Země jako planetární těleso

Zkusme Zemi popsat nejprve řečí čísel a základních faktů: Země je pátou největší planetou Sluneční soustavy a zároveň největší a nejhmotnější planetou terestrického typu (je jen o 5 % větší než Venuše). Pokud bychom pokračovali v prvenstvích naší planety, zjistíme rovněž, že má vzhledem ke svým rozměrům největší satelit obíhající kolem planety Sluneční soustavy. Absolutně největším měsícem Sluneční soustavy je sice Jupiterův Ganymed (průměr 5 268 km), vzájemný poměr hmotnosti Ganymedu a jeho mateřské planety je však zhruba 1:13 000, zatímco hmotnostní poměr Měsíce a Země jen 1:81. Není proto divu, že Zdeněk Kopal naši planetu v knize Vesmírní sousedé naší planety označil jako královnu terestrických planet.

Země je rovněž planetou s největší průměrnou hustotou ve Sluneční soustavě a je zřejmé, že ve svém nitru nahromadila při svém vzniku nejvíce tepla ze všech terestrických planet. To je ostatně důvod, proč je Země stále geologicky aktivním tělesem (probíhá zde především vulkanická a seismická aktivita). Největší podíl vnitřní energie Země obdržela v době před asi 4,6 miliardami roků, kdy docházelo k procesu akrece. Země tehdy byla vystavena intenzivnímu bombardování s rychle se pohybujícími planetesimálami (zárodky planet). Při střetu s těmito projektily se velká část jejich kinetické energie proměnila v teplo. Nárůst teploty během akrece lze vyjádřit vztahem:

kde G je gravitační konstanta, M – hmotnost planety a R – poloměr planety.

Tab. 1. Srovnání přírůstku teploty u vybraných těles Sluneční soustavy.

Dalším významným zdrojem vnitřní energie planety Země je teplo uvolněné při formování jádra, kdy těžší materiál klesá směrem k jádru a lehčí materiál stoupá k povrchu. Jde o proces diferenciace, při kterém se z původně homogenního tělesa tvořeného původním materiálem segreguje planetární nitro. Nárůst teploty planet při formování jádra udává vztah:

kde Δρ je rozdíl mezi hustotou jádra a pláště, R – poloměr planety, ρ – průměrná hustota, C – průměrná tepelná kapacita, G – gravitační konstanta a M – celková hmotnost planety.

Tab. 2. Nárůst tepla vlivem diferenciace.

Podstatným zdrojem vnitřní energie planet je rovněž teplo uvolněné radioaktivním rozpadem. Množství energie, která vzniká při radioaktivním rozpadu, lze měřit laboratorně. Měření se provádějí pro jednotlivé izotopy. Mezi nejdůležitější radioaktivní izotopy, které se podílejí na vnitřním zahřívání planetárních těles, patří ⁴⁰K, ²³⁸U, ²³⁵U a ²³²Th. Pokud tedy známe zastoupení jednotlivých izotopů v materiálu, z něhož vznikla Země, můžeme odvodit množství energie, kterým přispěly k zahřátí zemského nitra.

Zastoupení radioaktivních prvků pro celou Zemi naštěstí známe díky analýzám chondritických meteoritů. Jedná se o tyto přírůstky:  uran (18×10^-3 ppm) 1×10¹³ W, thorium (65×10^-3 ppm), 1×10¹³ W, draslík (170 ppm) 3,7×10¹² W, což je celkem 2,4×10¹³ W. Průměrný tepelný tok z nitra Země je však o něco vyšší (4,2×10¹³ W). Další teplo pochází z chemických přeměn minerálů uvnitř zemského tělesa. Pozn. Průměrný tepelný tok Země je podle Sclatera (1981).

Vnitřní stavba Země

Díky studiu šíření seismických vln zemským tělesem dnes mají geologové alespoň základní představu o tom, jak vypadá zemské nitro. Nejsvrchnější část Země tvoří zemská kůra, která sahá do průměrné hloubky 30 km. Rozlišujeme dva typy kůry: pevninskou a oceánskou. Větší mocnost má kůra kontinentální, která má menší hustotu (2,7 g/cm³) a obsahuje především horniny bohaté na křemík, sodík, draslík a hliník. Tenčí oceánská kůra má vyšší hustotu (2,9 g/cm³) a je složená z hornin bohatých na křemík, železo a hořčík.

Plášť (hloubka 700 až  2 690 km) zabírá objemově největší část zemského nitra (až 84 %). Skládá se ze silikátových hornin o relativně vysoké hustotě, které mají zvýšený obsah hořčíku a železa. Rozložení tepla v plášti je nehomogenní, což vedlo k formulaci hypotézy konvekčních buněk pláště. Konvekční buňky jsou definovány jako velmi rozsáhlé uzavřené proudy v plášti, ve kterých teplejší plášťová hmota stoupá vzhůru a chladnější hmota klesá dolů. Právě toto tepelné proudění pravděpodobně zajišťuje fungování deskové tektoniky. Na spodní hranici pláště, v hloubce 2 690 až 2 890 km, se nachází vrstva „D“, která je podle mnohých autorů nejbouřlivější oblastí nitra Země. Stýká se zde křemičitanový obal a kovové jádro.

Zemské jádro (hloubka 2 900 km) zahrnuje zhruba třetinu celkové hmotnosti Země. Jeho hustota se pohybuje až kolem 17,7 g/cm³. Je tvořeno polotekutým vnějším jádrem tvořeným především železem a niklem, ale také kobaltem, sírou a křemenem. Vnitřní jádro o průměru asi 1 220 km  je pevné a je tvořeno téměř výhradně železem a niklem.

Země při pohledu z vesmíru

Abychom si blíže představili povrch Země, zkusíme se podívat na naši planetu očima nezaujatého pozorovatele ze vzdálenosti několika milionů kilometrů. Při pohledu z vesmíru by se nám Země jevila převážně jako modrá planeta s bílými a hnědými oblastmi. Úžasně blankytné zabarvení vytvářejí rozsáhlé oceány kapalné vody, které pokrývají celé dvě třetiny jejího povrchu. Přítomnost vody na povrchu se přitom na vzhledu naši planety podepisuje nejen ve formě kapalné (oceány a moře), ale i ve formě plynné (bílá oblaka vodní páry vznášející se v atmosféře) a pevné (nápadné polární čepičky tvořené vodním ledem). Země je tedy skutečnou vodní planetou, které se v tomto ohledu nevyrovná žádný jiný planetární svět Sluneční soustavy, a jak uvedli Harold Thurman a Alan Trujilo v jejich knize Essentials of Oceanography^₁₎, výstižnější název pro naši planetu by proto byl spíš Voda, Oceán nebo Aqua než Země.

Zdaleka nejjasnějšími povrchovými útvary planety Země jsou při pozorování z vesmíru polární čepičky – pochopitelně jen v případě, že je naše planeta k pozorovateli natočena tak, aby je mohl vidět. Zaledněná Antarktida a Arktida totiž odráží přes 70 % slunečního světla, zatímco vodní hladina méně než 10 %. Pevniny přitom odrážejí od 10 do 30 % slunečního světla. Průměrně naše planeta (v závislosti na roční době) odráží zpět do kosmického prostoru zhruba 30 % slunečního světla; je tedy mnohem „méně lesklým“ světem než například sousední Venuše, která díky husté atmosféře odráží přes šedesát procent slunečního svitu.

Kromě přítomnosti vody ve všech třech skupenstvích se na celkovém vzhledu naší planety velmi významně podepisuje rovněž fungování tzv. deskové tektoniky. Tvar a rozmístění kontinentů, nejvyšší i nejnižší bod na Zemi²⁾, rozsáhlé věnce pohoří – to vše vzniklo díky komplikovanému pohybu litosférických desek, kterému začali geologové rozumět až ve druhé polovině 20. století. Kdybychom z pozemských oceánů odstranili veškerou vodu, staly by se dokonce útvary vzniklé působením deskové tektoniky vůbec nejnápadnějším rysem naší planety. Kromě již zmíněných projevů viditelných převážně na kontinentech, by se totiž na oceánských dnech ukázaly systémy středooceánských hřbetů, které se táhnou napříč všemi oceány a připomínají tak šev na basebalovém míči. Jejich celková délka dosahuje 80 000 kilometrů – čili dvojnásobek obvodu Země! Právě v místech středooceánských hřbetů přitom vzniká nová zemská kůra a představuje centra s největší vulkanickou a seismickou činností na naší planetě. S podobně rozsáhlým geologickým útvarem bychom se ve světě terestrických planet setkali snad jen na Marsu v podobě systémů údolí a kaňonů Valles Marineris.

Ačkoli jsou projevy pohybů litosférických desek na naší planetě velmi nápadné, pozorovatel nacházející se daleko za oběžnou dráhou Země, by její fungování pochopil jen velmi stěží – tedy pokud by deskovou tektoniku vůbec neznal. Pohyb litosférických desek totiž probíhá z hlediska délky lidského života velmi pomalu (několik cm za rok), takže k rozpoznání jejich komplikovaného pohybu by bylo potřeba pozorovat Zemi po miliony let. Tak dlouhou řadu pozorování si samozřejmě nemohou dovolit ani pozemští geologové. Mají však k dispozici jiný klíč k minulosti naší planety – horniny. Jejich podrobným studiem lze v mnoha případech zjistit, jak vypadala Země stovky milionů let předtím, než ji vůbec začali geologové zkoumat. V současnosti se navíc používají ke studiu Země natolik přesné metody, že jsou schopné zjistit i velmi pomalé pohyby zemské kůry. Takový luxus (množství hornin ke studiu a řadu geofyzikálních měření) si zatím geologové nemohou dopřát u žádného planetárního světa, než jen u Země. Kdybychom tedy fungování deskové tektoniky neznali ze Země, zřejmě bychom nebyli schopni zjistit její přítomnost ani na jiných planetárních světech.

Celou dobu jsme se věnovali projevům aktivního „života“ naší planety, přitom jsme ještě nezmínili život samotný. Byl by vůbec z vesmíru registrovatelný? Tento experiment uskutečnila kosmická sonda Galileo, která na své cestě k Jupiteru dvakrát proletěla blízko Země z důvodu urychlovacího manévru gravitačním polem naší planety. První průlet se odehrál 8. prosince 1990, kdy sonda minula Zemi ve vzdálenosti 938 km nad jejím povrchem. Druhý průlet byl naplánován na den přesně dva roky po prvním. V 15 hodin světového času sonda Galileo minula Zemi ve vzdálenosti pouhých 304 km od povrchu.

Poskytla sonda při svých blízkých průletech nějaké důkazy života na Zemi? Kupodivu to nebyly záběry pozemských měst (například v noci osvětlené aglomerace), ani zvláštní geometrické struktury na povrchu (sítě dálnic, povrchové doly, průmyslová centra), jež by jasně naznačovaly přítomnost civilizace, ale pozorování mnohem subtilnější. Omezíme-li se na prokázání života, můžeme důkazy shrnout do tří bodů³⁾: Zaprvé: v červeném oboru spektra lze zaznamenat silnou absorpci světla, zejména nad kontinenty, což způsobuje chlorofyl – zelené barvivo potřebné k fotosyntéze (rostliny se nám jeví jako zelené proto, že chlorofyl rozptyluje zelené světlo a pohlcuje červené a modré). Druhým důkazem je přítomnost kyslíku v atmosféře v množství, jaké mnohonásobně převyšuje obsah kyslíku v plynných obalech jiných planet. Atmosféra bohatá na kyslík je zvláštností, protože kyslík je vysoce reaktivní plyn a rychle se stává součástí stabilních molekul. Kyslík se tedy musí nějakým způsobem obnovovat, v tomto případě pomocí fotosyntézy rostlin.

Třetí důkaz o „živé“ planetě poskytuje metan, který se projevuje přítomností mnoha absorpčních pásů v infračervené oblasti spektra. Ačkoli sonda Galileo zjistila jen malé množství metanu v zemském ovzduší, bylo to důležité zjištění, protože metan je v kyslíkové atmosféře nestabilní – rychle se z ní odstraňuje oxidací, když se mění na vodu a oxid uhličitý. Zpět se ovšem dostává různými biologickými procesy, např. v důsledku pěstování rýže, intenzivního chovu dobytka, těžbě uhlí, uvolňuje se při hnilobných procesech na odpadních skládkách či v bažinách a mokřinách. Existuje ještě čtvrtý neklamný důkaz „živé“ planety Země, tentokrát dokonce obývané inteligentními bytostmi. Svědectvím technicky zaměřené civilizace je totiž přítomnost modulovaného a úzkopásmového záření v rádiové a mikrovlnné oblasti spektra, což je způsobeno především rádiovým či televizním vysíláním. Toto záření se zcela odlišuje od záření vznikajícího při přírodních procesech (elektrické výboje, nestability plazmatu apod.).

Na Zemi lze z oběžné dráhy rozlišit jen velmi malý počet impaktních kráterů. Tím se naše planeta výrazně odlišuje od všech terestrických planet, na kterých rozeznáme mnohem více stop po dopadech těles. Nízký počet zachovalých impaktních kráterů na zemském povrchu svědčí o velké geologické aktivitě Země, která starší struktury zahlazuje. Na snímku je jezero Manicouagan, které je pozůstatkem dopadu planetky o průměru asi pět kilometrů před asi 214 miliony lety. Kráter Manicouagan byl původně přes sto kilometrů široký, dnes je ale zřetelný pouze jeho pozůstatek v podobě prstýnkovité prohlubně zalité jezerem s průměrem 70 kilometrů, který snadno najdeme i v některých školních atlasech nebo na podrobnějších mapách severoamerického kontinentu. Zkuste si ostatně tento prstýnek najít v mapě sami: Nachází se zhruba na 51. stupni severní zeměpisné šířky a 69. stupni západní délky.

Poznámky:

1. Překlad v českém jazyce: Thurman, H., Trujilo, A. (2005): Oceánografie. – Computer Press, Brno.
2. Nejvyšším bodem na Zemi je vrchol Mount Everestu (8 850 m n. m.), který vznikl v důsledku srážky indické a euroasijské kontinentální desky. Nejnižším bodem je Mariánský příkop (–11 022 m n. m.), jenž vznikl subdukcí Pacifické desky pod desku Filipínskou.
3. Takto je formuloval Carl Sagan se svými spolupracovníky v časopisu Nature z 21. 10. 1993

Seznam literatury:

Costanza a kol. (1997): The value of the world's ecosystem services and natural capital.  – Nature 387:253-260.
Jones, W., B. (2007): Discovering the Solar System (Second Edition). – Wiley.
Imke, P. a Lissauer, J., J. (2007): Planetary Sciences. – Cambridge University Press.
Sagan, C.; Thompson, W. R.; Carlson, R.; Gurnett, D.; Hord, Ch. (1993): A search for life on Earth from the Galileo spacecraft. – Nature, Volume 365, Issue 6448, pp. 715-721.
Sclater, J. G.; B. Parsons a C. Jaupart (1981): Oceans and continents: Similarities and differences in mechanisms of heat loss. – J. Geophys. Res., 86, B12, 11535-11552.
 

Autor: Mgr. Pavel Gabzdyl, Hvězdárna a planetárium Brno

Vložit nový příspěvek