Budowa wnętrza Ziemi

Skąd czerpiemy wiedzę o budowie Ziemi?

Najgłębsze wiercenia geologiczne sięgają 12‑13 km. Promień naszej planety ma średnio 6371 km, co oznacza, że przewiercono do tej pory mniej niż 0,2% drogi do środka Ziemi i pozostało jeszcze ponad 99,8%. Pomimo tego i tak dużo wiemy o wewnętrznej budowie naszego globu.

R1ATPUHZGVRS5

Ilustracja przedstawiająca kulę ziemską na czarnym tle. Wody oznaczono kolorem granatowym, powyżej warstwa chmur, lądy oznaczono kolorem brązowym. Ilustracja przedstawia wycięty duży fragment kuli. W środku znajduje się świecące na biało jądro wewnętrzne. Otacza je pomarańczowa warstwa będąca jądrem zewnętrznym. Następnie znajduje się warstwa w kolorze czerwonym stanowiąca płaszcz dolny. Wymienione do tej pory warstwy stanowią około dziewięćdziesięciu procent objętości kuli. Jądro zewnętrzne i płaszcz dolny są podobnej grubości; jądro wewnętrzne jest od nich o połowę mniejsze. Dalej leży płaszcz górny, który oznaczono kolorem ciemnoczerwonym. Zewnętrza warstwa jest bardzo cienka, ma kolor czerwono‑brązowy – jest to skorupa ziemska.

Trudno dokładnie opisać budowę wnętrza Ziemi i kształtujące ją procesy. Zajmuje się tym nauka zwana geologią. Wiercenia, zwłaszcza te najgłębsze, dają nam mnóstwo informacji, ale tylko o budowie górnej części skorupy ziemskiej. Pozwalają wydobyć skały i zbadać je oraz zmierzyć ciśnienie i temperaturę panujące poniżej powierzchni ziemi. Niemało wiadomości dostarczają też głębinowe kopalnie i naturalne odkrywki skał. Jednak ze względu na szybko rosnące ciśnienie i temperaturę trudno wykonać znacznie głębsze odwierty i szyby kopalniane. Do zbadania głębiej leżących skał i jeszcze głębszych warstw Ziemi nie wystarczą jednak tradycyjne metody geologiczne. Dyscypliną, która do badania Ziemi wykorzystuje metody stosowane w fizyce, jest geofizyka. Najwięcej danych geofizycy uzyskują na podstawie analizy przebiegu fal sejsmicznych powstających w wyniku naturalnych wstrząsów wywołanych trzęsieniami ziemi, a czasem specjalnie (w celach badawczych) przeprowadzanych wybuchów lub stosowania maszyn wytwarzających silne wibracje.

Fale sejsmicznefale sejsmiczneFale sejsmiczne przechodząc przez skały o różnej gęstości i innych właściwościach fizycznych, mogą zwalniać, przyspieszać, odbijać się, załamywać lub nawet zanikać. Analiza tych zmian pozwala wnioskować o strukturze wnętrza Ziemi. Na podstawie badań udało się stwierdzić, że nasza planeta najprawdopodobniej jest zbudowana z kilku warstw o odmiennym składzie chemicznym i różnych właściwościach fizycznych.  Poszczególne sfery Ziemi oddzielone są od siebie strefami przejściowymi zwanymi nieciągłościami. Są to wąskie strefy stanowiące granice ośrodków o różnych właściwościach fizycznych, zwłaszcza o różnej prędkości rozchodzenia się fal sejsmicznych.

Wraz z głębokością wzrasta temperatura i ciśnienie. W górnych warstwach skorupy ziemskiej wraz ze wzrostem głębokości o 33 m temperatura wzrasta o 1°C, co określa się mianem stopnia geotermicznego. Podana tu wartość jest średnia i w zależności od budowy geologicznej temperatura może miejscami rosnąć znacznie szybciej lub wolniej.

Badania sejsmiczne - galeria zdjęć

R13JAQAS1H5UF

Ilustracja przedstawia kulę ziemską. Lądy zielone, wody niebieskie. Około jedna czwarta kuli została wycięta. Wewnątrz widać czerwone jądro, a nad nim warstwę pomarańczową, powyżej warstwę żółtą, a na samej górze cienką warstwę skorupy ziemskiej w kolorze szaro‑brązowym. Z lewej strony w samym rogu wycinka na powierzchni Ziemi – czarnym punktem zaznaczono ognisko trzęsienia ziemi. W kierunku środka planety promieniście odchodzi od ogniska trzęsienia pięć czarnych linii, które w schematyczny sposób przedstawiają rozchodzenie się fal sejsmicznych. Dodatkowo umieszczono na nich strzałki wskazujące na kierunek rozchodzenia się fal. Fale wychodząc z jednego punktu, początkowo rozchodzą się obok siebie w podobny sposób, wszystkie mają kształt łuku biegnącego na północ planety. Trzy pierwsze linie przechodzą jedynie przez żółtą warstwę, ich tor nie jest zaburzony, kończą się na północnej stronie planety. Dwie pozostałe linie położone poniżej poprzednich, początkowo rozchodzą się razem z nimi w żółtej warstwie, jednak po zetknięciu się z warstwą pomarańczową ulegają załamaniu i zmieniają swój bieg. Dalej rozchodzą się po łukowatym kształcie, jednak ich kierunek nieco zmienia się z północnego na północny wschód. Podobnie dzieje się, gdy fale wychodzą z pomarańczowej warstwy i trafiają na warstwę żółtą, przez co ostatecznie trafiają do miejsca znacznie oddalonego od poprzednich fal.

RUmqkqga3pKlS

Ilustracja przedstawia w schematyczny sposób wywoływanie i badanie sztucznie wytworzonych fal sejsmicznych. Pozioma linia biegnąca przez środek ilustracji jest poziomem gruntu. Poniżej zobrazowano kolejno pięć różnych warstw skalnych Ziemi. Pierwsza ma kolor brązowy, kolejna czerwony, trzecia jest w kolorze pomarańczowym, czwarta żółtym, a piąta bladozielonym. Warstwy są pofalowane, granice między nimi oznaczono białymi liniami. Na powierzchni gruntu (na pierwszej warstwie) stoją dwa pojazdy. Na ilustracji w uproszczony sposób są przedstawione ich kontury, mają kolor niebieski. Po lewej stronie znajduje się pojazd o dużych kołach, posiadający na środku duże urządzenie dotykające ziemi, które służy do wywoływania fal sejsmicznych. Przypomina nieco młot pneumatyczny. Napis nad samochodem „W określonych miejscach specjalistyczne pojazdy wzbudzają fale”. Od miejsca, w którym jego poziome zakończenie umieszczone na pionowym drążku styka się z powierzchnią ziemi, rozchodzą się fale. Przedstawione są za pomocą rozchodzących się w głąb podłoża żółtych kresek. Fale w momencie trafiania na granice kolejnych warstw załamują się. Na ilustracji ich tor zmienia się, ulegają odbiciu i kierują się do góry na prawo. W miejscu, gdzie odbite fale dochodzą do powierzchni ziemi, na ilustracji znajdują się cztery wbite w ziemię czujniki. Wyglądem przypominają szpikulce z dołożoną obudową w miejscu rękojeści. Napis nad czujnikami „Odbite fale sejsmiczne wracają na powierzchnię Ziemi i odczytywane są przez czujniki – geofony”. Wszystkie połączone są przewodem do aparatury rejestrującej, która umieszczona jest w samochodzie ciężarowym. Samochód posiada nad przestrzenią załadunkową zainstalowane dwie wysokie anteny. Napis nad samochodem „Z czujników pojedyncze sygnały przekazywane są przez kable do aparatury rejestrującej, gdzie obraz jest łączony i powstaje przekrój terenu”.

Budowa wnętrza Ziemi

• skorupa Ziemska-  zewnętrzna warstwa Ziem nazywamy skorupą ziemską, która zbudowana jest zarówno ze skał osadowych jak i magmowych. Skorupa ziemska, która wraz z warstwą perydotytową (zewnętrznym fragmentem górnego płaszcza) tworzy litosferę. Wyróżniamy płyty kontynentalne i oceaniczne.

Skład chemiczny skorupy ziemskiej do głębokości 16 km

• płaszcz ziemski – warstwa poniżej skorupy ziemskiej o grubości 2,8‑2,9 tys. km,  stanowi 83% objętości naszej planety oraz 68% jej masy, o temperaturze wzrastającej stopniowo do 4,5‑5 tys. stopni Celsjusza. Skały najwyższej części płaszcza są sztywne, ale głębiej przechodzą w stan półpłynny. Płaszcz zwykle dzielony jest na stykający się ze skorupą płaszcz zewnętrzny (górny) oraz położone niżej warstwy płaszcza wewnętrznego (dolnego);

Płaszcz ziemski zbudowany jest z krzemianów i glinokrzemianów, jego średnia miąższość wynosi 2865 km. Wyróżniamy płaszcz górny i płaszcz dolny. Górny płaszcz ziemi sięga do ok. 900 km, zbudowany jest z chromu, żelaza, krzemu i magnezu. Nazywany jest crofesimą ( Cr, Fe, Si, Mg). Ma charakter ciała półpłynnego o gęstości 3‑5 g/cm³. W płaszczu górnym leży półplastyczna astenosfera. Stanowi ona źródło magmy wydobywającej się na powierzchnię. Występują tam również prądy konwekcyjne, które wywierają duży wpływ na procesy wewnętrzne Ziemi. Płaszcz dolny jest zbudowany głównie z krzemu, magnezu, żelaza i tlenu. Warstwą oddzielającą płaszcz górny od dolnego jest nazywana nieciągłością Repettiego.

• jądro Ziemi– poniżej dolnej granicy płaszcza, czyli od głębokości 2,9 tys. km aż do środka naszej planety znajdują się warstwy nazywane jądrem Ziemi, którego promień wynosi ok. 3,5 tys. km, a temperatura sięga 6 tys. stopni Celsjusza. Na skutek bardzo wysokiego ciśnienia wewnętrzna część jądra (nazywana jądrem wewnętrznym) jest ciałem stałym, skrystalizowanym. Pozostała część (tzw. jądro zewnętrzne) jest prawdopodobnie w stanie ciekłym; kolejne warstwy od sąsiednich oddzielają powierzchnie nieciągłości.

Między płaszczem Ziemi a jej jądrem znajduje się powierzchnia nieciągłości Wiecherta–Gutenberga. Poniżej 2900 km znajduje się jądro Ziemi zbudowane z żelaza i niklu. Dzielimy je na jądro zewnętrze, które ma charakter płynny o temperaturze 3000‑4000°C i gęstości 6‑10 g/cm³, oraz wewnętrzne ciało stałe o temperaturze 6000°C z domieszką skompresowanych gazów o gęstości 14g/cm³. Między jądrem zewnętrznym a jądrem wewnętrznym znajduje się strefa nieciągłości Lehmana. Jądro Ziemi stanowi 16% objętości Ziemi i 31% jej masy.

Parametrami, które charakteryzują właściwości fizyczne wnętrza Ziemi, są gęstość tworzących ją skał, ciśnienie i temperatura.

R59KQTH65Q9B3

Na wykresie przedstawiono właściwości fizyczne wnętrza Ziemi: ciśnienie, temperaturę i gęstość w postaci krzywych w poszczególnych warstwach Ziemi - jądrze wewnętrznym leżącym na głębokości od 6370 kilometrów do 5000 kilometrów, zewnętrznym leżącym na głębokości od 5000 kilometrów do 3000 kilometrów, płaszczu dolnym leżącym na głębokości od około 3000 kilometrów do około 700 kilometrów, górnym leżącym na głębokości od około 700 kilometrów do warstwy skorupy ziemskiej o grubości od 10 do 70 kilometrów. Krzywa wskazująca na temperaturę rośnie od zera stopni w skorupie ziemskiej do około 4500 stopni Celsjusza w jądrze wewnętrznym na głębokości 6370 kilometrów. Gęstość rośnie od 2 gramów na centymetr sześcienny w skorupie ziemskiej do 10 gramów na centymetr sześciennym w jądrze wewnętrznym na głębokości 6370 kilometrów. Ciśnienie rośnie od wartości zero w skorupie ziemskiej do 300 gigapaskali w jądrze wewnętrznym na głębokości 6370 kilometrów.

Wraz z przemieszczaniem się w głąb Ziemi wzrasta temperatura. Różnicę głębokości, na której następuje wzrost temperatury o 1°C nazywamy stopniem geotermicznym, który wynika z gradientu geotermicznego ( zmiana temperatury ziemi wraz z głębokością)  dla całej skorupy ziemskiej wynosi on średnio 33 m. Jednak jest ona różna w zależności od miejsca i tak największa w rejonach aktywnego wulkanizmu, najmniejsza w obrębie tarcz kontynentalnych. Głębiej nadal obserwuje się przyrost temperatury, lecz w znacznie mniejszym tempie. Wraz z głębokością wzrasta również gęstość skał. Szybko przyrasta także ciśnienie, które w jądrze osiąga wartość ponad 400 GPa.

Czy kontynenty wędrują?

Geologia od początków swego istnienia stawiała pytania o to, jak powstawały góry, dlaczego wulkany wybuchają, co powoduje trzęsienia ziemi. Niewiele ponad 100 lat temu, w 1912 roku, zrodziła się rewolucyjna hipoteza dryfu kontynentów, nazywana obecnie, od nazwiska swego twórcy, teorią Wegenera. Nie potrafił on wówczas wyjaśnić przyczyny powolnego ruchu płyt kontynentalnych i oceanicznych, ale koncepcja ta wraz z upływem czasu zdobywała coraz szersze uznanie. Dopiero badania dna oceanicznego prowadzone kilkadziesiąt lat później pozwoliły potwierdzić trafność hipotezy Wegenera i rozwinąć ją w naukową teorię tektoniki płyt litosfery. Teoria ta daje odpowiedzi na większość pytań stawianych przez współczesną geologię. Zakłada, że litosfera dzieli się na ogromne płyty, które pokrywają całą planetę i unoszą się na plastycznym płaszczu ziemskim.

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.

RTEu7rnjncNg3

Grafika przedstawia rozmieszczenie skamieniałości. Od lewej strony znajdują się Ameryka Południowa, Afryka, Indie, Antarktyda oraz Australia. Cynognathus występował w Ameryce Południowej i Afryce. Mesosaurus występował w południowej Ameryce Południowej i południowej Afryce. Lystrosaurus występował w Afryce, Indiach i Antarktydzie. Glossopteris występował na każdym kontynencie.

Czy ruch płyt litosfery wpływa na powierzchnię naszej planety?

Zewnętrzna warstwa Ziemi, litosfera, jest sztywną warstwą skalną. Litosfera dzieli się na kilka dużych i wiele mniejszych płyt. Pod nią znajduje się warstwa (astenosfera), która pod wpływem wysokiej temperatury zachowuje się jak ciało plastyczne. Dzięki niej płyty litosfery (zgodnie z teorią tektoniki płyt) mogą się względem siebie przesuwać – odsuwają się od siebie, zderzają ze sobą lub ocierają.

Spreading

Główną przyczyną ruchu płyt litosfery są prądy konwekcyjne w płaszczu ziemskim. Unoszące się z wnętrza Ziemi masy rozgrzanej materii po dotarciu do sztywnych płyt litosfery rozpływają się na boki, rozrywając i rozsuwając sąsiadujące płyty. Najczęściej są to relatywnie cieńsze płyty oceaniczne. Następuje wówczas spreading.

Spreading to zjawisko rozrostu dna oceanicznego. Podczas tego zjawiska w wyniku rozsunięcia się płyt litosfery dochodzi do powstania głębokich pęknięć - ryftówRyftryftów i  rozległych systemów górskich grzbietów śródoceanicznych o stromych stokach i urozmaiconej rzeźbie.

Grzbiety śródoceaniczne są obszarami intensywnych, współczesnych ruchów górotwórczych, czemu towarzyszy silna aktywność sejsmiczna i wulkaniczna. Do największych należą Grzbiet Śródatlantycki i Wschodniopacyficzny. Ich lądowym odpowiednikiem są wulkany Islandii czy wulkany w strefie ryftowej Afryki Wschodniej (Ruwenzori, Kilimandżaro, Meru). Grzbiety oceaniczne wznoszą się na wysokość 4000 m nad dnem basenów oceanicznych, a ich najwyższe szczyty miejscami wynurzają się ponad poziom oceanu tworząc wyspy. Mają zwykle szerokość od 1 do 4 tysięcy km.

W centralnej części grzbietów oceanicznychGrzbiet oceanicznygrzbietów oceanicznych występuje wielka, obniżona wzdłuż uskoków strefa tektoniczna. Jej cechą są głębokie szczeliny, zwane ryftami, o rozciągłości setek, a nawet tysięcy kilometrów. Powstały one w wyniku ruchów tektonicznych i wylewów lawy. Są zbudowane ze skał bazaltowych. Mają postać rozległych dolin (rowów) ryftowych obrzeżonych i pociętych uskokami i szczelinami. W środkowej części ryftu oceanicznego biegnie wąska strefa wulkaniczna o szerokości ok. 1 km, stanowiąca granicę płyt litosfery, wzdłuż której następuje rozrost dna oceanicznego (między rozsuwające się płyty przedostaje się magma z płaszcza Ziemi i krzepnąc tworzy nową skorupę oceaniczną).

RAH7Q29L4G9OX

Schemat przedstawia kolejne etapy rozrastania dna oceanicznego i powstawania grzbietu śródoceanicznego. Na pierwszej ilustracji są dwie poziome warstwy. W górnej warstwie - warstwie skorupy ziemskiej - jest niebieski fragment - to ocean. Na warstwie są strzałki skierowane w przeciwnych kierunkach. Pod tą warstwą jest warstwa astenosfery, na której strzałki idą w górę i nieco na boki. Na kolejnej ilustracji pod powierzchnią oceanu narasta wybrzuszenie. Opisana górna warstwa - czyli skorupa ziemska - zaczyna się - jej lewa i prawa strona - rozchodzić na boki, oddalać od siebie. Na ostatniej ilustracji w miejscu rozchodzenia się skorupy ziemskiej powstał grzbiet oceaniczny, ryft oraz osady.

Przykładem ryftu śródoceanicznego jest tzw. Grzbiet Śródatlantycki.

R165UaDRXqV5l

Na fragmencie mapy świata zaznaczono Grzbiet Śródantlantycki. To podwodny grzbiet śródoceaniczny na Oceanie Atlantyckim, ciągnący się od Islandii aż po Antarktydę. W górnej części grzbietu zaznaczono góry ryftowe. Na wysokości północnej Afryki zaznaczono dolinę ryftową - na mapie ma postać zakola. Na wysokości zachodniej Afryki i północno‑wschodniej Ameryki Południowej na grzebiecie zaznaczono uskok transformacyjny. To przerwanie ciągłości Grzbietu Śródantlantyckiego.

Zjawisko spreadingu - animacja

RBpYKTkqgHmSu

Film nawiązujący do treści materiału

Film nawiązujący do treści materiału

Film dostępny pod adresem /preview/resource/RBpYKTkqgHmSu

Film nawiązujący do treści materiału

Początek zjawiska spreadingu ma miejsce na styku płyt kontynentalnych. Jest to etap krótkotrwały (w geologicznej skali czasu). Dwie płyty zaczynają oddalać się od siebie, miejsce ich połączenia zaczyna się zapadać, gdy masy skalne otaczających płyt rozchodzą się na boki. Miejsce, w którym doszło do pęknięcia wywołanego odsuwaniem się dwóch płyt od siebie, określane jest granicą rozbieżną. Granice rozbieżne występują w dwóch położeniach. Część z nich leży w obrębie oceanów i stanowi ryfty śródoceaniczne. Inne zaś przebiegają w obrębie kontynentów, tworząc ryfty kontynentalne.

Gdy pojawia się dolina ryftowa, po pewnym czasie wypełnia się wodą oceaniczną. Na jej dnie przebija się na powierzchnię bazaltowa magma pochodząca z astenosfery. Często wynurzone fragmenty grzbietów tworzą wyspy wulkaniczne, takim przykładem jest Wyspa Św. Heleny. Magma, wylewając się na dno doliny ryftowej, zaczyna tworzyć nowe oceaniczne dno. W miejscu, w którym przyrasta dno oceaniczne, dochodzi do powstania grzbietu oceanicznegoGrzbiet oceanicznygrzbietu oceanicznego. W efekcie w osi doliny ryftowej występują najmłodsze bazalty, a im dalej od ryftu, tym skały są starsze (maksymalny wiek dochodzi do ponad 200 mln lat). Rozrastanie się dna oceanicznego następuje w tempie od 1 do 12 cm rocznie. W czasie krystalizacji bazaltu, a zwłaszcza jego ferromagnetycznych składników czy tlenków żelaza i tytanu, jego kryształy ustawiają się w sposób umożliwiający odczytanie orientacji pola magnetycznego Ziemi. Zapisany zostaje czas powstania nowego dna.

Ryfty kontynentalne tworzą się w obrębie płyt kontynentalnych. Wystąpienie procesów ryftowych na lądzie skutkuje jego podziałem na odrębne bloki kontynentalne – zachodzi wówczas zjawisko tensji, czyli rozerwania. W ten sposób wielokrotnie zmieniała się w przeszłości konfiguracja lądów i mórz. Rozwój takich ryftów powoduje powolne rozrywanie kontynentu, jego podział na dwa oddzielne kontynenty, pomiędzy którymi powstaje ocean.

Ważne miejsce w systemie ryftów kontynentalnych zajmuje ryft jeziora Bajkał. Znajduje się on w centrum kontynentu azjatyckiego i jest pozbawiony widocznych związków z innymi ryftami na kuli ziemskiej. Rowy tektoniczne bajkalskiej strefy ryftowej ciągną się na długości 2500 km od Mongolii przez zapadlisko jeziora Bajkał do Wyżyny Północnobajkalskiej i zapadliska Czerskiego. Obszar ryftu cechuje się dużą aktywnością sejsmiczną.

Przykładem współczesnego ryftu kontynentalnego jest system Wielkich Rowów Afrykańskich, czyli wschodnioafrykański system ryftowy. System dzieli się dwa ramiona: ryft zachodni i ryft wschodni, miedzy którymi znajduje się Jezioro Wiktorii. 

Europejskim ryftem kontynentalnym jest rów Renu, który jest związany z wyniesieniem Wogezów i  Schwarzwaldu. Ryft Renu jest młody. Występują tam skały wulkaniczne.

Subdukcja

Ziemia ma swój stały kształt i rozmiary, więc jeżeli w jednym miejscu tworzy się nowa skorupa ziemska, w innym musi jej ubywać. Dzieje się to w strefach subdukcji, gdzie dwie sąsiednie płyty litosfery zbliżają się do siebie.

W miejscach występowania granic zbieżnych płyty zbliżają się do siebie. W wyniku subdukcji – podsuwania się płyty oceanicznej pod płytę kontynentalną – następuje wypiętrzenie łańcucha górskiego.

Powstawaniu górotworów w strefach subdukcji płyt litosfery towarzyszy rozwój innych wielkich form rzeźby dna oceanicznego lub lądu, np. rowów oceanicznych i łuków wyspowych.

Przeczytaj, aby lepiej zrozumieć

Płyta oceaniczna litosfery, pogrążając się w płaszczu Ziemi w strefie subdukcji, wymusza powstawanie zstępujących strumieni materii. Równocześnie w wyniku naprężeń zagłębianych bloków i ich tarcia o otaczające warstwy powstają silne trzęsienia ziemi i erupcje wulkaniczne. Występują też zjawiska plutoniczne, a skały pod wpływem wysokiej temperatury i ciśnienia ulegają procesowi metamorfizmu. Osady morskie na powierzchni płyty oceanicznej są zdzierane i fałdowane. Następnie gromadzą się na krawędzi płyty kontynentalnej w postaci gór fałdowych, np. Andów w zachodniej części Ameryki Południowej. Jest to granica płyty Nazca z płytą południowoamerykańską. Oprócz łańcucha górskiego Andów wyraźnie widoczne są rowy oceaniczne – Peruwiański i Chilijski.

Kolizja płyty oceanicznej Nazca i kontynentalnej południowoamerykańskiej

RSTXTPT3S3X78

Na ilustracji przedstawiono kolizję płyty Nazca z płytą Ameryki Południowej. Pokazano przekrój skorupy oceanicznej i kontynentalnej, zaznaczono rów peruwiańsko-chilijski na Oceanie Spokojnym na zachód od Andów. w miejscu kolizji skorupa oceaniczna Zagłębia się w płaszczu ziemi pod skorupa kontynentalna płyty Ameryki Południowej. W miejscu kolizji zaznaczono wulkan.

Kolizja dwóch płyt oceanicznych to zbieżna granica płyt, gdzie zachodzi subdukcja – jedna płyta oceaniczna wsuwa się pod inną płytę oceaniczną. Powstaje rów oceaniczny oraz łuk wysp wulkanicznych. Taka kolizja występuje np. na granicy płyty pacyficznej i filipińskiej. Efektem jest powstanie Rowu Mariańskiego i archipelagu Marianów. Takie miejsca są również obszarem występowania silnych trzęsień ziemi, jak wszędzie na krawędziach płyt tektonicznych.

Strefy subdukcji charakteryzują się dużą aktywnością sejsmiczną. Często dochodzi w nich do trzęsień ziemi i wybuchów wulkanów.

W przypadku kolizji dwóch płyt kontynentalnych nie zachodzi subdukcja. Osady, które powstały w morzach rozdzielających płyty, ulegają sfałdowaniu a my mówimy wtedy o kolizji.

Himalaje powstały podczas orogenezy alpejskiej w wyniku kolizji kontynentu azjatyckiego z platformą dekańską, która wcześniej była częścią prakontynentu Gondwany. Płyta indyjska napiera na płytę eurazjatycką, powodując wypiętrzenie się mas skalnych na ich styku. Szacuje się, że eskalacja tego procesu nastąpiła przed około 20 mln lat. W tym samym czasie, gdy wypiętrzają się masywy Himalajów, część skał wbija się w głąb dokładnie pod nowo powstającym łańcuchem. Dzisiejsze tereny najwyższych gór świata były niegdyś morzem, a ściślej częścią Oceanu Tetydy.

Ciągły napór płyt na siebie powoduje, że Himalaje stale rosną – o 5 cm w każdym roku. Ruchy wznoszące w Himalajach spowodowały, że od górnego plejstocenu wysokość Himalajów wzrosła o ok. 1500 m. Mount Everest rośnie nadal po 0,5 cm na rok (wzrost góry jest równoważony przez denudację).

Ciekawostka

Subdukcja przebiega zwykle w miejscach, gdzie cienka płyta oceaniczna wsuwa się pod grubą płytę kontynentalną. Możliwa jest także subdukcja dwóch płyt lądowych, a na powierzchni występuje wówczas zgniatanie obu płyt i tworzą się wysokie góry. Himalaje powstały w miejscu kolizji lądowej płyty euroazjatyckiej i lądowego fragmentu płyty indoaustralijskiej. Subdukcja może zachodzić także na granicy płyt oceanicznych.

R16oEOqBqlXSG

Animacja przedstawiająca kolizję dwóch płyt kontynentalnych, czego wynikiem jest powstanie Himalajów.

Animacja przedstawiająca kolizję dwóch płyt kontynentalnych, czego wynikiem jest powstanie Himalajów.

Film dostępny pod adresem /preview/resource/R16oEOqBqlXSG

Animacja przedstawiająca kolizję dwóch płyt kontynentalnych, czego wynikiem jest powstanie Himalajów.

Na granicach przesuwczych (transformujących) płyty litosfery poruszają się równolegle do siebie, czemu nie towarzyszy ani przyrost, ani ubytek litosfery oceanicznej. Wzdłuż nich tworzą się wielkie systemy uskoków transformacyjnych. Przykładem tego rodzaju uskoku jest uskok San Andreas w Kalifornii, którego przebieg pokrywa się z obszarem występowania niezliczonej ilości trzęsień ziemi.

Uskoki transformujące przebiegają prostopadle lub ukośnie do ryftu. Łączą one dwie granice płyt, z których każda może być granicą biegnącą wzdłuż osi grzbietu śródoceanicznego, gdzie tworzy się nowa litosfera oceaniczna (granica rozbieżna), albo granicą wzdłuż strefy subdukcji, gdzie następuje pochłanianie litosfery (granica zbieżna). Uskoki te przecinają skorupę oceaniczną na długich odcinkach. Maksymalne przesunięcia wzdłuż tych uskoków przekraczają 600 km. Najwięcej uskoków transformacyjnych występuje w dnie oceanicznym.

Ciekawostka

Najlepiej znaną strefą równoległego przemieszczania się dwóch płyt litosfery jest tak zwany uskok San Andreas w południowej Kalifornii (USA), przy którym dwie płyty przesuwają się w tempie kilku centymetrów rocznie, co owocuje częstymi, czasem katastrofalnymi w skutkach trzęsieniami ziemi w zachodniej części Ameryki Północnej.

RtzPnxMjSt4s8

Na zdjęciu uskok na granicy dwóch przesuwających się płyt litosfery. Uskok jest na środku zdjęcia. Po lewej stronie płaska równina na niej narysowana biała strzałka skierowana do góry. Po prawej stronie rozległa równina na niej narysowana biała strzałka skierowana w dół. Na zdjęciu opisane kierunki przesuwania się płyt litosfery.

Ruchy izostatyczne, epejrogeniczne (wielkopromienne)

Ruchy izostatyczne to pionowe ruchy skorupy ziemskiej, występujące na dużej powierzchni i trwające przez długi czas, spowodowane głównie zaburzeniami równowagi izostatycznej. Płyty litosfery poruszają się bowiem po plastycznej astenosferze o większej gęstości. Pod wpływem grawitacji fragmenty skorupy ziemskiej o większym ciężarze zanurzają się głębiej w półpłynnej masie astenosfery niż jej lżejsze części. Ten stan równowagi może ulegać zaburzeniom wskutek zmian obciążenia. Obciążenie zwiększające nacisk na astenosferę może być spowodowane m.in.: grubą pokrywą lądolodu, wzrostem objętości wody w jeziorach i morzach, narastaniem osadów w basenach morskich, wypiętrzaniem masywów górskich i powstawaniem pokryw lawowych. Z kolei spadek obciążenia powodujący zmniejszenie nacisku na astenosferę i ruch wyrównawczy litosfery ku górze jest związany m.in. z topnieniem pokrywy lądolodu, niszczeniem obszarów górskich i kontynentalnych wskutek procesów egzogenicznych czy zmniejszeniem objętości wody w zbiornikach śródlądowych i morzach.

Ruchy izostatyczne - galeria schematów

R2czM9kiEuQ5O1

Ilustracja przedstawia model procesów izostazji po ustąpieniu pokrywy lodowej. Zaznaczono dwie warstwy geologiczne: litosferę kolorem pomarańczowym i astenosferę kolorem brązowym. Lądolód powoduje wgniatanie litosfery w głąb astenosfery, natomiast po jego wytopieniu litosfera powraca do pierwotnego ułożenia po ustaniu nacisku.

Rbs8ddejKjwRm1

Ilustracja przedstawia model procesów izostazji w obszarach górskich. Początkowo młode, wysokie góry fałdowe działają na astenosferę, wokół znajduje się morze. Później zmieniają się one na stare, niskie góry fałdowe niewiele wystające ponad poziom morza kiedy astenosfera zaczyna działać ku górze.

Najszybciej podnoszące się obszary leżą w północnej części Europy (tarcza fennoskandzka – bałtycka) i Ameryki Północnej (tarcza kanadyjska). Zalegająca na tych obszarach w plejstocenie pokrywa lądolodu o grubości ponad 3000 m spowodowała ich obniżenie do głębokości około 700 m poniżej dzisiejszego poziomu morza. W miarę topnienia lądolodu i ubytku jego masy obszary te były i są izostatycznie podnoszone. Badania wskazują, że obszar położony na zachód od Zatoki Botnickiej podniósł się o 250 m, a dziś podnosi się z prędkością 1 cm/rok. Podobnie obszar położony w rejonie Zatoki Hudsona od końca ostatniego zlodowacenia podniósł się o około 270 m i w dalszym ciągu podnosi się w tempie 2 cm/rok.

Wpływ ruchów izostatycznych na cechy ukształtowania terenu jest ograniczony, ponieważ zachodzą one powoli i nakładają się na nie procesy egzogeniczne, aktywnie modelujące powierzchnię Ziemi. Nie towarzyszą im znaczące deformacje wewnętrzne ani istotny wzrost wysokości bezwzględnej i względnej terenu. Wynoszone partie lądu są bowiem stale niszczone wskutek erozji i denudacji, a materiał odprowadzany do basenów sedymentacyjnych.

Ruchy wielkopromienne są powolnymi, pionowymi ruchami skorupy ziemskiej, obejmującymi rozległe obszary położone w obrębie wnętrza płyt litosfery w znacznej odległości od ich granic (związane z przemieszczeniami magmy lub naciskami bocznymi). W odróżnieniu od ruchów izostatycznych powodują je nie do końca wyjaśnione czynniki wewnętrzne. Przypuszcza się, że są wywołane zaburzeniami izostazji lub zmianami gęstości i objętości materiału skalnego następującymi wskutek zmian termodynamicznych (temperatury, ciśnienia), zachodzących w dolnej części skorupy ziemskiej i w górnym płaszczu Ziemi. Ruchy wielkopromienne mają zróżnicowany charakter:

• wznoszący (ruchy epejrogeniczne, lądotwórcze), powodujący wydźwignięcie lądu, w efekcie czego występuje regresja morza i powiększanie się obszarów lądowych;

• obniżający (ruchy talasogeniczne), powodujący obniżenie dna morskiego i zalanie obszarów lądowych,

• wahadłowy, w przypadku którego naprzemiennie występują ruchy wznoszące i obniżające.

R1V0d0VEY0N3f

Ilustracja przedstawia ruchy lądotwórcze i ich powiązanie z transgresją i regresją morza. Na schemacie wzniesienia zaznaczono na środku kolorem zielonym wzgórze, po obu jego bokach kolorem niebieskim poziom wód. Po lewej stronie strzałka „wypycha” wody ku górze zwiększając ich poziom, natomiast po prawej strzałka wskazują w dół jednocześnie symbolizując obniżenie się poziomu wód.

Ruchy epejrogeniczne nie wywołują widocznych deformacji w układzie warstw skalnych, nie prowadzą też do powstawania gór ani struktur fałdowych. Natomiast powodują powstanie podłużnych lub kopulastych wzniesień powierzchni Ziemi o stosunkowo niskim nachyleniu, zasięgu do kilkuset kilometrów i wysokości do kilkuset metrów (lub większych), zwane tarczami. Powstawały one m.in. w neogenie i czwartorzędzie. Ruchy epejrogeniczne powodują wyginanie kontynentów, tzn. wypiętrzanie ich na peryferiach oraz wklęśnięcia w środku. Ich przykładem mogą być struktury wielkopromienne występujące np. w Afryce wokół Kotliny Kalahari, Kotliny Konga i Kotliny Środkowego Nigru (wyżyny i płaskowyże Dżos, Bauczi, Lunda, Ahaggar), a także orogen karpacki (w obrębie wału metakarpackiego powstało nabrzmienie sudeckie, obniżenie Odry, nabrzmienie śląsko‑krakowskie, obniżenie Nidy oraz nabrzmienie świętokrzyskie). W ich obrębie wytworzyły się niekiedy rozległe doliny ryftowe (np. Wyżyna Wschodnioafrykańska z pasem Wielkich Rowów Afrykańskich). Ruchom wielkopromiennym podlegał także wał metakarpacki. Istnieje przypuszczenie naukowe, że na obszarach wyniesień ruchy epejrogeniczne są pierwszym etapem rozpadu kontynentów.

Ruchy wznoszące obserwowane są współcześnie na wybrzeżu Norwegii, w rejonie Zatoki Botnickiej i Zatoki Hudsona, na północno‑wschodnich wybrzeżach Azji, w północno‑wschodnich Chinach, na Sumatrze oraz na licznych wybrzeżach: wschodnim Półwyspu Indyjskiego, afrykańskim Morza Czerwonego, Zatoki Meksykańskiej i Chile. Obszarami obniżającymi się są m.in.: południowa Grenlandia, atlantyckie wybrzeże Francji, Dalmacja, północno‑zachodnie wybrzeża Afryki i Ameryki Południowej.

Ruchy izostatyczne - grafika interaktywna

Współczesne ruchy pionowe na obszarze Polski

RaBjgrdNGqN2m

Przedstawiona jest mapa Polski, na której powierzchni znajdują się liczne plamy. Kolor ciemnoniebieski oznacza obszary o tendencji do podnoszenia, kolor brązowy tendencje do obniżania oraz kolor jasnoniebieski obszary stabilne. Kolorem ciemnoniebieskim oznaczone są znaczne obszary na południu Polski, w tym Karpaty, jak również część obszarów w północnej, wschodniej i zachodniej Polsce. Kolorem brązowym jest oznaczone wiele obszarów w południowej Polsce. Większość kraju jest oznaczone na jasnoniebiesko.