Przeczytaj
1. Teorie ruchu płyt litosfery
1.1. Teoria dryfu kontynentów (teoria Wegenera)
W 1912 r. niemiecki geofizyk Alfred Wegener przedstawił teorię dryfu kontynentów. Według niego istniejący w przeszłości jeden superkontynent, Pangea, pod wpływem powolnych ruchów litosfery na cięższej, plastycznej magmiemagmie znajdującej się w astenosferze, rozpadł się na kilka części.
Dowody Wegenera na poparcie opracowanej teorii:
dowody topograficzne – kontury kontynentów pasują do siebie jak elementy układanki (zauważył to już w 1620 r. Francis Bacon),
dowody biologiczne – na oddalonych współcześnie kontynentach występują podobne skamieniałości,
dowody geologiczne – na różnych kontynentach występują te same skały i złoża mineralne,
dowody klimatyczne – np. występowanie węgla świadczy o ciepłym i wilgotnym klimacie, a gliny zwałowe w Afryce – o zlodowaceniach karbońskich.
Wegener nie potrafił wyjaśnić przyczyny wędrówki kontynentów (wskazywał m.in. ruch obrotowy Ziemi oraz siły przyciągania Słońca i Księżyca), dlatego jego śmiała teoria nie zyskała szerokiego poparcia. Jednak w połowie XX w., w trakcie badań nad paleomagnetyzmem i budową skał odkrytego w 1948 r. Grzbietu Środkowoatlantyckiego, ponownie przywołano hipotezy Wegenera i kilkanaście lat później sformułowano teorię tektoniki płyt litosfery.
1.2. Teoria tektoniki płyt litosfery
Jest to teoria wyjaśniająca zjawisko dryfu kontynentów. Powstała w latach 60. XX wieku na podstawie teorii stworzonej przez Alfreda Wegenera, według której płyty litosfery ciągle zderzają się i rozchodzą. Wyjaśnia ona genezę procesów endogenicznych.
Podstawą do jej sformułowania były:
aktualne wówczas pęknięcia skorupy ziemskiej,
analiza wieku skał podłoża Oceanu Atlantyckiego – skały (bazalty) budujące środkową część dna oceanicznego (Grzbiet Śródatlantycki) są najmłodsze, a w miarę zbliżania się do kontynentów ich wiek rośnie,
satelitarne badania geodezyjne, które umożliwiły określenie współczesnego kierunku i tempa przemieszczania się płyt.
Założenia teorii tektoniki płyt litosfery
Granice bloków kontynentalnych mogą być pasywne (typu atlantyckiego – gdy leżą wewnątrz tych płyt) lub aktywne (typu andyjskiego – gdy leżą przy ich granicach).
Typy granic płyt tektonicznych | Procesy na krawędziach płyt tektonicznych | Charakterystyka i etapy zjawiska | Efekty | Przykłady |
rozbieżna | spreading dwóch płyt oceanicznych |
|
|
|
spreading dwóch płyt kontynentalnych |
|
| ||
zbieżna | subdukcja dwóch płyt oceanicznych |
|
|
|
subdukcja płyty oceanicznej pod kontynentalną |
|
|
| |
kolizja dwóch płyt kontynentalnych |
|
|
| |
transformująca | równoległe przesuwanie się dowolnych płyt względem siebie |
|
|
|
Uskok San Andreas znajduje się w Kalifornii pomiędzy płytą pacyficzną a płytą północnoamerykańską. Obie te płyty poruszają się w kierunku północno‑zachodnim, powstaje wrażenie, że ruch ich odbywa się w przeciwnych kierunkach. Dlaczego? Płyta pacyficzna porusza się szybciej (z prędkością 6 cm na rok), zaś amerykańska wolniej (1 cm na rok). Na linii powstałego uskoku znalazło się miasteczko Parkfield, w którym mieszka tylko 18 osób trudniących się rolnictwem, prowadzeniem motelu i kawiarni. Niemal codziennie zdarzają się tam niewielkie trzęsienia ziemi. Bardziej zagrożone jest San Francisco leżące na linii tegoż uskoku. Najgroźniejsze trzęsienia ziemi nawiedziły to miasto w roku 1906 i 1989.
Wyjaśnij pojęcie szwu tektonicznego.
2. Procesy geologiczne
Procesy geologiczne dzieli się najczęściej na endogeniczne (wewnętrzne) i egzogeniczne (zewnętrzne). W tym materiale zwrócono uwagę na procesy endogeniczne i ich dynamikę. Przebieg tych procesów w przeszłości geologicznej został przedstawiony w lekcji „Procesy endogeniczne – zagadnienia z geologii historycznejProcesy endogeniczne – zagadnienia z geologii historycznej”. Natomiast procesy egzogeniczne zostały opisane w materiale „Procesy egzogeniczneProcesy egzogeniczne”.
Procesy endogeniczne (wewnętrzne) | Procesy egzogeniczne (zewnętrzne) |
Ich źródłem jest energia cieplna wnętrza Ziemi, pochodząca z rozpadu nietrwałych promieniotwórczych pierwiastków (Indeks górny 4040K, Indeks górny 238238U, Indeks górny 235235U i Indeks górny 232232Th), która wywołuje ruch materii (prądy konwekcyjne), a tym samym powoduje zmiany w litosferze. | Ich źródłem jest energia słoneczna, a pośrednio warunki klimatyczne, budowa geologiczna, ukształtowanie powierzchni i siła grawitacji; należą do nich: denudacja (wietrzenie, ruchy masowe, erozja), transport i akumulacja (sedymentacja). |
Magmatyzm obejmuje plutonizm (proces tworzenia się magmy, jej przemieszczania i krzepnięcia wewnątrz Ziemi) i wulkanizm (proces wydobywania się magmy i innych materiałów z wnętrza litosfery na powierzchnię). Diastrofizm to z kolei ogół procesów prowadzących do ruchów i deformacji skorupy ziemskiej na dużych obszarach. Natomiast metamorfizmem nazywamy proces przeobrażania skał w warunkach wysokiej temperatury i wysokiego ciśnienia. Procesy te zostały omówiono niżej.
2.1. Plutonizm
Czym jest plutonizm?
Plutonizm (nazwa pochodzi od rzymskiego boga podziemia – Plutona) oznacza powolne procesy geologiczne zachodzące w głębi skorupy ziemskiej, które związane są z powstawaniem, przemieszczaniem, wdzieraniem się (intrudowaniem) magmy w istniejące warstwy skalne, jej zastyganiem oraz krystalizacją skał magmowych głębinowych (nazywanych też skałami plutonicznymi). Powolne krzepnięcie sprzyja wykształcaniu się kryształów widocznych gołym okiem. Skały mają więc budowę jawnokrystaliczną. W wyniku tego procesu powstają także skały magmowe żyłowe i metamorficzne. Z procesem tym mamy zatem do czynienia, gdy magma próbuje przedostać się na powierzchnię, lecz zostaje uwięziona w obrębie skorupy ziemskiej.
Intruzje magmowe
Formy plutoniczne nazywane są intruzjamiintruzjami magmowymi. Dzieli się je na intruzje zgodne i niezgodne z pierwotnym układem warstw. Wokół intruzji często dochodzi do przeobrażenia skał wskutek metamorfizmu regionalnego, któremu sprzyja wysoka temperatura krzepnącej magmy. Introdująca magma może porywać fragmenty skał, przez które się przedziera – są to ksenolity.
Intruzje zgodne | Intruzje niezgodne |
horyzontalne struktury ułożone zgodnie z pierwotnym układem warstw skalnych | struktury przecinające pierwotne warstwy skał |
|
|
Lakkolity powstają stosunkowo blisko powierzchni (0,5–3 km), dlatego też skały nadległe wybrzuszają się i powodują powstawanie wyniosłości na powierzchni terenu. Często nadległe skały ulegają erozji, odsłaniając skały plutoniczne.
Skały budujące intruzje oraz związane z nimi rudy metali (żelaza, chromu, niklu, platyny, złota) i kamienie szlachetne mają duże znaczenie gospodarcze. Skały plutoniczne są dobrym, stabilnym podłożem dla budownictwa. W bliskim sąsiedztwie intruzji występują wody termalne i mineralne.
Najrozleglejsze intruzje to batolity. Długi okres krzepnięcia skał doprowadził do wykształcenia się skał jawnokrystalicznych, w których kryształy widoczne są gołym okiem, np. granitów czy też sjenitów. Wokół nich skały osadowe ulegały przeobrażeniu, tworząc skały metamorficzne, np. łupki krystaliczne. W Polsce w karbonie na terenie obecnych Tatr Wysokich (Wschodnich) utworzył się batolit, który w trakcie orogenezy alpejskiej uległ wydźwignięciu, a następnie poddany został erozji. Przykładami form plutonicznych we współczesnej rzeźbie terenu są także: wzgórza Dartmoor w Anglii, północna część Kordylierów i granitowe partie Karkonoszy.
W głębokich kominach wulkanicznych z nagromadzenia rzadkich minerałów może powstać kimberlit – cenna skała, z której pozyskuje się diamenty. Występuje ona głównie w okolicach Kimberley w Republice Południowej Afryki, w Demokratycznej Republice Konga oraz w Jakucji na Syberii.
2.2. Wulkanizm
Wulkanizm oznacza procesy związane z wydostawaniem się na powierzchnię magmy i innych produktów wulkanicznych. Magma, wydostając się w formie płynnej substancji zubożonej o składniki gazowe, staje się lawą. Nazwa procesu pochodzi od rzymskiego boga ognia, czyli Wulkana.
2.2.1. Budowa wulkanu
Wulkan to miejsce wydobywania się z głębi Ziemi na jej powierzchnię produktów erupcji. Składa się z następujących elementów:
ognisko magmowe (komora magmowa) – zbiornik z magmą, który znajduje się w skorupie ziemskiej lub płaszczu ziemskim,
komin wulkaniczny – kanał, który łączy ognisko magmowe z powierzchnią,
krater – lejkowate ujście komina wulkanicznego, którym wydobywają się na powierzchnię produkty erupcji,
stożek wulkaniczny – wzniesienie uformowane z produktów kolejnych erupcji,
stożek pasożytniczy – mały wulkan powstały na stokach głównego stożka wulkanicznego lub u jego podnóża,
komin boczny – kanał, który łączy komin główny z powierzchnią stożka pasożytniczego.
2.2.2. Erupcja wulkaniczna i jej produkty
Erupcja wulkaniczna to proces wydobywania się składników stałych, ciekłych i gazowych na powierzchnię. Może być zarówno lądowa, jak i podmorska.
Produkty erupcji wulkanicznych
2.2.3. Specyficzne formy działalności wulkanicznej
Do specyficznych form działalności wulkanicznej należą:
kaldery – rozległe zagłębienia powstałe w wyniku rozerwania górnej części stożka wulkanicznego przez zatykającą go kwaśną, gęstą lawę lub po zapadnięciu się stożka wulkanicznego do opróżnionej komory magmowej, np. Santoryn (Grecja), Wezuwiusz (Włochy); niekiedy zalewane jest ono wodą, np. w przypadku Krakatau (Indonezja),
maary – koliste zagłębienia wypełnione wodą, otoczone pierścieniem tufowym, powstałe po eksplozji podgrzanych przez magmę wód podziemnych, np. w górach Eifel (Niemcy),
stożki żużlowe – nieduże stożki o stromych stokach, zbudowane z materiałów piroklastycznych, często eksplozywne,
neki (pnie) wulkaniczne – wzniesienia będące fragmentem dawnego komina wulkanicznego; zbudowane ze skał bardziej odpornych na erozję (z bazaltu) niż skały otaczające.
2.2.4. Klasyfikacje wulkanów
Pokrywy lawowe | Obszar występowania |
Afar | Arabia Saudyjska, Etiopia, Sudan, Egipt |
Trap Dekanu | Indie |
Madagaskar | Madagaskar |
Trap syberyjski (Putorana) | Rosja |
Franklin | północna Kanada, zachodnia Grenlandia |
Mackenzie | środkowa i północna Kanada |
Trap Niecki Parany | Brazylia, Urugwaj |
Płaskowyż Kergueleński | południowa część Oceanu Indyjskiego |
Wskaźnikiem rozmiarów (wielkości) erupcji jest najczęściej ilość produktów erupcji, wyrażona ilością wyemitowanej tefry lub lawy. W celu określenia ilości tefry lub potoków lawowych należy przeprowadzić badania terenowe i określić przestrzenny ich zasięg i grubości warstw tefry lub potoków lawy. Znając te parametry, można oszacować objętość tych produktów wulkanicznych. Obecnie stosuje się skalę VEI (ang. Volcanic Explosivity Index; wskaźnik eksplozyjności wulkanicznej). Skala ta składa się z 9 stopni: od 0 do 8. Erupcje najsłabsze (VEI = 0–1) mają zwykle charakter efuzyjny, z wyrzutem bardzo małej ilości tefry. Każdy następny stopień skali powyżej 1 odpowiada wyrzutowi 10‑krotnie większej objętości tego materiału. Największe erupcje (VEI = 8) mają zwykle charakter eksplozywny i powodują wyrzut ogromnej ilości tefry. Skala ta bierze pod uwagę także wysokość słupa popiołów. Szczegóły zostały przedstawione w poniższej tabeli. Żeby porównać rozmiary erupcji eksplozywnych i efuzyjnych, wykorzystuje się wskaźnik DRE (z ang. Dense Rock Equivalent, odpowiednik litej skały). Bierze on pod uwagę ilość wydobytego materiału (również lawy, którą pomija się w skali VEI).
VEI | Objętość tefry [kmIndeks górny 33] | Wysokość pióropusza [km] | Globalna częstość występowania |
---|---|---|---|
0 1 2 3 4 5 6 7 8 | > 0,000001 > 0,00001 > 0,001 > 0,01 > 0,1 > 1 > 10 > 100 > 1000 | < 0.1 0,1‑1 1‑5 3‑15 10‑25 > 25 > 25 > 25 > 25 | codziennie codziennie co tydzień co roku ~ co 10 lat ~ co 50 lat ~ co 100 lat ~ co 1000 lat ~ co 10 000‑100 000 lat |
Indeks górny Źródło: M. Awdankiewicz, Największe erupcje wulkaniczne na Ziemi,”Kosmos. Problemy Nauk Biologicznych” 2011, t. 60, nr 3–4, s. 227–234. Indeks górny koniecŹródło: M. Awdankiewicz, Największe erupcje wulkaniczne na Ziemi,”Kosmos. Problemy Nauk Biologicznych” 2011, t. 60, nr 3–4, s. 227–234.
2.2.5. Rozmieszczenie wulkanów
Poniżej przedstawiono obszary, na których występuje duża liczba wulkanów:
Główne obszary występowania wulkanów:
Korzystając z atlasu geograficznego, wskaż położenie poniższych wulkanów.
Wybrane wulkany według kontynentów | |
---|---|
Afryka | |
Meru | Tanzania |
Kamerun | Kamerun |
Teide | Teneryfa |
Fogo | Wyspy Zielonego Przylądka |
Ameryka Południowa | |
Salado | Chile/Argentyna |
Cotopaxi | Ekwador |
Ruiz | Kolumbia |
Ameryka Północna | |
Orizaba | Meksyk |
Popocatepetl | Meksyk |
Wrangell | Alaska |
St. Helens | USA |
Ameryka Środkowa | |
Tajumuluco | Gwatemala |
Santa Maria | Gwatemala |
Mt Pelee | Martynika |
Antarktyda | |
Erebus | Morze Rossa |
Australia i Oceania | |
Manua Loa | Hawaje |
Manua Kea | Hawaje |
Kilauea | Hawaje |
Azja | |
Kluczewska Sopka | Rosja |
Fudżi | Japonia |
Tambora | Indonezja |
Europa | |
Etna | Włochy |
Beerenberg | Jan Mayen |
Eyjafjallajökull | Islandia |
Hekla | Islandia |
Wezuwiusz | Włochy |
Stromboli | Włochy |
Laki | Islandia |
Procesami towarzyszącymi działalności wulkanicznej, ale także procesami postwulkanicznymi (takimi, które występują również po wygaśnięciu wulkanu) są:
wyziewy gazów (ekshalacje), omówione wyżej,
wody termalne i mineralne,
gorące źródła i gejzery,
rozpuszczanie przez gorącą wodę związków chemicznych w jednym miejscu i wytrącaniu w innym (powstawanie w ten sposób złóż wielu metali, niemetali i kamieni szlachetnych).
2.2.6. Wpływ zjawisk wulkanicznych na środowisko geograficzne
Zjawiska wulkaniczne oraz im towarzyszące wywierają zarówno pozytywny, jak i negatywny wpływ na środowisko naturalne oraz człowieka i jego działalność.
Rok | Wydarzenie |
~1400 r. p.n.e. | Eksplozja Santorynu na Morzu Egejskim |
79 r. n.e. | Wybuch Wezuwiusza we Włoszech |
1669 r. | Wybuch Etny we Włoszech |
1815 r. | Wybuch wulkanu Tambora na wyspie Sumbawa w Indonezji |
1883 r. | Erupcja KrakatauErupcja Krakatau w Cieśninie Sundajskiej między Jawą a Sumatrą |
1902 r. | Wybuch wulkanu Pelée na Martynice |
1912 r. | Erupcja wulkanu Katmai na Alasce |
1956 r. | Wybuch wulkanu Bezimiennego na Kamczatce |
1980 r. | Erupcja wulkanu St. Helens w zachodniej części USA |
1982 r. | Erupcja wulkanu El Chicón w Meksyku |
1985 r. | Wybuch Nevado del Ruiz w Kolumbii |
1991 r. | Wybuch wulkanu Pinatubo na Filipinach |
2011 r. | Erupcja wulkanu Puyehue w Chile |
2018 r. | Erupcja wulkanu Fuego w Gwatemali |
Prognozy nadchodzących erupcji wulkanicznych są dość wiarygodne, lecz monitoring wulkanów jest bardzo drogi. Do zjawisk wyprzedzających ten proces zalicza się m.in. wzrost aktywności sejsmicznej (trzęsienia ziemi), niewielkie zmiany rzeźby terenu, zmiany składu chemicznego i poziomu wód podziemnych, większą niż zwykle emisję gazów czy anomalie magnetyczne i grawitacyjne. Warto także dodać, że w takiej sytuacji zdjęcia satelitarne w podczerwieni wskazują na podwyższoną temperaturę wokół wulkanu. Natomiast w celu zapobiegania negatywnym konsekwencjom wulkanizmu należy:
osiedlać się na obszarach położonych z dala od wulkanów (choć często obszary te są gęsto zaludnione z uwagi na żyzne gleby, np. na Jawie),
posiadać sprawny system ostrzegawczy i możliwość szybkiej ewakuacji,
tworzyć solidniejsze konstrukcje domów (np. dachów),
budować odpowiednie zapory ziemne, odgrodzenia w postaci murów, istotne jest także polewanie płynącej lawy zimną wodą w celu utworzenia naturalnej bariery dla kolejnych ilości lawy.
2.3. Metamorfizm
W wyniku metamorfizmu pod wpływem wysokiej temperatury i wysokiego ciśnienia skały skorupy ziemskiej ulegają przekształceniu, przeobrażeniu i stają się skałami metamorficznymi. Zmienia się zarówno ich skład mineralny, jak i budowa wewnętrzna. Innymi czynnikami, które mają wpływ na ten proces, są także gorące gazy ulatniające się z magmy i przenikające do skał, a także gorące roztwory krążące w przestrzeniach skalnych. Kluczowy jest także czas. Gdy skały te znajdą się na powierzchni, tworzą wysokie wzniesienia o znacznej odporności na procesy niszczące. Proces ten jest długotrwały. Najbliżej powierzchni tworzą się m.in. łupki i fyllity, głębiej – gnejsy i amfibolity, natomiast na dużych głębokościach – eklogity i granulity.
Rodzaje metamorfizmu
termiczny (kontaktowy):
przebiega w sąsiedztwie intruzji magmowych,
głównym czynnikiem jest wysoka temperatura,
ma ograniczony zasięg z uwagi na małe przewodnictwo cieplne skał;
regionalny:
występuje głównie w strefie subdukcji,
zależy w podobnym stopniu od wszystkich czynników,
ma większy zasięg;
dyslokacyjny:
występuje na obszarach o dużych naciskach bocznych (ciśnienie kierunkowe),
powoduje to kruszenie skał i powstawanie tzw. brekcji tektonicznych;
zderzeniowy:
związany z dużymi impaktami, czyli uderzeniami znacznej wielkości meteorytów,
głównymi czynnikami są gwałtowny wzrost temperatury i ciśnienia,
w takich warunkach następuje szybkie topnienie i odparowanie części skał.
Niektóre produkty metamorfizmu są wykorzystywane przez człowieka (np. rudy żelaza, marmury i kwarcyty).
Wymień podobieństwa i różnice między plutonizmem i metamorfizmem.
2.4. Ruchy górotwórcze a deformacje tektoniczne
2.4.1. Deformacje tektoniczne
Większość górotworów jest zaburzona w wyniku ruchów tektonicznych. Występujące w nich deformacje tektonicznedeformacje tektoniczne dzieli się na ciągłe i nieciągłe.
Deformacje tektoniczne
ciągłe:
takie, w których zachowana została ciągłość warstw skalnych;
na przykład fałd;
nieciągłe:
takie, w których ciągłość powstałych wcześniej warstw została zakłócona;
na przykład uskok.
Obszar o przewadze deformacji ciągłych ma budowę fałdową, a obszar o przewadze deformacji nieciągłych ma budowę zrębową.
Fałd
Najprostszą deformacją ciągłą jest fałd. Jest to wygięcie warstw skalnych wskutek nacisków bocznych. Fałd składa się z następujących elementów:
antyklina (siodło) – warstwy skalne wygięte ku górze, wewnątrz których znajdują się skały starsze, a na zewnątrz – skały młodsze (tzw. część wklęsła),
synklina (łęk) – warstwy skalne wygięte ku dołowi, wewnątrz których znajdują się skały młodsze, a na zewnątrz – skały starsze (tzw. część wypukła),
skrzydło – zespół warstw skalnych o nachyleniu w jednym kierunku, które są częścią antykliny lub synkliny,
przegub – część warstwy fałdowanej posiadająca największą krzywiznę,
jądro – część wewnętrzna fałdu,
oś fałdu – linia biegnąca przez środek antykliny lub synkliny,
powierzchnia osiowa – łączy osie fałdu.
Wyróżnia się następujące rodzaje fałdów: stojący, pochylony, obalony, leżący i przewalony.
Fałdy można podzielić także na symetryczne i asymetryczne.
Czasem zdarza się inwersja rzeźby, kiedy młodsze warstwy antykliny ulegają erozji w wyniku niewielkiej odporności na niszczenie. Rzeźba terenu wskazuje wtedy – przeciwnie do struktury geologicznej – na obniżenie terenu (jak na obszarze oznaczonym literą A).
Płaszczowina (fałd kompensacyjny)
Jest to silnie sfałdowana pokrywa warstw skalnych, która została oderwana od podłoża, przesunięta na znaczną odległość i nasunięta na dany obszar na skutek poziomych nacisków bocznych, dlatego też określa się ją jako formę pośrednią między deformacjami ciągłymi i nieciągłymi.
Uskok
Jest to podstawowa deformacja nieciągła, którą stanowi pęknięcie warstw skalnych i ich przemieszczenie względem tego pęknięcia. Pojedynczy uskok tworzy skrzydło wiszące (część warstw skalnych przemieszczona do góry) i skrzydło zrzucone (część warstw skalnych przemieszczona w dół). Wyróżnia się następujące rodzaje uskoków:
normalny – powierzchnia uskokowa jest nachylona w kierunku skrzydła zrzuconego,
odwrócony – powierzchnia uskokowa jest nachylona w kierunku skrzydła wiszącego,
przesuwczy – kierunek przemieszczania się skrzydeł jest równoległy do powierzchni uskokowej.
Jeżeli na danym obszarze występuje zespół uskoków, wówczas tworzą one następujące elementy:
zrąb tektoniczny (horst) – ograniczony uskokami blok wydźwignięty w stosunku do obszarów sąsiednich,
rów tektoniczny (graben) – ograniczony uskokami blok obniżony w stosunku do obszarów sąsiednich, zwykle o wydłużonym kształcie; jeżeli ma duże rozmiary, a uskoki nie są do siebie równoległe, mówimy o zapadlisku tektonicznym.
Szczególnym typem deformacji nieciągłej skał powstałej wskutek wzajemnego przesunięcia w poziomie jednej masy skalnej na drugą jest nasunięcie.
2.4.2. Typy gór
Ze względu na genezę wyróżnia się następujące typy gór: fałdowe, zrębowe, wulkaniczne i kopułowe.
Góry fałdowe
Są one skutkiem ruchów górotwórczych (orogenicznych, orogenez, fałdowań), czyli ogółu procesów powstawania gór w wyniku działania bocznych sił tektonicznych. Stanowią rozległe pasma o znacznych wysokościach. Ruchy wypiętrzające wynoszą warstwy skalne (zakumulowane osady) na znaczną wysokość, tworząc górotwór (łańcuch górski) o budowie fałdowej (i płaszczowinowej). W budowie takich gór dominują zatem deformacje ciągłe – fałdy i płaszczowiny. Ruchy te trwają dziesiątki, setki, a nawet miliony lat. Przebiegają w kilku fazach, aktywniejszych lub spokojniejszych. Towarzyszą im: wulkanizm, metamorfizm i plutonizm.
Można wyróżnić następujące etapy powstawania i zaniku gór fałdowych:
gromadzenie się (akumulacja) osadów,
fałdowanie osadów na skutek ruchu płyt litosfery,
przeobrażanie materiału skalnego,
wypiętrzanie materiału skalnego,
powstanie w wielu przypadkach (np. w strefie subdukcji) ognisk magmowych i występowanie magmatyzmu,
powstanie górotwóru,
wpływ ruchów egzogenicznych (np. denudacji) i izostazjiizostazji, które wpływają na wysokość utworzonego górotworu (wraz z postępującą denudacją górna część górotworu zostaje erodowana, a jednocześnie – w wyniku zmniejszania ciężaru – działają ruchy wstępujące; w efekcie pozostałością dawnego górotworu jest jego dawna dolna część znajdująca się tuż pod powierzchnią; tak zniszczone dawne orogeny znajdują się np. w Karelii – północno‑wschodnia Europa).
Górotwór i góra to nie są pojęcia tożsame, gdyż góry są jednostkami morfologicznymi, a górotwory – genetycznymi (górotwór nie musi być wypukły, a góra nie musi powstać w wyniku orogenezy).
Góry fałdowe występują w strefach krawędziowych płyt litosfery, ponieważ powstają:
w wyniku subdukcji płyty oceanicznej pod kontynentalną – osady oceaniczne są zdzierane i fałdowane – np. Andy, Kordyliery, Góry Skaliste,
w wyniku kolizji dwóch płyt kontynentalnych – osady morskie między płytami są zdzierane i fałdowane – np. Himalaje, Alpy, Karpaty, Atlas.
W związku z tym góry fałdowe są zbudowane głównie z plastycznych osadów morskich (np. fliszufliszu, czyli kompleksu skał osadowych zbudowanych z naprzemiennych warstw zlepieńców, piaskowców i łupków ilastych), które zazwyczaj stanowią zewnętrzne części łańcuchów górskich. Natomiast centralne części stanowią często odsłonięte intruzje magmowe. Są najczęściej występującym typem gór. Należą do nich góry orogenezy alpejskiej, w ich budowie dominują fałdy i płaszczowiny.
W historii geologicznej fanerozoiku wyróżnia się trzy główne ruchy górotwórcze – kaledońskie, hercyńskie i alpejskie. Zostały one omówione niżej. Wcześniej miały miejsce inne orogenezy, np. bajkalska, karelska, białomorska czy katangijska, jednakże nie są one do końca zbadane z uwagi na to, że miały miejsce bardzo dawno temu.
Góry zrębowe
Są one efektem pionowego przemieszczania się warstw skalnych wzdłuż uskoków skalnych na obszarach już pofałdowanych (najczęściej w paleozoiku). Najczęściej są to stare góry o skałach mało plastycznych, dlatego zbudowane są z nieciągłych struktur tektonicznych, lecz w budowie warstw skalnych wyróżnić można stare elementy fałdowe i płaszczowinowe. Z uwagi na to, że najczęściej góry zrębowe należały wcześniej do gór fałdowych, lecz zostały odmłodzone i porozcinane uskokami, nazywa się je często górami fałdowo‑zrębowymi.
Główne ruchy górotwórcze a typy gór
W fanerozoiku wyróżnić można trzy główne orogenezy (ruchy górotwórcze, fałdowania). Za główną orogenezę danych gór uznaje się tę, podczas której zostały wymodelowane (sfałdowane) po raz pierwszy. Góry fałdowe wypiętrzone w wyniku orogenezy kaledońskiej i hercyńskiej zostały odmłodzone (silnie zdenudowane, spłaszczone, porozcinane uskokami) podczas orogenezy alpejskiej i stały się górami zrębowymi. Natomiast góry wypiętrzone podczas orogenezy alpejskiej są górami fałdowymi.
Stare góry, które powstały w wyniku orogenezy kaledońskiej i hercyńskiej, odznaczają się łagodnymi stokami i małymi wysokościami bezwzględnymi i względnymi. Młode góry, powstałe w wyniku orogenezy alpejskiej, odznaczają się bardziej stromymi stokami i większymi wysokościami bezwzględnymi i względnymi. Centralne części tych gór charakteryzują się występowaniem ostrych grani i form polodowcowych.
Orogenezy | Najważniejsze orogenezy w fanerozoiku | ||||
kaledońska (od kambru | hercyńska/ waryscyjska (od dewonu do permu) | alpejska (od triasu do dziś) | |||
Typy gór | góry zrębowe – kaledonidy | góry zrębowe – hercynidy/ waryscydy | góry fałdowe – alpidy | ||
p g | Europa |
|
| strefa śródziemnomorsko‑himalajska:
| |
Azja |
|
| strefa śródziemnomorsko-
| strefa pacyficzna:
| |
Afryka |
| strefa śródziemnomorsko-
| |||
Ameryka Północna |
|
| strefa pacyficzna:
| ||
Ameryka Południowa | strefa pacyficzna:
| ||||
Australia |
|
| strefa pacyficzna:
|
Wskaż na mapie świata poszczególne góry wymienione w powyższej tabeli.
Góry wulkaniczne
Góry wulkaniczne na lądach tworzą najczęściej pojedyncze stożki rozrastające się dookoła krateru lub istnieją jako wyspy. Tworzą się w wyniku wypływu lawy oraz wydostawania się materiału piroklastycznego na powierzchnię. Warto podkreślić, że nie powstają na skutek ruchów górotwórczych (procesów tektonicznych), lecz mogą się tworzyć w ich towarzystwie. Dlatego też ich występowanie na Ziemi jest ściśle związane:
ze strefami subdukcji płyt litosfery (występowanie w obrębie łańcuchów górskich),
ze strefami spreadingu płyt litosfery, zarówno w obrębie oceanów (grzbiety śródoceaniczne), jak i kontynentów,
z plamami (punktami, pióropuszami) gorąca (z ang. hot spots), czyli miejscami przedostania się szczególnie gorącej magmy przez płytę litosfery pod wpływem wyjątkowo wysokich temperatur panujących w zewnętrznej warstwie płaszcza Ziemi – ich występowanie jest niezależne od granic płyt litosfery.
Występują na obszarach zarówno współczesnej, jak i dawnej aktywności wulkanicznej. Przykładami gór wulkanicznych są: Wezuwiusz, Etna, Kilimandżaro, Hawaje, góry Kamczatki, góry Jawy.
Góry kopułowe
Stanowią zwykle rozległe wybrzuszenia o niedużej wysokości, powstałe w wyniku utworzenia podziemnego lakkolitu. Przykładem gór kopułowych są Black Hill Mountains.
2.5. Trzęsienia ziemi (ruchy sejsmiczne)
Czym są trzęsienia ziemi?
Trzęsienia ziemi to gwałtowne drgania skorupy ziemskiej w postaci pojedynczych wstrząsów lub serii drgań wywołane przemieszczaniem się mas skalnych. Drgania te rozchodzą się w postaci fal sejsmicznych. Przed fazą główną trzęsienia ziemi mogą pojawić się wstrząsy wstępne. Trzęsienia ziemi rejestrowane są przez sejsmografy, w których poziome lub pionowe wahadła wykonują wykres (sejsmogram) na obracającej się taśmie. Po fazie najsilniejszych wstrząsów często pojawiają się wstrząsy wtórne, które mogą okazać się równie niebezpieczne.
Od hipocentrum rozchodzą się we wszystkich kierunkach fale podłużne i poprzeczne, natomiast fale powierzchniowe rozchodzą się we wszystkich kierunkach od epicentrum. Fale podłużne są najszybsze i przemieszczając się w rożnych warstwach (o różnych właściwościach fizycznych), zmieniają też swoją prędkość. Fale poprzeczne przemieszczają się jedynie w ciałach stałych.
Rodzaje trzęsień ziemi
Drgania ziemi mogą być wynikiem procesów naturalnych i antropogenicznych. Trzęsienia ziemi można podzielić ze względu na przyczynę (genezę) oraz ze względu na głębokość hipocentrum.
ze względu na przyczynę (genezę) | ||
---|---|---|
tektoniczne | wulkaniczne | zapadowe (zapadliskowe) |
|
|
|
ze względu na głębokość hipocentrum | ||
płytkie | średnie | głębokie |
do 70 km w głąb ziemi – są najgroźniejsze | od 70 do 350 km | od 350 do 700 km |
Obszar wokół epicentrum, na którym trzęsienie ziemi odczuwalne jest przez ludzi, nazywa się obszarem makrosejsmicznym. W większej odległości rozciąga się obszar mikrosejsmiczny, na którym wstrząsy wyczuwają jedynie sejsmografy.
Rozmieszczenie trzęsień ziemi
Wyróżnia się obszary:
sejsmiczne (miejsca częstych trzęsień ziemi; położone przede wszystkim na granicach płyt litosfery, gdzie często dochodzi do przesunięcia mas skalnych, a w szczególności na obszarze Ognistego Pierścienia Pacyfiku, alpejskie pasma fałdowe, basen Morza Karaibskiego, grzbiety śródoceaniczne),
pensejsmiczne (miejsca sporadycznych wstrząsów o mniejszej intensywności; stanowią je głównie strefy starych górotworów paleozoicznych),
asejsmiczne (trzęsienia ziemi tam nie występują; stanowią je głównie wnętrza płyt litosfery, stare platformy kontynentalne i dna basenów oceanicznych).
Skutki trzęsień ziemi
Trzęsienia ziemi są zjawiskiem powszechnym, choć najczęściej niewyczuwalnym przez człowieka. Stopień zniszczeń uzależniony jest od wielu czynników: odległości od epicentrum, budowy geologicznej, rodzaju zabudowy, gęstości zaludnienia, odległości od linii brzegowej, świadomości i wiedzy ludzi na temat trzęsienia ziemi.
Skale służące do opisu trzęsienia ziemi
Do pomiaru trzęsień ziemi służą najczęściej dwie skale: Meracallego i Richtera. Skala Richtera jest wprawdzie skalą otwartą, jednak w związku z tym, że nie zanotowano dotąd trzęsienia ziemi o magnitudzie większej niż 9,5 (w Chile w 1960 r.), skalę kończy się najczęściej na 10. stopniu.
Data | Miejsce | Magnituda | Liczba ofiar |
---|---|---|---|
893 r. | rejon miasta Ardabil (Iran) | nieznana | ok. 150 |
1138 r. | rejon miasta Aleppo (Syria) | ok. 8,5 | ok. 230 |
1556 r. | prowincja Shaanxi (Chiny) | ok. 8,0 | ok. 830 |
16 grudnia 1920 r. | prowincja Gansu (Chiny) | 7,8 | 200 |
1 września 1923 r. | rejon Tokio (Japonia) | 7,9 | 143 |
22 maja 1927 r. | prowincja Qinghai (Chiny) | 7,6 | 41 |
31 maja 1935 r. | region Kwety (Indie) | 7,5 | 30 |
26 grudnia 1939 r. | rejon miasta Erzincan (Turcja) | 7,8 | 32 |
6 października 1948 r. | rejon Aszchabadu (Turkmenistan) | 7,3 | 110 |
31 maja 1970 r. | region Ancash (Peru) | 7,9 | 66 |
28 lipca 1976 r. | region Tangshan (Chiny) | 7,5 | 655 |
26 grudnia 2003 r. | rejon miasta Bam (Iran) | 6,6 | 31 |
26 grudnia 2004 r. | Ocean Indyjski, wybrzeża północnej Sumatry, Indonezja | 9,0 | 228 |
12 maja 2008 r. | prowincja Syczuan (Chiny) | 7,9 | 87 |
12 stycznia 2010 r. | region Port‑au‑Prince (Haiti) | 7,0 | 222 |
11 marca 2011 r. | 130 km od wschodniego wybrzeża wyspy Honsiu | 9,0 | ok. 11 |
Indeks górny Źródło: Repetytorium PWN. Indeks górny koniecŹródło: Repetytorium PWN.
Polskę zaliczamy do obszarów asejsmicznych i pensejsmicznych. Nie oznacza to jednak, że w naszym państwie trzęsienia nie występują. Najczęściej niewielkie drgania skorupy obserwujemy w Karpatach, Sudetach oraz w strefie oddzielającej obszar platformy wschodnioeuropejskiej od paleozoicznej. Najwięcej wstrząsów – dochodzących nawet do ok. 5 stopni w skali Richtera – odnotowuje się w kopalniach na Górnym Śląsku. W 2004 i 2008 r. trzęsienie ziemi nawiedziło również północną Polskę, uważaną dotąd za obszar asejsmiczny.
Sposoby ograniczania skutków trzęsień ziemi
Nie możemy jeszcze obecne zapobiegać trzęsieniom ziemi. Możemy jedynie ograniczać ich skutki.
Sposoby ograniczania skutków trzęsień ziemi
prace nad dokładnym rozpoznaniem ruchów płyt tektonicznych i opracowaniem modelu, który przewidywałby nadchodzące trzęsienia:
symptomy – nietypowe zachowanie zwierząt (np. specjalnych ryb akwariowych), zmiany ciśnienia atmosferycznego, zmiany pola magnetycznego Ziemi i przewodnictwa elektrycznego skał,
zmiany zawartości radonu w wodach podziemnych – bardzo dokładne geodezyjne pomiary satelitarne ruchu płyt tektonicznych;
działania profilaktyczne i prewencyjne:
informowanie ludności o sposobie zachowania podczas trzęsienia ziemi (również szkolenia pracowników),
usprawnienie systemu ratownictwa przeciwpożarowego i medycznego,
system monitorujący i ostrzegawczy,
przystosowanie budownictwa (Korea, Japonia) – małe budynki, lekkie konstrukcje, żelbeton, fundamenty na sprężynach,
system zabezpieczeń instalacji gazowych (w wyniku trzęsienia ziemi uwalnia się gaz, wywołując liczne pożary, ponadto sieci wodociągowe są również uszkadzane, więc brakuje wody na ich gaszenie),
współpraca międzynarodowa.
2.6. Ruchy pionowe skorupy ziemskiej
Płyty litosfery poruszają się po plastycznej astenosferze o większej gęstości. Pod wpływem większej grawitacji cięższe fragmenty skorupy ziemskiej zanurzają się głębiej w półpłynnej masie astenosfery. Do ruchów pionowych skorupy ziemskiej zalicza się ruchy epejrogeniczne (gr. epejros ‘ląd’, lądotwórcze) i talasogeniczne (gr. thalassa ‘morze’, oceanotwórcze) oraz ruchy izostatyczne.
Ruchy epejrogeniczne (lądotwórcze) i talasogeniczne (oceanotwórcze)
Ruchy epejrogeniczne (lądotwórcze) i talasogeniczne (oceanotwórcze) są powolnymi, pionowymi ruchami skorupy ziemskiej (odpowiednio: wznoszącymi i obniżającymi). Ich efektem są zmiany zarysu lądów i mórz. W odróżnieniu od ruchów izostatycznych, wywołują je nie do końca wyjaśnione czynniki wewnętrzne:
naprężenia płyt litosfery,
przemieszczanie się magmy,
przemiany materii na granicy litosfery i astenosfery,
zmiany objętości podłoża kontynentów uwarunkowane temperaturą.
Podczas tych procesów nie obserwuje się znaczących deformacji wewnętrznych. Mogą za to prowadzić do powstania form wypukłych (np. kopuł, garbów, wyniesień) i wklęsłych (np. niecek i obniżeń). Dowodem na istnienie tych ruchów są warstwy skał osadowych pochodzenia morskiego obserwowane na lądzie (np. wapienie na Wyżynie Krakowsko‑Częstochowskiej) czy wklęsłe formy terenu występujące na obszarach szelfowych i przypominające doliny rzeczne.
Ruchy epejrogeniczne | Ruchy talasogeniczne |
|
|
Ruchy izostatyczne
Ruchy izostatyczne (izostazja) to powolne, pionowe ruchy fragmentów skorupy ziemskiej zachodzące wskutek zachwiania równowagi grawitacyjnej, głównie pod wpływem czynników zewnętrznych, ale w niektórych przypadkach również pod wpływem czynników wewnętrznych, na przykład:
po obciążeniu lub odciążeniu mas skalnych przez lądolód (glaciizostazja),
na skutek zmiany ilości wody w morzach,
w wyniku akumulacji (sedymentacji) osadów w obniżeniach,
jako efekt powstawania oraz erozji łańcuchów górskich (w tym również ruchów masowych).
Od ruchów epejrogenicznych i talasogenicznych różnią się także tym, że mają większy zasięg przestrzenny.
Zgodnie z prawem Archimedesa poszczególne sztywne bloki litosfery są w różnym stopniu zanurzone w plastycznej astenosferze. Istnieją trzy główne modele izostazji. Najbardziej prawdopodobnym wydaje się być model III, przedstawiony na poniższej rycinie. Według niego najbardziej zanurzone są góry zbudowane ze skał osadowych (o małej gęstości). Z kolei płyty oceaniczne (o większej gęstości) są zanurzone znacznie mniej. Ruchy te objawiają się podnoszeniem lub zanurzaniem fragmentu lądu (na skutek wzrostu ciężaru płyty) i prowadzą często do transgresji lub regresji morskich, a w konsekwencji do zmiany bazy erozyjnej rzek. Głównymi obszarami ich występowania są obszary, które w plejstocenie były objęte zlodowaceniem: Półwysep Skandynawski (ruchy wynoszące: 10 cm/100 lat), północna Kanada, ale również Antarktyda, która jest ugięta pod wpływem lądolodu.
Ruchy obniżające | Ruchy wznoszące |
|
|
Przyczyną transgresji i regresji morskich może być także zmiana objętości wody zmagazynowanej w ocenach (uwięzionej na przykład w lądolodzie).
3. Główne jednostki geologiczno‑tektoniczne
Do zasadniczych struktur kontynentalnych należą platformy kontynentalne oraz pasma górskie.
Platformy kontynentalne
Wyróżnia się platformy prekambryjskie (stare) i paleozoiczne (młode). Podłożem platformy prekambryjskiej jest kratonkraton, który stanowi cokół krystaliczny (zbudowany z silnie sfałdowanych podczas prekambryjskich orogenez skał magmowych i metamorficznych w wieku od 0,5 do 3,5 mld lat). Na nim znajduje się często pokrywa skał osadowych (w wieku do 0,5 mld lat). Miejsca na platformie, gdzie skały kratonu odsłaniają się na powierzchni, są określane jako tarcze (prekambryjskie, krystaliczne). Głębokość zalegania kratonu w obrębie płyty jest różna. Miejsca, w których zalega on blisko powierzchni, a pokrywa osadowa jest cienka, nazywane są wyniesieniami, natomiast tereny, gdzie spoczywa on na dużej głębokości – obniżeniami. Platformę paleozoiczną stanowią głównie skały osadowe: sfałdowane wieku paleozoicznego, na których zalegają skały niesfałdowane. W dziejach Ziemi przyklejały się one do starych kratonów, powiększając w ten sposób bloki kontynentalne (np. paleozoiczna platforma zachodnioeuropejska do prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej).
Warstwy skalne platformy kontynentalnej mogą mieć następujące układy:
budowa płytowa – obszar zbudowany z warstw skalnych ułożonych poziomo,
monoklina – obszar zbudowany z warstw skalnych nachylonych łagodnie w jednym kierunku wspólnym dla całego nachylonego zespołu warstw (wychodnie tych skał to kuestakuesta),
kopuła – forma wielkopromienna o kształcie owalnym, wygięta ku górze,
garb – forma wielkopromienna o kształcie podłużnym, wygięta ku górze,
wał – rozległe, płaskie, wydłużone wyniesienie o długości do kilku tysięcy km,
niecka – forma wielkopromienna wygięta ku dołowi (bardzo rozległe niecki to baseny).
Oceń, która z form – kopuła czy niecka – sprzyja gromadzeniu się wód podziemnych. Uzasadnij odpowiedź, podając przykłady.
Pasma górskie
Rozciągają się one na obrzeżach platform kontynentalnych. Są zwykle długie i wąskie. Ich centralną część stanowi najczęściej masyw krystaliczny, który otoczony jest sfałdowanymi osadami morskimi (łupkami, piaskowcami i wapieniami). Najwyższe grzbiety górskie stanowią alpidy (góry fałdowe), natomiast starsze pasma (kaledonidy i hercynidy – góry zrębowe) są niższe, mało aktywne i porozcinane uskokami powstałymi w wyniku odmłodzenia podczas orogenezy alpejskiej.
Słownik
zmiana kształtu lub objętości obiektu geologicznego pod wpływem procesów tektonicznych oraz efekty takich odkształceń, czyli struktury tektoniczne
Indeks dolny Źródło: https://encyklopedia.pwn.pl/encyklopedia/deformacja-tektoniczna.html Indeks dolny koniecŹródło: https://encyklopedia.pwn.pl/encyklopedia/deformacja-tektoniczna.html
grube serie naprzemianległych osadów (zlepieńców, piaskowców, łupków ilastych i margli) na dnie morza, zgromadzonych w wyniku dostarczania przez rzeki i prądy zawiesinowe materiału pochodzącego z niszczenia gór
wciskanie plastycznych skał lub magmy w starsze, ukształtowane już warstwy skalne bliżej powierzchni ziemi
stan równowagi skorupy ziemskiej
naturalna, pusta przestrzeń w skałach, wywołana krasowieniem
sztywne, prekambryjskie bloki, powstałe podczas formowania się litosfery, które stanowią najstarsze i najbardziej stabilne elementy obecnych kontynentów, niepoddające się fałdowaniom
stromy, asymetryczny stopień lub grzbiet terenowy występujący na obszarze o budowie monoklinalnej, powstaje wskutek niszczenia słabo nachylonej powierzchni zbudowanej z warstw skalnych o różnej odporności na erozję; typowymi kuestami są progi Basenu Paryskiego, progi w południowej Brazylii; w Polsce – na Wyżynie Śląskiej i Krakowsko‑Częstochowskiej
Indeks dolny Źródło: https://encyklopedia.pwn.pl/haslo/kuesta;3928666.html Indeks dolny koniecŹródło: https://encyklopedia.pwn.pl/haslo/kuesta;3928666.html
ciekły i silnie sprężony stop skalny (głównie glinokrzemianów), powstający w litosferze i astenosferze, o temperaturze 700–900°C, w którym największy procent stanowi krzemionka, a pozostałymi składnikami są gazy, głównie para wodna i COIndeks dolny 22
akwen oceaniczny w pobliżu kontynentu odcięty od otwartego oceanu łukiem wyspowym; w miarę zbliżania się łuku wyspowego do kontynentu osady z jego dna są fałdowane
powolne, pionowe ruchy magmy w płaszczu Ziemi wywołane różnicą temperatur; podgrzana w głębi materia unosi się, rozchodzi na boki równolegle do skorupy ziemskiej, a po ochłodzeniu opada, zamykając tzw. komórkę konwekcyjną