do výšky cca 8 ÷ 17 km nad zemským povrchem. Horní hranice
kolísá vlivem ročních období a místa (polární oblasti v zimě do 8 km; rovníkové oblasti v
létě do 18 km). Pro ţivot na Zemi je nejdůleţitější. Obsahuje 99 % vodních par celé
atmosféry. Veškeré jevy spojené s počasím vznikají právě v troposféře, i kdyţ
turbulentním prouděním se mohou rozšířit aţ do dolních vrstev stratosféry. Pokles
teploty s výškou je přibliţně 6 ˚C/km. Při vrchní hranici troposféry je teplota kolem 56˚C.
Nad troposférou se teplota vzduchu ve vrstvě označované tropopauza stabilizuje.
Nad touto vrstvou teplota opět stoupá.
Stratosféra se nachází nad tropopauzou. Sahá do výšky 50 km nad zemský povrch.
U svrchní hranice stratosféry je teplota kolem 0˚C. Tato sféra má stabilizující vliv na
atmosférické jevy, protoţe zde nedochází ke konvekčnímu proudění. S výškou klesá
hustota i tlak. Ve výšce nad 19 km je tak nízký tlak atmosféry, ţe nechráněný pobyt v ní
je pro člověka smrtelně nebezpečný (vaří se krev). Ve stratosféře ve výškovém rozhraní
25-30 km se vyskytuje ozonová vrstva, která je velmi důleţitá pro zachování ţivota na
Zemi. Ozon (tříatomový kyslík O3) pohlcuje část ultrafialového slunečního záření. Přitom
dochází k ohřevu takřka suchého vzduchu. Tato vrstva je tedy i regulátorem teplotního
reţimu. Ve stratosféře je obsaţeno přibliţně 90 % ozonu. Část ozonu se nachází nad
zemským povrchem, kde je ovšem neţádoucí. Působí negativně nejen na lidské zdraví,
ale také na ţivotní prostředí (leptá sliznice a rozkládá buněčnou hmotu rostlin).
Nad stratosférou v relativně úzké vrstvě (cca 5 km) nachází stratopauza s nulovým
teplotním gradientem.
Obr. 8-8: Schéma členění atmosféry podle teploty.
Mezosféra se nachází nad stratopauzou a sahá do výšky 80 km. Je
charakterizována poklesem teploty přibliţně na - 90˚C při horní hranici. V mezosféře se
vyskytuje do 1% veškerého vzduchu. Koncentrace ozonu i vodních par jsou v této vrstvě
atmosféry zanedbatelné. Mezosféra stejně jako všechny spodní vrstvy patří podle
molekulárního dělení do homosféry. Tedy i v mezosféře dochází k promíchávání
vzdušných mas. Rychlosti proudění větrů zde dosahuje hodnot aţ několik stovek
kilometrů za hodinu. Hranici mezi mezosférou a termosférou tvoří mezopauza s
konstantní teplotou –90°C.
50
Termosféra je od mezosféry oddělena mezopauzou. Horní hranice je podle různých
autorů ve výšce 500-700 km. Teplota v termosféře vzrůstá aţ na 1400°C v důsledku
absorbce intenzivního slunečního záření molekulami O. Vzhledem k relativně nepatrné
hustotě vzduchu ve vyšších výškách, zde nelze měřit teplotu vzduchu tradičními
termometrickými metodami, ale určuje se na základě střední velikosti kinetické energie
pohybu jednotlivých molekul. Vzrůstá podíl He (aţ na 15%) vůči O a N.
Na hranici mezosféry a termosféry (v rozmezí 60 - 500 km) se nachází ionosféra,
která obsahuje vysokou koncentraci iontů a volných elektronů. Ty vznikají účinkem
ultrafialové a rentgenové sloţky slunečního záření dopadajících na molekuly a atomy
kyslíku (O2, O) a dusíku (N2). Při procesu ionizace dochází ke vzniku záporných iontů v
důsledků záchytu elektronů neutrálními částicemi. Výsledkem je elektrická vodivost této
sféry a odraz radiových vln. Radiové vlny vyslané z vysílače se od této vrstvy odráţejí a
šíří se tak daleko od vysílače.
Hranici mezi termosférou a vyšší exosférou tvoří termopauza.
Obr. 8-9: Schéma šíření radiových vln různých kmitočtů.
Exosféra je přechodovou vrstvou mezi termosférou a kosmickým „prázdným“
prostorem. Horní hranice se uvádí kolem 10 000 km. Rychlost pohybu molekul v této
sféře dosahuje hodnot kolem 12 km/s. Tyto rychlosti odpovídají při povrchových
podmínkám teplotě 1800°C. Tato rychlost umoţňuje molekulám překonat gravitaci
Země, coţ vede k jejich úniku do volného vesmírného prostoru.
Meteorologické parametry
Teplota vzduchu
Teplota vzduchu se měří pomocí rtuťových nebo lihových teploměrů v zastíněné
meteorologické budce 2 m nad zemí. Pro zemědělství, dopravu atd. je také důleţitá
přízemní minimální teplota vzduchu, která se měří v 5 cm nad zemským povrchem.
Pomocí aerologických balónů se dvakrát denně měří teplota v troposféře. Jak jiţ bylo
zmíněno dříve, průměrná hodnota poklesu teploty s výškou v troposféře je 0,65
°C/100m viz obr. 8-8. Pokud tomu tak není a teplota v určité vrstvě troposféry začne
narůstat, mluvíme o inverzi. Výška inverzních vrstev dosahuje desítek aţ stovek metrů,
výjimečně i 2500 m.
Teplota na zemském povrchu a v atmosféře je závislá na míře slunečního záření
dopadajícího na Zemi (obr.
8-4). Z celkového mnoţství slunečního záření
dopadajícího na zemský povrch se 31% odrazí od zemského povrchu či atmosféry a
zbývajících 69% je pohlcené atmosférou a zemským povrchem, včetně hydrosféry
(dochází k jejich ohřevu). Zemský povrch se nerovnoměrně ohřívá. Od zemského
povrchu se tedy i vzduch ohřívá nerovnoměrně. Rozdílný ohřev můţeme pozorovat nad
městy, vesnicemi, poli, lesy či vodními plochami (obr. 8-10).
51
Rozdílnou teplotu můţeme naměřit přes den ve městě a na vesnici Odpolední teploty
mohou být rozdílné aţ o 4°C. Město intenzivněji akumuluje teplo, proto je schopno jej
večer déle vyzařovat. Navíc musíme počítat s úniky tepla z dopravy, výroby atd. a v
topné sezóně i z budov. Vodní masy se při ohřevu promíchávají, coţ vede k malému
ohřevu (obr. 8-11). Obecně můţeme říci, ţe vliv na tento nerovnoměrný ohřev má
náklon zemské osy, tvar a pohyb Země, charakter ohřívaných hmot, pokryv, atd.
Obr. 8-10: Schéma znázorňující rozdílný ohřev povrchu s různou zástavbou a různým
vegetačním krytem.
Rozdíl mezi denním maximem a minimem vyjadřuje denní amplituda. Její hodnota
závisí na planetárních (pozice Země a Slunce, tedy jaké je roční období) i regionálních
faktorech (sklon a orientace místa, nadmořská výška, povaha půdního a rostlinného
krytu, vzdálenost místa od města atd.). Hodnota amplitudy je řízena:
charakterem počasí - při malé oblačnosti a bezvětří nabývá amplituda větších
hodnot, naopak při velké oblačnosti nabývá amplituda hodnot menších;
reliéfem - na horách je vzduch řidší, sluneční záření je méně intenzivní a
denní ohřev je méně výrazný. V níţinách vzduch “stéká” do prohlubní a přes
den se intenzivně ohřívá od terénu. Amplituda teplot je v těchto útvarech větší;
ročním obdobím - teplotu ovlivňuje směr ohřívání vzduchu;
zeměpisnou šířkou - pro rovníkové klima je denní amplituda velice malá,
směrem od rovníku se zvyšuje a v oblastech obratníků nabývá extrémů, od
obratníků k pólům pak klesá;
charakter ohřevu různých hmot - oceány se ohřívají méně neţ kontinenty (obr.
8-11).
Změny amplitudy teploty během roku jsou závislé na zeměpisné šířce (s rostoucí
zeměpisnou šířkou roste), ploše kontinentu a cirkulačních faktorech. Dlouhodobé
teplotní změny jsou v současnosti velmi intenzivně diskutovány v souvislosti s globálním
oteplováním. Nárůst teploty je fakt, který musíme akceptovat (obr. 8-12). Co tento
nárůst způsobuje, dosud přesně nevíme. Jisté je, ţe souvisí s Milankovičovými cykly (viz
kapitola 2). Ovšem vliv člověka na tyto změny je předmětem bouřlivých diskuzí ve
vědeckých kruzích. Blíţe v kapitole 11.
Obr. 8-11: Schéma vysvětlující rozdílný ohřev oceánů a kontinentů
Rozloţení teploty na zemském povrchu v horizontálním směru vyjadřují izotermy,
coţ jsou spojnice míst se stejnou teplotou vzduchu (obr. 8-va). Pomocí nich lze popsat
teplotní poměry jednotlivých geografických oblastí.
Tab. 8-1: Rozdíl pocitové a skutečné teploty v závislosti na vlhkosti a rychlosti proudění
větru.
Obr. 8-12: Změna teploty za posledních 300 let.
52
Pocitová teplota
Vnímání teploty svého okolí je závislé na subjektivním hodnocení kaţdého z nás.
Někdo má rád zimu, jiný teplo. Termoregulační systém kaţdého z nás funguje jinak
intenzivně.
Obr. 8-13: Schéma zachycující jednotlivé izotermy a teplotní gradient.
Přesto lze vliv ostatních meteorologických prvků na vnímání teploty určitým
způsobem vyjádřit prostřednictvím takzvané "pocitové teploty". Pocitová teplota je
závislá na vlhkosti a rychlosti proudění vzduchu. Se zvyšující se vlhkostí vnímáme
teplotu intenzivněji. Proto 35 °C v poušti budeme snadněji snášet neţ stejných 35 °C v
humidním klimatu, kde je dusno. Tento vjem je způsoben niţší intenzitou odpařování
potu z našeho těla (tělo se ochlazuje při odpařování kapiček potu). V dusném prostředí
vlhký vzduch jiţ není schopen pojmout další vodu (pot) z naší kůţe, protoţe je blízký
stavu nasycení.
Naopak vítr pocitovou teplotu výrazně sniţuje. Proudící vzduch urychluje odpařování
potu z těla. Sniţuje pocit účinku slunečního záření dopadajícího na kůţi, coţ můţe vést
ke spálení. Neţádoucí účinek větru kaţdý zná ze zimního období. Vítr v případě
špatného typu oblečení odvane z lidského těla tenkou vrstvu tepla, kterou si vyrobilo
naše tělo. Proto při bezvětří snášíme větší mrazy snadněji. Přesné určení pocitové
teploty není úplně snadné. Vypočítává se ze vzorců do nichţ se dosazuje rychlost větru,
vlhkost vzduchu a případně další parametry. Přibliţně rozdíl mezi skutečnou a pocitovou
teplotou ukazuje tabulka 8-1.
Vlhkost vzduchu
Mezi základní zaznamenávané meteorologické parametry patří vlhkost vzduchu.
Vlhkost vzduchu udává, jaké mnoţství vody v plynném stavu (vodní páry) obsahuje
dané mnoţství vzduchu. Vlhký vzduch se vyskytuje pouze v troposféře. Ve vyšších
vrstvách je vodní pára zastoupena minimálně nebo vůbec. Maximální mnoţství vodní
páry v atmosféře je 4%. Mnoţství vodní páry v troposféře je časově a místně velice
proměnlivé. Ve vztahu s dalšími parametry (teplota, rosný bod, směr a rychlost proudění
vzduchu, atd.) je tento parametr velmi důleţitý pro určení charakteru počasí.
Rosný bod
Rosný bod je teplota, při které je vzduch maximálně nasycen vodními parami. Tedy
relativní vlhkost vzduchu je 100 %. V případě poklesu teploty rosného bodu, dojde ke
kondenzaci vodní páry. Hodnota rosného bodu je závislá na hodnotě relativní vlhkosti.
Platí, ţe čím je více vodní páry ve vzduchu, tím vyšší je teplota rosného bodu. Tedy, aby
nedošlo ke kondenzaci, teplota vzduchu musí být vyšší, neţ je rosný bod pro danou
vlhkost vzduchu. Pokud je vzduch sušší, tím niţší teplotu můţe mít.
Kondenzaci urychluje přítomnost kondenzačních jader ve vzduchu. Za kondenzační
53
jádra povaţujeme znečišťující atmosférický aerosol, tvořený pevnými i kapalnými
částicemi. Nejčastějšími kondenzačními jádry jsou mikroskopické kapičky mořské vody,
prachová zrna, krystaly solí a částice obsaţené v exhalátech. Jejich velikost se
pohybuje v rozmezí 10-7 aţ 10-9 metru. Vzhledem k tomu, ţe čistý vzduch se
v troposféře prakticky nevyskytuje, dochází ke kondenzaci při cca 100% relativní
vlhkosti.
Oblačnost
Oblačností rozumíme míru pokrytí oblohy oblaky. Oblačnost je velmi důleţitá pro
energetickou bilanci Země. Oblaka mají vysoké albedo (odraz slunečního záření aţ
75%) v porovnání s povrchem kontinentů (30%) a oceánů (2-7%). Určení míry
oblačnosti je nezbytné pro předpověď počasí. Tato míra se vyjadřuje v synoptické
meteorologii pomocí osmin (tab. 8-2). Mnoţství oblačnosti lze vyjádřit také v procentech.
Globální hodnota oblačnosti pro planetu Zemi je udávána kolem 54 %.
Pod pojmem oblačnost chápeme všechna oblaka ("mraky") všech skupin, druhů,
tvarů, mnoţství, hustoty či výšky základny. Oblak je viditelná soustava malých částic
vody nebo ledu (případně jiných znečišťujících látek obecně označených za
atmosférický aerosol). Velikost zkondenzovaných kapek nebo desublimovaných
ledových krystalků se pohybuje kolem 0,01 mm.
Tab. 8-2: Vyjádření oblačnosti pomocí osmin.
Vznik oblaku je součástí hydrologického cyklu. V důsledku evapotranspirace vody ze
zemského povrchu (kontinentů i oceánů) se vzduch nasytí vodní párou (maximálně na
4% objemu vzduchu). Teplý a vlhký vzduch stoupá vzhůru (obr. 8-14). Rychlost těchto
stoupavých (konvekčních) proudů obecně dosahuje hodnot 20 - 80 km/h. S výškou
klesá teplota a tlak vzduchu. Teplý vlhký vzduch se rozpíná a chladne. Při poklesu
teploty vlhkého vzduchu pod teplotu rosného bodu dojde ke kondenzaci vodní páry na
drobné kapičky nebo desublimaci (teplota je niţší neţ 0 °C) na ledové krystaly. Zda je
oblak tvořen kapkami nebo ledovými krystaly závisí na výšce a roční době. Výška
kondenzační hladiny (úroveň, kde vodní pára kondenzuje) je závislá na roční době a
místních podmínkách. Obecně se pohybuje ve výšce 1 km. Výška desublimační hladiny
je v letním období v rozmezí 5 - 6 km, v zimním období 1 - 2 km.
Obecně rozlišujeme oblačnost nízkou, střední, vysokou, konvektivní, orografickou,
proměnlivou a jinou. Mezinárodní klasifikace obsahuje 10 základních typů oblak (obr. 815). Názvy oblaků se tvoří kombinací pěti slov: cirrus (řasa nebo kučera), stratus (vrstva
nebo sloha), nimbus (déšť), alto (střední polohy) anebo cumulus (kupa).
Obr. 8-14: Schéma zachycující vznik mraků nad kondenzační hladinou.
54
Hlavní typy oblaků (obr. 8-16) (převzato: http://mraky.astronomie.cz/popis.php)
Cirrus - vzájemně oddělené obláčky v podobě bílých jemných vláken nebo bílých,
popřípadě převáţně bílých plošek nebo úzkých pruhů. Tyto oblaky mají vláknitý vzhled a
hedvábný lesk, popřípadě obojí.
Cirrocumulus - tenké menší nebo větší skupiny nebo vrstvy bílých oblaků bez vlastního
stínu, sloţené z velmi malých oblačných částí v podobě zrnek nebo vlnek apod. Tyto
jednotlivé části mohou být buď navzájem oddělené, nebo mohou spolu souviset a jsou
více méně pravidelně uspořádány. Zdánlivá velikost jednotlivých částí většinou
nepřesahuje 1° prostorového úhlu (odpovídá přibliţně úhlu, pod jakým vidíme šířku
malíčku při nataţené paţi).
Cirrostratus - průsvitný bělavý závoj oblaků, vzhledu vláknitého nebo hladkého, který
úplně nebo částečně zakrývá oblohu a dává vznik halovým jevům.
Altocumulus - menší nebo větší skupiny nebo vrstvy oblaků, barvy bílé nebo šedé,
popř. obojí, mající vlastní stíny. Skládají se z malých oblačných částí podoby vln,
oblázků nebo valounů apod., které mohou být buď navzájem oddělené, nebo mohou
spolu souviset. Mnohdy mají částečně vláknitý nebo rozplývavý vzhled. Zdánlivá velikost
jednotlivých pravidelně uspořádaných částí oblaku bývá 1°- 5° prostorového úhlu
(odpovídá přibliţně úhlu, pod jakým vidíme šířku malíku aţ 3 prstů při nataţené paţi).
Obr. 8-15: Vyobrazení základních druhů mraků ve vztahu k výšce.
Altostratus - šedavá nebo modravá oblačná plocha nebo vrstva se strukturou vláknitou
nebo ţebrovitou nebo téţ bez patrné struktury, pokrývající úplně nebo částečně oblohu.
Je tak tenká, ţe místy jsou patrné alespoň obrysy Slunce jako za matným sklem. U
Altostratu se halové jevy nevyskytují.
Nimbostratus - šedá, často tmavá oblačná vrstva, která vlivem vypadávání více méně
trvalých dešťových nebo sněhových sráţek má matný vzhled. Sráţky většinou dosahují
země. Vrstva je všude tak hustá, ţe poloha Slunce patrná není. Pod touto vrstvou se
často vyskytují nízké roztrhané oblaky, které mohou, ale nemusejí s nimbostratem
souviset.
Stratocumulus - šedé nebo bělavé, popř. obojí barvy, menší nebo větší skupiny nebo
vrstvy oblaků, které téměř vţdy mají tmavá místa. Oblak se skládá z částí podobným
dlaţdicím, oblázkům, valounům apod. a nemívá vláknitý vzhled (s výjimkou zvláštního
případu virga). Jednotlivé části oblaku buď spolu souvisí nebo mohou být oddělené.
Jejich zdánlivá velikost je větší neţ 5° prostorového úhlu.
Stratus - oblačná vrstva, obvykle šedá, s celkem jednotvárnou základnou, z níţ
vypadává mrholení, ledové jehličky nebo sněhová zrna. Prosvítá-li vrstvou stratu Slunce,
jsou jeho obrysy zřetelně patrné a nikoliv rozplizlé jako v případě altostratu. Stratus
nedává vznik halovým jevům. Někdy se stratus vyskytuje v podobě roztrhaných
chuchvalců.
55
Cumulus - osamocené oblaky, obvykle husté a s ostře ohraničenými obrysy, vyvíjející
se směrem vzhůru ve tvaru kup, kupolí nebo věţí. Jejich horní kypící část má často
podobu květáku. Části oblaku ozářené Sluncem bývají nejčastěji zářivě bílé, základna
oblaku bývá poměrně tmavá a téměř vodorovná.
Cumulonimbus - mohutný a hustý oblak velmi značného vertikálního rozsahu v podobě
hor nebo obrovských věţí. Alespoň část jeho vrcholu je obvykle hladká nebo vláknitá či
ţebrovitá a téměř vţdy zploštělá. Tato část se rozšiřuje do podoby kovadliny nebo
širokého chocholu. Pod základnou oblaku, obvykle velmi tmavou, se často vyskytují
nízké roztrhané oblaky, které mohou, ale nemusí s cumulonimbem souviset, a dále
sráţky.
Obr. 8-16: Fotografie základních druhů oblak.
Atmosférický tlak
Atmosférický tlak (barometrický tlak) je vyvolán tíhou vzduchového sloupce
sahajícího od hladiny (nadmořské výšky, ve které tlak zjišťujeme) aţ po horní hranici
atmosféry. S výškou tedy tlak klesá. Barometrický tlak není stálý, ale kolísá v daném
bodě zemského povrchu kolem určité hodnoty. Je ovlivňován intenzitou slunečního
záření, rotací Země a morfologií reliéfu. Rozdíl tlaků vyvolává proudění vzduchu.
Vzduch proudí z tlakových výší do tlakových níţí.
Pohyb vzduchu
Samovolný
Pohyb atmosféry ovlivňuje sluneční záření. Pro pochopení proudění vzduchu v
troposféře je nutné si uvědomit, ţe většina slunečního záření dopadá na Zemi v oblasti
rovníku, chladnější vzduch se tlačí na místo teplejšího a pohýb vzduchu je ovlivněn
rotací Země kolem vlastní osy. Útvary vertikálně cirkulujícího vzduchu se nazývají
buňky.
V oblastech rovníku vznikají vlivem vysokých teplot výstupní proudy horkého vlhkého
vzduchu. Ve výšce v oblasti tropopauzy se proud vzduchu začne stáčet k pólům.
Vzduch chladne a klesá k zemi kolem 30. stupně severní a jiţní šířky. Sestupující
vzduch způsobí vysoký tlak vzduchu a přináší pěkné a teplé počasí. Proto se v těchto
oblastech nachází většina světových pouští. Část vzduchu je v těchto oblastech
vytěsněna klesajícím vzduchem a pohybuje se zpět směrem k nízkému tlaku na rovníku.
Proudění vzduchu k rovníku označujeme za pasát. Popsanou cirkulaci vzdychu v těchto
oblastech nazýváme Hadleyovy buňky. Ta část klesajícího vzduchu na 30.
rovnoběţce, která proudí k pólům, vytváří Ferrelovy buňky. V nich se vzduch otáčí
opačným směrem neţ v Hadleyových buňkách. Cirkulace v nich vyvolává na severní
polokouli převáţně západní, na jiţní východní proudění.
56
Obr. 8-17: Samovolný pohyb vzdušných hmot v troposféře vyvolaný slunečním zářením.
Nadměrné zahřívání pevniny samovolnou cirkulaci proudění vzduchu v troposféře
můţe narušit. Například systematická výměna vzduchu mezi pevninou a oceánem
označovaná za monzunovou cirkulaci, má výrazný sezónní charakter. Letní monzun
vane z oceánu na pevninu a přináší vydatné sráţky. Zimní monzun je suchý a vane z
pevniny nad oceán.
Místně omezené výkyvy v samovolném proudění vzduchu označujeme za místní
větry. Z celé řady těchto větrů si můţeme uvést brízu a föhn (fén). Bríza vzniká při
pobřeţí a velkých jezer, kde od vody přes den vane mírný (mořský) vánek, který se v
nočních hodinách změní na opačně proudící (pobřeţní) vánek. Föhn je teplý, nárazový a
klesající vítr z horských svahů na závětrné straně. Vzniká za horskými hřbety. Vlhký
vzduch, vlivem proudění větru, musel vystoupat po svahu do výšek, kde dochází ke
kondenzaci páry. Přes hřeben se jiţ dostává suchý vzduch, který po svahu opět klesá a
ohřívá se od terénu (obr. 8-18).
Obr. 8-18: Schéma zachycující změnu vlhkosti vzduchu při proudění přes pásemné
horstvo, vznik sráţkového stínu a fénu (Fohn). Změnu teploty s výškou při tomto
proudění vzduchu zachycuje graf.
Tlaková níže
Tlaková níže nebo také cyklóna je oblast se sníţeným tlakem vzduchu (niţším neţ
1013 hPa). Na synoptických mapách musí mít alespoň jednu uzavřenou izobaru (čára,
která spojuje místa se stejným tlakem). Vzduch proudí do středu po zakřivené dráze.
Toto zakřivení je způsobeno Coriolisovými silami. Na severní polokouli je cirkulace v
cyklóně proti směru hodinových ručiček, zatímco na jiţní polokouli je cirkulace po směru
hodinových ručiček. Uprostřed cyklóny stoupá vlhký teplý vzduch vzhůru, kde se nad
kondenzační hladinou mění na oblaka (obr. 8-19). Proto je tlaková níţe spojována se
zvýšenou oblačností a častými sráţkami. Tlaková níţe můţe setrvávat na jednom místě
nebo se můţe přesouvat. Rychlost tohoto přesunu bývá obvykle 50km/h. V místech, kde
jsou izobary blíţe u sebe, je proudění vzduchu větší.
Tlaková výše
Tlaková výše nebo také anticyklóna je oblast s vyšším tlakem vzduchu. Směrem ke
středu tlak vzrůstá. Tlaková výše musí být na synoptických mapách vykreslena alespoň
jednou izobarou. Pokrývá větší rozlohu a pohybuje se pomalu. Nejčastěji zůstávají bez
pohybu 2-3 dny, výjímečně více neţ 10 dní. Vítr se pohybuje spirálovitě (na severní
polokouli ve směru hodinových ručiček) středem tlakové výše dolů, kde ztrácí vlhkost vysušuje se (obr. 8-20) a při zemí proudí ze středu k okrajům.
57
Obr. 8-20: Schéma tlakové výše. Zobrazeno prostorově pomocí modrých (chladný
vzduch) šipek a zjednodušené synoptické mapy.
Obr. 8-19: Schéma tlakové níţe. Zobrazeno prostorově pomocí modrých (chladný
vzduch) a červených (teplý vzduch) šipek a zjednodušené synoptické mapy.
Atmosférická fronta
Pohybující se atmosférické hmoty odlišných vlastností způsobující výrazné změny
počasí označujeme za atmosférické fronty nebo také frontální rozhraní. Fronta je
tenká vrstva vzduchu s tloušťkou při zemi jen několik stovek metrů, kde se stýká teplý
vzduch se studeným. Rozlišujeme teplou, studenou a okluzní frontu.
Teplá fronta - je úzké, ostře ohraničené rozhraní mezi ustupujícím studeným
vzduchem a nastupujícím teplým (obr. 8-21). Rychlost pohybu teplého vzduchu je větší
neţ studeného, teplý vzduch vystupuje pomalu po nakloněné rovině nad studený
vzduch, vlhkost se v teplém vzduchu začíná sráţet a tak prvními příznaky postupující
teplé fronty jsou vysoká chomáčovitá oblaka.
Mohutný systém oblačnosti sahá aţ stovky km před frontální čáru. Mračna postupně
klesají, houstnou a obvykle následuje vytrvalý déšť v pásmu šířky 300 ÷ 400 km. S
blíţící se frontou se sniţuje viditelnost, klesá tlak a případně vzniká mlha. Po přechodu
teplé fronty déšť postupně přestává. V zimním období sněţení postupně přechází v
déšť. Za teplou frontou převládá teplé počasí, teplota vzrůstá a to v zimě výrazněji neţ v
létě.
Obr. 8-22: Schéma studené fronty.
Obr. 8-21: Schéma teplé fronty.
Studená fronta - představuje úzké přechodové pásmo mezi ustupujícím teplým
vzduchem a pronikajícím studenějším (obr, 8-22). Studený vzduch je rychlejší a
podsouvá se pod teplejší masu jako klín. Projevuje se kupovitou oblačností v blízkosti
frontální čáry, případně i před ní. Za frontální čarou studené fronty 1. druhu (pomalu se
pohybující) se vyskytují trvalé sráţky. Můţeme se zde setkat s oblaky více druhů.
Studená fronta 2. druhu (rychle postupující) má sráţkové pásmo uţší a sráţky se
vyskytují i před frontální čarou. Průchod studené vlny doprovázejí bouře, změny ve
směru větru, pokles teplot a vyjasnění. Tlak vzduchu před studenou frontou klesá, za ní
výraznější stoupá.
Okluzní fronta – vzniká tehdy, dostihne-li studená fronta teplou frontu postupující
před ní (obr. 8-23). U zemského povrchu se spojí studený vzduch obou front a
vyzdvihne teplý vzduch do výšky. Velmi často se v okluzní frontě vyskytuje brázda
nízkého tlaku vzduchu. Okluzní fronta bývá nepravidelná, vznikají v ní cyklóny, které
představují krouţivý pohyb vzduchu.
Obr. 8-23: Schéma okluzní fronty.
58
Předpověď počasí
Současná předpověď počasí vychází z měření základních charakteristik atmosféry
(směr a rychlost větru, teplota, tlak, vzdušná vlhkost, tvorba mraků a sráţky). Tyto údaje
se získávají z meteorologických stanic, které jsou nerovnoměrně rozmístněny na našem
území. Stanice poskytují údaje z pozemních pozorování a z měřících sond, které jsou
dvakrát denně vynášeny do výšky cca 40 km pomocí meteorologických balónů. Sondy
průběţně posílají naměřené údaje na zem. Sledují se tak změny zjišťovaných parametrů
s výškou.
Tato data se ukládají do databáze, která je k dispozici dalším meteorologům. Údaje
ze všech našich stanic a případně i z okolních států se doplňují o údaje
z meteorologických druţic a radarů (obr. 8-25). V meteocentrech se na vysoce
výkonných počítačích vypočítává budoucí stav atmosféry na 6 - 10 dnů dopředu.
Výpočty jsou velmi komplikované a provádějí se pro několik výškových úrovní. Výpočet
modelu se opakuje po dvanácti hodinách, přičemţ se berou v úvahu nová data
i předchozí výsledky.
Obr. 8-24: Ukázka synoptické mapy.
Přesnost modelu je závislá na přesnosti, hustotě a rovnoměrnosti dat, na pouţitých
výpočetních metodách a na hustotě gridu. Vypočtená předpověď se vykreslí do
synoptických map (obr. 8-24), ze kterých zkušení meteorologové vytvářejí předpověď
počasí srozumitelnou pro kaţdého. Zde jiţ hraje roli zkušenost kaţdého meteorologa a
jeho subjektivní názor.
Přesnost krátkodobé předpovědi počasí je především závislá na správné interpretaci
a zhodnocení výsledků meteorology.
Obr. 8-25: Ukázka radarového snímku postupu a intenzity sráţek.
Fotometeory - optické jevy
Světelný jev vyvolaný odrazem, rozptylem, lomem nebo interferencí slunečního nebo
měsíčního světla označujeme za fotometeory (optické jevy).
Barvy oblohy
Různé zbarvení oblohy během dne je způsobeno Rayleigho rozptylem. Modrá
obloha je výsledkem Rayleughova rozptylu. Jedná se o rozptyl viditelné části slunečního
záření na molekulách plynu případně na jiných částicích daleko menších neţ je vlnová
délka. Různý charakter rozptylu je závislý na velikosti částic, jejich sloţení, nerovném
nebo matném povrchu. Přitom rozptyl světla je úměrný čtvrté mocnině frekvence (f = c/l ,
c je rychlost světla), proto se rozptyluje modré světlo přibliţně osmkrát více neţ červené.
Modré nebe je výsledkem rozptylu především modré části spektra
59
polychromatického světla (modré světlo má nejkratší vlnovou délkou) na molekulách
čistého vzduchu. V niţších výškách nad zemským povrchem je velké mnoţství
mechanických nečistot. Pří východu nebo západu Slunce, kdy světlo urazí delší
vzdálenost přes vrstvou znečištěného vzduchu neţ odpoledne, dochází na těchto
miniaturních částicích prachu k rozptylu světla s větší vlnovou délkou a současně k
odfiltrování krátkovlnné části barevného spektra. Proto pozorujeme např. purpurové
západy Slunce.
Červánky
Polární záře
V období intenzivní sluneční činnosti se ve výškách od 80 km nad zemským
povrchem můţeme setkat s polární září. Polární záře vzniká důsledkem interakce
slunečního větru se zemskou magnetosférou. V důsledku slunečních erupcí
(protuberancí) se do vesmíru uvolní velké mnoţství nabitých částic slunečního větru. Při
kontaktu těchto částic se zemskou magnetosférou dochází k její deformaci a část částic
v oblastech pólů, kde je směr geomagnetického pole téměř kolmý k zemskému povrchu,
sklouzne do atmosféry.
Při sráţkách těchto rychlých částic s horními vrstvami atmosféry (především
ionosféry) jsou molekuly a atomy zemské atmosféry vybuzeny. Tento vybuzený
energetický stav je nestabilní. Při návratu atomů či molekul na stabilní energetickou
úroveň dojde k vyzáření fotonů.
Sluneční halo
Za sluneční halo se označuje skupina optických jevů vyskytujících se v podobě
světelných prstenců, oblouků, sloupů nebo skvrn, které vznikají lomem nebo odrazem
světla na ledových krystalech rozptýlených v atmosféře (nejčastěji v oblacích vysoké
oblačnosti - cirry, aj.). Nejčastějším halovým jevem je malé kolo kolem Slunce. Je to
prstenec o poloměru 22 stupňů, který má slabě zřetelný červený vnitřní okraj a velmi
zřídka fialový vnější okraj. Méně časté a méně jasné bývá velké kolo kolem Slunce,
které má prstenec s poloměrem 46 stupňů. Halové jevy se v plné nádheře u nás
vyskytuji velmi zřídka, často se vyskytují pouze zlomky kruhů. Kromě slunečního
existuje i měsíční halo.
Sluneční halo
Duha
Za duhu označujeme svazek soustředných barevných oblouků, ve kterém barvy
přecházejí spektrem od fialové k červené. Jev je vyvolán dopadem slunečních, zřídka
měsíčních, paprsků na clonu vodních kapek v atmosféře (déšť, mrholení, mlha). K tomu
abychom duhu viděli, musí být splněno několik podmínek. Především pozorovatel se
musí nacházet mezi zdrojem světla a clonou vodních kapek. Pokud je Slunce nad
obzorem, je vidět celý oblouk. Poloměr vnějšího oblouku je 42°. Při zvětšování výšky
Slunce nad obzorem dochází ke sníţení a zmenšení oblouku duhy. Pokud je Slunce
nad obzorem více neţ 42° se stává duha neviditelnou. Čím jsou kapky, které způsobují
60
vznik duhy větší, tím jsou barvy výraznější a duha uţší (duha vznikající na cloně
drobných kapek bývá široká a bledá).
Někdy se vyskytují dvě, výjimečně i několik duh současně. Hlavní duha má vnitřní
oblouk fialový a vnější červený. Vedlejší duha má obrácené pořadí barev neţ duha
hlavní a je obvykle méně výrazná.
Vzácným jevem je měsíční duha. Ta vzniká pouze za úplňku a je velmi bledá, téměř
bílá.
Duha
Glorila
Glorila je jev vznikající zpětným ohybem světelných paprsků a projevuje se jako
slabé soustředné barevné prstence kolem stínů vrţených do vrstvy oblačnosti či mlhy.
Výjmečně jej lze pozorovat i na zemi kolem stínu vrţeného do kapek ranní rosy.
Svrchní a spodní zrcadlení (fatamorgána)
Jedná se o mnohonásobný lom paprsků vznikající při velkých teplotních rozdílech
mezi povrchem země a přilehlou vrstvou vzduchu. Můţeme vidět obraz nad či pod
objektem. Odraz můţe být přímý, převrácený či vícenásobný. Při velmi intenzivním
ohřívání zemského povrchu slunečním zářením můţe dojít v přízemní vrstvě ke
spodnímu zrcadlení. Spodní vrstva vzduchu je teplejší neţ vrstvy vyšší. Hustota
vzduchu tedy s výškou roste. Mezi těmito rozdílnými vrstvami vzniká plocha (na
spodním okraji řidší vrstvy), kde dochází k totálnímu odrazu světla. Nejčastěji můţeme
pozorovat spodní zrcadlení nad rozpálenou silnicí. Vzdálené předměty se přitom
zobrazují jako převrácené nízko nad zemí. Jedeme-li po silnici, máme stále pocit, ţe je
před námi kaluţ, která se ovšem při dojezdu ztratí. Mnohem rozmanitější a
mnohotvárnější je zrcadlení svrchní. Vzniká tehdy, jsou-li spodní vrstvy vzduchu
chladnější, jako například v polárních krajích, v chladných mořích, ale i na pouštích,
stepích a jiných rovných krajinách. Zobrazení vidíme pak před sebou nad obzorem a
můţe být jak přímé, tak převrácené - záleţí na tom, zda se teplota vzduchu mění s
výškou plynule nebo skokem. Ve větších výškách můţe být teplejší vzduch opět
vystřídán studeným, a potom mohou vznikat obrazy dvojité i trojité, přímé i převrácené a
dokonce mohou být kombinovány i se zrcadlením spodním.
61
Elektrometeory
Elektrometeor je viditelný nebo slyšitelný projev atmosférické elektřiny. Nejčastěji se
s nimi setkáváme při bouřkách, proto se na ně zaměříme.
Bouřka
Bouřka je souborem atmosférických, elektrických, optických a akustických jevů
vznikajících mezi oblaky navzájem nebo mezi oblaky a zemí. Jejich výskyt je vázán na
cumulonimby. S těmito typy mraků jsou spojeny některé mimořádné atmosférické jevy
(přívalový déšť, sníh, krupky, bleskové výboje, nárazový vítr nebo tornáda), kterým se
budeme věnovat v kapitole 10.
Bouřka vzniká při konvekčním výstupu vlhkého a teplého vzduchu. Dosáhne-li tento
vzduch kondenzační hladiny, vytváří se mrak cumulus. Při kondenzaci se uvolňuje další
teplo, které pohání proud vzduchu vzhůru. Vytváří se oblast nízkého tlaku vzduchu pod
bouřkovým oblakem.
Ve středním stádiu vývoje bouřky dojde k nahromadění vodní páry v horních
vrstvách troposféry. Zde se začne rozprostírat a cumulus se mění na cumulonimbus.
Teploty v horních vrstvách troposféry jsou velice nízké, takţe se kondenzované kapky
mění v led a padají dolů jako kroupy. V tomto stádiu stále existují výstupné proudy,
padající déšť vytváří také sestupné proudy (obr. 8-26). Existence obou těchto proudů
vyvolává vnitřní turbulence, které jsou příčinou vzniku silného větru, blesků, ale také
tornád.
Při doznívání bouřky ustávají výstupné proudy a pokračují převáţně slabé sestupné
pohyby. Protoţe většina vzdušné vlhkosti vypadla z oblaku v podobě sráţek, není jiţ
dostatek vlhkosti v niţších vrstvách vzduchu k udrţování tohoto cyklu a buňka zaniká.
Blesk
Blesk je silný elektrický výboj mezi centry kladných a záporných elektrických nabitých
částic, a to buď v jednom oblaku, nebo mezi oblaky, anebo mezi oblakem a zemí.
Blesky vznikají hlavně v cumulonimbech, ale mohou se vyskytovat i ve vulkanických
mračnech při výbuchu vulkánu. V cumulonimbu teplým proudem vzduchu unášené
kondenzované kapky se navzájem třou a nabíjejí. V určitý moment dojde k výboji, kdy
lavina elektronů prochází nejvodivější cestou k zemi či druhému mraku. Tak vznikne
viditelný kanál, tvořený rozţhaveným a ionizovaným vzduchem. Vzduch se ohřeje aţ na
30 000 °C. Celý tento proces trvá setiny, maximálně desetiny vteřiny. Bleskový
elektrický výboj je provázen emisí světla a hřměním.
Hřmění
Hřmění je vyvoláno tlakovou vlnou vznikající náhlým zvětšením objemu zahřátého
vzduchu v kanálu blesku.
Blýskavice
Blýskavice jsou blesky, při nichţ neslyšíme hřmění. Nastává večer nebo v noci při
velmi vzdálené bouřce.
Obr. 8-26: Schéma znázorňující pohyb vzduchu a sráţek v bouřkovém mraku.
62
Hydrosféra
Hydrosféra (nebo také vodní obal Země) zahrnuje veškerou vodní hmotu na
zemském povrchu, ve zvětralinovém plášti pod zemským povrchem, v zemské
atmosféře a vodu vázanou v živých organizmech. Voda se vyskytuje ve
skupenství plynném, kapalném a pevném. Z celkové plochy povrchu Země
510 mil. km2 zaujímají oceány a moře 360,7 mil. km2 (70,7 %) a pevnina
149,3 mil. km2 (29,3 %). Zásoby vody na Zemi jsou odhadovány na
1 385 989 600 km³, z toho je ve světovém oceánu obsaženo asi 94% slané vody. Z
přibližně 6 % sladké vody se na povrchu ve formě ledu nachází 1,5 %, 4 % zaujímá
podzemní voda a zbytek je voda povrchová a atmosférická.
Voda povrchová je soustředěna převážně ve světovém oceánu a mořích, dále
však také ve vodních tocích, v přírodních vodních nádržích (jezera, bažiny,
slatiniště atd.), v umělých vodních nádržích (přehrady, rybníky), a to ve všech
formách skupenství. Za hydrosféru považujeme i podzemní vodu obsaženou
v pórech a průlinách zvětralinového pláště, která se v dlouhém časovém cyklu
zapojuje do oběhu vody na Zemi. Může být ve formě kapalné nebo pevné
(podzemní led v permafrostu). Ve všech třech skupenstvích najdeme vodu
v troposféře, kde je soustředěno 99% vody, jež se zapojuje do hydrologického
cyklu. V plynném skupenství jako vodní pára, v kapalném jako dešťové kapky a
v pevném jako sněhové vločky. Voda je obsažena i v živých organizmech.
Například naše tělo je tvořeno ze přibližně ze 70% vodou.
Geneze dnešní hydrosféry
Dnešní sloţení hydrosféry je výsledkem diferenciačních pochodů při formování
jednotlivých sfér Země. Její formování je úzce spojené se vznikem zemské kůry,
atmosféry a následně i ţivota na Zemi. V období utváření planety Země ještě nelze
mluvit o existenci hydrosféry. Hydrosféra se začíná objevovat po zformování zemské
kůry. V souvislosti s diferenciačními procesy, kdy se ze zemského pláště vyčlenila
zemská kůra, probíhala na povrchu Země bouřlivá vulkanická činnost. Do sekundární
atmosféry bylo uvolněno obrovské mnoţství vulkanických exhalátů (HF, NH3, HCl, H2S,
SO2, CH4, CO, CO2, SiF4, Rn, atd.). Ty kromě toxických plynů obsahovaly především
vodní páru (30 – 90 %), která se uvolnila při výstupu magmatu na povrch (magma
obsahuje aţ 7% vody).
V důsledku "správné" vzdálenosti Země od Slunce mohla vodní pára kondenzovat a
zůstat v kapalném stavu. Vzniká první proto-hydrosféra. Velká část vody nepocházela z
vulkanické činnosti, ale pravděpodobně z ledových meteoritů dopadnutých na Zemi
během konečné fáze jejího formování. Existenci prvních oceánů vyvozujeme z nálezů
prvních sedimentárních hornin starých cca 3500 mil.let. V té době měl světový oceán
zcela odlišné chemické sloţení neţ má dnes. Svým sloţením připomínal směs kyselin,
ve kterých se rozpouštěly horniny. Docházelo k pozvolné neutralizaci. Nicméně kyselé
63
plyny sekundární atmosféry se stále rozpouštěly v oceánu a sniţovaly tak jeho pH.
Prostředí bylo anaerobní. V důsledku nepřítomnosti kyslíku byla síra v niţším oxidačním
stupni (nikoli jako SO42-), ţelezo nebylo vysráţené (jako Fe3+), ale rozpuštěno jako Fe2+
ve vysokých koncentracích. Ve vysokých koncentracích byl také Ca, Mg, Ba, Sr, Mn,
protoţe nebyly limitovány sráţecími reakcemi s CO32-, SO42-.
Pravděpodobně v důsledku silných elektrických výbojů a intenzivního UV slunečního
záření došlo ke vzniku aminokyselin, jeţ jsou základem ţivota (více viz kapitola
Atmosféra). Po vytvoření řas, které jako odpad produkovaly volný kyslík dochází
k oxidaci Fe2+ na Fe3+, coţ vedlo při vyšším pH k jeho vysráţení ve formě hydroxidů
ţeleza – vznik páskovaných ţelezných rud. Se vzrůstem obsahu volného kyslíku a
sniţování CO2 v atmosféře se CO2 rozpouští ve vzniklých oceánech za vzniku
karbonátů:
CO2 + 3H2O = CO32- +2H3O+
Rozpuštěný CO2 začal reagovat s ionty Mg2+ a Ca2+ ve vodě za vzniku vápenců a
dolomitů (tak je deponováno cca 80% původního mnoţství - viz obr. 9-0). Vzrůstá podíl
kyslíku v oceánech a atmosféře. Prostředí se mění na aerobní a mírně alkalické pH
(8,1-8,4). Chemické sloţení se postupně ustálilo na dnešní stav, který trvá jiţ 570 mil.
let.
Současné chemické sloţení vyjadřuje obrázek 9-1.
Obr. 9-1: Relativní podíl rozpuštěných solí v mořské vodě.
Hydrologický cyklus
Na planetě Zemi neustále dochází k pohybu nejen vzdušných hmot v atmosféře, ale
také vodních mas v hydrosféře. Tento neustálý pohyb je vyvolán slunečním zářením.
Slunce svými IR paprsky nerovnoměrně ohřívá vzduch i vodu a vyvolává tak cirkulaci
vody na Zemi. Tento proces označujeme za hydrologický cyklus. Hydrologického cyklu
se zúčastňuje přibliţně 525 tisíc km³ vody, která během oběhu přechází postupně z
jednoho skupenství do druhého.
Voda vystavená slunečnímu záření se začne ohřívat a vypařovat (obr. 9-2). Tomuto
ději říkáme evaporace. Voda se vypařuje nejen z oceánů, řek, jezer, rašelinišť atd., ale
také z půdy. Voda se do ovzduší dostává také transpirací, coţ je odpar ze ţivočichů a
hlavně z rostlin. Společný výpar z povrchu a z organizmů označujeme jako
evapotranspirace. Do výparu musíme započítat také sublimaci pevných sráţek a ledu.
Vystupující vodní pára se začne v oblasti kondenzační hladiny měnit na oblačnost,
která je unášena vzdušnými proudy. Za vhodných podmínek se tato voda v kapalném
nebo pevném stavu začne snášet na zemský povrch. Většina sráţek spadne zpět do
oceánu. Ze zeměpisného hlediska tomu říkáme malý vodní oběh. Stejně jako voda,
která se odpaří nad pevninou a opět na ní spadne. Velký vodní oběh probíhá mezi
64
oceánem a pevninou. Zúčastňuje se ho pouze 8,3% odpařené vody, která dopadne na
pevninu.
Velká část kapalných sráţek odtéká jako voda povrchová vodotečí zpět do oceánů
(cca 1/3). Při své cestě se můţe "zastavit" v jezerech, přehradách, rybnících,
rašeliništích, atd., kde se část této vody odpaří (druhá 1/3). Část kapalných sráţek pohltí
přímo rostliny svými listy a část se vsákne do horninového prostředí jako voda podzemní
(třetí 1/3). I tuto vodu rostliny odebírají svým kořenovým systémem. Ta část vody, která
dospěje aţ k hladině podzemní vody, je vázaná ve zvodních. Pohyb vody ve zvodni je
pomalý nebo dokonce nulový. Zde dochází k akumulaci vody a její retardaci. Podzemní
voda nejčastěji vystupuje na povrch v podobě pramenů nebo pomocí člověkem
vybudovaných děl (studny, vrty, atd.). Podzemní voda můţe také vstupovat přímo do
vodotečí, nebo naopak se můţe vsakovat z vodotečí do horninového prostředí.
Pevné sráţky se hromadí v ledovcích nebo jako sezónní sráţky. Tato voda je tedy
po určitý čas vyřazena z cyklu - tzv. retardována. Podobně retardovaná voda je v
organizmech. Část vody je transpirována, nicméně část vody tvoří přímo vlastní
organizmy (člověk je tvořen cca z 70% vodou).
Obr. 9-2: Schéma znázorňující koloběhu vody - hydrologický cyklus.
Voda v pevném skupenství
Voda ve formě sněhových sráţek nebo ledu se na Zemi nachází jak na moři, tak na
pevnině. Z celkového mnoţství pevných sráţek je cca 70% vázáno na ledovce. Ledovce
rozlišujeme kontinentální (95%) a horské (5%). Kontinentální ledovce pokrývají části
kontinentů a místy dosahují aţ do moře (obr. 9-3). Největší kontinentální ledovec je na
Antarktidě (aţ 90% pevninského ledu). Ledová plocha zaujímá 13 miliónů km 2 pevniny a
trvale zamrznutá okolní moře. Hmota ledovce teče na sever, kde ledovcovými splazy a
ledovými šelfy, které jsou plovoucím prodlouţením kontinentálního ledovce, dosahuje
moře. Hmotnost ledu způsobuje, ţe asi 40% pevniny je stlačeno pod mořskou hladinou.
Reliéf pod ledovcem je rozeklaný s proměnlivou výškou. Mocnost ledové masy místy
dosahuje aţ 4 km. Druhý největší ledovec se nachází v Grónsku. Grónský ledovec
zaujímá 8% pevninského ledu. Oba zmiňované kontinentální ledovce jsou pozůstatky
ledovcového pokryvu z pleistocénu. V té době kontinentální ledovec zasahoval aţ do
Střední Evropy a Ameriky. Dokladem tohoto zalednění na našem území jsou četné
eratické (bludné) balvany (obr. 9-3b) či fluvioglaciální uloţeniny.
Obr. 9-3: Kontinentální ledovce - Grónský a Antarktický.
Obr. 9-3b: Bludný balvan v Ostravě Vřesině.
Horské, nebo také údolní ledovce či ledovce alpského typu, vznikají nahromaděním
sněhových sráţek ve sběrné oblasti amfiteatrálního tvaru, která se označuje za kar (obr.
65
9-4). Sněţné oblasti se nachází nad hranicí sněţné čáry. Tato hranice je proměnlivá se
zeměpisnou šířkou. V tropickém pásu se nachází ve výšce 5 - 6 km, v mírném pásu
kolem 3 km. V karu se nahromaděný sníh v opakujícím se procesu tání a tuhnutí
postupně mění na firn, firnový led a nakonec na ledovcový led (obr. 9-5). Tání sněhu je
zde způsobeno vlivem tlaku vyšších vrstev či změnou teploty. Tento zdánlivě
jednoduchý proces tání a mrznutí činí z ledovce plastické těleso schopné pomalu sjíţdět
do údolí ve formě splazu.
Obr. 9-4: Ledovcový kar.
Při postupu splazu pod sněţnou čáru se začíná přírůstek rovnat tání. Splaz putuje do
údolí tak daleko, jak dlouho dokáţe odolávat tání. Jestliţe terén chrání ledovec před
účinky slunečního záření, můţe splaz sestoupit aţ do oblasti lesního porostu. Největší
horský ledovec Fedčenkův se nachází v Pamiru. Je dlouhý 77 km, široký 2-5 km, má 35
ledovcových přítoků a mocnost ledu dosahuje aţ 550 metrů.
Obr. 9-5: Schéma znázorňující postupnou přeměnu sněhu na ledovcový led.
Všechny typy ledovců se výrazně podílejí na formování reliéfů. Při svém postupu
svojí vahou drtí horniny v podloţí či bocích a sunou je ve směru svého pohybu.
Pohybující se masa ledu působí erozivně na svoje podloţí. Okolní prostředí je erozí
nejsilněji postiţeno v případě vysokohorských ledovců. Suť, která je uzavřena vespod
ledovce, rozrývá skalní podklad, prohlubuje a rozšiřuje údolí, skalní výčnělky jsou
obrušovány. Velikost exarace (rozorávání, rýhování skalního podloţí) závisí na
hmotnosti ledovce a petrografickém charakteru uzavřené suti i podloţí. Odolné horniny
jsou ohlazovány, skalní výstupky olamovány. V podloţí, na stranách a před čelem
ledovce se vytvářejí typické nevytříděné uloţeniny označované za morény. Erozivní
činnost ledovců je podrobněji vysvětlena v kapitole Exogenní činitelé. Jednotlivé části
horského ledovce jsou popsány na obrázku 9-6.
Obr. 9-6: Schéma znázorňující jednotlivé části horského ledovce.
Voda v oceánech a mořích
Mořská voda na Zemi je soustředěna ve Světovém oceánu, který zaujímá 70,7%
povrchu Země. Je v něm soustředěno aţ 94% objemu všech vod na Zemi. Poslední
světový oceán se od konce paleozoika podstatně změnil. Původně obklopoval jeden
superkontinent Pangeu. V důsledku pohybu litosférických desek došlo k rozpadu tohoto
superkontinentu na dílčí kontinenty, které rozdělily Světový oceán na jednotlivé oceány,
moře, zálivy a průlivy. Jeho průměrná hloubka je 3930 m. Největší hloubka je v
oceánských příkopech - Mariánský příkop -11034m. V současné době je Světový oceán
66
tvořen dílčími oceány (Atlantickým, Severním ledový, Jiţní, Indickým a Tichým
oceánem), ke kterým patří jejich okrajová a středozemní moře.
Tichý oceán (známý téţ jako Pacifický oceán nebo Pacifik) je největší oceán na
Zemi. S celkovou rozlohou 169,2 milionů km² zabírá 46 % vodních ploch a 32 %
celkového povrchu Země. Rozprostírá se od Arktidy na severu po Antarktidu na jihu. Na
západě je ohraničen Asií a Austrálií, na východě Severní a Jiţní Amerikou. V nejširším
místě v tropech měří přes 20000 km. Nachází se v něm asi 25 000 ostrovů (více neţ ve
všech ostatních oceánech dohromady), většina z nich je vulkanického původu. Pacifik
zakrývá mnoho středooceánských hřbetů a subdukčních zón. Nejznámější je Pacifický
ohňový kruh (obr. 3-3), který se nachází nad subdukčními zónami. Proto jsou pro Tichý
oceán typická častá zemětřesení, které mají většinou za důsledek tsunami. V letech
1900 – 2004 bylo zaznamenáno přibliţně 800 vln, 17 % u pobřeţí Japonska.
Atlantský oceán zaujímá prostor mezi Afrikou, Evropou a Amerikou. Je to druhý
největší oceán. Jeho celková rozloha včetně okrajových moří zaujímá přibliţně pětinu
zemského povrchu. Do Atlantiku přitéká voda z asi čtyřikrát většího území neţ je tomu u
Tichého nebo Indického oceánu. Objem Atlantiku je i s objemem přilehlých moří 354,7
mil. km3. Průměrná hloubka je 3 926 m nepočítaje moře. Středem Atlantského oceánu
se táhne největší podmořský středooceánský hřbet - Středoatlantický hřbet. Ostrovy
Atlantského oceánu jsou pevninského původu. Tyto ostrovy leţí blízko pevniny, od které
se oddělily (Grónsko, Velká Británie, Irsko, Kuba atd.).
Indický oceán je třetí největší oceán na Zemi. Nachází se mezi východním
pobřeţím Afriky, jiţní částí Asie, západním pobřeţím Austrálie a Antarktidou. Jeho
rozloha je 73,556 milionu km², coţ představuje přibliţně 20 % povrchu světového
oceánu a 14,9 % rozlohy Země. Obsahuje 292,131 milionu km³ vody. Vzhledem ke své
poloze je Indickým oceán nejteplejším světovým oceánem. Velká část jeho plochy se
nachází v tropickém nebo subtropickém podnebním pásu. Proto oblast na sever od
rovníku je charakteristické monzunové podnebí. Za nejteplejší zálivy a moře jsou
povaţovány Perský záliv a Rudé moře.
Jižní oceán (resp. Jiţní ledový oceán nebo Antarktický oceán) byl oficiálně
definován Mezinárodní hydrografickou organizací jako oceán obklopující Antarktidu aţ v
roce 2000, nicméně mezi námořníky má tento pojem dlouhou tradici. Celková rozloha
oceánu byla ustanovena na 20 327 000 km², coţ ho řadí jako 4. největší oceán na Zemi
(tedy 2. nejmenší). Prvenství zaujímá jako nejhlubší oceán s průměrnou hloubkou 4500
metrů. Severní hranice byla určena přibliţně 60. rovnoběţkou a jiţní hranicí Antarktidy.
Jeho hranici tvoří větrné a oceánské proudění.
Severní ledový oceán je nejmenší světový oceán (14 mil. km²). Má rovněţ nejmenší
průměrnou hloubku (1328 m). Rozkládá se kolem severního zemského pólu. Původně
se mělo za to, ţe Arktida je kontinent, v roce 1958 ale americká atomová ponorka USS
Nautilus podplula severní pól a zjistila, ţe ţádný kontinent Arktida neexistuje a ţe je to
pouze trvale zamrzlá hladina Severního ledového oceánu. V současně době tloušťka i
plocha polárního zalednění rychle klesá.
67
Voda na pevnině
Pevninská voda v kapalném skupenství se na povrchu Země označuje jako
povrchová voda. Voda pod zemským povrchem můţe být uloţena různě hluboko a
můţe mít různý původ. Proto rozlišujeme vodu podzemní, fosilní, juvenilní a vadózní.
Povrchová voda
Povrchovou vodu rozlišujeme:
 tekoucí (řeky);
 stojatou:
 jezera;
 mokřady;
 umělé nádrţe.
Řeky
Počátek většiny řek je v prameništi, kdy se podzemní voda dostává na povrch.
Některé řeky mají svůj počátek ve vřesovišti nebo jezeru. Jedním říčním tokem odtéká
povrchová voda z území, které se nazývá povodí (obr. 9-7). Povodí je základní územní
geomorfologickou jednotkou oběhu vody v přírodě. Hřbetnice nad údolím toku vymezuje
tzv. geografické povodí, v němţ povrchová voda stéká do vodního toku. Povrchový tok
je rozdělen do tří částí. Kaţdá část je tvarově odlišná v závislosti na poměru erozivní a
kumulační činnosti toku. Horní tok je typický korytem ve tvaru písmene V. Úklon
údolnice je značný a proto tok řeky je rychlý s výraznou hloubkovou erozivní činností.
Nacházíme zde četné splavy a vodopády. Střední tok má rozšířené koryto.Při erozi se
uplatňuje stejnou měrou hloubková i boční eroze. V plošších částech toku dochází k
usazování sedimentů s horní části toku. Dolní část řeky je široká s mělkým korytem. Zde
dominuje boční eroze, která se střídá s akumulační říční činností. Vznikají typické
meandry (říční zákruty) s výsepními a jespními břehy, slepá či mrtvá ramena. Kaţdá
řeka tvoří se svými přítoky říční síť, jejíţ tvar je podmíněn geologickou stavbou oblasti.
Obr. 9-7: Blokdiagram povodí s detailem na hřbetnici, která dané povodí omezuje.
Jezera
Jezera jsou přírodní vodní nádrţe, která vznikla vyhloubením nebo přehrazením
toku. Nejčastěji jsou členěna podle geneze.
Dělení podle geneze:
1. ledovcová – vznikla přehrazením toku čelní nebo spodní morénou a nebo byla
vyhloubena ledovcem při jeho pohybu;
2. tektonická – vzniklá vyplněním širší tektonické zóny (například příkopová
propadlina či sníţenina pull-apartového typu);
3. sopečná – vznikla zatopením nejčastěji kaldery nebo sopečného kuţele, či
přehrazením toku lávovým proudem;
68
4. krasová – vzniká ve vápencových oblastech, kde povrchová voda vstupuje do
podzemního jeskynního systému;
5. říční – vznikají z mrtvého říčního ramene;
6. pobřeţní jezera – vznikají z části zálivu, od kterého jsou oddělena valem
naplavenin.
Mokřady
Za mokřady povaţujeme trvale zamokřená území s bohatými zásobami vody, kde
sráţky převaţují nad výparem nebo kde je znesnadněn tok vody. Rozlišujeme:
1. Baţiny – oblasti bez odtoku vody, vzniklé vykácením porostu, táním
permafrostu nebo říční záplavou. Mohou mít sezónní charakter.
2. Rašeliniště - jsou zamokřené oblasti, které zarůstají mechem a rašeliníkem.
Nacházejí se v horských oblastech jako jezerní pánve nebo prameniště. Jsou
dotována především sráţkovou vodou.
3. Slatiniště - jsou níţinná rašeliniště, nacházející se na kyselejších půdách.
Vznikají zarůstáním zbahnělých sníţenin, říčních ramen vlhkomilnými
rostlinami mimo rašeliníku. Jsou dotována vodou z řek nebo podzemní vodou.
Pokud je velký přísun sráţek, mohou z nich vzniknout močály.
Umělé vodní nádrže
Do této kategorie patří rybníky a přehrady. Rybníky byly budovány k chovu ryb nebo
pohánění vodních mlýnů. Nejvíce jsou u nás rozšířené průtočné rybníky, které kromě
chovu ryb zadrţují vodu v krajině. Těmito rybníky protéká řeka, potok nebo umělý kanál.
Pramenité rybníky nají akumulační účel. Voda v nich je čistá a chladná. Nehodí se
k chovu ryb. Poslední a nejméně rozšířené jsou rybníky nebeské, které jsou zásobovány
pouze vodními sráţkami. Jsou většinou malé, mělké a mají velký sezónní výkyv hladiny.
Přehrady byly budovány především za účelem zadrţení vody pro pitné účely,
k výrobě elektrické energie, jako ochranná opatření při povodních, pro rekreační účely,
dopravu či zavlaţování.
Podzemní voda
Podzemní voda infiltruje do horninového prostředí ze sráţek, z tajícího sněhu, nebo
korytem z řek a potoků či jezer. Voda prostupuje horninovým prostředím přes póry a
pukliny. V sedimentárních klastických horninách voda prostupuje přes volné póry mezi
jednotlivými zrny. Záleţí na velikosti zrn a mnoţství tmelu, který zrna spojuje. Přitom
platí pravidlo, ţe čím je velikost pórů větší, tím je hornina propustnější. Pokud voda
prostupuje přes póry mluvíme o průlinové propustnosti (obr. 9-8a,b,c).
Obr. 9-8: Znázornění volných prostor pro prostup podzemní vody. Legenda: a, b, c, zobrazují různě velké póry průlinového kolektoru různě zpevněných a různě zrnitých
sedimentárních hornin; d - praskliny puklinového kolektoru v nepropustných horninách; e
- krasový podzemní systém v karbonátech.
69
Míra propustnosti horninového masívu nezávisí pouze na petrografickém sloţení
hornin, ale také na jejich rozpukání a konsolidaci. Magmatické, metamorfované a
cementační horniny nemají póry, kudy by voda mohla protékat. Pokud jsou ovšem tyto
horniny porušené puklinovými systémy, můţe voda proudit těmito volnými prostory. Pak
mluvíme o puklinové propustnosti (obr. 9-8d). Karbonáty snadno podléhají chemickému
zvětrávání. Pukliny, kterými protéká voda se začnou rozšiřovat, aţ vzniknou krasové
dutiny (obr. 9-8e), kudy voda protéká jako potrubím.
Podle mnoţství vody, které proteče neporušenou horninou. rozlišujeme horniny (obr.
9-9):
 propustné (štěrk, písek, pískovec, atd.);
 polopropustné (prachovec, jemnozrnný pískovec);
 nepropustné (jílovec, vyvřelé a metamorfované horniny).
Obr. 9-9: Schéma znázorňující propustné, polopropustné a nepropustné horniny.
Voda horninovým prostředím prostupuje v důsledku působení gravitace. Sráţková
voda prochází přes aerobní zónu postupně aţ do anaerobní zóny (obr. 9-10) v závislosti
na mnoţství sráţek. Pokud je sráţek málo, kořenový systém rostlin tuto vodu zuţitkuji
neţ dorazí k hladině spodní vody. Pokud je sráţek dostatek, voda sestoupí aţ do
anaerobní zóny nasycené vodu. Zvodnělé horninové prostředí označujeme jako zvodeň.
Horní povrch zvodně tvoří hladinu podzemní vody.
Obr. 9-10: Blokdiagram znázorňující saturaci horninového prostředí podzemní vodou.
Hladina podzemní vody můţe být:
 volná - tlak na hladině je přibliţně roven atmosférickému tlaku;
 napjatá - tlak na hladině je vyšší neţ atmosférický.
Vody s napjatou hladinou označujeme jako vody artézské. Artézský systém se
skládá z propustné vrstvy, obklopené v nadloţí i podloţí nepropustnými horninami (obr.
9-11).
Vychází-li propustná vrstva na povrch, představuje zdrojovou oblast kudy voda
vsakuje do horninového prostředí. Tlak vody ve vrstvě stoupá nad tlak atmosférický. Jeli vrstva otevřena vrtem nebo přirozenou poruchovou zónou, voda vystupuje do výšky
dané potenciometrickou (piezometrickou) úrovní (níţe neţ je ve zdrojové oblasti vlivem
ztráty části energie při tření mezi zrny). Piezometrická úroveň spojuje hladinu vody ve
všech spojených studních. Přirozené vývěry podzemní vody na zemský povrch
označujeme jako prameny.
Obr. 9-11: Schéma artézkého systému. Legenda: 1- hladina podzemní vody; 2propustná vrstva (kolektor); 3- nepropustná vrstva (izolátor); 4- studna; 5- přepad
vyvěrající vody; 6- piezometrická úroveň; 7- zlom; 8- pramen.
70
Juvenilní voda
Juvenilní voda vystupuje k povrchu Země při vulkanických procesech, po hlubinných
zlomových strukturách. Vzniká za vysokých tlaků a teplot slučováním vodíku z magmatu
s kyslíkem atmosférického původu. Vytváří se v nitru Země a její součástí je prvotní
zemská voda. Je to jeden z doprovodných jevů vulkanické činnosti.
Obr. 9-12: Schéma znázorňující vznik vadózních vod.
Vadózní voda
Vadózní voda vzniká průsakem sráţkové vody do velkých hloubek podél hlubokých
prasklin a zlomů (obr. 9-12). V hloubce se ohřívá a nabohacená minerálními látkami
vystupuje na povrch v podobě gejzírů a horkých pramenů, podobně jako voda juvenilní.
Fosilní voda
Fosilní voda je po dlouhá geologická období uzavřena v podzemních rezervoárech
mezi nepropustnými vrstvami. Je dlouhodobě retardována v hydrologickém cyklu.
71
Vlastnosti mořské vody
Barva mořské vody
Barva mořské vody je ovlivněna mnoţstvím pohlcených a odraţených slunečních
paprsků. Rozlišujeme barvu zdánlivou a skutečnou. Zdánlivá barva vody je vyvolána
odrazem světla, oblohy, mraků. Skutečná barva vody je závislá na mnoţství a
charakteru příměsí. Zelená barva vody je způsobena příměsí fytoplanktonu. Pokud je
koncentrace planktonu vysoká můţe být barva vody aţ načervenalá. Ţlutohnědá barva
je vyvolána minerálními příměsemi splavenými z kontinentů. Ve všech případech platí,
ţe čím je koncentrace příměsí vyšší, tím je odstín sytější. Pokud je voda chudá na tyto
příměsi, její barva je modrá. Kobaltově modrá barva je v místech bez planktonu.
Barvu vody ovlivňuje i hloubka oceánů a moří. Mělčí tropická moře jsou bohatá na
plankton, a proto mají zelenou barvu. Okrajové části moří mírného pásu mají barvu
zelenohnědou (obr. 9-13) .
Obr. 9-13: Satelitní snímek zachycující změnu barvy moře.
Salinita mořské vody
Salinita neboli slanost se vyjadřuje jako mnoţství rozpuštěných minerálních látek
(solí síranů, chloridů, uhličitanů, atd.) v gramech na jeden kilogram vody (‰). Salinita je
ovlivněna zeměpisnou šířkou, teplotou, výparem, sráţkami, přítoky a pohybem mořské
vody. Nejslanější je oceán v prostoru kolem obratníků (více kolem Raka). Tento jev
souvisí s podnebím a tedy výparem. Nejslanější vůbec je Mrtvé moře - 245-280 ‰ (obr.
9-14). Nejméně slaná moře jsou tam, kde je velký přítok z kontinentů a malý výpar
(Baltské moře - 2-25 ‰). Salinita není proměnlivá jen se zeměpisnou šířkou, ale také s
hloubkou (obr. 9-15). V hloubce kolem 1 km je salinita jiţ konstantní. Průměrná salinita
světového oceánu je 35 promile (v 1Kg H2O je rozpuštěných 35g minerálních látek).
Obr. 9-14: Vysráţená mořská sůl na pobřeţí mrtvého moře.
Obr. 9-15: Graf zachycující změnu hustoty s hloubkou pro různé zeměpisné šířky.
Teplota mořské vody
Oceány jsou zásobárnou tepelné energie a současně regulátorem teploty na Zemi.
Je to dáno menšími výkyvy teploty neţ je tomu v atmosféře. Teplo oceány získávají
především absorpcí slunečního záření. Oceán přijímá více tepelné energie neţ přilehlé
pevniny. Při ohřevu vody dochází k menšímu odrazu slunečního záření a k promíchání
vody (obr. 8-11), voda se ohřeje do větší hloubky. Na proti tomu na pevnině dochází k
výraznějšímu odrazu slunečního záření a povrch se neprohřeje tak hluboko, jako je tomu u oceánů.
V menší míře teplo oceán přejímá i z vulkanické činnosti probíhající pod hladinou
oceánů, přeměnou kinetické energie na teplo, ohřevem vody při chemických a
biologických procesech, kondenzací vodních par a přestupem tepla z atmosféry.
Poslední dva jmenované faktory fungují i obráceně. Teplo oceán ztrácí přestupem do
72
atmosféry, výparem a konvekčním proudění do chladnějšího vzduchu. Teplota oceánu
při hladině je výsledkem mezi přijímaným, přenášeným a vydávaným teplem.
Průměrná teplota vody oceánů je 17°C. Přičemţ 53% plochy oceánu má průměrnou
teplotu na hladině vyšší neţ 20°C. Protoţe jednotlivé části Země jsou vystaveny různé
intenzitě slunečního záření, mění se teplota při hladině se zeměpisnou šířkou (obr. 916). Teplota se zvyšuje směrem k rovníku. Proto je nejteplejší Karibské moře, Perský
záliv a Arabské moře.
Obr. 9-16: Teplota povrchu oceánu v září roku 2000.
Teplota vody se mění i s hloubkou. U povrchu je voda značně ovlivněna sezónními
změnami. Do 200m pod hladinou teplota klesá pomalu. V hloubce 1000m je jiţ teplota
konstantní (neuvaţujeme-li vliv mořských proudů). Například v Atlantiku je teplota při
bázi Golfského proudu 17°C, hlouběji klesá na 12°C a v hloubce kolem 1 km je teplota 7
aţ 4°C.
V důsledku nerovnoměrného rozmístnění kontinentů, povrchových teplých mořských
proudů a výstupu chladnějších vod z hlubin, jsou východní části světového oceánu
chladnější. Teplota okrajových a vnitřních moří je závislá na geografické pozici a
propojením s oceánem. Nejchladnější vůbec jsou polární moře. Mořská voda zde
průměrně zamrzá při -2°C (záleţí na salinitě mořské vody). Sůl se z ledu vylučuje pod
led, kde vzrůstá salinita.
Hustota mořské vody
Hustota mořské vody závisí na teplotě, salinitě a tlaku. S rostoucí teplotou klesá
hustota. Se vzrůstající salinitou či tlakem hustota narůstá. S hloubkou tedy narůstá tlak,
klesá teplota a vzrůstá hustota. Při salinitě 35‰ a teplotě 0°C je hustota 1,028 g/cm 3,
ale při teplotě 20°C je hustota 1,024 g/cm3.
Hustota je v oceánech proměnlivá. Její sniţování kromě rostoucí teploty způsobují
sráţky, tání ledu a říční přítoky. Naopak zvyšování hustoty můţe být způsobeno kromě
ochlazování vody také výparem a vylučováním solí z mrznoucího ledu.
Změna hustoty společně se změnou teploty vody vyvolávají konvekční proudění
mořské vody v oceánech - tzv. termohalinní systém. Studené polární vody se zvýšenou
hustotou klesají a pomalu se pohybují k rovníku. Změna hustoty způsobuje také
intenzivní proudění v úţinách mezi různě slanými moři (slanější voda vytváří spodní
proud a méně slaná voda svrchní proud).
73
Pohyb mořské vody
Oceánské vody jsou neustále v pohybu v důsledku atmosférických vlivů, slapových
jevů a geodynamických vlivů. Rozlišujeme proudění, vlnění a dmutí.
Proudění
V důsledku nerovnoměrného ohřevu oceánů a kontinentů slunečním zářením
dochází k pravidelným pohybům atmosféry, ke změnám teploty mořské vody a tedy i
k změně její hustoty. Změna hustoty společně se změnou teploty vody vyvolávají
konvekční proudění mořské vody v oceánech. Dochází k prodění mořské vody ve
vertikálním (sestupné a vzestupné proudy) a horizontálním (hlubinné proudy) směru.
Tyto sestupné a vzestupné proudy jsou termohalinními výměníky, které ţenou vodu do
zbylých částí světového oceánu (obr. 9-17).
Nejvýznamnější je atlantický výměník. V rovníkové oblasti se voda otepluje, zvyšuje
se výpar a zvětšuje se i její salinita. Odpařená voda je nahrazována studenou vodou
proudící středním patrem vodního sloupce směrem od Antarktidy. Slanější a hustější
rovníková voda se noří do hloubek kolem 800 m a putuje Atlantikem dál aţ k Islandu Golfský proud. Zde v důsledku západního atmosférického proudění nad Evropu dochází
k výparu a ztrátě vody. Teplo je odejmuto, voda zvětší svoji hustotu a klesá do hloubky.
Studené polární vody se zvýšenou hustotou klesají aţ do tříkilometrové hloubky a
pomalu se pohybují k rovníku. Hlubinný proud ţene vodu do dvou protivýměníků
v Tichém a Indickém oceánu se vzestupnými proudy. V rovníkových oblastech Tichého
a Indického oceánu se voda opět ohřeje, sníţí svoji hustotu a putuje k jihu, kde se tyto
dva teplé proudy opět spojí v jeden a kolem Afriky směřují k severu do rovníkových
oblastí Atlantického výměníku.
Obr. 9-17: Schéma proudění termohalinního systému.
Vlnění
Vlnění mořské vody je vlněním mechanickým, kdy molekuly vody kmitají kolem
rovnováţných poloh a předávají si energii (obr. 9-18). Předmět plující na vodní hladině
se vlněním pouze rozkmitá (houpe se na vlnách), ale není unášen dále, nýbrţ setrvává
na místě. Při vlnění tedy nedochází k přenosu hmoty. Vlnění mořské hladiny můţe být
způsobeno působením větru nebo geodynamických jevů. Vlny vyvolané větrem
dosahují různých výšek, pohybují se různě rychle a různými směry. Charakter těchto vln
je podmíněn ději v atmosféře.
Obr. 9-18: Schéma znázorňující přenos vlnění ve vodě. Molekuly vody setrvávají na
místě, pouze předávají svoji energii. Směrem do hloubky se vlnění vytrácí.
Vlny vzniklé geodynamickými vlivy jsou označovány za TSUNAMI. Tyto vlny
vznikají při zemětřesení, výbuchu vulkánů nebo zhroucením horninových hmot, či
74
pádem meteoritu do oceánu. Zpravidla se jedná o několik po sobě jdoucích vln, které se
šíří po hladině oceánů obrovskou rychlostí a mají ničivý dopad na pobřeţí.
Rychlost vlny je dána vztahem
, kde g je tíhové zrychlení a d hloubka. Proto v
hlubokém moři vlna dosáhne rychlosti kolem 700 km/h. Vlnová délka vln tsunami je v
řádu stovek kilometrů. Proto si jí na volném moři nemusíme všimnout. Kdyţ vlna dorazí
k pobřeţí třením o dno se zpomalí. Nahromaděná energie zvedá vlnu aţ do výšky
desítek metrů (obr. 9-19). Míra zvednutí je závislá na charakteru a hloubce mořského
dna u pobřeţí.
Obr. 9-19: Nástup vlny tsunami na pobřeţí.
I kdyţ vlna u pobřeţí zpomalí aţ stokrát, stále má vlnovou délku v řádu kilometrů. Z
pohledu pozorovatele na břehu se tsunami jeví spíše jako náhlá záplava neţ vodní
stěna. Dojem vysokých silných vln budí tsunami při pronikání přes překáţky. Během
několika minut stoupne hladina moře aţ o desítky metrů a po několika minutách voda
zase opadne.
Dmutí
Dmutím nebo také slapovými jevy se označuje zvyšování a sniţování hladiny moře v
důsledku působení gravitace Měsíce a Slunce. Zvýšení hladiny se označuje jako příliv,
sníţení jako odliv. Gravitační síly obou vesmírných těles deformují jak povrch Země, tak
hladinu oceánů. Slapové síly Slunce jsou oproti měsíčním výrazně slabší (tvoří přibliţně
4/9 slapových sil Měsíce). Měsíc tedy slapové jevy ovlivňuje nejvíce. Měsíc přitahuje
silněji vodní masu na přivrácené straně Země, a naopak slaběji na odvrácené straně.
Vznikají tak dvě vlny, jedna na přivrácené a druhá na odvrácené straně Země. K přílivu
a odlivu dochází s dvojnásobkem frekvence odpovídající průchodu Měsíce nad
příslušným poledníkem, tj. kaţdých 12 hodin 25 minut a 14 sekund - mluvíme o
půldenním dmutí.
Skočné dmutí vzniká, pokud Měsíc, Země a Slunce stojí v jedné řadě. Slapové síly
obou těles se sečtou a dmutí je velmi výrazné. Pokud naopak Slunce, Země a Měsíc
svírají pravý úhel, slapové síly se částečně vyruší a nastává hluché dmutí (obr. 9-20).
Obr. 9-20: Schéma zobrazující skočné a hluché dmutí.
Kromě vzájemné polohy Země, Měsíce a Slunce a polohy místa na Zemi ovlivňuje
výšku dmutí také tvar pobřeţí a úhel dna. Na volném moři se výška hladiny mění asi o
0,8 metru. Nejvyšší příliv na světě dosahuje v zálivu Fundy v Kanadě, kde hladina
stoupá aţ o 20 metrů. V Evropě je největší rozpětí přílivu a odlivu poblíţ pobřeţí Francie
v zátoce Mont-Saint-Michel, kde dosahuje asi 13 metrů.
75
Metody průzkumu Země
V současnosti žije na Zemi 6,8 miliardy obyvatel. Odhaduje se, že v únoru
2012 bude na Zemi 7 miliard lidí a v roce 2040 až 9 miliard lidí. Největší
populační růst se předpokládá v ekonomicky málo rozvinutých zemí Afriky a
Asie. Až 85 % lidí bude pocházet z těchto oblastí.
Růst obyvatel sebou nese zvyšující se nároky na planetu Zemi. Ka ždý člověk
potřebuje uspokojit svoje základní potřeby - dýchat, pít a jíst. Pokud jsou tyto
základní potřeby uspokojeny, člověk požaduje uspokojit další požadavky.
Dnešní životní styl většiny lidí rozvinutých zemí se díky médií snadno
dostává k lidem v méně rozvinutých krajinách. Člověk požaduje vyšší životní
úroveň, ze které pramení snaha o získání vlastního obydlí, mobilu, auta,
počítače, pračky, ledničky, televize atd. Všechny tyto věci se skládají ze
součástí pocházejících z obnovitelných, ale hlavně z neobnovitelných zdrojů nerostných surovin (rud, nerud a kaustobiolitů). Pro výstavbu domů, továren,
nemocnic, škol, kanceláří atd. je zapotřebí velkého množství železa do
stavebních konstrukcí, kameniva, pojiva (např. cement vyráběný především z
vápence), plastů (vyráběných z ropy), mědi do elektroinstalací, skla
(vyráběného např. z křemene) atd. Stejně tak auto, mobil, počítač, lednička
nebo pračka jsou složeny z kovových a plastových součástí.
Snaha uspokojit současné potřeby člověka vede k zhoršení ž ivotního
prostředí. Zvyšuje se znečištění půdy, vody i ovzduší. Snižuje se množství a
kvalita pitné vody. Roste spotřeba energií a nerostných surovin. Abychom
uspokojili naše potřebyn, musíme zvyšovat míru poznání lidstva.
Nerostné suroviny se získávají těžbou - hornickou činností. Nejdříve je však
musíme na Zemi vyhledat. Metody pro zjišťování informace o nitru Země jsou
označovány jako GEOLOGICKÉ PRŮZKUMNÉ METODY.
Geologický průzkum
Geologickým průzkumem zkoumáme jevy a procesy v zemském tělese ve
vzájemných souvislostech a podmíněnosti vývoje. Pomocí přímých a nepřímých metod
získáváme informace o sloţení nitra Země. Za přímé metody povaţujeme ty, kdy si
průběh horninového prostředí můţeme přímo prohlédnout a můţeme odebrat vzorky
horninového prostředí. Nepřímé metody jsou ty, které nám pomocí sledování vybraných
veličin podávají informaci o charakteru a průběhu horninových rozhraních. Horninové
prostředí si nemůţeme přímo prohlédnout a nemůţeme odebrat vzorky.
76
Nejčastější cíle geologického průzkumu:
výzkum sloţení a strukturní stavby horninového prostředí;
nalezení nerostných surovin;
vyhledání, získání a ochrana zdrojů podzemních vod;
zjišťování znečištění horninového prostředí a jeho likvidace;
minimalizace dopadu přírodních katastrof na ţivotní prostředí (sesuvy,
záplavy);
řešení otázek spojených s výstavbou průmyslových objektů, silnic, ţeleznic,
vodních nádrţí atd.
Geologický průzkum vyuţívá geologických vědních poznatků pro studium a řešení
všech praktických úkolů z oblasti loţiskové, hydrogeologické, inţenýrsko-geologické a
environmentální geologie. Zabývá se projektováním, prováděním a vyhodnocováním
geologických prací. Vyuţívá poznatků ze všech geologických disciplín a příbuzných
oborů (hornictví, úpravárenství, environmentu atd.).
Metodické principy
Při provádění geologického průzkumu se aplikují metodické postupy opírající se o
metodologické principy.
Princip přijímané teorie vychází z obecně platných v současnosti vědeckou
veřejností přijímaných názorů na geotektonické, metalogenetické, hydrogeologické atd.
procesy probíhající na Zemi. Tyto koncepce se mění s rozvojem lidského poznání.
Princip analogie vychází z přirovnání jiţ řešeného úkolu k úkolu novému. Tento
postup lze vyuţít při tvorbě geologických modelů horninového prostředí, modelování
loţisek, dynamických modelů hydrogeologického prostředí, řešení strukturní stavby atd.
Nejčastěji se vyuţívá při sestavení typových geologických situací. Při aplikaci tohoto
principu je nutné mít na zřeteli, ţe geologické prostředí je velmi různorodé a mohlo být
formováno různými procesy.
Obr. 12-1: Sesuv u tunelu Hřebeč.
Princip postupného zpřesňování informací se opírá o etapovost průzkumných prací.
Z počátku získáváme méně přesné informace z velké oblasti, které nám slouţí k určení
zájmové dílčí oblasti. Zde je později soustředěn podrobnější průzkum, který přinese
mnohem detailnější informace o zájmovém území.
Princip relativní homogenity se aplikuje tam, kde potřebujeme jednoduše popsat
sloţité geologické těleso či loţisko. Povaţujeme jej s ohledem na měřítko za
kvazihomogenní. Například pluton granitoidních hornin je moţné vůči okolním
metamorfovaným horninám povaţovat za kvazihomogenní těleso, i kdyţ se skládá z
dílčích petrograficky částečně odlišných částí.
Princip hospodářské potřeby vychází z dlouhodobé surovinové a energetické
strategie státu. Vzhledem k dlouhodobé časové náročnosti geologického průzkumu
77
např. pro výstavbu vodní elektrárny či otvírku loţiska nerostné suroviny, je nutné znát
dlouhodobou politiku státu. Čas, který uplyne od započetí průzkumných geologických
prací po výstavbu a spuštění například vodní elektrárny se počítá v desítkách let.
Princip komplexnosti by se měl pouţít všude, kde chceme komplexně a plně
zhodnotit geologické podmínky při optimálním vyuţití souboru pouţitých průzkumných
metod. Dodrţením všech zásad se vyloučí duplicita prací. Získané výsledky mají být
vyhodnoceny a dokumentovány tak, aby je bylo moţné v budoucnu pouţít i při řešení
jiných úkolů. Komplexnost předpokládá všestranné řešení daných úkolů, zpracování
výsledků a souhrnné řešení problémů.
Princip efektivnosti by měl být automaticky aplikován pro dodrţení termínových a
nákladových podmínek řešení geologického úkolu. Jde o hospodárné splnění zadaných
úkolů s vynaloţením minimálních materiálních a finančních prostředků. Základním
předpokladem je dodrţování etapovosti a komplexnosti. Je potřeba vyuţít všech dříve
provedených prací a výsledků, zabránit v duplicitě provedení, zajistit průběţné
konzultace s odběratelem, přizpůsobit průzkum výslednému účelu a zajistit dostatečně
dlouhou dobu na provedení a zpracování průzkumu.
Princip etapovosti je odrazem věcné, časové i nákladové optimalizace. Průzkumné
práce probíhají v etapách, které po sobě následují. Kaţdá etapa vyuţívá poznatků etapy
předešlé. Obsahuje část prognózní, přípravnou a terénní. Kaţdá etapa je vţdy
ukončena vyhodnocením a návrhem prací další etapy. Podle výsledků se pak pokračuje
v další, podrobnější etapě. Dodrţováním zásad etapovosti dodrţíme i princip
efektivnosti, kdyţ s ohledem na cíl příslušné etapy, provedeme příslušný rozsah prací.
Pouţití metod je přizpůsobeno povaze a cílům etapy.
Etapy průzkumu:
• orientační průzkum;
• předběţný;
• podrobný průzkum;
• doplňkový průzkum.
Orientační průzkum slouţí jako geologický podklad pro vypracování výhledové
studie. Posuzuje se vhodnost území na realizaci určitého investičního záměru.
Charakterizují se zde hlavní rysy geologického vývoje území podle údajů základního
geologického výzkumu. Informace čerpáme z literárních a archivních pramenů,
z geologického mapování v měřítku M 1:50 000 aţ M 1:25 000. Provádí se nezbytné
průzkumné práce pro objasnění zásadních otázek geologické stavby území. Provádí se
analýza technického zhodnocení území pro realizaci záměru.
Předběžný průzkum navazuje na výsledky orientačního průzkumu. Je soustředěn
do vybrané lokality, kde se provádí detailní analýza archivních materiálů, geologické
mapování v měřítku M 1:10 000 aţ M 1:5 000, realizují se technické, laboratorní a
geofyzikální práce. Výsledky této etapy slouţí jako podklad pro vypracování
78
projektového úkolu. Obsahují zhodnocení výsledků orientačního průzkumu, podrobnou
geomorfologickou studii, geologickou studii území doloţenou analýzami vzorků a
různých měření, vyhodnocení terénních a laboratorních prací a návrh dalších prací
s ohledem na potřeby daného záměru.
Podrobný průzkum navazuje na výsledky předběţného průzkumu. Zahrnuje práce
potřebné na získání co nejúplnějších informací o geologickém charakteru horninového
prostředí, které jsou potřebné pro spolehlivé zpracování projektové dokumentace
záměru. Pracovní postupy se opírají o komplex terénních metod, jako jsou technické
práce, odběry vzorků hornin a podzemní vody, laboratorní práce, terénní zkoušky,
geofyzikální měření. Práce jsou prováděny v hustější síti. Geologické mapování
odpovídá měřítkům M 1:2 000 aţ M 1:500. Výsledky této etapy slouţí jako podklad pro
úvodní projekt.
Doplňkový průzkum probíhá při vlastní realizaci záměru. Pouţívá se pro případné
upřesnění nebo doplnění výsledků podrobného průzkumu. Řeší speciální dílčí problémy,
které vznikly po ukončení podrobného průzkumu, nebo vyplynuly z realizace díla
(například neočekávané geologické komplikace).
Geologický průzkum je prováděn za různým účelem. Podle toho, jaký je cíl průzkumu
(vyhledání loţiska nerostné suroviny, zajištění a ochrana zdrojů podzemní vody, …) je
upravována metodika průzkumu a pouţité průzkumné metody.
Podle účelu jeho aplikace rozlišujeme:
loţiskový průzkum;
hydrogeologický průzkum;
inţenýrsko-geologický průzkum.
1) Ložiskový průzkum
Akumulace různých nerostných surovin se vyskytují v různých a často velmi
odlišných geologicko strukturních a úloţných poměrech. Loţiska nerostných surovin se
liší svojí genezí, morfologií, kvantitativními i kvalitativními charakteristikami. Kaţdá
nerostná surovina je geneticky úzce spjatá s geologickým vývojem dané geologické
jednotky, která určuje charakter geologických procesů v ní v minulosti probíhajících.
Proto nemá smysl hledat například loţisko uhlí ve vyvřelých horninách. Výskyt kaţdé
akumulace je tedy vázán na určité horninové typy, geologické struktury a úloţní poměry.
Těmto různým poměrům se přizpůsobuje vlastní loţiskový průzkum, jehoţ cílem je
nalezení akumulace ţádané nerostné suroviny.
Výsledkem loţiskového průzkumu jsou informace o prostorovém rozmístnění
akumulace, jejím tvaru, typu suroviny, kvalitě suroviny a mnoţství. Také podává důleţité
informace o báňsko-technických podmínkách dobývání, hydrogeologických a plynových
poměrech. Pro následný proces úpravy vytěţené nerostné suroviny na průmyslem
poţadovanou úroveň jsou důleţité informace o technologických vlastnostech loţiska
nerostné suroviny. Součástí komplexních informací získaných loţiskovým průzkumem je
i dopad vyuţití loţiska na ţivotní prostředí.
79
Obr. 12-2: Korečkové rypadlo na povrchovém hnědouhelném dole Bílina.
Zda bude dále objevené loţisko vyuţíváno, závisí na vědecko technické vyspělosti
společnosti, stupni rozvoje hornické a úpravárenské technologie, ceně surovin, politické
situaci, atd.
2) Hydrogeologický průzkum
Cílem hydrogeologického (HG) průzkumu je zajištění a ochrana zdrojů podzemní
vody pro vodárenské účely a termálních či minerálních zdrojů pro zdravotnické potřeby.
Studuje hydrogeologické poměry v horninovém masivu, výšku hladiny podzemní vody,
rychlost a směr proudění podzemní vody, její chemické sloţení, velikost a dynamiku
zvodně atd. Tyto a mnoho dalších informací zjišťuje pro zajištění odvodnění loţiska při
jeho těţbě, odvodnění stavenišť, sanaci ekologických zátěţí nebo pro potřeby
hydrotechnické, zemědělské a jiné.
3) Inženýrsko-geologický průzkum
Úkolem inţenýrsko-geologického (IG) průzkumu je komplexní analýza horninového
prostředí, zhodnocení inţenýrsko-geologických, hydrogeologických a geomorfologických
poměrů za účelem výstavby velkých staveb (elektrárny, přehrady, tunely, liniové stavby,
atd.) a sanace přírodních katastrof (sesuvy, povodně, zemětřesení, atd.). Důleţitým
výsledkem IG průzkumu je také prognóza geodynamických jevů a procesů (zda a
z jakých příčin dojde k sesuvu, apod.).
Geologické průzkumné metody
Do souboru pouţívaných geologických průzkumných metod patří, jak velmi staré
jednoduché prospektorské metody, tak také nové postupy vyuţívající vědeckotechnického pokroku. Za posledních několik desítek let bylo vyvinuto mnoho nových
průzkumných metodik a prostředků, vyuţívajících sloţité přístroje a terénní zařízení,
modelovací postupy i sloţité globální systémy.
Rozlišujeme tyto geologické průzkumné metody:
prospektorské metody;
mapovací metody;
geochemické metody;
geofyzikální metody;
terénní zkoušky a režimní pozorování;
technické průzkumné práce.
Prospektorské průzkumné metody
V současnosti se metody průzkumu opírají především o metody dálkového průzkumu
Země, metalogenetické a geotektonické modely širších regionálních celků. Nicméně
prospektorské metody se stále vyuţívají. Jednou ze základních metod je nalezení
výchozů loţiskových těles.
80
Vyhledání výchozů ložiska je metodika, kdy hledáme místa, kde akumulace
nerostné suroviny vystupuje na povrch. Z výchozů pak získáváme informace o
morfologii a rozměru loţiska, úloţních poměrech, tektonickém porušení, mineralogickém
a chemickém sloţení, druhotných výplní loţiska a petrografickém typu doprovodných
hornin.
Metodika vyhledávání výchozů je podobná jako orientační geologické mapování. Při
průzkumných tůrách jsou vyhledávány výchozy. Kaţdý výchoz se zakreslí do mapy a
zdokumentuje.
Obr. 12-3: Výchoz uhelné sloje - Landek.
Důleţité je také odebrání vzorků pro přesné stanovení petrografického, minerálního
a chemického sloţení. Vlastní dokumentace výchozu obsahuje popis morfologie
akumulace, úloţních poměrů, základní mineralogický a petrografický popis loţiska a
doprovodných hornin, strukturně-tektonický popis včetně strukturního měření a popisu
tektonického postiţení.
Vlastní nalezení výchozu loţiska závisí na morfologii krajiny, odolnosti doprovodných
hornin loţiska vůči zvětrávání (selektivní erozi – odolná hornina, na kterou je vázáno
loţisko, vystupuje z reliéfu krajiny), lokalizaci výchozu v morfologii terénu (na hřebenech
nebo v údolích), genetickém typu loţiska, na klimatických poměrech a vegetačním krytu.
Vyhledávání ložiska podle aureol (úlomků loţiskové výplně) je taktéţ velmi stará a
jednoduchá metoda. Její postupy se liší podle typu sledované aureoly. Rozlišujeme:
• aureoly v říčním korytě;
• aureoly na svazích;
• aureoly v glaciálních sedimentech.
Vyhledávání ložiska podle jeho úlomků v říčním korytě spočívá na sledování
těchto úlomku v říčních sedimentech proti směru toku. Tok splavuje úlomky loţiska z
místa, kde se loţisko vyskytuje. Můţe se jednat o výskyt loţiska přímo ve dně koryta
nebo na svazích údolí. Zde se jiţ uplatňuje další metodika – vyhledání ložiska podle
jeho úlomků na svazích. Vlivem gravitace se úlomky sunou po svahu dolů aţ se
dostanou do koryta toku, který je odplavuje dál ve směru toku. Výskyt úlomků na svahu
se sleduje v bodech umístněných na paralelních liniích (obr. 12-4).
Výskyt úlomků se sleduje proti směru toku (obr. 12-4). V místě kde se jiţ dále úlomky
nevyskytují se začne provádět průzkum svahů. Na obou stranách koryta se vedou dvě
linie s odběrnými body, na kterých se sleduje výskyt úlomků. Na svahu, kde se potvrdil
výskyt, se pokračuje dalšími paralelními liniemi odběrných míst. Linie jsou voleny kolmo
na spádnici.
Vyhledávání ložiska podle jeho úlomků v glaciálních sedimentech je zaloţena
na principu sledování úlomku v morénách ledovců. Sleduje se výskyt úlomků především
81
ve spodní moréně. Podle rýh na skalním podkladu ledovce nebo z tvaru morén
poznáme směr pohybu ledovce. Průzkumné odběry vedeme v liniích kolmých na tento
směr. V pozitivních odběrných bodech postupujeme proti směru pohybu ledovce další
příčnou linií. Postupně vymapujeme aureolu trojúhelníkovitého tvaru, v jehoţ vrcholu se
nachází loţisko.
Vyhledávání ložiska podle výplavů těžkých nerostů
Metodika je zaloţena na vyhledávání mechanicky a chemicky odolných těţkých
minerálů v říčních naplaveninách. Odolné minerály díky selektivní erozi vypadnou z
méně odolné mateční horniny, která se rozpadá. Říční to pak lehčí a menší úlomky
odnáší pryč a těţké minerály kumuluje ve vhodných místech, kde dochází k poklesu
unášecí rychlosti toku. Těmito místy zpravidla bývají akumulační břehy meandrujícího
toku či akumulační plošiny na soutoku dvou řek. Tyto místa označujeme za rýţoviště.
Obr. 12-4: Schéma postupu mapování loţiska podle aureol v říčním korytě a na svahu.
Černé skvrny reprezentují loţisko a jeho úlomky na svahu i v říčním korytě, zelené šipky
vyznačují směr prospektorských linií, černé body - pozitivní nálezy, bílé body - negativní
nálezy, červené šipky vyznačují směr postupu průzkumu.
Mapovací metody
Geologické mapování se uplatňuje ve všech etapách průzkumu. Charakter a náplň
mapování v různých etapách se liší podle účelu prací, geologické stavbě a míry
prozkoumanosti.
Geologická mapa podává informace o geologické stavbě a vývoji oblasti v závislosti
na podrobnosti mapování. Vymezuje jednotlivé geologické tělesa, podává informaci o
jejich strukturní stavbě, tektonickém postiţení, petrografickém a litologickém sloţení
(obr. 12-5). Čím podrobnější je měřítko tím přesnější jsou údaje v mapě vykreslené. Ve
velkých měřítkách map jsou informace generalizovány, detaily jsou vypouštěny a mapa
je pouze jakýmsi modelem geologické reality.
Geologické mapy slouží pro zjištění:
prostorových geologických poměrů;
hodnocení surovinové základny;
geologických rizik (sesuvů, poddolování, šíření kontaminace podzemní vodou,
zemětřesení, atd.);
územní plánování (výstavba významných staveb);
péči o ţivotní prostředí.
Hydrogeologické mapování je zaměřeno na studium zákonitostí výskytu podzemní
vody a jejího pohybu v závislosti na geologických strukturách, geomorfologických a
82
klimatických podmínkách, sledování chemických a fyzikálních vlastností podzemní vody,
moţností jejího vyuţití a ochrany před znečištěním. Při průzkumu se vyuţívá metod
geologického a geomorfologického mapování, které jsou doplňovány terénními
zkouškami, technickými pracemi a laboratorním výzkumem. Nově se vyuţívá metod
modelování hydrogeologického prostředí. Vytvářejí se dynamické modely zvodní pro
zjištění směru a rychlosti proudění. Tyto modely se vyuţívají při sanací ekologických
zátěţí. Modelují se různé situace, které mohou nastat při změně hydrogeologických
podmínek nějakým vnějším zásahem do zvodně (změna čerpání ve vrtu, atd.).
Úkolem hydrogeologického průzkumu je stanovení mnoţství a jakosti podzemní
vody, směru a rychlosti proudění, studium hydrologických poměrů (průtočnosti vodotečí,
vydatnosti pramenů); vymezení zvodní; stanovení ochranných obvodů kolem zdrojů
pitných vod, výzkum reţimu spodních vod na loţiskách nerostných surovin a objasnění
hydrogeologických poměrů v oblasti výstavby významných staveb, sanaci sesuvů a v
oblastech kontaminující podzemní vodu.
Hydrogeologické mapy podávají informace o:
zjednodušené geologické stavbě;
úrovni hladiny podzemní vody;
směru a rychlosti proudění;
hlavních hydrologických objektech (vrty, studně a jímací zařízení);
informace o fyzikálních parametrech zvodně;
chemickém sloţení podzemních vod;
propustnosti horninového prostředí.
Obr. 12-5: Ukázka odkryté geologické mapy. Horniny jsou rozlišeny barevně podle
sloţení a stáří.
Inženýrskogeologické mapování je zaměřeno na zhodnocení inţenýrsko-geologických
poměrů a podmínek pro realizaci významné stavby nebo sanaci sesuvů. Při mapování
se sleduje horninové prostředí do hloubky maximálně první desítky metrů. Sledují se
technické vlastnosti hornin (pevnost, únosnost, rozpojitelnost, rozpukanost
mrazuvzdornost, atd.), hydrogeologické poměry (hladina podzemní vody mění technické
parametry hornin), stav a chování zemních těles (náspy), výskyty loţisek stavebních
surovin. Vyuţívají se metody geologického, geomorfologického a hydrogeologického
mapování, které jsou doplňovány terénními zkouškami, technickými pracemi,
geofyzikálními metodami a laboratorním výzkumem. Stále více se uplatňují vybrané
metody dálkového průzkumu Země, především letecké snímkování a letecké
geofyzikální metody. Výsledkem IG mapování jsou účelové nebo komplexní mapy IG
poměrů.
83
Geochemické metody
Úkolem je popis charakteru geochemických polí a vymezení jejich lokálních anomálií.
Sledují se rozdíly v chemickém sloţení horninového prostředí ve vztahu k výskytu
nerostné suroviny, znečištění nebo charakteru zvodně. Geochemické metody se
uplatňují ve všech etapách průzkumu. Poskytuji informace o geologickém prostředí
vhodném pro výskyt dané suroviny, hydrogeologických poměrech, zdroji a stupni
znečištění horninového prostředí.
Základními metodami jsou:
Litogeochemické metody pouţívají se v případech, kdy geochemická
anomálie má výrazný kontrast vůči horninovému okolí. Posuzují se vzorky
hornin nebo půd odebraných z výchozů, odkryvů nebo vrtů.
Hydrogeochemické metody jsou zaloţeny na odběrech povrchových a
podzemních vod, ve kterých se sledují výskyty a koncentrace rozpuštěných
iontů či kontaminantů.
Biogeochemické metody vyuţívají vazby vitality rostlin nebo výskytu určitého
rostlinného druhu na lokalitu. Některým rostlinám se daří lépe na určitém
chemicky specifickém druhu půdy. Podle jejich výskytu můţeme určit
geochemickou anomálii (např. výskyt nerostné suroviny). V případě sledování
vitality rostlin, která se náhle sníţila, lze usuzovat na kontaminaci půdního
horizontu.
Atmogeochemické metody jsou zaloţeny na odběrech vzorků půdního
vzduchu z mělkých sond nebo z vrtů. Vyuţívají se při vyhledání plynných
aureol, které doprovázejí loţiska ropy, zemního plynu a nekterých rud
(radioaktivních prvků). V současnosti s výstavbou obytných objektů je spojen
průzkum na výskyt především radonu.
Geofyzikální metody
Úkolem geofyzikálních metod je popis geofyzikálních polí a vymezení jejich lokálních
anomálií. Podávají informaci nepřímou. Jejich aplikací nevymezíme danou geologickou
strukturu přímo, ale zjistíme pouze fyzikální rozhraní, které musí být správně
interpretováno. Geofyzikální metody aplikované ve všech etapách průzkumu, od
orientačního (aerofyzikální průzkum) aţ po těţební.
Cílem je indikovat geofyzikální projevy související s akumulací nerostné suroviny,
strukturní stavby, tektonického porušení, určení hladiny podzemní vody, směru proudění
podzemní vody, určení zdroje znečištění, vymezení smykové plochy sesuvu, atd.
Výběr geofyzikální metody je závislý na geologicko-strukturních poměrech, mocnosti
pokryvu, hydrogeologických poměrech, genetickém typu vyhledávaného tělesa (loţiska),
texturně-strukturních vlastnostech hornin, atd.
84
Základními metodami jsou:
gravimetrické;
seismické;
geoelektrické;
geomagnetické;
radiometrické;
geotermické.
Obr. 12-6: Schéma vysvětlující princip gravimetrické metody. Oblast nad horninou s
menší hustotou (ţlutý sediment) neţ je okolí, vykazuje menší hodnoty tíhového
zrychlení.
Poskytuji informace:

geologicko-strukturní stavbě horninového prostředí - potřebné k řešení
regionálně geologických, loţiskových a prognózních otázek, (metody
gravimetrické, geomagnetické, geoelektrické, seismické);

tektonických deformací - sledování průběhu a charakteru zlomů, které jsou
zónami oslabení masivu, mohou být na ně vázány akumulace nerostných surovin
nebo jde o zvodnělé zóny, (metody gravimetrické, geomagnetické, geoelektrické,
seismické);

litologickém charakteru hornin - určují hloubku uloţení a mocnosti jednotlivých
vrstev hornin nebo rozsah geologických těles; (metody gravimetrické, seismické,
radiometrické);

hloubce uloţení skalního podkladu - lze také určit mocnost jednotlivých vrstev
pokryvu, (metody geoelektrické, seismické, radiometrické);

geochemickém charakteru zkoumaného prostředí - lze sledovat prostorovou
distribuci určitých prvků, (metody geomagnetické, radiometrické);

výskytu dané nerostné suroviny - uplatnitelné pouze tam, kde je výrazná
fyzikální anomálie nerostné suroviny vůči okolí, (komplex vhodně volených
metod);

geometrických a kvalitativních charakteristikách loţiska - podobně jako u
předchozího bodu, (metody - gravimetrické, geomagnetické, geoelektrické,
seismické, radiometrické);

hydrogeologických poměrech - zjišťujeme jimi zdroje podzemní vody, hladinu,
směr a rychlost proudění podzemní vody, nebo údaje o kolektorských
vlastnostech horninového prostředí, (metody - geoelektrické, seismické,
radiometrické);

fyzikálně-mechanickém stavu horninového masivu - získáváme jimi důleţité
informace o napětí v horninovém masívu při těţbě nerostné suroviny (stabilita
důlního díla) nebo v inţenýrské geologii při sanaci sesuvů a výstavbě různých
objektů, (metody - geoelektrické, seismické, radiometrické);

zdroji a stupni znečištění - platí zde vše jako při vyhledání nerostné suroviny.
85
V textu si dále vysvětlíme princip prvních třech uvedených (nejpouţívanějších)
geofyzikálních metod. Všechny metody se pouţívají při povrchovém průzkumu, některé
lze pouţít i pod povrchem a některé také při nadzemní (letecké, druţicové) variantě.
Gravimetrické metody
GRAVIMETRIE se zabývá studiem tíhového pole Země. Sleduje změny tíhového
zrychlení pomocí kyvadlových hodin. Tíhové zrychlení se mění v závislosti na rozdělení
hmot pod zemským povrchem. Je nepatrně ovlivněno hustotami hornin (obr. 12-6).
Naměřené tíhové anomálie jsou rozdílem skutečné tíţe a normální tíţe. Změny zemské
tíţe jsou podrobněji vysvětleny v kapitole 2 - Tíhové pole Země.
Výsledkem měření změn tíhového zrychlení je tíhová mapa a její následná
geologická interpretace. Tíhové mapy umoţňují zpřesnění v poznání geologické stavby,
neboť velikost zemského tíhového zrychlení je nepatrně ovlivněna hustotou a velikostí
geologických objektů. Měření se provádí při plošném mapování, jehoţ výsledkem je
mapa úplných Bouguerových anomálií, která obsahuje tíhový účinek především z
připovrchové a hlubší geologické stavby. Geologicky vyuţitelné informace aplikované
gravimetrie jsou z hloubek běţně do 5 km, v oblastech silných zdrojů gravimetrických
anomálií je to 15 aţ 20 km.
Obr. 12-7: Tíhová mapa úplných Bouguerových anomálií z oblasti karpatské předhlubně
v úseku Moravské brány.
Mapy úplných Bouguerových anomálií (obr. 12-7) obsahují indikace z veškerých
hustotních diferencí, obsaţených v geologické stavbě. Zaznamenávají průběhy zlomů,
typů hornin, umoţňují představu o plošném rozsahu hornin a o jejich podpovrchovém
pokračování a hloubkovém dosahu.
Seismické metody
Seismické metody jsou zaloţeny na sledování směru, odrazu a rychlosti šíření
seismických objemových vln horninovým prostředím. Seismické vlny se v horninovém
prostředí odráţejí, lámou či difragují. Čím větší je rychlost šíření seismické vlny, tím
pevnější prostředí můţeme očekávat. Princip metod je popsán v kapitole 2.
Rychlost šíření seismické vlny lze převést na modul pruţnosti, či lze odvodit jiné
fyzikální vlastnosti horniny. Seismické metody podávají důleţité informace o inţenýrskogeologických charakteristikách, jako jsou parametry pruţnosti hornin, měrná hmotnost
resp. pórovitost hornin, stupeň endogenního porušení (rozpukání), stupeň exogenního
porušení (zvětrání), stupeň nasycení vodou nebo i napětí v horninovém masivu.
V současnosti se často pouţívá metoda reflexní seismiky (obr. 12-8), která je
zaloţena na registraci časů příchodu vln, odraţených od rychlostních rozhraní
(horninová rozhraní, rozhraní různého nasycení kolektoru, různého stavu navětrání
hornin, mechanických vlastností hornin, atd.). Výsledkem měření je migrovaný časový
řez, který po správné geologické interpretaci, podává informaci o rozsahu loţiska,
86
tektonickém porušení, litologii, mocnosti jednotlivých geologických jednotek, atd.
Geoelektrické metody
Geoelektrické metody jsou nejrozsáhlejší skupinou geofyzikálních průzkumných
metod. Sledují změny elektrických polí v různých horninových prostředích. Měří
elektrický odpor v horninách. Elektrický odpor hornin je závislý na petrografickým
sloţením hornin, fyzickém stavu hornin, tektonickém porušení, rozvětrání, nasycení
podzemní vodou, atd.
Obr. 12-8: Schéma vysvětlující princip seismických metod. Seismické vlny vyslané ze
zdroje se na horninových rozhraních lámou a odráţejí zpět k povrchu, kde je
zaznamenávají geofony. Vlevo je jiţ provedena interpretace digitálního záznamu
(vpravo).
Sledováním změn elektrického odporu v horninovém prostředí zjišťujeme fyzikální
stav horninového masivu, jeho tektonické postiţení (zlomy), sledujeme některé fyzikální
vlastnosti hornin, hydrogeologické struktury, hladinu a dynamiku podzemní vody, plochy
nespojitosti v pokryvných útvarech, vyčleňujeme v horninovém prostředí
kvazihomogenní bloky, vymezujeme smykové plochy u sesuvů.
Geoelektrické metody se pouţívají především při průzkumu stability svahů,
svahových deformací a sesuvných území; pro stavební účely; pro lokalizaci
inţenýrských sítí, podzemních dutin a objektů; atd. Nejčastěji se pouţívá geoelektrické
profilování, sondování a karotáţ.
Terénní zkoušky a režimní pozorování
Uplatňují se především v etapách podrobného a těţebního průzkumu, kdy je
nezbytné zjistit určité vlastnosti geologických objektů a dynamiku pozorovaných jevů in
situ. Především se sleduje změna geologického prostředí v závislosti na provedené
práce (výstavba různých objektů, vyraţení důlních děl, rychlost čerpání podzemní vody,
atd.). Vyuţívají se různé terénní zkoušky nebo měření reţimní, kdy se monitoruje určitý
jev (pohyb sesouvaných hmot na sesuvu, průtok vody v korytě, hladina podzemní vody,
atd.).
Průzkumné technické práce - vrty
Vrtné práce patří mezi přímé metody průzkumu (především v případě odběru vrtného
jádra - obr. 12-9). Jsou aplikovány ve všech druzích geologického průzkumu a to
především v etapě podrobného a těţebního průzkumu. S počtem odvrtaných vrtů se
zvyšuje podrobnost průzkumu.
87
Získáváme podrobnější informace o:
•
o sloţení a struktuře horninového komplexu;
•
o strukturně-tektonické stavbě oblasti;
•
o existenci a prostorové pozici loţiskových akumulací;
•
o fyzikálně-mechanických vlastnostech hornin;
•
o plynových poměrech;
•
o petrofyzikálních a geochemických vlastnostech hornin;
•
o hladině podzemní vody (nepřímo pak informace o hydrogeologických
poměrech).
Získaná data jsou relativně spolehlivá, ale bohuţel nákladná. Při průzkumu se
pouţívá vrtání na plný profil nebo vrtání na jádro s doplněním geofyzikálních metod
aplikovaných ve vrtu (karotáţní měření) nebo hydrogeologických metod.
Obr. 12-9: Snímek bedny s vrtnými jádry.
Rozlišujeme tyto základní typy vrtání:
 spirálové vrtání je vyuţíváno pro mělké vrty v zeminách, většinou pro
hydrogeologický či inţenýrskogeologický průzkum. Ocelový šnek se pod tlakem a
za stálého pomalého otáčení zatlačuje do zeminy, přičemţ dochází k jejímu
rozrušení a současnému nabírání (obr. 12-10). Jakmile se vrták naplní, celý se
vytáhne a hornina se vysype mimo vrt.
 nárazové vrtání je vyuţíváno pro mělké vrty v zeminách, většinou pro
hydrogeologický či inţenýrskogeologický průzkum. Vrtání je prováděno pomocí
dláta (obr. 12-11c), které je upevněno na konci lana nebo tyčích. Dláto je
opakovaně zvedáno a pouštěno na dno vrtu, kde ostří dláta odštěpuje úlomky
horniny, podobně jako sekáč vniká do zdi pod úderem kladiva na dláto. Úlomky
horniny se čas od času odstranily pomocí speciálních lţíc.
 vibrační vrtání je vyuţíváno pro mělké vrty v zeminách, většinou pro
hydrogeologický či inţenýrskogeologický průzkum. Vrtný nástroj se zavibrovává
do méně soudrţných hornin a zemin.
Obr. 12-10: Šnek pouţívaný při spirálovém vrtání.

rotarové vrtání se pouţívá při průzkumu a těţbě uhlovodíků, kdy se většinou
vrtá na plný profil a jen místy se vrtá na jádro. Vrtání pomocí valivého dláta (obr.
12-11b) nebo korunky (obr. 12-11a), které se za řízeného přítlaku na horninu
otáčí. Otáčení přenáší z „rotačního stolu“ soupravy trubky, kterými se současně
do vrtu pumpuje výplach (obr. 12-12). Výplach je hustá kapalina sloţená z
bentonitu (jílu) a vody. Tato kapalina tryská z vrtného nástroje, který ochlazuje,
88
ale především vynáší zpět k ústí vrtu rozdrcené horninové úlomky. Tak se rotační
vrtný proces stává velmi efektivní, protoţe nemusí být přerušován kvůli čištění
vrtu od horninové drti. Výplach současně stabilizuje stěny vrtu (aby se
nezhroutily) do doby, neţ se vrt zapaţí (vloţí se paţnicové trubky, které se
zabetonují do horninového prostředí).
Obr. 12-11: Vrtné nástroje - a) vrtná korunka, b) valivé dláto, c) dláta pro nárazové
vrtání.
Obr. 12-12: Schéma vrtu a vrtného zařízení.

Jádrové vrtání slouţí pro odebrání vzorku horniny z určitého místa horninového
masivu. Většinou je vrtáno rotačním způsobem. Místo dláta (obr. 12-12 b) je
pouţita korunka (obr. 12-12 a), kterou je hornina ve vrtu obvrtávána. Do dutého
prostoru vrtných trubek, kde je umístněn jádrovák ("pouzdro na jádro") vniká
obvrtaná hornina - vrtné jádro (obr. 12-9), které se následně utrhne a vyjme na
povrch.

Vrtání s ponornými kladivy se pouţívá při vyhledávání a průzkumu nerostných
surovin, při jejich dobývání (ropa, zemní plyn), při řešení hydrogeologických a
inţenýrsko-geologických úkolů. Princip je podobný jako u rotarového vrtání, ale
vrtné soutyčí se neotáčí, otáčí se pouze vlastní ponorné kladivo. Pohon kladiva je
závislý na jeho druhu. Nejčastěji se pouţívají pneumatická ponorná kladiva a
vodou či výplachem poháněná ponorná kladiva (obr. 12-13).
Průzkumné technické práce - hornické
Povrchové a důlní hornické práce se aplikují především v etapách podrobného a
těţebního průzkumu. Patří mezi přímé metody průzkumu (odběr vzorků, terénní
zkoušky). Získaná data jsou spolehlivá, ale jejich získání je velmi nákladné.
Obr. 12-13: Schéma znázorňující vrtání ponorným kladivem.
Rozlišujeme povrchová průzkumná hornická díla (průzkumné rýhy, sondy a šachtice)
a podpovrchová hornická díla (svislé a úklonné průzkumné jámy, horizontální díla –
štoly, překopy, úpadní a dovrchní chodby).
Hornické práce poskytuji informace o:
sloţení a struktuře horninového komplexu;
strukturně-tektonické stavbě oblasti;
existenci a prostorové pozici loţiskových akumulací;
fyzikálně-mechanických vlastnostech hornin;
plynových poměrech;
petrofyzikálních a geochemických vlastnostech hornin;
hladině podzemní vody (nepřímo pak informace o hydrogeologických
poměrech).
89
Obr. 12-14: Pohled do průzkumné šachtice.
Průzkumné rýhy jsou výkopy v šířce 0.6 - 2 m, hloubkou několik metrů (2 -10 m
podle pouţité mechanizace a geologickém prostředí - mocnost pokryvu a stabilita stěn
výkopu) a s libovolnou délkou. Jsou pouţívány pro mapovací účely, verifikaci
geofyzikálních a geochemických anomálií, ověření průběhu horninových rozhraní a
tektonických poruch.
Průzkumné sondy jsou výkopy čtvercového půdorysu s hloubkou 2 - 3 m. Pouţívají
se především pro mapovací práce, odběry vzorků a terénní zkoušky.
Průzkumné šachtice mají větší půdorys neţ sondy (aţ 1.5 - 2 m) s hloubkou aţ 30 m.
Vyuţívají se především při detailním průzkumu loţiskových těles (obr. 12-14).
Dálkový průzkum Země
Dálkový průzkum Země (DPZ) je moderní metoda získávání informací o objektech a
jevech na povrchu planety Země bez nutnosti fyzického kontaktu. Řadí se mezi moderní
geoinformační technologie. V současné době dochází k velkému nárůstu vyuţití
materiálů DPZ. Data dálkového průzkumu Země (letecké a druţicové snímky) tvoří
velkou část vstupních dat do geografických informačních systémů (GIS).
Systém dálkového průzkumu je tvořen oblastí technickou (pořízení a sběr dat, jejich
přenos a úprava) a oblastí analýzy a interpretace dat (zpracování prostorové informace).
Pouţívaná technika vyuţívá přirozeného nebo emitovaného elektromagnetického záření
o vlnové délce 1x10 aţ 3x10-7 m. Získávají se různá data ve viditelném spektru světla, v
infračerveném, ultrafialovém spektru a sledují se také fyzikální pole Země a to jak
odraţená, tak vyzářená.
Podle části spektra, které zaznamenáváme, rozlišujeme snímky:
– panchromatické – ČB;
– infračervené;
– tepelné;
– radarové.
Panchromatické snímky zachycují barvy ve stejném spektru jako lidské oko, ale
převedené do tónů šedi. Výhodou je snadná zpracovatelnost a vysoká rozlišovací
schopnost. Nevýhodou je, ţe zachycují pouze viditelné záření (krátkovlnná část
spektra), které je atmosférou značně rozptylováno
Infračervené snímky - tepelné snímky zachycují tepelné vyzařování povrchu Země.
Umoţňují sestavení aktuálních teplotních map.
Multispektrální snímky jsou vytvořeny volitelnou kombinací snímků 7 vlnových
pásem. Získáváme tak snímky v nepravých barvách, které ovšem přinášejí informace,
které nejsou běţným pozorováním barevných fotografií vidět (obr. 12-15, 12-16).
90
Radarové snímky jsou výsledkem radarem vysílaného mikrovlnného záření, které
dobře proniká atmosférou i vegetací a odráţí se od zemského povrchu zpět do
přijímače. Jedná se o aktivní systém. Jeho výhoda je v moţnosti zobrazení území
zakrytého oblačností.
Podle druhu nosiče, na kterém je záznamové zařízení umístněno, rozlišujeme:
– letecké;
– družicové;
– balónové;
– z modelů.
Letecké snímkování - zpočátku jeho základem byla interpretace černobílé
fotografie, později barevné. V současné době je i toto nahrazeno multispektrálním a
radarovým snímkováním. Provádí se pomocí speciálně upravených letadel, kde na trupu
letadla jsou přichyceny snímací a záznamové jednotky. Letadlo letí poměrně malou
rychlostí (asi 350 km/h). Snímky se pořizují ve svislém směru postupně v řadách s
podélným překrytem 60 % (pro stereoskopiské - prostorové studie) a příčným 30 %. Z
pořízených snímků se sestaví mozaika.
Obr. 12-16: Satelitní multispektrální snímek
pořízený skenerem ASTER zachycující údolní ledovec v Patagonii.
Letecké snímkování se pouţívá především v málo rozvinutých oblastech při
geologickém mapování. Z leteckých snímků lze zjistit rozsah různých geologických
formací, jejich strukturní stavbu a tektonické postiţení. Ze snímků lze studovat
regionálně geologické poměry, geomorfologickou stavbu oblasti a lze sledovat v
časových rovinách změny geomorfologického a inţenýrsko-geologického charakteru. S
úspěchem se letecké snímky pouţívají při monitoringu geodynamických jevů a
znečištění.
Obr. 12-15: Satelitní multispektrální snímky teploty povrchu moře a koncentrací
chlorofylu.
Družicové snímkování se provádí z kosmických lodí nebo druţic, které mají
geostacionární dráhu letu nebo subpolární dráhu letu. Geostacionární druţice obíhají
kolem Země po dráze v rovině rovníku asi 36 000 km nad povrchem Země. Jejich pohyb
je synchronní s pohybem Země, to znamená, ţe snímkují stále stejné území. Snímky
mají velký rozsah, mohou zachytit aţ polovinu Země. Jejich nevýhodou je malá
rozlišovací schopnost (1-5 km). Vyuţívají se především na monitorování počasí,
hydrologických a jiných dynamických jevů (např. METEOSAT, GOES). Druţice se
subpolární drahou letu jsou synchronní se Sluncem, coţ znamená, ţe nad kaţdým
místem nad Zemí se nachází ve stejnou dobu místního času. Pohybují se od 700 do
1100 km nad zemským povrchem (LANSAT).
V současné době je rozlišovací schopnost jednotlivých druţicových systémů na
takové úrovni, ţe konkurují leteckému snímkování. Druţicový záznam vzniká postupným
skenováním povrchu Země po jednotlivých řádcích. Pro zaznamenávání se pouţívají
scannery.
91
Globální polohovací systém (GPS)
Zkratka GPS můţe mít dvojí význam. GPS nebo také GNSS - Globální polohovací
a navigační satelitní systém je druţicový radiový systém pro určení geografické pozice a
navigování kdekoliv na světě. Druhý význam zkratky GPS je (Global Positioning
System) coţ je v současnosti jeden ze dvou činných systémů GNSS. Druhý činný
systém je ruský GLONASS (Globalnaja Navigacionnaja Sputnikovaja Sistěma).
Evropská únie pracuje na svém systému GALILEO.
Systém se skládá ze tří základních segmentů (obr. 12-17):
kosmický segment;
řídicí segment;
pozemní segment.
Kosmický segment se skládá ze systému druţic, které obíhají kolem Země po
přesně určených oběţných drahách na orbitu. Aby systém fungoval musí být vţdy
alespoň čtyři druţice minimálně 15o nad obzorem. Systém GPS obsahuje 27 druţic, z
toho 24 je funkčních a 3 jsou záloţní. Těchto 24 druţic obíhá Zemi ve výšce 20 200 km
po 6 oběţných drahách (4 druţice jsou na jedné oběţné dráze - obr. 12-18). Kaţdá
druţice obsahuje velmi přesné atomové hodiny, které generují informaci pro stanovení
polohy. Informace je přes vysílač vysílána na Zemi. Energii druţice získává ze
slunečních kolektorů a baterií. Dále druţice můţe nést další přístroje pro vojenské účely
(detekce jaderných náloţí).
Obr. 12-17: Schéma zachycující jednotlivé segmenty globálního polohovacího systému.
Řídicí segment tvoří hlavní kontrolní stanice a monitorovací stanice umístněné na
Zemi. Tyto stanice řídí a kontrolují funkci všech systémů druţic, přesnost chodu a pozici.
Opravují výchylky v dráze letu druţic na dalších 24 hodin a kalibrují hodiny.
Pozemní segment tvoří přijímač kaţdého uţivatele. Podle typu provedení
rozlišujeme přijímače jednokanálové, multiplexové a vícekanálové. Jednokanálové
přijímače postupně přijímají a následně zpracovávají signály postupně z kaţdé druţice.
Jsou tedy velmi pomalé, nepřesné, ale levné. Multiplexové přijímače zpracovávají data
během příjmu signálu z další druţice - jsou rychlejší neţ jednokanálové. Vícekanálové
přijímače současně přijímají a zpracovávají signál z 5 aţ 10 druţic. Určení pozice je
velmi rychlé a přesné.
GNSS přijímače se vyrábějí jako kompaktní přístroje ke stabilní montáţi s oddělenou
anténou, nebo jako desky určené pro zabudování do osobních počítačů nebo do řídících
a zobrazovacích jednotek či jako ruční přenosné přístroje s pevnou nebo oddělitelnou
anténou. Většina přístrojů vyuţívá nekódované vysílání na frekvenci L1=1575,42 Mhz.
Pouze autorizovaní uţivatelé (armáda USA) mají k dispozici kód pro signál na frekvenci
L2 = 1227,62 MHz.
Obr. 12-18: Schéma GPS druţic obíhajících kolem Země.
92
Princip systému
Kaţdá funkční druţice polohovacího systému vysílá na Zemi přes vysílač informace
generované procesorem a atomovými hodinami. Do signálu jsou vloţeny informace, ze
kterého satelitu a kdy byl signál vyslán.
Obr. 12-19: Různé druhy pozemních segmentů GPS.
Přijímače na Zemi zpracovávají přijaté informace. V paměti kaţdého přijímače jsou
uloţena data o dráze a pohybu všech druţic daného systému (tzv. almanach), která jsou
minimálně kaţdých dvanáct hodin zpřesňována pomocí korekcí (efemerid) stanovených
na základě měření na pozemních monitorovacích stanicích. Následně přijímač detekuje
danou druţici a vypočte vzdálenost od konkrétního satelitu. Určení polohy přijímače
vychází ze znalosti vzdáleností od alespoň tří satelitů. Protnutím tři imaginárních
kulových ploch pak určí pozici na Zemi. Vzhledem k tomu, ţe nejsou synchronní časové
základny satelitu a přijímače, vstupuje do výpočtu čtvrtá neznámá. Proto je nutné znát
pozici čtvrtého satelitu.
Princip systému je tedy založen na stanovení vzdálenosti mezi vysílačem a
přijímačem pomocí měření časového intervalu mezi vysláním a příjmem signálu.
Chyby měření
Satelitové polohovací a navigační systémy stejně jako jiné navigační systémy
dosahují určité míry nepřesnosti, která je nejčastěji způsobena chybou:
efemeridy - vysílaná zpráva nepodává správnou informaci o pozici satelitu;
atomových satelitních hodin - vysílaná zpráva nepodává správnou informaci o
přesném čase;
atmosféry - ionosféra a troposféra způsobuje změny rychlosti šíření satelity
vysílaných elektromagnetických vln při průchodu atmosférou. Další odchylky
vznikají při průchodu radiových vln troposférou. Jde o vliv změn teploty, tlaku
a vlhkosti vzduchu (obr. 12-21).
multipath (vícenásobný příjem signálu) - chyby vzniklé odraţenými signály
(např. od budov, jezer, nádrţí apod.);
přijímače - chyby měření přijímačem, dané termálním šumem, přesností
softwaru a mezikanálovými odchylkami.
Obr. 12-20: Vliv rozloţení a viditelnosti satelitů.
Přesnost běţných citlivých přijímačů kolísá při vyloučení úmyslného zkreslení kolem
10 metrů horizontálně a 13 metrů vertikálně. Přitom chyby přijímače jsou dány jeho
konstrukcí (jedno a více kanálové) a přesností pouţitého softwaru. Sníţení přesnosti
určení polohy bývá způsobeno geometrií rozloţení satelitů nad obzorem v okamţiku
měření (obr. 12-20). Příkladem zhoršených podmínek můţe být měření v husté a vysoké
zástavbě či v hustém lese.
Obr. 12-21: Vliv atmosférických chyb.
93