Zemský plášť
Obsah boxu
Šablona:Infobox - geologická vrstva
Zemský plášť je jedna z geosfér, která se nachází mezi zemskou kůrou a zemským jádrem. Jedná se o zdaleka nejmohutnější vrstvu planety Země, která tvoří přibližně 84 % jejího celkového objemu a asi 67 % její hmotnosti. Sahá od Mohorovičićovy diskontinuity (v hloubce cca 35 km pod kontinenty a 7 km pod oceány) až po Gutenbergovu diskontinuitu na hranici s jádrem v hloubce zhruba 2 900 km.
Plášť je tvořen převážně pevnými, ale plastickými (viskoelastickými) silikátovými horninami. Jeho dynamika, zejména plášťová konvekce, je klíčovým motorem deskové tektoniky, která formuje povrch naší planety, způsobuje zemětřesení, vulkanismus a vznik pohoří.
🗺️ Struktura a rozdělení
Zemský plášť není homogenní vrstvou. Na základě změn v rychlosti šíření seismických vln, které jsou způsobeny změnami tlaku, teploty a minerálního složení, se dělí na několik dílčích vrstev.
Svrchní plášť
Svrchní plášť sahá od Mohorovičićovy diskontinuity do hloubky přibližně 660 km. Sám se dále dělí na dvě klíčové části s odlišnými fyzikálními vlastnostmi:
Litosféra
Nejvyšší, pevná a křehká část svrhního pláště tvoří spolu se zemskou kůrou tzv. litosféru (kamenný obal). Litosféra není souvislá, ale je rozlámána na jednotlivé litosférické desky, které se pohybují po poddajnější vrstvě pod nimi. Mocnost litosféry se pohybuje od několika desítek kilometrů pod oceány až po více než 200 km pod starými kontinentálními štíty.
Astenosféra
Pod litosférou se nachází astenosféra (slabá vrstva), která sahá přibližně do hloubky 410 km. Je charakteristická mírně vyšší teplotou, která se blíží bodu tání hornin. Díky tomu je tato vrstva plastická, méně pevná a umožňuje "plavání" a pohyb litosférických desek po svém povrchu. Právě v astenosféře dochází k hlavním konvekčním proudům.
Přechodová zóna
Mezi hloubkou 410 a 660 km se nachází tzv. přechodová zóna, která odděluje svrhní a spodní plášť. V této zóně dochází vlivem extrémního tlaku k fázovým přeměnám minerálů. Například dominantní minerál svrhního pláště, olivín, mění svou krystalickou strukturu na hustší formy – nejprve na wadsleyit (kolem 410 km) a poté na ringwoodit (kolem 520 km). Na hranici 660 km se ringwoodit rozpadá na ještě hustší minerály spodního pláště. Tyto skokové změny hustoty výrazně ovlivňují šíření seismických vln.
Spodní plášť
Spodní plášť se rozkládá od hloubky 660 km až po hranici s jádrem v hloubce 2 900 km. Tvoří největší část objemu pláště. Je hustší a méně viskózní než svrhní plášť, a to i přes mnohem vyšší teploty, protože obrovský tlak zde brání horninám v tání a udržuje je v pevném stavu. Dominantními minerály jsou zde bridgmanit (silikátový perovskit) a ferroperiklas. Konvekční proudy zde probíhají, ale jsou pravděpodobně pomalejší a mají jinou strukturu než v astenosféře.
Na samé bázi spodního pláště, v kontaktu s vnějším jádrem, se nachází specifická vrstva označovaná jako D″ (D double-prime). Je silná asi 200 km a je tepelně i chemicky velmi heterogenní. Předpokládá se, že je to "pohřebiště" subdukovaných litosférických desek a zároveň místo, kde se rodí plášťové chocholy.
🧪 Složení a vlastnosti
Chemicky je zemský plášť složen převážně z křemičitanových hornin bohatých na hořčík (Mg) a železo (Fe). Hornina, která nejlépe reprezentuje složení svrhního pláště, je peridotit, složený hlavně z minerálů olivínu a pyroxenů. S rostoucí hloubkou se tyto minerály vlivem tlaku mění na své vysokotlaké ekvivalenty.
- Teplota: Teplota v plášti stoupá s hloubkou. Zatímco na horní hranici s kůrou dosahuje stovek °C, na hranici s jádrem přesahuje 4 000 °C. Tento teplotní gradient je hlavním zdrojem energie pro konvekci.
- Tlak: Tlak roste s hloubkou lineárně, od několika kilobarů na vrcholu až po zhruba 136 GPa (1,4 milionu atmosfér) na hranici s jádrem.
- Viskozita: Plášť se chová jako viskoelastická látka. Na krátkých časových škálách (např. při průchodu seismických vln) je pevný a křehký. Na dlouhých geologických časových škálách (miliony let) se však chová jako extrémně vazká kapalina, která umožňuje pomalý tektonický pohyb.
🌋 Geodynamické procesy
Dynamika pláště je klíčová pro veškeré geologické děje na povrchu Země.
Plášťová konvekce
Plášťová konvekce je proces pomalého proudění materiálu v plášti, poháněný teplem unikajícím ze zemského jádra a rozpadem radioaktivních prvků v samotném plášti. Horký, a tedy méně hustý materiál stoupá k povrchu, u litosféry se ochlazuje, stává se hustším a opět klesá k jádru. Tento cyklický pohyb, připomínající vaření vody v hrnci, pohání pohyb litosférických desek rychlostí několika centimetrů za rok.
Plášťové chocholy (Mantle Plumes)
Plášťové chocholy jsou úzké proudy abnormálně horkého materiálu, které stoupají z hlubokých částí pláště (pravděpodobně z hranice D″) až k povrchu. Když takový chochol dosáhne litosféry, může ji natavit a vytvořit tzv. horkou skvrnu (hotspot) s intenzivním vulkanismem. Příkladem jsou Havajské ostrovy, Island nebo Yellowstone.
Subdukce
Subdukce je proces, při kterém jedna litosférická deska (typicky hustší oceánská) podsouvá pod druhou (kontinentální nebo jinou oceánskou) a noří se zpět do pláště. Subdukovaná deska je chladnější a hustší než okolní plášť a postupně klesá hlouběji, přičemž se ohřívá a recykluje. Tento proces je spojen s hlubokými zemětřeseními a vznikem sopečných ostrovních oblouků (např. Japonsko) nebo sopečných pohoří (např. Andy).
🔬 Metody výzkumu
Přímý průzkum pláště je kvůli extrémním podmínkám nemožný. Nejhlubší vrt na světě (Kola Superdeep Borehole) dosáhl hloubky jen něco málo přes 12 km. Naše znalosti o plášti proto pocházejí z nepřímých metod:
- Seismologie: Analýza šíření seismických vln (P-vln a S-vln) ze zemětřesení je nejdůležitějším nástrojem. Rychlost a dráha vln se mění v závislosti na hustotě, teplotě a složení materiálu, kterým procházejí. Právě díky seismologii byly objeveny hlavní diskontinuity (Mohorovičićova, Gutenbergova) a vnitřní struktura pláště.
- Xenolity: Některé sopky vynášejí na povrch úlomky hornin z pláště, tzv. xenolity. Tyto "vzorky" nám poskytují přímé informace o minerálním a chemickém složení svrhního pláště.
- Laboratorní experimenty: V laboratořích lze pomocí diamantových kovadlin a laserového ohřevu simulovat extrémní tlaky a teploty panující v plášti a studovat chování minerálů za těchto podmínek.
- Počítačové modelování: Výkonné superpočítače umožňují vytvářet komplexní modely plášťové konvekce a testovat různé hypotézy o dynamice nitra Země.
💡 Pro laiky
Představte si Zemi jako broskev. Tenká slupka je zemská kůra, na které žijeme. Obrovská, masitá dužina je zemský plášť a pecka uprostřed je zemské jádro.
Ačkoliv je plášť z horniny a technicky vzato je pevný, na geologické časové škále (miliony let) se chová jako extrémně hustý med nebo asfalt. Není to tekuté magma (to vzniká jen lokálním tavením v malých kapsách blízko povrchu), ale spíše velmi pomalu se převalující hmota.
Tohle pomalé převalování, zvané konvekce, je nejdůležitější proces uvnitř Země. Teplo z horkého jádra (pecky) ohřívá spodní část pláště (dužiny), která se stává lehčí a stoupá vzhůru. U povrchu se ochladí, ztěžkne a zase klesá dolů. Tento neustálý koloběh funguje jako obří motor, který na svém "hřbetě" unáší pevné kry zemské kůry. Právě tento pohyb způsobuje:
- **Pohyb kontinentů:** Afrika se vzdaluje od Jižní Ameriky.
- **Vznik hor:** Himaláj vznikl srážkou Indie s Asií.
- **Zemětřesení a sopečnou činnost:** Většina těchto jevů se odehrává na okrajích pohybujících se desek.
Bez dynamického pláště by byl povrch Země mrtvý, bez hor, sopek a neustálé obnovy.