Platňová tektonika

z Wikipédie, slobodnej encyklopédie
(Presmerované z Dosková tektonika)
Prejsť na: navigácia, hľadanie
Kontinentálne platne boli zmapované v druhej polovici 20. storočia. Na tomto obrázku je znázornený aj pohyb jednotlivých platní voči sebe.

Teória platňovej tektoniky (alebo nesprávne doskovej tektoniky alebo globálnej tektoniky) je syntézou rôznych geotektonických predstáv, ktorými cieľom je objasniť tektonické javy v celosvetovom meradle. V súčasnosti je prijímaný mobilistický výklad[1] založený na pohybe kontinentov a rozchádzaní oceánskeho dna.

Táto teória hovorí o tom, že najvrchnejšia časť zemského telesa je tvorená dvoma vrstvami: vrchná litosféra je pevná a zložená prevažne z kyslíka (46,6 %), kremíka (27,7 %), hliníka (8,1 %) a železa (5,0 %). Pod ňou sa nachádza astenosféra, ktorá je vo svojej vyššej časti plastická, vo väčších hĺbkach však v dôsledku nárastu tlaku mení svoje vlastnosti a je pevná[2]. Litosféra „pláva“ na astenosfére a je rozlámaná na viacero veľkých (africká, antarktická, austrálska, eurázijská, severoamerická, juhoamerická, pacifická, kokosová, Nazca, a indická platňa) a niekoľko menších platní (alebo krýh), nazývaných aj tektonické platne. Tieto platne sa voči ostatným pohybujú, pričom môže dochádzať k ich stretom: konvergentné (dve platne do seba narážajú), divergentné (dve platne sa od seba vzďaľujú), alebo transformačné (platne sa pohybujú vedľa seba opačnými smermi). Pri stretoch nastávajú rôzne geologické fenomény: zemetrasenia, sopečná činnosť, vznik pohorí, vznik riftových zón a oceánskych priekop.

Platňová tektonika sa vyvinula zo štúdia dvoch geologických procesov: pohybu kontinentov, pozorovaného už začiatkom 20. storočia a rozchádzania sa oceánskeho dna (pozorovaného v 60. rokoch 20. storočia). Samotná teória bola vypracovaná koncom šesťdesiatych rokov a jej široká akceptácia geologickou verejnosťou spôsobila revolúciu v geologických vedách (podobne ako objavenie periodického zákona v chémii, kvantovej mechaniky vo fyzike a objavenie DNA v biológii).

Princípy[upraviť | upraviť zdroj]

Bližšie informácie v hlavnom článku: Stavba Zeme

Rozdelenie zemského telesa na litosféru a astenosféru je založené na ich mechanických rozdieloch. Litosféra je chladnejšia a pevná resp. krehká, zatiaľ čo astenosféra je teplejšia a duktilná. Toto rozdelenie nie je totožné s rozdelením Zeme na kôru, plášť a jadro. Základným princípom je, že litosféra je rozlámaná na viacero väčších a menších platní (dosiek), ktoré sa pohybujú po duktilnejšej astenosfére rôznymi smermi[3]. Litosférické platne sú tenké, rigidné, horizontálne mobilné telesá pokrývajúce zakrivený povrch Zeme. Napätie na jednom okraji platne je prenesené rigidným telesom platne na opačný okraj, bez toho aby vyvolalo deformáciu vo vnútri platne. Deformácia prebieha prevažne (ale nie výlučne) len na okrajoch platní. Takéto správanie litosférického materiálu je prekvapivé hlavne pre to, že platne sú len okolo 100 km hrubé, ale napriek tomu dokážu prenášať napätie na tisíce kilometrov.

Kolízie jednotlivých platní sa dejú pozdĺž okrajov jednotlivých platní a tieto hranice sú spojené s viacerými geologickými procesmi: zemetrasenia, sopečná činnosť a vytváranie topografických nerovností: pohoria, stredooceánske chrbty a morské priekopy. Hranice platní sa vyznačujú prebiehajúcou deformáciou a sprevádzanú zemetraseniami.

Tektonické platne pozostávajú z dvoch typov kôry: oceánskej a pevninskej. Rozdiel medzi nimi je v hustote a minerálnom zložení: oceánska kôra je ťažšia a zložená z iných (tmavých, alebo mafických) minerálov ako kontinentálna, ktorú budujú hlavne ľahšie granitoidné a premenené horniny[4] oveľa bohatšie na kremeň. Väčšina platní je tvorená oboma typmi kôry, iba niektoré platne sú tvorené čisto oceánskou kôrou.

Typy okrajov[upraviť | upraviť zdroj]

Tri typy interakcií na okrajoch tektonických platní.

Rozoznávame tri typy platňových okrajov, rozdelené sú na základe pohybu jednotlivých platní voči sebe. K nim sa viažu rozdielne geologické fenomény. Hranice stretu jednotlivých platní sa rozdeľujú na:

  • Transformné okraje sa vyskytujú pri pohybe dvoch platní vedľa seba pozdĺž tzv. transformných zlomov.
  • Divergentné, alebo konštruktívne okraje sa vyskytujú pri rozchádzaní sa dvoch platní.
  • Konvergentné, alebo aktívne okraje sa vyskytujú pri zrážke dvoch platní.

Ako samostatné môžu byť chápané pasívne okraje, ktoré oddeľujú oceánsku a kontinentálnu kôru, neprebieha však na nich žiadny významný pohyb a nie sú ani okrajmi platní, ale iba vnútroplatňové rozhrania.

Transformné okraje[upraviť | upraviť zdroj]

Bočný posun jednej platne popri druhej pozdĺž transformného zlomu môže spôsobiť dobre pozorovateľné povrchové zmeny. Kvôli treniu sa platne neposúvajú kontinuálne. Napätie v oboch platniach sa hromadí až po určitú hranicu a keď ju prekročí, tak sa akumulovaná energia uvoľní a platne sa posunú. Toto zapríčiňuje zemetrasenia s ohniskami do hĺbky 100 km, častý jav na transformných okrajoch. Na transformných okrajoch sa neprejavuje žiadny vulkanizmus. Transfomné zlomy sa nachádzajú iba na oceánskej kôre, kde od seba oddeľujú rôzne rýchlo sa pohybujúce stredooceánske chrbty. Príkladom môže byť zlom Eltanin[5]. Na kontinentoch sa transformné zlomy nenachádzajú, ide o smerne posuvné (strike-slip) zlomy. Takýmto je zlom San Andreas, ktorý sa nachádza na západnom pobreží USA a je časťou komplexu zlomov v tejto oblasti. Na tomto mieste sa stretáva Severoamerická a Pacifická platňa, ktorá sa pohybuje smerom na sever. Dôsledkom tohto pohybu je posun Kalifornského polostrovu na sever (podľa odhadov bude za 50 miliónov rokov Kalifornský polostrov pri pobreží Aljašky).

Divergentné okraje[upraviť | upraviť zdroj]

„Most spájajúci kontinenty“ – most ponad riftové údolie Alfagja na Islande, spájajúci severoamerickú a eurázijskú platňu.

V divergentných okrajoch dochádza k posunu dvoch platní od seba a vzniku novej oceánskej kôry z magmy tvoriacej sa v mieste rozchodu (nazýva sa aj stredooceánsky chrbát. Počiatkom celého procesu je vyklenutie zemského plášťa prostredníctvom diapíru astenosféry, tzv. astenolitu[6]. Táto vystupujúca magma následne spôsobí v dôsledku zmeny teplotných a tlakových podmienok vo svojom okolí roztiahnutie a stenčenie zemskej kôry. Výstup novej magmy sa zväčša odôvodňuje prítomnosťou vzostupného prúdu konvekčnej bunky (tzv. aktívny spreading) alebo ťahovým pôsobením kôry posúvajúcej sa smerom od chrbta smerom k okraju platne (tzv. pasívny spreading). Predstaviteľmi divergentných okrajov sú pre oceánsku kôru riftové systémy oceánskych chrbtov (napr. Stredoatlantický chrbát) a pre pevninskú kôru riftové údolia (napr. Východoafrická priekopová prepadlina). Tieto údolia sú tvorené masívnymi komplexmi zlomov, v ich strede dochádza k intenzívnym podmorským výlevom bazaltov. Rozchádzanie sa spravidla nie je jednotné, takže jednotlivé bloky sa nepohybujú rovnakou rýchlosťou, preto na oceánskom dne nachádzame rôzne nepravidelné blokové štruktúry. Zlomové zóny sú aj miestom častých plytkých zemetrasení. Pohyb oceánskeho dna by sa dal prirovnať k dopravníkovému pásu, kde je kôra unášaná smerom od riftovej zóny k oceánskej priekope.

Stredooceánske chrbty sú jedným z kľúčových dôkazov o rozširovaní sa morského dna. Prieskumom zemského magnetizmu sa objavili obrazce zmien magnetického poľa na obidvoch stranách riftov. Tieto obrazce boli príliš symetrické na to aby boli náhodné. Dlhodobou analýzou týchto záznamov sa našli spojitosti medzi zmenou magnetických pólov a striedaním vrstiev v obrazcoch. Magnetické pásy korešpondujú so zmenou polarity magnetického poľa Zeme. Toto bolo potvrdené aj zistením veku jednotlivých pásov.

Konvergentné okraje[upraviť | upraviť zdroj]

Konvergentné okraje sa vyznačujú približovaním platní. Tieto procesy sprevádza často proces označovaný ako subdukcia, kedy sa ťažšia platňa (väčšinou oceánska kôra) ponára pod ľahšiu platňu (kontinentálna kôra alebo mladšia oceánska kôra). Pri týchto procesoch dochádza k vzniku mnohých fenoménov. Pri subdukcii oceánskej kôry dochádza k zoškrabávaniu – akrécii morských sedimentov z ponárajúcej sa platne. Môže vznikať rozsiahly komplex akrečných priziem a melanží, ktoré nezriedka vytvárajú pásmo nevulkanických ostrovov, nachádzajúcich sa v predpolí kontinentov alebo na vonkajšej strane vulkanických ostrovných oblúkov.

Kolízia oceán-kontinent[upraviť | upraviť zdroj]

Kolízia oceán-kontinent:
1. Oceánska kôra / 2. Litosféra / 3. Astenosféra / 4. Pevninská kôra / 5. Vulkanický oblúk / 6. Hlbokomorská priekopa.

Pohyb konvergentných okrajov závisí od typu zemskej kôry platní, ktoré kolidujú. Ak sa stretá platňa tvorená oceánskou kôrou s platňou tvorenou pevninskou kôrou, oceánska platňa sa zvyčajne ponára pod pevninskú, vytvárajúc subdukčnú zónu. Zóna subdukcie sa na oceánskom dne prejavuje ako hlbokomorská priekopa (tiež označovaná trenč) a na pevnine ako vulkanické pohorie. Seizmologický výskum subdukčných zón poukázal na fakt, že v dôsledku slapových javov sú na západ orientované subdukčné zóny uklonené strmšie, ako platne subdukujúce smerom na východ. Príkladom stretu kontinentálnej a oceánskej platne (tzv. subdukcia Čilského typu) je západné pobrežie Južnej Ameriky: kolízia oceánskej platne Nazca (Atacamská priekopa) a Juhoamerickej platne (pohorie Andy). Predpokladá sa, že v niektorých prípadoch môže dôjsť k špecifickému javu tzv. obdukcia, keď časť oceánskej kôry nesubdukuje, ale dôjde k jej prešmyknutiu cez kontinentálny okraj[6]. Dnes niektorí predpokladajú, že ide o určitý typ exhumácie. Pri poklesávaní oceánskej kôry dochádza k jej zahrievaniu a k strate fluidných zložiek (najmä vody). Tieto zložky stúpajú nahor cez pevninskú kôru a ich vplyvom dochádza k znižovaniu teploty tavenia, teda k tvorbe preplynenej magmy. Magma môže eruptovať na povrch a vytvárať reťaz vulkánov kopírujúcich neďaleké pobrežie. Z pohľadu tektoniky sa takéto pobrežie nazýva aktívny kontinentálny okraj.

Celý Pacifik je lemovaný reťazou vulkanických pohorí a vulkanických ostrovov (Aleuty, Kamčatka, Kurily, Japonsko, Filipíny, Nový Zéland, Andy (Južná Amerika), Sierra Nevada (Severná Amerika), Kaskádové vrchy (Severná Amerika). Táto reťaz sa nazýva aj Ohnivý kruh (The Ring of Fire).

Kolízia kontinent-kontinent[upraviť | upraviť zdroj]

Kolízia kontinent-kontinent:
1. Kontinentálna kôra / 2. Litosféra / 3. Astenosféra / 4.  Zanikajúca kontinentálna kôra / 5. Vysokohorský chrbát / 6. Náhorná plošina.
Bližšie informácie v hlavnom článku: Orogenéza

Pri strete dvoch platní tvorených pevninskou kôrou dochádza k ich vzájomnej kompresii alebo k posunu jednej platne pod druhú (špecifický typ subdukcie). Pri každej z týchto možností dochádza k vytvoreniu horskej reťaze, čo je sprevádzané častými zemetraseniami, ktorých epicentrá sú najčastejšie v hĺbkach do 300 km. Najlepším príkladom je kolízia severného okraja Indickej platne s časťou Eurázijskej platne. Pri tomto procese sa Indická platňa podsúva pod Eurázijskú, postupne ju zdvíha. Výzdvih je spôsobený tým, že pri zdvojení kôry sa ľahká kontinentálna kôra najprv zaborí do plášťa, no kvôli svojej nižšej hustote je postupne nadľahčovaná a vyzdvihovaná z veľkých hĺbok. Dvíhanie Himalájí podobne ako aj ďalších mladých alpínskych pohorí ako sú Alpy alebo Karpaty prebieha dodnes. Vzájomné zrážky kontinentov, ktoré zanechali na povrchu výrazné pásmové pohoria, sú dôkazmi o komplikovaných pohyboch kontinentov v minulosti. Starými pohoriami, ktoré už erózia zarovnala natoľko, že nemajú vysokohorský charakter sú napr. Ardeny, Ural a Appalače alebo Česká vysočina, ktorá je pozostatkom rozsiahleho pohoria, ktoré vzniklo ešte počas hercýnskeho vrásnenia v prvohorách.


Kolízia oceán-oceán[upraviť | upraviť zdroj]

Kolízia oceán-oceán:
1. Oceánska kôra / 2. Litosféra / 3. Astenosféra / 4.  Kontinentálna kôra / 5. Hlbokomorská priekopa / 6. Ostrovný vulkanický oblúk.

Posledná možnosť je kolízia dvoch platní s oceánskou kôrou. Tam je mechanizmus podobný ako pri strete oceánskej a pevninskej litosféry. Jedna platňa poklesáva pod druhú, ale namiesto pásmových vulkanických pohorí na kontinente vznikajú v miestach výstupu magmy na povrch – ostrovné vulkanické oblúky (Súostrovie Tonga, Aleuty alebo Japonské ostrovy). V prípade kolízie dvoch oceánskych platní, subdukuje vždy tá so staršou (ťažšou a hrubšou) oceánskou kôrou. Ostrovný oblúk môže mať niekoľko štádií vývoja. Japonské ostrovy napr. majú komplikovanejšiu geologickú históriu, pretože sú tvorené horninami, ktoré tvorili viaceré ostrovné oblúky v rôznych obdobiach a teraz tvoria tzv. mikrokontinent.

Ostrovné oblúky od najbližšej pevniny oddeľuje okrajové more alebo zaoblúková panva, niekedy aj zvyškový oblúk a medzioblúková panva. Od subdukovanej platne môže ostrovný oblúk oddeľovať predoblúková panva, ktorá sa najčastejšie nachádza na akrečnom kline, mase zmiešaných hlbokovodných a šelfových sedimentov zachytenej na nadložnej platni. Akrečný klin však nevzniká vždy, pretože niekedy subdukcia spôsobuje jeho eróziu. Rozhraním medzi oboma platňami na oceánskom dne je hlbokomorská priekopa. Po kolízií, ktorá nasleduje po subdukcii celej oceánskej platne často nasleduje zrážka ostrovného oblúka s kontinentom. Zrákou viacerých ostrovných oblúkov s Juhoamerickou platňou vznikli Andy.

Príčiny pohybu platní[upraviť | upraviť zdroj]

Pohyb litosférických platní na základe meraní pomocou GPS

Tektonické platne sú rozsiahle ploché telesá, ich hrúbka je v porovnaní s plošným rozsahom pomerne malá. Platne sa pri tom vyznačujú schopnosťou prenášať horizontálne pôsobiace sily na značné vzdialenosti, bez toho že by sa sami výrazne týmito silami deformovali. Vedci sa preto domnievajú, že najvýznamnejšie pôsobenie síl, pohyby a deformácie sa koncentrujú na okrajoch platní[7].

Všeobecne možno usudzovať o dvoch zásadných modeloch silového pôsobenia vplývajúceho na platne[8]:

  • Plášťové vlečné sily (Mantle drag): model predpokladá, že vrchnou hraničnou vrstvou konvekčných buniek je vrchná časť astenosféry, ktorá poháňa platne viskóznym trením o ich bazálnu časť. Tieto sily vyvolávajú v nadložnej platni strižné napätia.[9]
  • Okrajové sily (Edge-forces): model predpokladá, že vrchnou časťou konvekčných buniek je samotná litosféra a umiestňuje hlavné pohyb vyvolávajúce sily na okraj platní.

Konvekčné prúdenie[upraviť | upraviť zdroj]

Za jeden zo všeobecne uznávaných zdrojov energie pohybujúcej platňami sa považuje tepelný pohyb z plášťa smerom k povrchu. Celý kolobeh sa začína výstupom horúceho (a teda z fyzikálneho hľadiska ľahšieho) materiálu z plášťa, jeho postupným ochladzovaním pri výstupe k povrchu (astenosfére) a po dostatočnom ochladení poklesávaním naspäť do plášťa. Celý tento proces sa nazýva termálne konvekčné prúdenie. Spolu s pohybom hmôt v dôsledku trenia medzi astenosférou a zemskou kôrou je unášaná aj litosferická platňa, ktorá „pláva“ po povrchu. V miestach výstupu horúcej magmy sa preto vyskytujú oceánske chrbty (príp. riftové údolia) a v miestach poklesu hlbokomorské priekopy. Teplo, ktoré je hnacím motorom týchto pohybov pochádza hlavne z vnútra Zeme, no predpokladá sa, že jeho časť pochádza i z rozpadu rádioaktívnych prvkov[10].

O existencii konvekčného prúdenia v súčasnosti už nie sú žiadne pochybnosti, neobjasnený však zostáva jeho hĺbkový dosah. Zostávajú preto dva mierne odlišné modely jeho fungovania. Jeden predpokladá existenciu konvekčných buniek len vo vrchnom plášti asi do hĺbky 670 km. Pričom spodný plášť je bez konvekcie a teplo prenáša sálaním. Druhý model predpokladá dve samostatné vrstvy konvekčného prúdenia, jednu v spodnom a jednu vo vrchnom plášti[10].

Teplo z vrchného plášťa môže na povrch cez kôru prenikať v plášťových termálnych chocholoch, miestom ich výstupu na povrch sú tzv. horúce škvrny. Tu sa z neobvykle veľkých konvekčných buniek vynáša z plášťa na povrch obrovské množstvo horúceho astenosferického materiálu. Novšie výskumy hovoria, že aj príčinou vytvorenia Stredoatlantického chrbta bola veľká horúca škvrna nachádzajúca sa pod Islandom.

Konvekčné prúdenie zrejme nedosahuje takú silu ako ťahové pôsobenie platní pri subdukcii, no kontroluje pohyb platní v období, ktoré predchádza subdukcii. Medel plášťového ťahu nevysvetľuje ako je možné, že konvekčné bunky nepravidelného tvaru poháňajú platne, ktorých tvar je nepravidelný. Rovnako je nejasné ako by mohli obrovské konvekčné bunky poháňať malé platne. Preto dnes prevláda názor, že konvekcia má výrazný vplyv iba v niektorých špecifických prípadoch, napr. pri rozpade veľkých kontinentov akým bola Pangea, a inak prevládajú sily pôsobiace na okrajoch platní[8].

Sily pôsobiace na okrajoch platní[upraviť | upraviť zdroj]

Ďalším zdrojom pohybov platní je tlaková sila riftov – pôsobenie ťahu oceánskej kôry, ktorá sa neustále pohybuje smerom od oceánskych chrbtov (tzv. ridge push). Jednou zo zložiek pohybu je potom aj gravitačný sklz. Ťahové pôsobenie subdukujúcej oceánskej kôry (tzv. slab pull), ktoré je spôsobené negatívnym vztlakom ponárajúcej sa platne. Podľa dnešných predstáv dodávajú sily pôsobiace na okrajoch platní asi 95 % energie potrebnej pre pohyb platní a sú jednoznačne dominantným faktorom ovplyvňujúcim ich pohyb[11]. Pri subdukcii navyše vznikajú v horninách subdukovanej platne nové minerálne fázy. Horniny prechádzajú do gabrovej a eklogitovej fázy, ktorá je ťažšia a pri zaklesávaní ešte urýchľuje pohyb subdukujúcej platne[11]. Pri subdukcii sa realizuje aj nasávanie do subdukčnej zóny (tzv. trench suction), proces, ktorý mení geometriu konvekčného prúdenia v okolí subdukčnej zóny a ešte viac ju urýchľuje. Tento jav môže mať za následok ústup subdukčnej zóny smerom od nadložnej platne, ako aj extenziu a vznik zaoblúkovej panvy v nadložnej platni. Pohyb platní, ktorý nasleduje po začiatku subdukcie je preto rýchlejší ako vzďaľovanie platní s oceánskou kôrou a pasívnym okrajom. Dôkazom sú náhle a rýchle pohyby, ktoré predchádzali uzavretiu subdukovaných oceánov v histórii Zeme.

Slapové javy a odstredivá sila[upraviť | upraviť zdroj]

Podobne ako pri prúdení morskej vody a atmosféry, zohráva určitú úlohu pri pohybe litosférických dosiek aj vplyv ostatných vesmírnych telies, a to najmä Mesiaca a Slnka. Tie majú tendenciu brzdiť pohyb Zeme z východu na západ, čím môžu podporovať tú zložku pohybov platní, ktorá smeruje na západ. Pohyb na západ je ovplyvnený aj zotrvačnosťou krýh proti rotácii Zeme. Význam zohrávajú aj coriolisova sila, ktorá sa pokúša všetky horizontálne prúdenia otočiť na západ a odstredivá sila, ktorá pôsobí úbytok hmoty na póloch.

Príčiny pohybu litosférických platní sú dodnes predmetom sporov odborníkov. Je zrejmé, že na ich pohyb vplýva viacero faktorov, ktoré sa navzájom kombinujú. Významný vplyv má konvekčné prúdenie, mieru účasti ostatných zložiek sa s istotou dodnes nepodarilo presne preukázať.

Pohyb platní zapríčinil v minulosti vytváranie aj rozpad kontinentov, vrátane vytvárania superkontinentov. Najstarší známy superkontinet Rodinia sa sformoval približne pred miliardou rokov v proterozoiku a rozpadol sa na osem kontinentov pred 600 miliónmi rokmi pred začiatkom fanerozoika. Tieto sa potom sformovali do iného superkontinentu Pangea, ktorý sa zasa rozpadol na Lauráziu, pozostávajúcu z Severnej Ameriky a Eurázie a Gondwanu. Ich neskorší rozpad spôsobil vznik kontinentov v dnešnej podobe.

Hlavné platne[upraviť | upraviť zdroj]

Mapa tektonických platní.png

Zoznam hlavných tektonických platní[12]:

Významnejšie menšie platne sú karibská, arabská, Nazca a iné.

Vznik teórie[upraviť | upraviť zdroj]

Pohyb kontinentov[upraviť | upraviť zdroj]

Bližšie informácie v hlavnom článku: Pohyb kontinentov

Pohyb kontinentov bola jedna z hlavných ideí o tektonike koncom 19. a začiatkom 20. storočia. Neskôr však bola začlenená do platňovej tektoniky.

Zobrazenie otvorenia Atlantického oceánu z roku 1858 od Snider-Pellegriniho

Alfred Wegener v roku 1912, resp. 1915 vo svojej knihe: Die Entstehung der Kontinente und Ozeane (Pôvod kontinentov a oceánov) uviedol vážne argumenty na dôkaz tejto teórie[13]. V knihe doložil, že susediace pobrežia Južnej Ameriky a Afriky vyzerajú, ako keby boli pred časom spojené. Nebol prvý, kto vyslovil túto domnienku (myšlienkou podobnosti okrajov kontinentov sa zaoberali už dávnejšie napr. Abraham Ortelius, Francis Bacon, Benjamin Franklin, Snider-Pellegrini či Frank Bursley Taylor), ale ako prvý ju podporil vedeckými argumentmi (porovnaním vedúcich skamenelín – rozšírenia glossopterisovej flóry, či plazov rodu lystrosaurus na oboch kontinentoch, ale aj paleotopografickými a klimatologickými pozorovaniami). Táto teória však bola medzi geológmi prijatá vlažne, pretože jej chýbalo vysvetlenie mechanizmu pohybu kontinentov, konkrétne, daný pohyb nebol nikde pozorovaný[14]. Jednými z mála, ktorí sa ďalej zaoberali možnosťou pohybov kontinentov boli napríklad Alexander L. du Toit alebo Arthur Holmes.

V roku 1940 Maurice Ewing pri seizmickom výskume Severoamerického kontinentálneho šelfu objavil, že pod granitovými horninami pevniny ležia bazalty morského dna. Pokiaľ by bol americký kontinent oddelený od Európy a odsunutý po oceánskom dne, okraje kontinentálneho šelfu by ohraničovali aj granitové vrstvy.

Začiatkom roku 1950 vedci, využívajúc leteckú techniku, začali robiť merania zmien polarity zemského magnetizmu. Toto bolo založené na magnetických vlastnostiach bazaltu, ktorý obsahuje silne magnetický nerast: magnetit. Pri utuhnutí bazaltovej magmy sa mikrokryštály magnetitu nasmerujú podľa orientácie magnetického poľa Zeme (podobne ako v magnetickej páske). Pri výskume sa objavili anomálie v usporiadaní magnetitových kryštálov. Ako sa mapovanie rozširovalo, prestali to byť len ojedinelé anomálie, ale začali sa ukazovať štruktúry podobné pásom zebry (striedanie sa pásov s normálnou a opačnou polaritou) súmerné po obidvoch stranách stredooceánskeho chrbta, známe aj ako magnetické pásy.

Plávajúce kontinenty[upraviť | upraviť zdroj]

Pôvodne bol prevládajúci názor, že kontinenty sú tvorené statickými a približne rovnako hrubými vrstvami hornín. Už dávnejšie bolo známe, že pevnina je tvorená prevažne ľahšími horninami, z ktorých prevláda granit a morské dno prevažne ťažším bazaltom. Popri tomto poznaní vznikali určité nejasnosti. Problémom bolo, ako môže tenká vrstva pevninských hornín udržať tiaž veľkých pohorí. Výskumy gravitácie Pierra Bouguera v Andách už v 18. storočí skutočne potvrdili, že pohoria musia mať v hĺbke svoju adekvátnu oporu. Toto bolo potvrdené o storočie neskôr gravimetrickými meraniami Georga B. Airyho v Himalájach. Stále však nebolo jasné či sú pohoria ponorené hlboko v kôre a prenikajú až do bazaltovej vrstvy alebo sú podopierané iba granitmi, ktoré sa správajú podobne ako ľadovce na morskej hladine. Až v roku 1958 Samuel Warren Carey publikoval prácu, ktorá spojila dovtedajšie poznatky o tejto problematike s koncepciou platňovej tektoniky.

Sformovanie teórie platňovej tektoniky[upraviť | upraviť zdroj]

Vplyvom mnohých objavov (najmä objav existencie Stredoatlantického chrbta) bol v šesťdesiatych rokoch vývoj posunutý rapídne dopredu. Najvýznamnejšia boli publikácie amerických geológov Harryho Hessa a Roberta Dietza v rokoch 1961 a 1962. Hess navrhol, že na rozdiel od pohybu kontinentov po oceánskej kôre (ako predpokladala táto pôvodná Wegenerova myšlienka), sa pohybuje dno oceánu (spolu s kontinentmi na rovnakej platni). Na potvrdenie mechanizmu rozchádzania oceánskeho dna však chýbali dôkazy.

V roku 1967 Jason Morgan navrhol, že povrch Zeme je zložený z 12-tich platní, ktoré sa jedna voči druhej pohybujú. V roku 1968 Xavier Le Pichon publikoval kompletný model šiestich hlavných platní spolu s ich pohybom.[12]

Vysvetlenie magnetických pásov[upraviť | upraviť zdroj]

Magnetické pásy na morskom dne v časovej postupnosti:
a) Stredooceánsky chrbát pred 5 miliónmi rokov,
b) pred 2 – 3 miliónmi rokov,
c) súčasnosť.

Pri výskume oceánskeho dna, ktorý bol pôvodne vykonávaný pre vojenské účely boli objavené symetrické pásy hornín rovnobežné so streodooceánskym chrbtom, ktoré mali zrkadlovo symetrickú polaritu po obidvoch jeho stranách. V roku 1962 a nasledujúcich rokoch Fred Vine a Drummond Matthews vysvetlili, že magnetické pásy predstavujú prírastky oceánskej kôry, ktorá eruptovala pozdĺž oceánskych chrbtov. V strede oceánskeho chrbta je oceánska kôra oslabená a trhá sa na obidve strany pozdĺž chrbta. Cez tieto oslabené zóny ľahko preniká magma a vytvára novú oceánsku kôru. Tento proces, nazývaný aj rozširovanie sa morského dna, trvá milióny rokov a vytvoril 50 000 km dlhý systém stredooceánskych chrbtov. V prospech tejto teórie hovoria nasledovné dôkazy:

  1. horniny, nachádzajúce sa v strede, alebo v blízkosti stredu chrbta sú najmladšie, smerom od stredu sú staršie,
  2. najmladšie horniny majú rovnakú súčasnú (normálnu) magnetickú polaritu,
  3. paralelné pásy hornín s rovnakou polaritou vypovedajú, že magnetické pole Zeme menilo polaritu veľakrát.

Objasnenie štruktúry magnetických pásov na morskom dne a vznik stredooceánskych chrbtov sa rýchlo zapracovalo do teórie platňovej tektoniky. Navyše, oceánska kôra sa stala prirodzeným záznamníkom histórie zvratov magnetického poľa Zeme.

Objavenie subdukčných zón[upraviť | upraviť zdroj]

Významným dôsledkom rozťahovania sa morského dna je vznik novej oceánskej kôry v stredooceánskych chrbtoch. Táto myšlienka mala veľkú odozvu u vedcov, ktorí tvrdili, že pohyb kontinentov možno jednoducho vysvetliť zväčšovaním sa objemu Zeme. Táto teória rozpínajúcej sa Zeme však nemohla uspokojivo vysvetliť produkciu takého množstva materiálu. Navyše, geológovia sa domnievali, že objem Zeme sa počas 4,6 mld. rokov vývoja nemenil, alebo sa menil len veľmi málo, takže kľúčová otázka bola: „Ako sa môže tvoriť nová oceánska kôra, bez zväčšovania objemu Zeme“.

Táto otázka obzvlášť iritovala Harryho Hessa, geológa Princetonskej univerzity a Roberta S. Dietza, ktorí prví vytvorili termín rozpínanie sa morského dna. Obaja vtedy patrili k malej skupine ľudí, ktorá skutočne rozumeli spôsobu rozpínania sa oceánskeho dna. Pokiaľ sa v oceánskych chrbtoch tvorila nová kôra, niekde inde musela zanikať.

V tej istej dobe Robert R. Coats popísal hlavné prvky subdukčnej zóny a ostrovného oblúka na Aleutách. Tento článok bol neskôr označený ako „prorocký“. Ukázalo sa totiž, že oceánska kôra sa od chrbta šíri po „dopravníkovom páse“. O mnoho miliónov rokov neskôr je pohltená v hlbokých a úzkych kaňonoch zvaných oceánske priekopy. Podľa Hessa sa Atlantický oceán rozpína a Tichý zmenšuje. Stará oceánska kôra je pohlcovaná v priekopách a nová sa vytvára v chrbtoch. Vlastne oceánske dno je neustále recyklované. Ak by tomu tak nebolo, na dne morí by sa nachádzali obrovské niekoľko kilometrov hrubé vrstvy sedimentov. Najstaršie horniny nájdené na dne Atlantiku pri pobrežiach oboch kontinentov, kde by mala byť kôra najstaršia, však mali iba 180 miliónov rokov, pochádzali teda zo spodnej (lias) až strednej (dogger) jury[6]. Hessova idea ľahko ozrejmila, prečo sa nezväčšuje objem Zeme, prečo majú morské sedimenty menšiu hrúbku a prečo sú oceánske horniny mladšie ako kontinentálne.

Mapovanie zemetrasení[upraviť | upraviť zdroj]

Benioffova zóna vyznačujúca subdukciu v oblasti Kurilských ostrovov.

V priebehu 20. storočia sa zlepšili metódy výskumu seizmickej aktivity, ako aj celosvetové používanie seizmometrov. Toto malo za následok, že vedci mali podrobnejší prehľad o výskyte zemetrasení. Vytvorili sa seizmické zóny, ktoré kopírovali stredooceánske chrbty a subdukčné zóny. Koncom 1920 boli identifikované niektoré význačné zóny paralelné s oceánskymi priekopami, ktoré boli uložené pod uhlom 40 – 60° a tiahli sa desiatky kilometrov pod povrch Zeme. Tieto zóny sa nazývajú Benioffove, alebo Wadati-Benioffove na počesť seizmológov, ktorí ich prví objavili.

Akceptácia pohybu kontinentov a rozširovania sa morského dna (dvoch kľúčových súčastí platňovej tektoniky) môže byť porovnávaná s Kopernikovou revolučnou teóriou v astronómii. Dajú sa pozorovať nápadné paralely: Predkopernikovská astronómia dokázala presne popisovať objekty, ale nevedela predpovedať ich pohyb, podobne predplatňová tektonika bola iba opisná, nevedela zodpovedať na základnú otázku „Prečo?“. Platňová tektonika však bola akceptovaná omnoho rýchlejšie. Od prvotných odmietavých postojov až po širokú akceptáciu ubehlo len zopár rokov.

Vek iniciácie platňovej tektoniky[upraviť | upraviť zdroj]

Typickými sprievodnými dôkazmi platňovej tektoniky by mala byť prítomnosť produkovaných ofiolitov (najstaršie 1,0 až 2,0 miliardy rokov staré), modrých bridlíc (940 Ma) a vysokometamorfovaných terénov (620 Ma). S tohto niektorí vyvodzujú, že platňová tektonika nezačala skôr ako pred miliardou rokov.[15]

Jadrá zirkónov z pieskovcov v Jack Hills v západnej Austrálii sú 4,0 až 4,3 miliardy rokov staré a pochádzajúce z granitoidných hornín. Poukazujú, že kontinentálna kôra sa sformovala už krátko po vzniku Zeme.[15]

Izotopické analýzy síry vo fluidných inklúziách diamantov, poukazujú že najstaršia síra bohatá na izotopy pôvodne pochádzajúce z povrchu (ovplyvnené slnečným žiarením) sa dostala do hĺbky okolo 100 km, zrejme procesom subdukcie pred asi 2,9 Ga (v Botswane).[15]

Platňová tektonika na iných vesmírnych objektoch[upraviť | upraviť zdroj]

Výskyt platňovej tektoniky na terestrických planétach je viazaný na veľkosť planét, hlavne na planétach väčších než Zem. Predpokladá sa, že Zem má minimálnu hraničnú veľkosť, a jej tektonická aktivita je značne podporovaná vodou.[16]

Venuša[upraviť | upraviť zdroj]

Venuša nevykazuje znaky aktívne prebiehajúcej platňovej tektoniky. Diskutuje sa však o tom, že v minulosti tomu tak byť nemuselo. Predpokladá sa, že litosféra Venuše za posledných niekoľko sto miliónov rokov výrazne zhrubla, čo sťažuje výskum predchádzajúcich procesov. Súčasná neprítomnosť platňovej tektoniky na tejto planéte je niektorými vysvetľovaná absenciou vody v kvapalnom skupenstve[17] Význam vody v zemskej kôre spočíva v jej významnom vplyve na vznik strižných zón. Pre proces platňovej tektoniky je potrebný krehký povrch kôry, na ktorom tieto procesy môžu prebiehať. Na Venuši však voda chýba, ak sú predpoklady, že tomu tak v minulosti nebolo, potom je pravdepodobné, že dávnejších dobách sa na Venuši procesy platňovej tektoniky prejavovali.

Mars[upraviť | upraviť zdroj]

Na rozdiel od Venuše, kôra Marsu vodu má. Väčšina z nej je však vo forme ľadu. Mars je podstatne menší než Zem, ale niektoré javy na jeho povrchu poukazujú na procesy podobné tým, ktoré prebiehajú na Zemi. Sopky Tharsis, ktoré sú situované pozdĺž jednej línie pripomínajú vulkanické oblúky na okrajoch platní na Zemi. Podobne i rozsiahly riftový systém Valles Marineris je pravdepodobne dôsledkom rozpínania kôry Marsu.

Výskumom magnetického poľa planéty sondou Mars Global Surveyor v roku 1999, boli odhalené rozsiahle stopy magnetických pruhov. Práve kvôli týmto pásmovým oblastiam s rôznou polaritou sa usudzuje, že v minulosti mohla byť na planéte aktívna platňová tektonika. Podobné náznaky priniesli aj fotografie sondy Mars Express z oblasti Aeolis Mensae.[18]

Galileove mesiace[upraviť | upraviť zdroj]

Niektoré satelity Jupiteru sú tiež ovplyvnené deformáciou povrchu, ktorá je podobná platňovej tektonike. Ich povrch sa však výrazne odlišuje od zemského, hlavne celkom odlišnou horninovou náplňou.

Titan[upraviť | upraviť zdroj]

Titan, najväčší mesiac Saturnu, vykazoval znaky platňovej tektoniky, ktorú zaznamenala sonda Huygens.

Pozri aj[upraviť | upraviť zdroj]

Referencie[upraviť | upraviť zdroj]

  1. PETRÁNEK, J., SYNEK, J.. On-line geologická encyklopedie - tektonika globální [online]. geology.cz, [cit. 2008-09-27]. Dostupné online.
  2. Toshiro, T., Lay, T., 2000: Mantle dynamics and seismic tomography., Proc. Natl. Acad. Sci. USA, 97, 23 s. 12409–12410
  3. Reichwalder P., Jablonský J., 2003: Všeobecná geológia 1. Univerzita Komenského, Bratislava, 239 s.
  4. Krist, E., Krivý, M., 1985: Petrológia. Alfa, Bratislava, 464 s.
  5. Beutel, E.K., Okal, E.A., 2003: Strength asperities along oceanic transform faults: a model for the origin of extensional earthquakes on the Eltanin transform system. Earthand Planetary Science Letters, 216, s.27 – 41
  6. a b c Mišík, M., Chlupáč, I., Cicha, I., 1984: Historická a stratigrafická geológia. SPN, Bratislava, 541 s.
  7. Park, R.G., 1988: Geological Structures and Moving Plates. Chapman and Hall, New York, 337 s.
  8. a b Kearey, P., Klepeis, K.A., Vine, J.F., 2009: Global Tectonics. 3rd Edition, Wiley-Blackwell, Chichester, 496 s.
  9. Marko, F., 2000: Štruktúrna geológia II. Úvod do deformačnej analýzy. Univerzita Komenského, Bratislava, 124 s.
  10. a b Reichwalder P., Jablonský J., 2003: Všeobecná geológia 2. Univerzita Komenského, Bratislava, 499 s.
  11. a b Condie, K.C., 1989: Plate Tectonics and Crustal Evolution. Pergamon Press, Oxford, 476 s.
  12. a b Tomek, Č., 1978: Deset let vývoje názorů na tektoniku litosférických desek. Časopis pro mineralogii a geologii, 23, 4, s. 417 – 433
  13. Fritscher, B., 2002, Alfred Wegener's "The Origin of Continents", 1912. Episodes, Vol. 25, No.2, s. 100 – 106
  14. Plate Tectonics: The Rocky History of an Idea [online]. ucmp.berkeley.edu, [cit. 2008-10-10]. Dostupné online.
  15. a b c Rollinson, H., 2007: When did plate tectonics begin? Geology Today, 23, 5, s. 186 – 191
  16. Valencia, D., O'Connell, R.J., Sasselov, D.D., 2007: Inevitability of Plate Tectonics on Super-Earths. Astrophysical Journal Letters, 670, 1, 13 s.
  17. Bortman, H., 2004: Was Venus alive? The Signs are Probably There Astrobiology Magazine, prístup: 27.9.2008
  18. Tectonic signatures at Aeolis Mensae. European Space Agency: (28.6.2007). prístup: 27.9.2008.

Zdroj[upraviť | upraviť zdroj]

Tento článok je čiastočný alebo úplný preklad článku Plate tectonics na anglickej Wikipédii.

Ďalšia literatúra[upraviť | upraviť zdroj]

  • McKnight, Tom (2004) Geographica: The Complete Illustrated Atlas of the World, Barnes and Noble Books; New York ISBN 0-7607-5974-X
  • Oreskes, Naomi ed. (2003) Plate Tectonics : An Insider's History of the Modern Theory of the Earth, Westview Press ISBN 0-8133-4132-9
  • G. Schubert, DL Turcotte, and P. Olson (2001) Mantle Convection in the Earth and Planets, Cambridge University Press, Cambridge, ISBN 0-521-35367-X
  • Stanley, Steven M. (1999) Earth System History, W.H. Freeman and Company; pages 211–228 ISBN 0-7167-2882-6
  • Thompson, Graham R. and Turk, Jonathan, (1991) Modern Physical Geology, Saunders College Publishing ISBN 0-03-025398-5
  • Turcotte, DL and Schubert, G. (2002) Geodynamics: Second Edition, John Wiley & Sons, New York, ISBN 0-521-66624-4
  • Winchester, Simon (2003) Krakatoa: The Day the World Exploded: August 27, 1883, HarperCollins ISBN 0-06-621285-5
  • Paturi, Felix R. Kronika Zeme (1995) Fortuna Print, Bratislava ISBN 80-7153-088-3

Iné projekty[upraviť | upraviť zdroj]

Externé odkazy[upraviť | upraviť zdroj]