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

 

Stratifikace Země



ZEMĚ

Tvar Země je tzv. geoid - ekvipotencionální povrch, který přibližně odpovídá průměrné hladině oceánů.

Rovníkový poloměr: 6378 km
Průměrná hustota: 5 515 kg/m3
Hmotnost: 5,9736×1024 kg

Australský geofyzik K. E. Bullen rozdělil zemské těleso do sedmi částí, právě na základě zkoumání šíření seismických vln v zemské kůře, vymezil tím tzv. Bullenovy zóny, které se od sebe liší teplotou, tlakem a hustotou.
Podle něj se v rámci zemského tělesa rozlišuje 7 geosfér, označovaných písmeny A (zemská kůra) až G (vnitřní jádro).
Stavba Země byla zjišťována pomocí seismických vln:

Seismické vlny jsou podélné (rychlejší) a příčné. Vlny podélné (P vlny) jsou rychlejší a vyvolávají prvé známky seismické aktivity. Vlny příčné (S vlny) jsou asi 1,7 krát pomalejší a dorazí později. P vlny se šíří i jádrem a lze je zachytit i na opačné straně Země, S vlny jádrem neprochází. Rychlost vln závisí na fyzikálních vlastnostech materiálu – hustotě, skupenství, chem. složení. Je tedy zřejmé, že se tyto vlastnosti uvnitř Země mění. Porovnáváním času, za kterou vlny dorazí do různých vzdáleností se zjistilo, že vlastnosti zemského tělesa se s hloubkou mění nespojitě. Země se tak skládá z několika obalů, které jsou ohraničeny změny v rychlosti a směru šíření vln (dochází k lomu a odrazu vln). Tyto plochy se označují jako diskontinuity.
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.
Druhá nejvýznamnější diskontinuita byla objevena 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. Tato plocha byla nazvána jako Guttenbergova-Weichertova diskontinuita. Odděluje zemský plášť od zemského jádra.

Rozhraní spodní kůra – svrchní kůra = Conradova diskontinuita

Rozhraní kůra - plášť = Mohorovičicova diskontinuita. 200 km od epicentra náhlý vzrůst rychlostí P vln viditelný na seismogramech
< 200 km: pomalejší P vlny (6 km/s : šíření v kůře)
> 200 km: rychlejší P vlny (8 km/s : šíření v plášti).

Šíření vln v kůře je pomalejší, ale na kratší vzdálenost. Šíření vln v plášti je rychlejší, ale na delší vzdálenost

Rozhraní vnější - vnitřní jádro = diskontinuita Lehmannové
Jádro (NIFE)
je tvořeno převážně slitinami železa a niklu s příměsmi lehčích prvků, patrně hlavně síry. Jádro je 2× těžší než zemský plášť.
Vnitřní jádro (jadérko):1,7 % hmotnosti Země, hloubka 5 150–6 370 km Vnitřní jádro je pevné, od pláště ho dělí roztavené vnější jádro. Předpokládá se, že pevné jádro se vytvořilo jako důsledek tuhnutí za vysokého tlaku, protože teplota, která uvnitř panuje, dosahuje asi 4 700 °C. Tento jev pozorujeme také u kapalin; kapalina tuhne, jakmile klesá teplota nebo vzroste tlak. Díky obrovským tlakům (odhadovány na 1,4 miliónu atmosfér) je jádro velice žhavé a má velikou hustotu (11,3–17,3 g/cm).

(Hloubka, která je potřebná, aby teplota stoupla o 1ºC je u nás asi 33 m. Vyhloubí-li se jáma o hloubce 33 m, bude tam teplota o 1ºC vyšší než je průměrná teplota na povrchu v tom místě = geotermický stupeň. Za předpokladu stálého narůstání by to ale vedlo k astronomickým teplotám zemského jádra, tudíž je jisté, že teplota takto stoupá jen do určité hloubky).

Vnější jádro: 30,8 % hmotnosti Země, hloubka 2 890–5 150 km. Vnější jádro se skládá z horké, elektricky vodivé tekutiny, ve které dochází ke konvekci. Tato vodivá vrstva společně s rotací Země vytváří elektrické pole (tzv. dynamojev) a zároveň i pole magnetické, čímž se kolem Země vytváří ochranný štít – magnetosféra, která nás chrání před kosmickým zářením. Vnější jádro je zároveň zodpovědné za nepatrné výkyvy v rychlosti zemské rotace. Tato vrstva obsahuje nejenom železo (80 %), ale i některé lehčí prvky. Vědci se domnívají, že je složená až z 10 % síry, eventuálně kyslíku, což jsou prvky které se hojně vyskytují ve vesmíru a velice snadno se rozpouští v roztaveném železe.

D-vrstva (Gutenbergova diskontinuita): tvoří 3 % hmotnosti Země, hloubka mezi 2 700 km a 2 800 km. Tato vrstva je 200 až 300 km silná. Ačkoli je často počítána ke spodnímu plášti, poukazují seismická měření na to, že se chemicky liší od spodní části pláště. Předpokládá se, že hmota vyvločkovala z jádra nebo se díky své hustotě propadla skrz plášť, ale do jádra již nepronikla.


Plášť (SIMA)
je tvořen poměrně těžkými křemičitanovými minerály, některé jsou velmi podobné těm, které známe ze zemské kůry. Informace o plášti se získává převážně z úlomku tzv. xenolitů a analýzy seismických vln.

Spodní plášť: 49,2 % hmotnosti Země, Spodní plášť sahá od hloubky 650 km do 2900 km. Rychlost podélných i příčných seismických vln zde dosahuje nejvyšších hodnot v celém zemském tělese a současně s růstem tlaku se plynule zvyšuje s hloubkou. Tato plynulost svědčí o relativně homogenní stavbě spodního pláště. Spodní plášť je složen hlavně z křemíku, magnesia a kyslíku, dále obsahuje i trochu železa, kalcia a hliníku. Předpokládá se, že se Země skládá z podobných prvků jako Slunce a meteority.

Vrchní plášť: 10,3 % hmotnosti Země, hloubka 10–400 km. Xenolity pochází převážně ze svrchních vrstev vrchního pláště a objevují na erodovaných horských hřebenech nebo převážně pak při vulkanických výbuších. Mezi nejvýznamnější minerály, které byly takto objeveny, patří olivíny, pyroxen (Mg, Fe), SiO3 atd. Mezi nejčastější horniny patří granátický peridotit, dunit a eklogit.
Nejvyšší polohy zemského pláště jsou většinou pevné a křehké. V hloubce kolem 70 km se ve svrchním plášti nachází zóna, která díky času, vysokým teplotám a tlakům nabývá charakteru plastického prostředí. Tato zóna se nazývá jako zóna izostáze. Jako izostáze se označuje rovnovážný stav bloků zemské kůry vůči hmotě svrchního pláště. Hustota jednotlivých ker kůry je přibližně stejná. Čím jsou kry vyšší, tím hlouběji se zabořují do plastické hmoty pláště.
V prostředí celého zemského pláště dochází rovněž k velmi pomalé cirkulaci hmoty, která se projevuje i v zemské kůře. Následkem rozdílných teplotních podmínek panujících v plášti pod kontinenty a pod oceány dochází ke vzniku konvekčních proudů. Toto pomalé konvekční proudění vede k přemisťování materiálu rychlostí několika mm za rok. Konvekční proudy v plášti vystupují pod oceány a klesají pod kontinenty. Konvekčním prouděním v plášti bývá často vysvětlován pohyb kontinentů (kontinentální drift).


Astenosféra: 7,5 % hmotnosti Země, hloubka 60–250 km. Přechodová vrstva je původem čedičové magma, ale dále obsahuje i vápník, hliník, granát, což je horninotvorný minerál. Tato vrstva se velice snadno rozpouští a vytváří bazalt. Je to vrstva, která umožňuje pohyb litosférických desek a občas jako magma stoupá do vrstev ležících nad touto vrstvou.


Kůra (SIAL) – podrobněji dále
je nejsvrchnější pevná vrstva Země. Mezi dva základní typy počítáme kontinentální a oceánskou zemskou kůru, liší se nejen mocností, ale i složením a hustotou. Jednotlivé litosférické desky se pohybují po plastickém podkladu – astenosféře (stoupají, klesají a pohybují se do stran).

Oceánská kůra: 0,099 % hmotnosti Země, hloubka 6–15 km. Oceánská kůra tvoří převážnou část zemské povrchu (asi 70 %) a vznikla převážně vulkanickou činností Země. V hloubkách oceánů existuje hřebenový systém o délce asi 50 000 km, kde dochází k neustálým výronům magmatu – středooceánský hřbet. Tím se neustále vytváří nová oceánská kůra. Někdy tento hřeben dokonce vystupuje nad hladinu moře, například Havaj a Island.

Kontinentální kůra: 0,347 % hmotnosti Země, hloubka 0–50 km. Oceánská kůra tvoří vnější část Země a převážně se skládá z krystalických hornin. Jde hlavně o lehké minerály nízké hustoty, dominují křemen (SiO2) a živec. Kontinentální kůra má mnohem nižší hustotu, proto se oceánská kůra propadá do astenosféry a kontinentální naopak jakoby vystupuje nad kůru oceánskou. Kontinentální kůra je také výrazně mocnější než kůra oceánská.
 
Prohlášení o Cookies |
Name
Email
Comment
Or visit this link or this one