Jozef Klembara, Evolúcia ekosystémov, Univerzita Komenského v Bratislave
O. Kumpera, Z.Vašíček, Základy historické geologie a paleontologie
J. Dvořák, B. Růžička, Geologická minulost Země
http://www.trilobites.info/
http://www.alaunwerk.de/guide3.htm
http://www.barrandien.cz/
http://skole.trondheim.kommune.no/rosten/fag/naturfag/utvikling/kambrium.htm
http://www.portalsaofrancisco.com.br/alfa/ceratopsideos/triceratops.php
Joseph G. Mečet, Trond H. Torsvik, The making and unmaking of a supercontinent: Rodinia revisited
http://geo-evropa.upol.cz/temata/geologie/
http://theprehistoricworld.blog.cz/1006/trias
http://www.meteo-maarssen.nl/pk_02.html
http://www.giobioobrazky.ic.cz/geologie.htm
http://historiezeme.sweb.cz/
http://departments.fsv.cvut.cz/k135/wwwold/webkurzy/rg/regionalka.html
http://pruvodce.geol.cechy.sci.muni.cz/regionalni_geol/geologie_CM.htm#kap1
http://www.geology.upol.cz/paleogeografie.html
I. Chlupáč a kol., Geologická minulost České republiky, Academia 2002
J. Zimák, Mineralogie a petrografie, UP v Olomouci 1998
A. Bajer, J. Matyášek, K. Rejšek, M. Suk, Petrologie, Masarykova univerzita v Brně, Brno 2004
http://astronomia.zcu.cz/planety/zeme/1948-stavba-nitra-zeme
http://www.sci.muni.cz/~herber/
http://www.ig.uit.no/webgeology/
http://geologie.vsb.cz/
http://atlas.horniny.sci.muni.cz/
http://www.zatlanka.cz/vyukove-materialy/zemepis/litosfera_typy_pohybu_desek.html
http://keith-travelsinindonesia.blogspot.com/2010/09/why-are-there-so-many-volcanoes-here.html
http://www.litosfera.chytrak.cz/3.html
L. Čepek, Hlubiny země, Praha 1964
J. Kalvoda, O. Bábek, R. Brzobohatý, Historická geologie, Olomouc 1997
http://www.jindrichpolak.wz.cz/encyklopedie/abc/sopka.php
http://www.youtube.com
B. Bouček, O. Kodym, Geologie I.díl Všeobecná geologie, Praha 1954
J. Karásek, Základy obecné geomorfologie, Brno 2001
Digg  Sphinn  del.icio.us  Facebook  Mixx  Google  BlinkList  Furl  Live  Ma.gnolia  Netvouz  NewsVine  Pownce  Propeller  Reddit  Simpy  Slashdot  Spurl  StumbleUpon  TailRank  Technorati  TwitThis  YahooMyWeb
 

stránky v rekonstrukci

 

Geomorfologie oceánů

Zhruba 35 % povrchu oblastí tvořených zemskou kůrou pevninského typu je pokryto vodami světového oceánu. Podmořské okraje pevnin jsou tvořeny třemi výraznými prvky, a to pevninským šelfem, svahem a úpatím. V této oblasti dochází ke styku velkých megamorfostruktur naší planety - pevnin a oceánů, které se odlišují stavbou zemské kůry a svrchního pláště i způsobem působení endogenních a exogenních reliéfotvorných procesů.

Pevninský šelf

Pevninský šelf je poměrně vyrovnaná plocha (relativní výšková členitost menší než 20 m), sklánějící se od břežní čáry až k místu, kde se spád dna zvětšuje a šelf přechází v pevninský svah. Morfostrukturně šelf představuje bezprostřední pokračování struktur kontinentu. Vnější okraj šelfu leží v hloubkách od 100 do 200 m. Statistická střední hloubka okraje šelfu je 132 m. Podstatné odchylky okraje šelfu od této hloubky jsou důsledek neotektonických pohybů.
Více než 90 % povrchu šelfu představují zatopené pobřežní nížiny, které v důsledku neotektonických pohybů a kolísání hladiny oceánu byly střídavě souší a střídavě se nacházely pod hladinou světového oceánu. Zejména v chladných obdobích pleistocénu, kdy oceánská voda byla vázána rozsáhlými pevninskými ledovci a hladina oceánu poklesla až o 145 m, byly značně plochy dnešního šelfu souší. Proto se na šelfu vyskytují jak subaerické, tak i podmořské tvary.
Šelf se sklání od břežní čáry směrem k oceánu. Sklon šelfu se zpravidla pohybuje do 10°. Šířka šelfu kolísá od několika kilometrů do 400 i více kilometrů. Střední šířka je asi 75 km. Asi 20% celkové plochy šelfu ve světovém oceánu se nachází v Severním ledovém oceánu, kde šelfy tvoří asi 1/3 dna. Údaje o rozloze šelfu se však u jednotlivých autorů různí.
Šelf je tvořen kůrou pevninského typu, zpravidla ještě stejně mocnou jako na samotném kontinentu. Pouze v některých případech, zejména u pobřežních nížin, se zemská kůra začíná směrem k oceánu ztenčovat. Je to především důsledek vykliňování granitové vrstvy. Vznik šelfu souvisí s ponořením okraje kontinentů, a to bud' ohybem pevniny podle tzv. kontinentální flexury, anebo poklesem okraje pevniny podél zlomů.

Pevninský svah

Pevninský svah je poměrně výrazný stupeň oceánského dna, který lemuje okraj šelfu směrem k oceánu (obr. 48). Průměrný sklon pevninského svahu je 5 - 7°. V Tichém oceánu průměrně 3° 13', v Indickém oceánu 1° 35' a Atlantském oceánu dokonce jen 1° 19'. Nejmenší sklony mají pevninské svahy tam, kde ústí do oceánu velké vodní toky. Např. v Mexickém zálivu při ústí řeky Mississippi je sklon pevninského svahu menší než 1°. V některých částech však dosahuje sklon 20-30°. Výjimečně jsou známy části pevninského svahu o sklonu přes 50°. Ve většině případů je pevninský svah v příčném profilu stupňovitý. Často lze rozlišit příkřejší horní a mírnější dolní část svahu. Někdy bývají stupně na svahu široké desítky až stovky kilometrů. Tyto plošší části pevninského svahu se nazývají okrajové plošiny pevninského svahu. Výška pevninského svahu se pohybuje mezi 2 000- 7 000 m, někdy i více. Nejvyšší jsou pevninské svahy v Tichém oceánu. Nejvyšší je pevninský svah u pobřeží Jižní Ameriky, kde dosahuje výšky 6 000- 7 000 m. Svah je hustě rozčleněn podmořskými kaňony. Pevninský svah v Atlantském oceánu má výšku 2 500-3 000 m, průměrný sklon je od 1 - 2° do 10-15°, v některých místech pak 25-30°. Nejširší jsou pevninské svahy v Atlantském oceánu (260 km), pak v Indickém oceánu (182 km). Nejužší jsou v Tichém oceánu (139 km). Pevninský svah je tvořený kůrou pevninského typu, ale již se zmenšující se mocností směrem k oceánu. Na příkrých částech pevninského svahu vystupují vlivem mořských proudů a turbiditních proudů matečné horniny. Na mírnějších částech a stupních dochází k akumulaci sedimentů a vyrovnávání povrchu pevninského svahu.
Pro četné oblasti pevninského svahu jsou příznačné solné klenby. Vyskytují se v Mexickém zálivu, Středozemním moři a jinde. Jindy na svahu nacházíme vulkanické tvary a tvary bahenního vulkanismu.

Podmořské kaňony
Napříč pevninského svahu často probíhají podmořské kaňony. Tyto sníženiny se často vyskytují vedle sebe a hluboko rozřezávají pevninský svah. Hloubka zářezu kaňonů je až 5 000 m. Délka kaňonů dosahuje až stovky kilometrů. Svahy kaňonů jsou příkré, často mají kaňony v příčném profilu tvar písmene V. Řada kaňonů má v půdorysu zvlněný průběh s přítoky. Jiné kaňony jsou přímočaré. Podmořské kaňony začínají většinou na okraji šelfu, někdy i na vnějších částech pevninského šelfu. Zpravidla pak končí na hranici mezi pevninským svahem a pevninským úpatím. Největší kaňony pokračují i na pevninském úpatí. Většina kaňonů končí v hloubkách kolem 3 000 m. Podmořské kaňony připomínají říční údolí nebo kaňony horských oblastí. Mnohé velké kaňony leží u ústí velkých řek a tvoří jakoby podmořské pokračování údolí na pevninách. Ve Středozemním moři má téměř každé údolí řek své pokračování pod hladinou jako podmořský kaňon. Kaňony se vyskytují u ústí řek Kongo, Niger, Ganga, Hudson a dalších. Proto někteří autoři soudí, že jde o zatopená říční údolí. V jiných případech však nelze nalézt mezi ústími řek a podmořskými kaňony žádný vztah.
Genezi podmořských kaňonů je třeba řešit v souvislosti s morfostrukturní stavbou pevninského svahu. Podle dnešních názorů představuje pevninský svah soustavu ker zemské kůry oddělených navzájem stupňovitými zlomy. Současně se vznikem zlomů rovnoběžných s pobřežím vznikaly i zlomy kolmé k pobřeží. Podmořské kaňony jsou jednak vázány na tyto zlomy, zhruba kolmé k pobřeží, jednak představují úzké prolomy vzniklé na zlomech probíhajících rovnoběžně blízko sebe. Tektonické tvary podmořských kaňonů jsou dále modelovány exogenními pochody, mezi nimiž významné místo zaujímají turbiditní proudy. Turbiditní proudy jsou gravitační pohyby suspenze (vody nasycené sedimentačním materiálem), které se pohybují po podmořském svahu vlivem vyšší hustoty suspenze (ve srovnání s hustotou vody). Turbiditní proudy vznikají při zvíření sedimentů díky tektonickým pohybům, na dně oceánů při bouřích, působením tsunami, podmořskými sesuvy ap. Jejich rychlost může být až 70-90 km. hod-1. Při vyústění podmořských kaňonů se turbiditní proud roztéká po oceánském dně a unášený materiál se ukládá jako sedimenty, zvané turbidity.

Pevninské úpatí
Pevninské úpatí je mírně ukloněný, často slabě zvlněný svah při úpatí pevninského svahu, který se sklání směrem k oceánskému loži. Horní hranice pevninského úpatí je poměrně málo výrazná a pevninský svah zpravidla plynule přechází do pevninského úpatí. Dolní hranice je výraznější. Celkově se v příčném profilu pevninské úpatí jeví jako konkávní křivka, jejíž sklon se zmenšuje z 2-5° v horní části na 2 a méně stupňů v dolní části. Pevninské úpatí zpravidla končí v hloubce řádově 3 500-4 500 m. Jeho relativní výšková členitost je zpravidla menší než 40 m.
Pevninské úpatí může být široké až 1 000 km. Na jiných místech však zcela chybí. Největší plochu zaujímá v At1antském oceánu (5,38 . 106 km2). V Indickém oceánu má plochu 4,21 . 106 km2 a v Tichém oceánu pouze 2,69. 106 km2. V průměru zaujímá pevninské úpatí asi 5 % plochy dna světového oceánu. Pevninské úpatí se vyznačuje značnými mocnostmi sedimentů. Značnou část pevninského úpatí tvoří podmořské náplavové kužely. V horní části pevninského úpatí se nezřídka vyskytuje nepravidelný zvlněný reliéf, připomínající reliéf sesuvných území na pevninách. Místy prořezávají pevninské úpatí podmořské kaňony. Pevninské úpatí morfostrukturně představuje prohnutí zemské kůry. Právě velké mocnosti sedimentů jsou důsledkem tohoto prohnutí zemské kůry. Zdrojem materiálu jsou produkty rozrušování kontinentů, které řeky vynášejí na šelf. Odtud se dostávají po pevninském svahu sesouváním a turbiditními proudy. Hlavními cestami, jimiž se materiál dostává na pevninské úpatí, jsou podmořské kaňony. Svědčí o tom rozsáhlé podmořské náplavové kužely při vyústění těchto kaňonů.
Přechod od pevniny k oceánskému loži se tedy uskutečňuje poměrně ostrým svahem, vysokým průměrně 4-5 km. Můžeme rozlišit dva typy okrajů pevnin, a to tichooceánský a atlantský. Pro tichooceánský typ okraje pevnin jsou příznačné hlubokomořské příkopy, pásy zvýšené seismicity, intenzívní sopečná činnost na vulkanických ostrovních obloucích nebo přilehlých okrajích pevnin (viz 3. kapitola). Tento typ se rovněž nazývá aktivní. Je příznačný zejména pro Tichý oceán, vyskytuje se však v menší míře i v ostatních oceánech, především Indickém oceánu.

Atlantský typ okraje pevnin se označuje jako pasivní, nevyskytuje se na něm sopečná činnost a zemětřesení. Kůra pevninského typu v tomto případě bezprostředně hraničí s oceánskou kůrou. Hranice mezi nimi prochází někde v hranicích pevninského úpatí. Kůra oceánského typu při hranici je obvyklého typu, zatímco pevninská kůra při přechodu postupně vykliňuje a má mocnost asi 25-30 km.

Pánve hlubokých okrajových moří přechodných oblastí
se vyznačují hloubkami v rozmezí 2 000-3 500 m, jen někdy hloubkami až 4000 m. Reliéf pánví okrajových moří je složitý. Dno některých pánví je rovné, jiných zvlněné. Téměř rovné dno mají pánve moří Beringova, Ochotského, severní části Japonského moře, Východočínského, Celebeského, Moluckého a Suluského moře. Složitý reliéf mají dna moří s kernou strukturou a sopečnými tvary, jako je tomu např. v Korálovém moři, Šalomounově moři a v okolí ostrovů Fidži. V pánvích se rozkládají složité morfostruktury, jako jsou hřbety, plošiny a pásma proláklin. Příznačným rysem jsou podmořské hory, a to jak jednotlivé, tak i ve skupinách. Podmořské hory jsou vyvýšeniny mořského dna s relativní výškou 50-1 000 m. Horizontální rozměry mají obvykle 1-10 km, známe však protáhlé hory s úpatím dlouhým 50 km. V pánvích okrajových moří nacházíme značné mocnosti sedimentární vrstvy. Vzrůstá zde značně mocnost čedičové vrstvy. Podle geofyzikálních měření se v pánvích vyskytuje suboceánský typ zemské kůry, mocnost kůry bývá hlavně vlivem značné mocnosti sedimentů až dvojnásobná ve srovnání s oceánskou kůrou.

Ostrovní oblouky
nazýváme obloukovitě prohnuté podmořské hřbety, jejichž nejvyšší vrcholy vyčnívají nad hladinu oceánu. Jsou vypuklou stranou obráceny k oceánu a oddělují mořskou pánev se strany kontinentu od hlubokomořského příkopu ze strany oceánu. Hlubokomořský příkop je úzká uzavřená sníženina oceánského dna, která se rozkládá na hranici mezi zemskou kůrou přechodného typu a zemskou kůrou oceánského typu.

Příklady jsou:
- jižní pánev Ochotského moře - kurilský ostrovní oblouk - Kurilský příkop,
- Japonské moře - japonské ostrovy - Japonský příkop.
Morfostrukturně představují ostrovní oblouky valy bazaltové kůry, na nichž spočívá vrstva sopečných a sedimentárních hornin. V případě více vyvinutých ostrovních oblouků se vyskytuje i granitová vrstva. Pro ostrovní oblouky je příznačná intenzívní sopečná činnost. Rozložení sopek je vázáno na křížení zlomů protínajících podmořské hřbety. Nezřídka se hlubší zlomy ve hřbetech projevují geomorfologicky jako velmi hluboké průlivy. Jednotlivé ostrovní oblouky mají délku až přes 1 000 km. Podél západního okraje Tichého oceánu tvoří ostrovní oblouky téměř nepřerušený řetězec hřbetů. V řadě případů jsou ostrovní oblouky zdvojené. Můžeme pozorovat navzájem rovnoběžný vnitřní a vnější oblouk, oddělený protáhlou sníženinou. Vulkanické tvary se rozkládají na vrcholu podmořského hřbetu, přičemž na vnitřním hřbetu se obvykle setkáváme s intenzivními projevy sopečné činnosti, zatímco na vnějším hřbetu se vulkanismus téměř nevyskytuje. Pro ostrovní oblouky jsou rovněž příznačná silná zemětřesení.

Hlubokomořské příkopy

jsou úzké obloukovité sníženiny oceánského dna. Stejně jako ostrovní oblouky jsou geneticky vázány na konvergentní zóny styku litosférických desek. V současné době známe na Zemi asi 40 hlubokomořských příkopů. Z nich se přes 30 nachází v Tichém oceánu. Čtyři příkopy jsou hlubší než 10 000 m, z nich Mariánský příkop je hluboký až 11 022 m. Příčný profil hlubokomořských příkopů je podobný písmenu V. V nejhlubší části se však vždy nachází úzké ploché dno. Svahy hlubokomořských příkopů jsou stupňovité a nacházejí se na nich podmořské kaňony. V Kurilském příkopu jsou horní části svahů plošší (sklon 5-6°), dolní části pak příkřejší (sklon 25°). Nezřídka jsou hlubokomořské příkopy v příčném profilu nesouměrné. Val a přilehlý svah jsou pokryty málo mocným pokryvem pelagických sedimentů. Na samotném valu bývají zlomy, takže vzniká struktura hrástí a prolomů. Některé příkopy jsou méně hluboké. Např. Jávský příkop má hloubku 7 450 m a Bandský 7 440 m, Středoamerický příkop (zvaný též Guatemalsko- mexický), Západní Melanéský příkop pak hloubky menší než 7000 m, příkop Hikurangi dokonce hloubku menší než 4000 m. Ve všech těchto příkopech pozorujeme zmenšení sklonu svahů a vzrůstání mocnosti sedimentární vrstvy na dně. Hlubokomořské příkopy jsou vyvinuty podél aktivních okrajů pevnin. Bez výjimky se vyskytují u všech ostrovních oblouků. Délka hlubokomořských příkopů kolísá od několika set do 1 000 až 2 000 km. Šířka příkopů na dně je několik desítek kilometrů. Vzdálenost mezi vrcholy svahů příkopu bývá 100 až 200 km. Dna příkopů jsou plochá. Místy se však v příkopech vyskytují příčné vyvýšeniny. Příkrov málo mocných oceánských usazenin pokračuje ze svahu obráceného k oceánu i na dno příkopů. Pouze ve středních částech příkopů nacházíme větší mocnosti sedimentů. Jsou to především turbidity a sedimenty podmořských sesuvů. Na příkrých svazích vystupují skalní horniny.

Podmořské hory

Podmořské hory jsou vyvýšeniny až štíty, které vyčnívají minimálně 1000 m nad okolním dnem. Vyskytují se izolovaně nebo ve skupinách v hloubce 3000 až 6000 m. Výška hory je průměrně 1000-2000 m nad okolním dnem. Průměr základu hor dosahuje 7-15 km. Některé podmořské hory dosahují obrovských rozměrů. Např. Great Meteor Seamount v severovýchodní části Atlantského oceánu má průměr při úpatí 10 km a výšku 4000 m nad dnem. Podmořské hory jsou zpravidla v půdorysu eliptické. Svahy malých podmořských hor mohou mít sklon až 35°. Větší podmořské hory však mají zřídka sklon větší než 12°-14°. Do skupiny vulkanických podmořských hor se řadí i hory a horská pásma vyčnívající nad hladinu oceánu. Geneticky mají stejné znaky, geomorfologicky však patří k ostrovům. K obrovským morfostrukturám tohoto typu patří Havajské ostrovy, které vyčnívají 10000 m nad dnem oceánu - nad hlubokomořskou rovinou. Svahy podmořských hor jsou strmé a nikdy se nevyskytují u kontinentálního úpatí. Tektonické linie zřejmě podmínily i jejich ostré omezení vůči okolním tvarům. Kónické hory jsou nesporně vulkanického původu. Zvláštní skupinu podmořských hor představují guyoty. Guyot je kuželovitá podmořská hora, která leží v hloubce větší než 200 m a má zarovnaný povrch. V Tichém oceáně byly na některých vrcholech guyotů, ležících v hloubce 4000 m, zjištěny křídové sedimenty s fosiliemi indikujícími mělkovodní prostředí. Proto se jejich dnešní hluboká poloha vysvětluje buď individuálním klesáním vlivem velké váhy, nebo pravděpodobněji tektonickými poklesy mořského dna až o 4000 m od křídy. Většinou jsou podmořské hory tvořeny bazickými vyvřelinami ze skupiny čedičů. Pouze na plošině byly zjištěny korálové nebo jiné vápnité sedimenty. Lineární uspořádání téměř všech skupin podmořských hor svědčí o tom, že vznikly podle tektonických linií. Na vyhaslých podmořských sopkách se tvoří v příhodných podmínkách korálové útesy a atoly zvyšující výšku podmořských hor. Tektonicky jde opět o pozvolna klesající oblasti, kde rychlost klesání je kompenzována narůstáním korálů

Středooceánské hřbety

Středooceánské hřbety jsou geologicky i geomorfologicky neobyčejně významné tvary oceánských pánví. Jedná se o souvislé horské pásmo až 4 km vysoké. Litosféra je podél středooc. hřbetů výše než dál od hřbetů a to díky zvýšené teplotě. Pod hřbety je litosférický plášť teplejší a tudíž lehčí než vzdálenější litosférický plášť. Proto se litosféra středooc. hřbetů doslova vznáší na podložním plášti a je výše než litosféra opodál. Vzhledem k tomuto výškovému rozdílu na vzdálenější kůru působí síly, které litosférické desky posunují dál od středooc. hřbetů. Když se od sebe dvě desky vzdalují vznikající prázdný prostor je okamžitě zaplněn magmatem z magmatického krbu. Magma tak chladne a tvoří novou oceánskou kůru. Oceánská kůra není starší než 180 mil. let (Jura).V subdukční zóně se potom plášť podsunuje a svou silou sebou táhne i nepodsunutou část desky. Středooceáské hřbety tvoří globálně propojený systém na oceánském dně, jehož celková délka činí 60 000 km. V profilu mají tvar nízkého trojúhelníku o výšce 1-3 km a celkové šířce od 300 km v Indickém oceánu do 1500 km v Atlantském oceánu. Povrch hřbetů je soustavou početných rovnoběžných hřebenů, mezi kterými leží úzké sníženiny.
 
Prohlášení o Cookies |
Name
Email
Comment
Or visit this link or this one