Úvod do oceánografie

admin 0 Comments Articles

Úvod do oceánografie

Divergentní hranice jsou hranice šíření, kde se při pohybu desek vytváří nová oceánská kůra, která vyplňuje prostor. Většina divergentních hranic se nachází podél středooceánských hřbetů (i když některé jsou na pevnině). Systém středooceánských hřbetů je obří podmořské pohoří a je největším geologickým útvarem na Zemi; s délkou 65 000 km a šířkou asi 1000 km pokrývá 23 % zemského povrchu (obrázek 4.5.1). Protože nová kůra vzniklá na rozhraní desek je teplejší než okolní kůra, má nižší hustotu, takže sedí výše na plášti a vytváří horský řetězec. Středem středooceánského hřbetu se táhne riftové údolí široké 25-50 km a hluboké 1 km. Ačkoli se oceánské šířící se hřbety jeví jako zakřivené útvary na zemském povrchu, ve skutečnosti se hřbety skládají z řady přímých úseků, které jsou v určitých intervalech odsazeny zlomy kolmými na hřbet, tzv. transformačními zlomy. Díky těmto transformačním zlomům vypadá systém středooceánských hřbetů jako obří zip na mořském dně (obrázek 4.5.2). Jak uvidíme v kapitole 4.7, pohyby podél transformačních zlomů mezi dvěma sousedními segmenty hřbetu jsou příčinou mnoha zemětřesení.

Materiál zemské kůry vzniklý na hranici šíření má vždy oceánský charakter, jinými slovy jde o vyvřelé horniny (např. čedič nebo gabro, bohaté na železité minerály), které vznikají z magmatu pocházejícího z částečného roztavení pláště způsobeného dekompresí při pohybu horkých plášťových hornin z hloubky k povrchu (obrázek 4.5.3). Trojúhelníková zóna částečného tání v blízkosti hřebene je přibližně 60 km silná a podíl magmatu činí asi 10 % objemu horniny, čímž vzniká kůra o tloušťce asi 6 km. Toto magma vytéká na mořské dno a vytváří polštářové bazalty, brekcie (roztříštěné bazaltické horniny) a proudy, v některých případech proložené vápencem nebo čertem. Časem se vyvřelé horniny oceánské kůry pokryjí vrstvami sedimentů, které se nakonec stanou sedimentárními horninami.

Předpokládá se, že šíření začíná v kontinentální oblasti zvrásněním nebo vyklenutím kůry souvisejícím se základním plášťovým plumem nebo sérií plášťových plumů. Vztlak materiálu plášťového plumu vytváří uvnitř kůry kopuli, která způsobuje její zlomy. Pokud se pod velkým kontinentem nachází řada plášťových plumů, mohou se vzniklé trhliny vyrovnat a vést ke vzniku riftového údolí (např. dnešní Velké riftové údolí ve východní Africe). Předpokládá se, že tento typ údolí se nakonec vyvine v lineární moře (jako je dnešní Rudé moře) a nakonec v oceán (jako je Atlantik). Je pravděpodobné, že až 20 plášťových plumů, z nichž mnohé stále existují, bylo zodpovědných za zahájení riftingu Pangey podél dnešního středoatlantického hřbetu.

Existuje více důkazů, které prokazují, že v těchto centrech šíření mořského dna se tvoří nová oceánská kůra:

1. Stáří kůry:

Srovnání stáří oceánské kůry v blízkosti středooceánského hřbetu ukazuje, že kůra je nejmladší přímo v centru šíření a postupně stárne, jak se vzdalujeme od divergentní hranice v obou směrech, přičemž stárne přibližně o 1 milion let na každých 20-40 km od hřbetu. Kromě toho je průběh stáří kůry na obou stranách hřbetu poměrně symetrický (obrázek 4.5.4).

Nejstarší oceánská kůra je asi 280 milionů let ve východním Středomoří a nejstarší části otevřeného oceánu jsou asi 180 milionů let na obou stranách severního Atlantiku. Vzhledem k tomu, že stáří částí kontinentální kůry se blíží 4 000 Ma, může být překvapivé, že nejstarší mořské dno má méně než 300 Ma. Důvodem je samozřejmě to, že veškeré mořské dno starší než tato doba bylo buď subdukováno (viz oddíl 4.6), nebo vytlačeno a stalo se součástí kontinentální kůry. Jak se dalo očekávat, oceánská kůra je v blízkosti šířících se hřbetů velmi mladá (obrázek 4.5.4) a podél různých hřbetů jsou zřejmé rozdíly v rychlosti šíření mořského dna. Hřbety v Tichém a jihovýchodním Indickém oceánu mají široká věková pásma, což svědčí o rychlém šíření (v některých oblastech se blíží 10 cm/rok na každé straně), zatímco hřbety v Atlantském a západním Indickém oceánu se šíří mnohem pomaleji (v některých oblastech méně než 2 cm/rok na každé straně).

2. Tloušťka sedimentů:

S rozvojem seismického reflexního sondování (podobného echosondování popsanému v části 1.4) bylo možné nahlédnout skrz sedimenty mořského dna a zmapovat topografii skalního podloží a tloušťku kůry. Bylo tedy možné mapovat tloušťku sedimentů a brzy se zjistilo, že ačkoli jsou sedimenty v blízkosti kontinentů silné až několik tisíc metrů, v oblastech oceánských hřbetů jsou relativně tenké – nebo dokonce žádné (obrázek 4.5.5). To dává smysl v kombinaci s údaji o stáří oceánské kůry; čím dále od centra šíření, tím je kůra starší, tím déle musela akumulovat sedimenty a tím je vrstva sedimentů silnější. Kromě toho jsou spodní vrstvy sedimentů tím starší, čím dále jste od hřebene, což naznačuje, že se na kůře usazovaly již dávno, když se kůra na hřebeni poprvé vytvořila.

3. Tok tepla:

Měření rychlosti toku tepla oceánským dnem ukázalo, že rychlost je vyšší než průměr (asi 8x vyšší) podél hřbetů a nižší než průměr v oblastech příkopů (asi 1/20 průměru). Oblasti s vysokým tepelným tokem korelují s vzestupnou konvekcí horkého plášťového materiálu při tvorbě nové kůry a oblasti s nízkým tepelným tokem korelují se sestupnou konvekcí v subdukčních zónách.

4. Magnetické reverze:

V části 4.2 jsme viděli, že horniny si mohou uchovat magnetickou informaci, kterou získaly při svém vzniku. Magnetické pole Země však není v průběhu geologického času stabilní. Z ne zcela pochopitelných důvodů dochází k periodickému rozpadu magnetického pole, které se pak opět obnovuje. Když se znovu vytvoří, může být orientováno tak, jak bylo před rozpadem, nebo může být orientováno s obrácenou polaritou. V období obrácené polarity by kompas ukazoval na jih místo na sever. Za posledních 250 milionů let došlo k několika stovkám přepólování magnetického pole a jejich načasování bylo všechno možné, jen ne pravidelné. Ta nejkratší, která se geologům podařilo definovat, trvala jen několik tisíc let, nejdelší pak více než 30 milionů let, a to v období křídy (obrázek 4.5.6). Současný „normální“ jev přetrvává přibližně 780 000 let.

Počínaje 50. lety 20. století začali vědci při studiu topografie oceánského dna využívat údaje z magnetometrů. První ucelený soubor magnetických dat byl sestaven v roce 1958 pro oblast u pobřeží Britské Kolumbie a státu Washington. Tento průzkum odhalil záhadný vzor střídajících se pruhů nízké a vysoké magnetické intenzity v horninách mořského dna (obrázek 4.5.7). Následné studie v jiných částech oceánu rovněž zaznamenaly tyto magnetické anomálie a především skutečnost, že magnetické vzory jsou symetrické vzhledem k oceánským hřbetům. V 60. letech 20. století bylo v rámci tzv. hypotézy Vine-Matthews-Morley (VMM) navrženo, že obrazce spojené s hřbety souvisejí s magnetickými inverzemi a že oceánská kůra vytvořená z chladnoucího čediče během normální události bude mít polaritu vyrovnanou se současným magnetickým polem, a vytvářela by tak pozitivní anomálie (černý pruh na magnetické mapě mořského dna), zatímco oceánská kůra vytvořená během reverzní události by měla polaritu opačnou k současnému poli, a vytvářela by tak negativní magnetickou anomálii (bílý pruh). Šířka anomálií se lišila v závislosti na rychlosti šíření charakteristické pro různé hřbety. Tento proces je znázorněn na obrázku 4.5.8. Vzniká nová kůra (panel a), která přebírá stávající normální magnetickou polaritu. Postupem času, jak se desky dále rozcházejí, se magnetická polarita obrací a nová kůra vytvořená na hřbetu nyní přebírá obrácenou polaritu (bílé pruhy na obrázku 4.5.8). Na panelu b se póly vrátily k normální polaritě, takže nová kůra opět vykazuje normální polaritu, než se začne vzdalovat od hřbetu. Nakonec se tak vytvoří řada paralelních, střídajících se pásů obrácené polarity, symetrických kolem centra šíření (panel c).

.