Hledat zde:
Vyhledávání je nasazeno na celý server zemepis.com.
Státy A - Z:
Informace o jednotlivých státech.
O serveru:
Geografický server zemepis.com si dává za úkol poskytnout všem maximální množství zeměpisných informací nejenom o České republice, ale také celém světu a to v češtině a zdrama. Spolupracujem se serverm půjčky bez registru ihned.
Zemepis.com> Matematická geografie> Geofyzikální charakteristiky Země

Tisknou stránku

GEOFYZIKÁLNÍ CHARAKTERISTIKY ZEMĚ

Hmotnost Země je 5,974 * 1024 kg, z toho jádro tvoří 32 %, plášť 67 %, kůra 0,8 % a hydrosféra 0,02 %. Hustota Země se pohybuje v rozmezí od méně než 2 000 do 18 000 kg * m-3, její průměrná hodnota je cca 5 511 kg * m-3.

FYZIKÁLNÍ CHARAKTERISTIKY ZEMĚ

Vrstva

Složka

Tlak hPa

Hustota g * cm-3

 

 

 

 

Zemská kůra

 

do 14

  3,3

Zemský plášť

Svrchní

     40

  3,6

 

Střední

   100

  4,7

 

Spodní

   140

5,7 až 9,4

Zemské jádro

Vnější

   320

11,5

 

Přechodné

 

17,3

 

Jadérko

   360

 

 

Geochemické složení:

  • kůra                            kyslík, křemík, hliník, železo, hořčík
  • plášť                          kyslík, hořčík, křemík, železo
  • jádro                          železo, nikl, kobalt
  • Země celkem            železo, kyslík, křemík, hořčík, hliník

SEISMICKÝ MODEL VNITŘNÍ STAVBY ZEMĚ

Základní seismický model Země sestavil australský geofyzik K. E. Bullen, a to na základě šírení a lomu seismických vln. Právě šírení seismických vln odráží fyzikální vlastnosti zemské hmoty. Podle tohoto modelu, lze zemské těleso rozdělit do 7 zón, ze kterých můžeme vyčlenit 3 základní jednotky: zemskou kůru (zóna A), zemský plášť (zóny B - D) a zemské jádro (zóny E - G). Tyto základní jednotky jsou odděleny dvěma význačnými diskontinuitami, projevujícími se výraznou změnou rychlosti šírení seismických vln: Mohorovičićovou (Moho) diskontinuitou, oddělující kůru od pláště, a Gutenbergovou diskontinuitou mezi pláštěm a jádrem.

Přímé pozorování nám částečně umožňují vrty, které však dosahují pouze do hloubek 10 až 12 km, což je pouze 0,2 % poloměru Země.

Zemská kůra (Bullenova zóna A)

Je nejsvrchnější slupkou pevného zemského tělesa. Mocnost kůry je proměnlivá - na kontinentech se obvykle pohybuje v rozmezí 30 - 40 km, v horských oblastech 50 - 70 km. Pod oceány však její mocnost klesá
na 6 - 15 km (chybí granitická vrstva).

Zemskou kůru lze rozdělit na tři vrstvy:

  • sedimentární obal, který vytváří 18 % objemu zemské kůry, jeho průměrná mocnost je 1,8 km.
  • granitická vrstva, která se vyskytuje jen v kontinentálním typu zemské kůry. Průměrná mocnost je 18 km, hustota 2,5 až 3 g * cm-3. Od hlubší bazaltové vrstvy je oddělena Conradovou diskontinuitou.
  • bazaltová vrstva, která má mocnost 5 až 50 km a hustotu 3,5 g * cm-3.

Dvěma typy zemské kůry jsou kůra pevninská (dříve zvaná podle chemického složení SiAl) a kůra oceánská (dříve SiMa).

O zemské kůře máme prostřednictvím hlubinných důlních děl a vrtů poměrně přesné informace.

Zemský plášť

Tvoří 82 % objemu Země. Podle Bullenova modelu se skládá ze tří zón - B, C a D:

  • svrchní plášť (zóna B) má mocnost 400 až 600 km, obsahuje astenosféru, což je plastická vrstva mezi Moho a středním pláštěm. Ve svrchním plášti prudce narůstá teplota. Hustota se pohybuje mezi 3,5 až 4 g * cm-3.
  • střední (zóna C) a spodní plášť (zóna D) mají dohromady mocnost 2 300 km. Teploty se pohybují mezi 2 000 až 3 000 °C, hustota je
    4 až 9 g * cm-3. V těchto částech pláště dochází k plášťové konvekci.

O zemském plášti máme málo informací.

Zemské jádro

Skládá se rovněž ze tří částí - zón E, F a G.

  • vnější jádro je mocné 2 300 km a je zřejmě v tekutém stavu. Teploty se zde pohybují mezi 3 700 až 4 300 °C, hustota je 10 až 12 g * cm-3. Vnější jádro je generátorem magnetického pole Země.
  • vnitřní jádro (jadérko) má mocnost 1 200 km a je zřejmě v pevném stavu. Teplota je mezi 4 300 až 7 200 °C, hustota mezi 15 až 17 g * cm-3. Vnitřní jádro je zdrojem vnitřní energie Země, neboť zde dochází k rozpadu radioaktivních prvků.

O jádru, stejně jako o plášti, nemáme příliš informací.

GEOLOGICKÁ HISTORIE ZEMĚ

Země vznikla asi před 4,7 miliardami let.

První údaj o pravděpodobném stáří Země pochází z roku 1846 a jeho autorem je Lord Kelvin, který odhadl stáří Země na 100 milionů let. Na počátku 20. století bylo objeveno, že rozpad nestabilních prvků může být využit k datování minerálů a hornin.

Datování hornin dělíme na absolutní neboli radiometrické, jehož podstatou je rozpad radioaktivních izotopů (řada draslíková, uranová, thoriová, rubidiová aj.), a relativní, které se řídí zákony superpozice a stejných fosilií, zkoumá tektonické diskontinuity, pyroklastika apod.

Různé hypotézy vývoje Země se objevovaly od počátku vědeckého poznání, a to konkrétně teorie fixistické a mobilistické. Fixistické modely vycházejí z předpokladu, že kry zemské kůry zůstávají při deformacích na stejném místě (tedy jsou fixní). Mezi tyto hypotézy patří např. hypotéza kontrakční či expanzní. Mobilistické hypotézy vycházejí z představy o pohybujících se (mobilních) krách zemské kůry. Do souboru mobilistických hypotéz patří dnes uznávaná teorie globální deskové tektoniky. Ta je podpořena množstvím důkazů, jako např. Wadati-Benioffovou seismickou zónou (zóna, pod kterou se již nenacházejí hypocentra zemětřesení), subdukčním vulkanismem, horkými skvrnami, shrnováním oceánských sedimentů (“chiseling”), rostoucím stářím hornin a sedimentů směrem od riftu, tvarem kontinentů, symetrií magnetických záznamů okolo riftů, výskytem stejných fosilií a minerálních ložisek na kontinentch, stářím oceánských desek, přímým měřením GPS atd.

TEKTONIKA LITOSFÉRICKÝCH DESEK

Praotcem teorie globální deskové tektoniky je A. Wegener, který roku 1910 vyslovil hypotézu kontinentálního driftu. Tato hypotéza předpokládala, že na počátku mezozoika existoval jeden “superkontinent” Pangaea, který se později rozdělil v důsledku pohybů zemské kůry. Důkazy jeho teorie byly např. podobné kontury pobřeží na obou stranách Atlantského oceánu nebo stejné geologické struktury na nyní oddělených částech prakontinentu.

Základem teorie globální deskové tektoniky je poznatek, že se při zemském povrchu nalézají dvě fyzikálně zcela odlišné vrstvy - litosféra a astenosféra. Litosféra zahrnuje zemskou kůru a část svrchního pláště, dosahuje mocnosti asi 100 až 250 km. Tektonicky aktivními zónami je rozdělena na jednotlivé desky. Astenosféra je plastická, má zvýšenou elektrickou vodivost a vyšší teplotu. Na styku těchto dvou odlišných souvrství dochází k uvolňování energie, a to podél tektonicky oslabených aktivních zón tvořících hranice mezi litosférickými deskami.

Celkem je 7 velkých litosférických desek, dále je větší množství malých desek či jejich úlomku. Křehké litosférické desky se pohybují po plastické astenosféře. Desky rozdělujeme na kontinentální, které mají nižší hustotu, vyšší mocnost a jsou starší, a oceánské, které mají větší hustotu, menší mocnost a jejich stáří je max. 200 milionů let (díky jejich zasouvání do astenosféry v subdukčních zónách).

Pohyb litosférických desek

Rozhraní mezi litosférickými deskami rozlišujeme konvergentní, divergentní a transformní. Mezi konvergentní rozhraní patří subdukční zóny, kde dochází k zasouvání litosféry do astenosféry. Pro subdukční zóny jsou typické hlubokooceánské příkopy a vulkanická činnost projevující se nad zasouvanou litosférickou deskou. V oblastech konvergentního rozhraní vznikají pásemná pohoří. Na takovémto rozhraní mezi oceánskou a pevninskou deskou vznikly např. Kordillery a Andy, mezi oběma pevninskými deskami např. Alpy, Kavkaz a Himálaj. Mezi divergentní rozhraní patří středooceánské hřbety a kontinentální rifty. V oblasti středooceánských hřbetů dochází k narůstání (spreadingu) oceánského dna.

Mechanismus pohybu litosférických desek není zcela objasněn, pravděpodobně je umožněn plášťovou konvekcí. Na povrchu se pohyb litosférických desek projevuje pohyby kontinentů. Rychlost pohybu litosférických desek je 0,01 až 150 mm * rok-1.

ZEMĚTŘESENÍ

Zemětřesení jsou vlastně krátkodobé pohyby, které doprovázejí změnu napětí v horninách. Z 90 % je příčinou zemětřesení tektonika, ze 7 % sopečná činnost a ze 3 % řícení (např. stropů podzemních dutin). Jsou vázána na zemskou kůru a svrchní plášť (do 600 km), neboť se zde nacházejí křehké horniny. Většina zemětřesení má zlomový charakter, tedy mohou vznikat jen v oblasti pevných litosférických desek.

Každé zemětřesení má ohnisko, které je charakterizováno prostorem, kde došlo k uvolnění napětí (typickým rozměrem ohniska jsou desítky až stovky km). Uvnitř ohniskové oblasti se dá spočítat abstraktní bod, tzv. hypocentrum zemětřesení. Kolmý průmět hypocentra na povrch Země se nazývá epicentrum. Vzdálenost mezi hypocentrem a epicentrem pak udává hloubku ohniska.

Podle hloubky ohniska dělíme zemětřesení na mělká, středně hluboká a hluboká. Mezi mělká zemětřesení řadíme všechna zemětřesení řítivá a sopečná a ta tektonická zemětřesení, která mají hloubku ohniska do 60 km (tedy téměř všechna zemětřesení v zemské kůře a nejsvrchnější části zemského pláště). Středně hluboká zemětřesení z hloubek 60 až 300 km náležejí plně do svrchního pláště. Hypocentra hlubokých zemětřesení se nacházejí v hloubce 300 až 600 km.

  • Poznámka: Nejhlubší zemětřesení byla zaznamenána v Tichém oceánu a jejich hloubka dosahovala 600 až 700 km. Jejich příčinou je tavení reliktů litosférických desek v astenosféře.

Zemětřesení můžeme rozdělit na kontinentální a podmořská. Při podmořském zemětřesení dochází k silným otřesům vodních mas, což má za následek vytváření vln tsunami. Jejich rychlost je až 400 až 800 km * h-1 a na mělčinách se zdvihají až do výšky 10 až 60 m. Na otevřeném oceánu dosahuje amplituda vlny tsunami několik kilometrů, avšak jakmile vlna narazí na pobřeží, její amplituda se zlomí a vlna nabude výšky.

Měření zemětřesení

Úcinky zemětřesení dělíme na makroseismické (lze je stanovit na základě makroskopického pozorování) a mikroseismické, které jsou registrovatelné pouze citlivými přístroji. Úcinky zemětřesení jsou závislé na intenzitě zemětřesení, v případě budov též na hloubce jejich založení a na charakteru hornin (resp. zemin), na nichž je stavba vybudována. Makroseismické úcinky v přírodě zahrnují soubor více či méně katastrofických jevů, jako tvorba prasklin v půdě, sesuvy půdy na svazích a březích řek, horizontální posuny, vertikální či šikmé poklesy podle systémů zlomů a prasklin, mizení starých a tvorba nových jezer, přemístění koryt řek apod. Pro stanovení intenzity zemětřesení slouží zemětřesné stupnice, z nichž se jako mezinárodní používá dvanáctistupňová škála MCS (Mercalli - Cancani - Sieberg). První stupně této stupnice člověk ani nemusí zpozorovat, kdežto poslední (IX až XII) mají katastrofické následky. V České republice se užívá dvanáctistupňová škála MSK - 64 (Medveděv - Sponheuer - Kárník), která byla první celosvětově používanou makroseismickou stupnicí zemětřesení.

Mikroseismické úcinky registrují citlivé přístroje - seismografy a zachycují je na seismogramy. Pro stanovení množství uvolněné energie užíváme magnitudo M, které je definováno jako dekadický logaritmus amplitudy zemětřesení a je základní charakteristikou mikroseismického pozorování. Základní stupnicí magnituda je Richterova stupnice mající 10 stupňů. Rozdíl mezi magnitudem a intenzitou je cca 1,5.

Izoseisty jsou čáry spojující oblasti se stejnou intenzitou zemětřesení.

Fokální mechanismy zobrazují pomocí prostorové orientace parametry uvolnění napětí. Jsou znázorňovány pomocí “beach balls”.

SEISMICKÉ (ELASTICKÉ) VLNY

Jedná se o vlny, které se šírí prostředím a vyvolávají pohyb jeho částic. Tyto vlny vznikají při uvolňování seismické energie. Seismické vlny, které působí na určitou plochu, v ní vytváří napětí, které je časově proměnné. Důsledkem působení napětí je deformace horniny.

Seismické vlny dělíme na podélné (longitudinální, P-vlny), příčné (smykové, transverzální, S-vlny), povrchové LQ (Loveho) a povrchové LR (Rayleighovy). Seismické vlny se zaznamenávají pomocí seismografu na seismogram.

  • podélné vlny (P-vlny) se z ohniskové oblasti kulově šírí tak, že se zmenšuje a zvětšuje hustota částic zemské kůry; částice do sebe “strkají” (podobně jako domino) a vlna se šírí do stran;
  • u příčných vln (S-vlny) dochází k vzájemnému pohybu částic tak, že do sebe “nestrkají”; jedná se o relativní pohyby částic vzhledem k sobě. Vlny nemusí být v kontaktu, mění pouze svoji polohu. Příčné vlny můžeme dále rozdělit na

- horizontální příčné vlny - po průchodu seismické vlny dojde k rozpohybování tělesa v horizontální rovině; tyto vlny jsou příčinou destrukce staveb.

- vertikální příčné vlny - po průchodu seismické vlny dojde k vertikálnímu rozpohybování tělesa.

Pozn.: Seismická příčná vlna je jenom jedna, jde o její rozložení na vektory.

 

Seismické vlny jsou jediným obrazem, kterým můžeme studovat vnitřní stavbu Země. Při pohybu seismických vln mohu hovořit o prostředích, kterými vlny procházejí. Pomocí Snellova zákona získáme rovnici popisující ohyb vln na rozhraní dvou prostředí.

V1/sina = V2/sinb  ,

kde V1, V2 jsou rychlosti seismického paprsku, a je úhel jeho dopadu a b úhel jeho lomu.

Na rozhraní však dochází i k přeměně části energie na povrchové vlny a k odrazu seismických vln. Jestliže označíme jako a1 a a2 úhel dopadu a odrazu, které svírá seismický paprsek s normálou k rozhraní, a jako V1V1’ rychlost šírení seismické vlny před a po odrazu, pak platí vztah

V1/sina1 = V1/sina2 .

Seismické vlny mají díky nehomogenitám Země tvar křivek.

GRAVITAČNÍ POLE ZEMĚ

Studiem gravitačního pole Země se zabývá gravimetrie. Jeho lokální vlastnosti souvisejí s tvarem Země. Gravitační pole Země je závislé na zeměpisné šírce, neboť jsem-li na rovníku, otáčím se se Zemí, naopak na pólu se Země jakoby podtáčí.

V soustavě těles má každé těleso své gravitační pole, které působí na tělesa ostatní. Gravitační síla přitahuje každý hmotný bod do středu Země. Mírně se zvětšuje směrem k pólům, které jsou středu Země blíže než rovník. Kromě gravitační síly působí na tělesa na povrchu Země také odstředivá síla vyvolaná otáčivým pohybem Země kolem osy. Tato síla odpuzuje každý hmotný bod ve směru kolmo od zemské osy. Odstředivé (setrvačné) zrychlení aS vypočteme jako

aS = wZ2 rZ cosj  ,

kde wZ je úhlová rychlost zemské rotace, rZ poloměr Země za předpokladu jejího kulového tvaru a j zeměpisná šírka.

Výslednicí gravitační a odstředivé síly je tíhová síla FG, která směřuje mimo střed Země ve směru tížnic a uděluje volnému tělesu zrychlení volného pádu, které se také nazývá zemské tíhové zrychlení g, resp. zemská tíže. Platí
FG = mg, kde m je hmotnost tělesa.

 

g ~ 9,8 m * s-2 (9,78 m * s-2 pro rovník až 9,83 m * s-2 pro póly)

 

g se dá změnit pomocí kyvadel. Rychlost pádu tělesa je rovna součinu hmotnosti a času. Pomocí dráhy je hmotnost závislá na čtverci času.

Zemské tíhové zrychlení g můžeme také získat jako vektorový součet gravitačního zrychlení a odstředivého zrychlení.

Tíhové pole ovlivňuje všechny jevy v zemském tělese a okolo něj, včetně kapalin a plynů. Úcinkem tíhového pole je gravitační diferenciace plynných, kapalných a pevných látek v zemském tělese. Tíhové pole ovlivňuje např. vzdušné a vodní proudy a proudění v astenosféře. Skládá ze dvou složek, a to síly způsobené hmotností tělesa (vzájemné přitahování Země a tělesa), což je čistá gravitační síla, a síly odstředivé dané rychlostí rotace Země a úhlovou rychlostí Země. Odstředivá síla je ekvivalentní síle setrvačné. Vektorový součet (vektorový rovnoběžník) gravitační a odstředivé síly dává tíhové zrychlení.

Gravitační potenciál je skalární hodnota tíhového pole Země v daném místě. Pomocí gravitačního potenciálu mohu charakterizovat plochu geoidu, neboť ta má ve všech svých částech stejný gravitační potenciál.

Tíhové zrychlení získáme jako vektorový součet gravitačního a odstředivého zrychlení v daném bodě. Gravitační složka tíhového zrychlení je suma mezi tělesem a těžištěm geoidu. Přibližný vzorec vyjadřující závislost tíhového zrychlení g na zeměpisné šírce j:

g = ag {1 – [(wZ2 rZ)/ag] * cos2j} ,

 

kde ag je gravitační zrychlení (zrychlení gravitačního pole na povrchu Země).

  • Příklad: Vypočítej hodnotu tíhového zrychlení g pro Prahu,

když wZ = 0,0000727 rad * s-1; j = 50° s. š.; ag = 9,81.

Řešení:

g = 9,81 {1 – [(0,0000727 * 6371,1)/9,81] * cos2 50°}

g = 9,809986 m * s-2

Normální tíhové zrychlení (normální tíže) je tíhová síla dělená hmotností tělesa. Obvykle se udává místo tíhové síly a je spočítáno pro 0 m n. m. střední hladiny oceánu (tj. geoidu). Podle Helmertova vzorce je (v mm * s-2)

gn = 9 780 300 (1 + 005302 sin2j – 0,000007 sin22j)

Domluvené tíhové zrychlení vztažené k povrchu geoidu je 9,78 gal * s-2. Do normální tíže je zapojeno zemské zploštění (podle geoidu nebo rotačního elipsoidu).

Gravimetr měří relativní tíhové zrychlení a pomocí těchto měření můžeme změřit geoid. Absolutní tíhové zrychlení je měřeno absolutním gravimetrem. Pomocí měření tíhového zrychlení mohou zjistit intenzitu gravitačního pole E, která je rovna podílu síly F a hmotnosti m.

E = F/m

Tato veličina má určitou velikost, směr a orientaci a její jednotkou je N * kg-1, tj. m * s-1.

Při měření gravimetrem musíme uvažovat hmoty, které jsou nad námi, dále si musíme umět spočítat, jak vypadá tíhové zrychlení na nulové hladině oceánu (geoidu) a pak z výsledku usoudit, jaké je tíhové zrychlení v určité nadmořské výšce.

Relativní tíhové zrychlení

Hodnota tíhového zrychlení, kterou měříme v kterémkoli bodě, v jakékoli výšce na Zemi. Měřím jej pomocí gravimetru.

Normální tíhové zrychlení

Je spočítáno na hladině geoidu.

 

V místech, kde je více hmoty (např. pohoří) nebo kde je větší specifická hustota (např. ložiska kovů, hustota hornin), se naměřené tíhové zrychlení liší od vypočteného normálního tíhového zrychlení. Taková odchylka od pravidelnosti se nazývá tíhová anomálie.

U velkých pohoří je lokální tížnice mírně odkloněna od středu Země, proto musíme znát lokální nehomogenity gravitačního pole Země.

Fayova anomálie je ovlivnění tíhového zrychlení hmotností atmosféry. Oprava z Bouguerovy desky znamená odstranění vzrůstu tíže způsobeného právě touto deskou.

Rozložení hmot v zemské kůře, ovlivňující velikost tíhového zrychlení, vysvětlují izostatické teorie. První z nich je izostáze, která aplikuje Archimédův zákon na jevy a procesy odehrávající se v geologickém čase v zemské kůře a svrchním plášti. Víme-li, že zemské litosférické desky se pohybují po astenosféře, můžeme zjistit, jak hluboko jsou do ní zanořeny. Na základě Archimédova zákona a vlivem obrušování litosférických desek dochází ke snižování jejich zátěže a tyto desky se vysouvají z astenosféry. Další teorií je Prattova hypotéza, která hovoří o různé hustotě jednotlivých bloků litosférických desek a stejné hloubce Mohorovičićovy vrstvy. Airyho hypotéza neboli teorie kořenů hor hovoří o konstantní hustotě svrchního pláště a různé hloubce zemské kůry podle toho, zdali jde o kůru horské oblasti či oceánskou kůru. Prattova i Airyho teorie do určité míry platí.

Problémem, který zasahuje do oblasti gravitačního pole Země jsou slapové jevy a precese.

·       Pod čarou:

Matematická abstraktní pole si vyjadřujeme pomocí souřadnicových soustav, kam vkládáme testovací částici v čase. Máme čtyři možnosti jak sledovat přírodu skrze matematiku:

  • skalár - veličina, se kterou se nic neděje, nepohybuje se, skaláru stačí jedna dimenze;
  • vektor - fyzikální veličina, která se pohybuje nějakým směrem, pro vektor potřebujeme dvě dimenze;
  • tenzor - vektor promítnutý do času, jde tedy o veličinu pohybující se ve třech složkách (např. magnetické pole a elektricky nabitá částice v něm se pohybující);
  • kvestor - kvantově mechanická a kosmologická záležitost spjatá s elementárními částicemi, neboť ty podle různých kategorií různě rotují.

CORIOLISOVA SÍLA

Coriolisova síla způsobuje, že pohybující se těleso se odchyluje na severní polokouli doprava a na jižní doleva. Její příčinou je, že se ve směru od rovníku mění obvodová rychlost Země, ale rychlost tělesa v pohybu zůstává stejná.

Coriolisova síla se projevuje stáčením pasátů, které se směrem k rovníku na severní polokouli stáčejí doprava, tedy na západ, a na jižní polokouli doleva, taktéž na západ. Dalšími výraznými projevy Coriolisovy síly jsou stáčení mořských proudů a fakt, že u velkých vodních toků na severní polokouli se více podemílají pravé břehy než levé.

MAGNETICKÉ POLE ZEMĚ

Magnetosféra

Elektromagnetické pole Země je generováno v tekutém jádře při tepelné konvekci elektricky nabitých částic, tzv. dynamo-efektu. Je poměrně proměnlivé, v současnosti je o 10 % slabší než před 150 lety. V průměru jednou za 250 000 let dochází ke změně polarizace magnetického pole.

Magnetické póly nejsou shodné se zeměpisnými a poměrně rychle se pohybují. Severní magnetický pól se nachází v arktickém souostroví Kanady (l = – 100°) a jižní v D’Urvilleově moři (l = 140°) poblíž Antarktidy.

Od Slunce proudí nadzvukovou rychlostí sluneční vítr, což jsou elektricky nabité elektrony a protony, přičemž tyto částice narážejí na magnetické pole Země, dochází k jejich stlačení, zahřívání a zpomalování. Tok částic získá podzvukovou rychlost, mění směr pohybu a obtéká magnetosféru. Jen málo částic se v magnetickém poli zachytí či dokonce pronikne až do atmosféry (vznik polárních září).  Součástí magnetosféry jsou dva páry van Allenových pásů, což jsou zóny vysoké koncentrace nabitých částic, které stíní Zemi od kosmického záření. Magnetické pole je na straně přivrácené Slunci stlačeno (délka 65 000 km), naopak na odvrácené straně protaženo do ohonu 260 000 km dlouhého. Magnetosféra je tedy výsledný prostor asymetrického a proměnlivého tvaru určený siločárami magnetického pole Země a působením slunečního větru.

Magnetické pole Země má 8 složek. Tyto složky získáme tak, že pomocí magnetometru se dozvíme směr pohybu částice. Jestliže jsme ve středu krychle, vytvoříme si x, y, z souřadnice, tečnou rovinu a svislici, která prochází námi a středem Země. Abychom získali složky magnetického pole, promítneme směr pohybu částice na souřadnice.

  • magnetická deklinace D, což je úhel mezi magnetickým a zeměpisným poledníkem. Probíhá-li magnetický poledník východně od zeměpisného je D kladná, probíhá-li západně od zeměpisného je D záporná. D se měří proti směru pohybu hodinových ručiček. V současnosti se magnetická osa neshoduje s osou rotace o 11°.
  • magnetická inklinace I je úhel mezi tečnou rovinou a magnetickou siločárou. I je kladná, noří-li se magnetická siločára pod tečnou rovinu, záporná, směřuje-li magnetická siločára nad tečnou rovinu. I slouží k výpočtu intenzity magnetického pole. Intenzita magnetického pole je největší na magnetických pólech.
  • promítnutí směru a velikosti pohybu částice na Gaussovskou krychli (promítnutí směru na osy x, y, z) je významnou lokální složkou magnetického pole.

Magnetická deklinace a inklinace vztahují lokální magnetické pole k magnetickému poli Země.

Makroskopické efekty magnetického pole

Polární záře jsou spjaty s gradientem (stlačením) siločar magnetického pole. V oblastech polárních zeměpisných šírek je gradient magnetického pole vysoký, tj. siločáry jsou na sebe nahuštěné a dochází zde k vysoké intenzitě elektrického pole.

Magnetometrie

Zabývá se studiem magnetického pole Země. V magnetickém poli však existují anomálie, které jsou způsobeny koncentrací magnetických minerálů v podloží (bazalty aj.).

Magnetické vlastnosti hornin závisejí na fyzikálně-chemických podmínkách při vzniku horniny a na procesech přeměny, jimž byla hornina podrobena. Anomální magnetické pole nad magnetizovaným geologickým objektem je závislé na jeho hloubce, velikosti, tvaru a na vektoru celkové magnetizace. Celková magnetizace je vektorovým součtem indukované magnetizace a přirozené remanentní magnetizace.

V době uložení sedimentu nebo krystalizace taveniny vzniká u některých minerálů trvalá orientace krystalů, kterou můžeme využít k datování a určení rychlosti pohybu litosférických desek (např. symetrické uspořádání shodně magnetizovaných hornin kolem oceánských riftů).

ELEKTRICKÉ POLE ZEMĚ

Vzniká na základě Coulombova zákona, podle kterého je síla působící mezi dvěma elektrickými náboji Q1 a Q2, jejichž vzdálenost je r, nepřímo úmerná druhé mocnině jejich vzdálenosti. Jsou-li oba náboje souhlasné (mají stejná znaménka), odpuzují se, jsou-li nesouhlasné (mají opačná znaménka), přitahují se. Elektrické pole Země vyrovnává elektrický potenciál mezi vzduchem, vodou a zemí prostřednictvím dynamických procesů, kterými jsou blesky či Eliášův oheň.

Blesk je jiskrový výboj, při kterém dochází k vybití elektrického náboje v krátkém čase (několik mikrosekund až 1 s), ale o vysoké proudové hodnotě (až 100 * 106 V) při bouřích mezi oblaky nebo mezi oblaky a zemí, které jsou nabity různými elektrickými náboji. Při blesku dojde k odvodu záporných nábojů z oblaků na zemi a kladných nábojů z oblaků do svrchních vrstev atmosféry.

Eliášův oheň je sršení elektřiny z hrotů v silném elektrickém poli (např. před bouřkou), kdy dochází k velkému úbytku kladného náboje země a tedy k obnovování jejího celkového záporného náboje.

Největší změny elektrického pole v přírodě způsobují turbulence či tepelné toky, které mohou nést elektricky nabité částice. Přírodního původu je globální a regionální elektrické pole. Antropogenní elektrické pole Země má pouze lokální ráz.

TEPELNÉ POLE ZEMĚ

Jeho studiem se zabývá geotermika. Nejdůležitější veličinou tepelného pole Země je hustota tepelného toku q (W * m-2), která udává množství tepla protékajícího na zemském povrchu jednotkovou plochou za jednotku času.

q = – u * l  ,

kde u je tepelný gradient (°C * m-1) a l tepelná vodivost (W * m-1 * °C-1).

Zemské teplo má dvě kategorie příčin:

1)     Je spjato s gravitačním polem a hmotností, kdy dochází k pronikání těžších prvků do středu Země, přičemž třením mezi částicemi se vytváří teplo.

2)     Radioaktivní teplo, které je způsobeno rozpadem radioaktivních izotopů v astenosféře. Radioaktivní teplo je hlavním zdrojem tepelného toku.

  • Poznámka: Čím je planeta mladší, tím je tepelný tok k jejímu povrchu větší.

K přenosu tepla dochází zářením, prouděním (plášťová konvekce, vulkanismus) a vedením (tepelná vodivost záleží na hornině). Špatnou tepelnou vodivost má např. rašelina, kde l = 0,07 W * m-1 * °C-1, naopak dobrou kvarcit (l = 5,3 W * m-1 * °C-1).

Tepelný gradient u (°C * m-1) představuje přírůstek teploty na jednotku hloubky. První km hloubky u = 10 až 40 °C * m-1. Větších hodnot dosahuje v aktivních oblastech (rifty, okolí sopek, aktivní zlomy).

Tepelný (geotermický) stupeň G (m * °C-1) je převrácenou hodnotou tepelného gradientu a představuje přírůstek hloubky na jednotku teploty. V prvních km hloubky je  G = 25 až 100 m * °C-1. Menších hodnot dosahuje v aktivních oblastech.

Nejvyšší tepelný tok vykazují orogenní aktivní zóny a seismicky aktivní oblasti. Využití zvýšeného tepelného toku tkví ve vyhřívání měst či skleníků (na Islandu, Aljašce). Naopak nejmenší tepelný tok mají oblasti štítu.

Podle časových změn tepelného toku můžeme charakterizovat vývoj přírody v daných oblastech.

Vulkanismus

Vulkanickou činností se rozumí všechny procesy související s pohybem magmatu uvnitř i na povrchu zemské kůry. Roztavená hornina neboli magma proniká na zemský povrch prostřednictvím sopek. U sopek může nastat jen jedna erupce a sopky vyhasnou a nikdy se už neprobudí nebo naopak mohou se u nich střídat období aktivity a spánku a až po velmi dlouhé době sopka definitivně vyhasne.

Vulkanická činnost:

a.      vulkanismus kontinentálních rozhraní:

·        riftové zóny - divergentní rozhraní kontinentálních desek, obvykle jde o středooceánské hřbety nebo o velké pevninské rifty. Typické jsou klidné erupce s velkými výlevy láv.

·        subdukční zóny - k vulkanické činnosti dochází na kontinentech a ostrovních obloucích přiléhajících k subdukční zóně. Typická je často vysoce explozivní, intenzivní sopečná činnost.

b.     intradeskový vulkanismus:

·        horké skvrny - jedná se o pásy sopek ve směru pohybu litosférických desek. Oblasti horkých skvrn jsou tvořeny řídkými bazaltickými lávami vytvářejícími plateaubazalty (např. Dekánská plošina, Kolumbijská plošina). Typickými příklady horkých skvrn jsou Havajské ostrovy a Kergueleny.

Tvar, rozměry a stavba sopky závisí na složení lávy a přítomnosti pyroklastik. Jednotlivé typy sopek se od sebe morfologicky i geneticky odlišují. Rozlišujeme stratovulkány, štítové sopky, tufové kužele (cinder cone) a výbušná hrdla (maary).

Nejčastějšími typy sopek jsou stratovulkány, které můžeme označit jako tzv. složené sopky, neboť jsou tvořené jak lávou, tak pyroklastiky. Z toho plyne, že u se u stratovulkánů střídají období výlevů s obdobími explozí.

© Zeměpis.com 2002 - 2017   |

Autor stránek zemepis.com nezodpovídá za obsah zde uveřejněných materiálů. Práva na všechny texty vlastní autor serveru! Publikování nebo další šíření obsahu serveru zemepis.com je bez písemného souhlasu provozovatele výslovně zakázáno a protiprávní - tedy vymahatelné soudně po osobě která jedná v rozporu s autorským právem.