plik

Redaktor naukowy

mgr inż. Adam Jackiewicz

Okładkę i obwolutę projektował

Teodor Klonowski

Książka została zatwierdzona przez Ministerstwo

Szkolnictwa Wyższego pismem z dnia 28 lipca 1958 r.

nr DSU-IV-5a-6/58 jako podręcznik do użytku szkół

wyższych.

Redaktor techniczny
Jerzy Twierdziańshi

Korektor

Zofia Ciastoń

W Y D A W N I C T W A G E O L O G I C Z N E — W A R S Z A W A 1959

Wydanie II. Nakład 3.500 + 160 cgz. Format B5. Ark. uiyd. 55, ark. druk. 4 1 .

Papier ilustracyjny III kl. 80 g, BI. Oddano do składania 30. kwietnia 1958 r.
Podpisano do druku 13. maja 1959 r. Druk ukończono UJ czerwcu 1959 r. Cena 85 zł

K r a k o w s k i e Z a k ł a d y G r a f i c z n e Nr 4, ul. J. S a r e g o 7

Zam. 343,58 — C-7

WSTĘP

Procesy geologiczne. G e o l o g i a d y n a m i c z n a jest nauką o bu

dowie skorupy ziemskiej, o siłach na nią oddziałujących i o procesach

zachodzących w niej oraz na jej powierzchni pod wpływem tych sił.

Geologia dynamiczna jest wstępem do geologii historycznej, która zaj

muje się przeszłością Ziemi i życia organicznego. Między obydwiema

gałęziami geologii istnieje ścisły związek, gdyż geologia dynamiczna

posługuje się częstokroć rezultatami procesów dawnych okresów geo

logicznych, a geologia historyczna zajmuje się przeobrażeniami, jakim

ulegała skorupa Ziemi i jej powierzchnia w przeszłości.

Geologia dynamiczna i historyczna są częścią nauk geologicznych,

do których należy mineralogia, petrologia, paleontologia, geofizyka lito

sfery i geomorfologia. Geologia dynamiczna w dużej mierze syntety

zuje zakresy tych nauk, mając na celu wyjaśnienie powstania minera

łów, skał i rzeźby na tle przebiegu procesów geologicznych.

P r o c e s e m g e o l o g i c z n y m nazywamy zespół zjawisk, dzięki

którym skorupa Ziemi lub jej powierzchnia ulegają przeobrażeniom.

Na skorupę Ziemi oddziaływa: wpływ atmosfery, a więc powietrza, wil

goci, deszczów, wiatru, insolacji, zmian temperatury; hydrosfery, a więc

wpływ wód płynących po .powierzchni lub krążących w skałach, mórz,

lodowców itd.; następnie wpływ życia organicznego. Są to wszystko

czynniki geologiczne, które działając razem albo osobno wywołują prze

obrażenia powierzchni Ziemi. Wszystkie wymienione czynniki działają

na skorupę Ziemi z zewnątrz, można je więc nazwać czynnikami geolo

gicznymi zewnętrznymi.

Procesy geologiczne wywołane przez czynniki zewnętrzne są albo

niszczące, albo twórcze. Pod wpływem pierwszych, skały stanowiące

powierzchnię skorupy ziemskiej ulegają przeobrażeniom chemicznym

i fizycznym, zostają rozkruszone i rozdrobnione, w następstwie usunięte

z jednych obszarów powierzchni i przeniesione w inne. Do takich pro

cesów niszczących należy w i e t r z e n i e , e r o z j a i powierzchniowe

r u c h y m a s o w e . Łączny, wielki proces geologiczny, złożony z po

wyższych procesów degradujących, jest określany jako d e n u d a c j a .

Dzięki niemu wyniosłe części skorupy ziemskiej, a więc góry i wyżyny,

są stopniowo rozcinane, zdzierane i obniżane.

W parze z procesami denudacyjnymi postępują procesy odwrotne,

twórcze, które ogólnie można nazwać procesami agradującymi. Pro

dukty procesów denudacyjnych są transportowane z wyższych miejsc

na niższe i tam składane. To gromadzenie się produktów denudacyj-

nych odbywa się albo na lądzie (w kotlinach lub na nizinach), lub

w obszernych basenach wodnych, jeziorach lub morzach, przy czym

twórczo, nieraz na wielką skalę, współdziała w tym procesie życie orga

niczne. Zazwyczaj te procesy nazywamy s e d y m e n t a c j ą i mówimy

o sedymentacji lądowej lub morskiej. Sedymentację możemy przeciw

stawić denudacji.

Denudacja i sedymentacja składają się łącznie na wielki proces geo

logiczny, który można nazwać z r ó w n y w a n i e m albo g r a d a c j ą .

Polega on, jak to można wywnioskować z tego, co wyżej zostało powie

dziane, na obniżaniu wyniosłych części skorupy ziemskiej przez pro

cesy denudacyjne i zapełnianiu obniżonych części powierzchni przez

procesy sedymentacyjne. W ten sposób wszystkie procesy zewnętrzne

dążą do zrównania powierzchni Ziemi.

Przeciw tej tendencji działają procesy wywołane przez czynniki

znajdujące się w skorupie ziemskiej lub w ogóle we wnętrzu Ziemi.

Głównym takim procesem jest d i a s t r o f i z m . Jest to proces,

dzięki któremu skorupa ziemska ulega przemieszczeniu albo ruchom

podnoszącym lub obniżającym. Dowodami na istnienie takich ruchów

są nie tylko współczesne obserwacje nad zmianami brzegowych linii

mórz, ale przede wszystkim obecność na znacznych wysokościach po

nad poziomem morza skał, utworzonych niegdyś w morzu. Z diastrofiz-

mem łączy się w u l k a n i z m i p l u t o n i z m . Wreszcie m e t ą m o r -

f i z m jest trzecim procesem wewnętrznym, który ściśle wiąże się bądź

z diastrofizmem, bądź ze zjawiskami plutonicznymi.

Wszystkie procesy geologiczne zewnętrzne i wewnętrzne wywołują

przemieszczanie materii w obrębie skorupy ziemskiej i tym samym krą

żenie pierwiastków.

Kształt Ziemi. Pomiary triangulacyjne wskazują, że glob ziemski jest

w przybliżeniu kulą spłaszczoną w obszarach przybiegunowych. Prze

krój kuli ziemskiej przez równik jest więc kołem, natomiast przekrój

przez bieguny jest elipsą. Taką bryłę geometryczną, jaką jest kula ziem

ska, otrzymujemy przez obrót elipsy dokoła jej osi mniejszej, odpowia

dającej osi obrotu Ziemi; nazywamy więc ją e l i p s o i d ą o b r o 

t o w ą .

Hyc. 1. Stosunek powierzchna ziemi p do powierzchni elipsoidy obrotowej (sferoidy) s

i powierzchni geoidy g (według H. Wagnera)

Kształt Ziemi odczytujemy też z pomiarów siły ciężkości. Jeśli prze

dłużymy powierzchnię oceanów w kontynenty, otrzymamy powierzch

nię prostopadłą w każdym punkcie do pionu (ryc. 1). Powierzchnia taka

nie pokrywa się z powierzchnią elipsoidy, chociaż jest do niej bardzo

Również według niektórych nowszych danych przekrój równikowy

nie jest kolisty, ale zbliżony do elipsy, zatem kształt Ziemi zbliża się

do elipsoidy trójosiowej (sferoidy trójosiowej).

Kształt. jaki ma Ziemia, przyjmują ciała ciekłe, gdy są poddane ru

chowi obrotowemu; kształt Ziemi jest zatem figurą równowagi, która

zapewne utworzyła się wtedy, gdy Ziemia była w stanie ciekłym.

Kształt Ziemi nie jest niezmienny, gdyż przyciąganie Księżyca

i Słońca wywołuje podnoszenie się i opadanie powierzchni o oko

ło 1/3 m.

Nie jest wykluczone, a nawet bardzo prawdopodobne, że Ziemia

w przeszłości miała większe rozmiary, ale wskutek utraty ciepła i kur

czenia się stawała się coraz mniejsza. Według niektórych obliczeń

(L. K o b e r 1942) promień Ziemi skrócił się w ciągu jej historii o około

1000 km.

Ruch obrotowy Ziemi. Od czasów K o p e r n i k a wiemy, że glob

ziemski obraca się dookoła swej osi z zachodu na wschód. Okres tego

obrotu wynosi w przybliżeniu 24 godziny (23 h 56 min). Gdyby Ziemia

była kulą, jej oś zachowywałaby stały kierunek. Wskutek jednak zgru

bienia na równiku przyciąganie Słońca stara się ustawić Ziemię osią

prostopadle do płaszczyzny ekliptyki. Dzięki temu oś Ziemi zatacza po

wierzchnię stożka w ciągu 25 800 lat. Jest to tzw. ruch precesyjny.

Oprócz ruchu precesyjnego bieguny przemieszczają się nieznacznie

w ciągu bardzo krótkich okresów (kilkuset dni). Prawdopodobnie prze

mieszczania mas powietrza wywołują te ruchy biegunów.

Ruch wirowy Ziemi powoduje istnienie na powierzchni siły skiero

wanej poziomo. Jest to tzw. s i ł a C o r i o l i s a . Siła ta jest niewielka;

np. na szerokości geograficznej Krakowa dla prędkości 1 m/sek wynosi

zaledwie 0,01 dyny, ale wpływa na kierunek prądów morskich, a zwłasz

cza powietrznych, gdyż te mają większą prędkość, a siła Coriolisa jest

większa dla większych prędkości. Według niektórych przypuszczeń ma

zbliżona; na jej kształt wpływa przyciąganie mas wody przez masy kon

tynentalne. Bryłę określoną tą powierzchnią nazwano g e o i d ą . W ob

szarach kontynentalnych powierzchnia geoidy wznosi się nieznacznie

ponad powierzchnię elipsoidy (około 100 m w Himalajach a 39,5 m

w Górach Skalistych).

Wymiary Ziemi określone są długościami promienia równikowego

i biegunowego. Według H a y f o r d a (1909) wynoszą one:

promień równikowy a = 6 378,39 km

promień biegunowy b= 6 356,91 km.

W nowszych czasach, w Związku Radzieckim F. K r a s o w s k i

(1940) stwierdził, że promień równikowy jest nieco mniejszy niż dotąd

przyjmowano:

a = 6 378,24 km

6 = 6 356,86 km

ona też wpływ na ruchy skorupy ziemskiej. Siła Coriolisa na półkuli

północnej odchyla prądy poziome w prawo, na półkuli południowej

w lewo.

Obrót Ziemi dokoła osi nie odbywał się prawdopodobnie z tą samą

prędkością, co obecnie. Tarcie przypływów morskich o lądy, zwłaszcza

w obszarach płytkich mórz, powoduje zwolnienie obrotu. Należy więc

sądzić, że prędkość obrotu była w przeszłości większa. Według niektó

rych obliczeń czynnik ten powoduje wydłużenie doby o około 1 min

na 100 tysięcy lat. Zmiany prędkości obrotu muszą wpływać na kształt

Ziemi; zwolnienie prędkości obrotu powinno powodować skracanie osi

równikowej a wydłużanie osi obrotu, a więc w rezultacie zmniejszanie

spłaszczenia biegunowego. Wielkość spłaszczenia jest zależna od pręd

kości obrotu, jak o tym świadczą następujące dane:

Być może, że zmiany prędkości obrotu, wpływając na kształt globu

ziemskiego, mogą wywoływać w nim naprężenia i powodować pewne

deformacje jego skorupy.

Również zmiany położenia osi obrotu Ziemi prowadzić powinny do

powstawania naprężeń w skorupie ziemskiej. Obecnie obserwowane

zmiany położenia biegunów są nieznaczne i znaczenie ich jako czynnika

geologicznego jest zapewne znikome, ale niektórzy badacze skłonni są

przypuszczać, że w przeszłości położenie osi obrotu ulegało dużym zmia

nom; jeśli takie zjawisko istotnie zachodziło, to należy przypisać mu do

niosłą rolę geologiczną.

Na odwrót, niektóre procesy geologiczne mogą wywoływać zmiany

położenia osi obrotu; wszelkie przemieszczenia mas, jak wypiętrzanie

się kontynentów, zasypywanie osadami zagłębień, tworzenie się gór,

wielkie nagromadzenie materiałów wulkanicznych itd. mogą tu być

brane pod uwagę, ale nie wydaje się, by zmiany położenia osi obrotu,

a tym samym deformacje nimi wywołane, mogły być znaczne.

Stosunek Ziemi do Słońca, Glob ziemski znajduje się w średniej od

ległości 149 675 000 km od Słońca; krąży on wokół Słońca z zachodu na

wschód po drodze, która jest elipsą; Słońce znajduje się w jednym

z ognisk tej elipsy. Oś obrotu Ziemi jest nachylona względem płasz

czyzny, w której leży jej droga, czyli orbita. Kąt między płaszczyzną

równikową Ziemi a ekliptyką (płaszczyzną, w której leży orbita Ziemi)

wynosi obecnie

23'/2°

i waha się w granicach od 22°6' do 24°50' w ciągu

40 400 lat. Ziemia, krążąc po swej orbicie, w ciągu jednego roku raz

znajduje się w punkcie najbliższym Słońcu, czyli w p e r i h e l i u m ,

a raz w punkcie najbardziej oddalonym, czyli w a p h e l i u m . W peri

helium ruch Ziemi wokół Słońca jest szybszy, w aphelium wolniejszy.

Ziemia przechodzi p u n k t p r z y s ł o n e c z n y (perihelium) w zimie

na półkuli północnej, a przez p u n k t o d s ł o n e c z n y (aphelium)

w lecie. Wynika z tego, że zima na półkuli północnej jest krótsza niż

na półkuli południowej.

Jowisz:

Saturn:

Ziemia

Mars:

obrót 9 h 55 min,

spłaszczenie 1:15

10 h 14 min,

23 h 56 min,

24 h 37 min,

1:10

1:288

1:230

Położenie Słońca względem drogi Ziemi nie jest stałe, ale ulega wa

haniom. Stosunek odległości Słońca od środka elipsy do połowy wiel

kiej osi elipsy, czyli mimośród, waha się w granicach od 0 do 0,077

w ciągu 91 800 lat. Na tym polegają zmiany ekscentryczności orbity

ziemskiej. Gdy ekscentryczność zbliża się do 0, różnica między peri

helium a aphelium jest znikoma; gdy ekscentryczność osiąga swą naj

większą wartość, różnica wynosi przeszło 21 milionów km. Oczywiście

w okresach, gdy odległość od Słońca jest większa, Ziemia otrzymuje

od niego znacznie mniej ciepła.

Zmiany nachylenia względem ekliptyki oraz ekscentryczności wpły

wają oczywiście na ilość ciepła otrzymywanego przez całą Ziemię łub

przez jej części, a więc wpływają na klimat i dlatego są czynnikiem

geologicznym. Do tego dołącza się także wpływ ruchu precesyjnego

biegunów; wskutek tego ruchu oś ziemska jest nachylona ku Słońcu

w pewnych okresach w perihelium, w innych w aphelium. Dzięki temu

półkula północna, która ma obecnie zimy w perihelium, po upływie po

łowy okresu precesyjnego będzie miała zimy w aphelium, a półkula po

łudniowa, obecnie mająca lato w perihelium, będzie miała je w aphelium.

Jest możliwe, że sumowanie się wpływów pochodzących z wahań

ekscentryczności, ruchu precesyjnego i nachylenia osi Względem eklip

tyki miało doniosłe znaczenie dla zmian klimatycznych na Ziemi i wy

wołanych nimi zjawisk geologicznych.

Słońce jest głównym źródłem światła i ciepła, które otrzymuje po

wierzchnia Ziemi. Przemiany jądrowe zachodzące we wnętrzu Słońca,

prawdopodobnie przede wszystkim powstawanie helu z atomów wodoru,

są źródłem energii termicznej, którą Słońce wypromieniowuje w prze

strzeń międzyplanetarną. Temperatura Słońca na powierzchni wynosi

około 6 000°C, a we wnętrzu zapewne kilka milionów stopni. Jest moż

liwe, że ilość energii słonecznej ulega pewnym wahaniom, chociaż nie

wydaje się, by w ciągu czasu geologicznego zachodziły bardzo wielkie

zmiany w promieniowaniu Słońca.

Słońce ma masę 332 000 razy większą od masy Ziemi i mimo ogrom

nej odległości wywiera przyciąganie zarówno na hydrosferę, jak też,

chociaż w znacznie mniejszym stopniu, na skorupę Ziemi. Znacznie

większy wpływ grawitacyjny na Ziemię wywiera Księżyc, który wpraw

dzie jest mniejszy od Ziemi i ma przeszło 80 razy mniejszą masę, ale jest

położony znacznie bliżej (średnio w odległości 384 400 km).

Powstanie Ziemi. Zagadnienie powstania Ziemi nie jest zagadnieniem

geologicznym, ale należy do zakresu astronomii i kosmogonii. Jednak

ważne jest dla geologii zdać sobie sprawę ze stanu, w jakim Ziemia była

przed utworzeniem się na niej stałej powłoki.

Glob ziemski jest jedną z dziewięciu planet krążących dookoła

Słońca i tworzących wraz z nim układ planetarny. Układ ten okazuje

takie prawidłowości, że nie mógł powstać w sposób przypadkowy.

Z małymi wyjątkami planety obracają się w tym samym kierunku do

okoła Słońca, a kierunek ich osiowych obrotów jest wspólny z obrotem

Słońca. Orbity planet leżą mniej więcej w tej samej płaszczyźnie, a od

chylenie ich płaszczyzn równikowych od płaszczyzny orbit jest nie

wielkie. Ekscentryczności prawie kolistych dróg planet wokół Słońca

są u wszystkich planet stosunkowo nieznaczne. Planety wewnętrzne są

małe i albo pozbawione księżyców, albo mają je w niewielkiej liczbie.

Największe planety (Jowisz, Saturn) znajdują się mniej więcej pośrodku,

najbardziej zewnętrzne planety są znowu małe. Planety środkowe mają

dużą ilość księżyców. Planety wewnętrzne mają wysoką gęstość i wolny

obrót; planety dalsze mają niskie gęstości a szybkie obroty; 99% masy

układu planetarnego należy do Słońca.

Hipotezy omawiające powstanie układu planetarnego powinny

uwzględniać wszystkie prawidłowości tego układu, ale zaznaczyć na

leży, że żadna z dotąd postawionych hipotez nie czyni zadość takim

wymaganiom.

Według P. L a p l a c e ' a (1796) Słońce tworzyło jądro gazowej mgła

wicy, która wskutek ruchu wirowego rozpadała się na pierścienie od

rzucane na zewnątrz i kondensujące się w planety i księżyce. Jest jednak

wątpliwe, czy obrót Słońca (27 dni) jest wystarczająco szybki, by siła

odśrodkowa mogła odrzucać pierścienie. Ponadto z odrzuconej materii

powstawać powinny nie planety, ale mnóstwo drobnych ciał typu aste-

roidów. Hipoteza Laplace'a nie wyjaśnia również, dlaczego na planety

stanowiące około 1 % masy układu przypada 98 % całkowitego momentu

obrotowego, a na Słońce (98% masy układu) tylko 2%. .

H i p o t e z a p l a n e t e s i m a l n a P. C h a m b e r l i n a i F. M o u 1-

t o n a (1910) przyjmuje, że przejście jakiejś gwiazdy w pobliżu Słońca

spowodowało w nim olbrzymie wybuchy materii słonecznej. Ma

teria wyrzucona w ten sposób ze Słońca kondensowała się w drobne

ciała ciekłe, tzw. planetesimy, które prędko krzepły. Przez zderzanie

się planetesim, a następnie przez przyciąganie mniejszych przez więk

sze, powstawały planety. Przechodząca gwiazda nadała zarówno Słońcu,

jak też planetesimom ruch obrotowy jednokierunkowy.

W hipotezie tej największe wątpliwości budzi przypuszczenie, że

zderzanie się planetesim mogło doprowadzić do utworzenia planet; na

leży raczej przypuścić, że przy kolizji planetesim zachodziło rozpylanie

w drobny pył i gaz.

Według J. J e a n s a (1916) przechodząca w pobliżu Słońca gwiazda

wyrwała z niego smugę materii w kształcie cygara, która rozpadła się

na części. Części te kondensowały się w planety, przy czym największe

powstały w środku smugi a ku obu końcom coraz mniejsze. Obrót i eks

centryczność orbit zostały nadane przez przechodzącą gwiazdę. Księ

życe powstawały przez wyrywanie materii z planet w momencie, gdy

po raz pierwszy zbliżyły się do Słońca w punkcie przysłonecznym (pe

rihelium) swej drogi. Jest wątpliwe, czy wyrwana ze Słońca materia

mogła kondensować się w planety; należy raczej przypuszczać, £e ule

głaby rozproszeniu a nie kondensacji.

W innej wersji tej hipotezy J e a n s przypuszcza, że układ sło

neczny powstał w rezultacie zderzenia się dwóch gwiazd; hipoteza ta

przypomina do pewnego stopnia starą teorię B u f f o n a (1750), według

której planety powstały przez zderzenie się Słońca z kometą. Podobna

jest hipoteza H. N. R u s s e l l a ; według niej Słońce miało za towarzy

sza drugą mniejszą gwiazdę obracającą się wokół niego. Przechodząca

gwiazda zderzyła się z mniejszą gwiazdą, z rozbicia której powstały

planety. Tutaj też wydaje się prawdopodobniejsze rozproszenie materii

w rezultacie kolizji, a hipoteza ta nie wyjaśnia uszeregowania planet

co do wielkości, co lepiej czyni hipoteza Jeansa.

Według F. H o y 1 e'a (1944) Słońce miało za towarzysza ogromną

gwiazdę, typu supernova, tzn. gwiazdę, która wyrzuca z siebie materię

o niezwykle wysokiej temperaturze i z wielką prędkością, powiększając

przy tym ogromnie swą jasność. Dzięki erupcjom supernova mogła ujść

z pola grawitacyjnego Słońca, zostawiając wyrzucony materiał, zatrzy

many przez pole grawitacyjne Słońca.

H. A l f v e n (1941) przypisuje główną rolę nie zderzeniom ani inter

wencji obcej gwiazdy, ale polu magnetycznemu Słońca. Słońce w swej

wędrówce przez przestrzeń międzygwiezdną weszło w chmurę gazową,

złożoną z neutralnych atomów. Wskutek przyciągania atomy zbliżyły

się do Słońca i w jego pobliżu zostały zjonizowane. Pole magnetyczne

Słońca wytworzyło w zjonizowanej chmurze prądy elektryczne, dopro

wadzające do skupień materii w planety w pobliżu Słońca a w planete-

simy dalej od niego; z łączenia się planetesim powstać miały zewnętrz

ne, mniej gęste planety. W hipotezie tej największe wątpliwości budzi

przyjęcie bardzo silnego pola magnetycznego Słońca.

Według C. F. W e i z s a c k e r a (1949) prasłońce otoczone było

osłoną złożoną z gazu i pyłu. Osłona ta, tak jaik Słońce, składała się

w 99% z wodoru i helu, a tylko 1% przypadał na inne pierwiastki.

W osłonie działały silne wiry, które doprowadzały do powstania sku

pień materii. Ponieważ temperatura w osłonie zmniejszała się na ze

wnątrz, w strefie zewnętrznej skupianie się materii odbywało się na

większą skalę, dlatego to zewnętrzne planety są większe. Z drugiej stro

ny elementy cięższe skupiały się bliżej Słońca, toteż w wewnętrznych

częściach uległy skupieniu metale i cięższe pierwiastki, w zewnętrznej

zaś części kondensować się będą w planety — woda, amoniak, dwutle

nek węgla i metan. Z kondensacji resztek osłony chwytanych przez pla

nety miały powstać księżyce. Teoria ta m. i. nie wyjaśnia powolnego

obrotu Słońca.

O. J. S z m i d t (1944) przypuszcza, że Słońce natrafiło na chmury

materii meteorytowej, która w polu Słońca ulegała skupieniom w więk

sze ciała, tj. planety i komety; część jej dalej krąży wokół Słońca w po

staci mniejszych ciał niebieskich i meteorów. W myśl tej hipotezy Zie

mia i inne planety nie powstawały z materii gazowej lub ciekłej, ale

z cząstek stałych. Hipoteza ta nie wyjaśnia jednak wielu cech układu

planetarnego.

Wreszcie należy wspomnieć o zupełnie odrębnej od powyższych

przypuszczeń hipotezie W. G. F i e s e n k o w a (1939), według której

Słońce w swej ewolucji może przechodzić przez zmiany stanu jego ener

gii; w czasie zmian tego stanu części wirującego Słońca mogą się oddzie

lać i tworzyć planety.

Hipotezy kosmogeniczne można więc podzielić na kilka grup. Jedna

grupa wiąże powstanie układu planetarnego z rozpadem mgławic lub

słońc, druga z interwencją innej gwiazdy lub nawet zderzeniem się

dwóch słońc, wreszcie trzecia z koncentracją materii międzygwiezdnej

gazowej lub nawet stałej. Przy przyjęciu hipotez o powstaniu Ziemi

z materii stałej należy przyjąć jej stopienie, być może pod działaniem

ciepła pochodzącego z rozpadu substancji promieniotwórczych, inaczej

nie można by było wyjaśnić zróżnicowania globu ziemskiego na strefy

0 różnej gęstości. W większości hipotez przyjmuje się, że Ziemia po

wstała jako ciało złożone z gazów i par o bardzo wysokiej temperatu

rze. Ciało to w przestrzeni międzyplanetarnej musiało tracić ciepło

i stopniowo się ochładzać. Równocześnie pierwiastki cięższe skupiały

się w środku globu, lżejsze zaś gromadziły się w jej zewnętrznej części.

W miarę ostygania pierwiastki mogły łączyć się ze sobą, a pary metali

i niektórych innych pierwiastków skraplać. Jest prawdopodobne, że po

pewnym czasie Ziemia tworzyła ciekłą kulę otoczoną gazową powłoką.

Powłoka ta, czyli p n e u m a t o s f e r a ( R i t t m a n n 1944), składała

się z gorących gazów, najpierw głównie wodoru i helu, pary wodnej,

dwutlenku węgla oraz azotu i chloru. Temperatura pneumatosfery była

wyższa od 1 000° i być może, że dzięki niej i swemu składowi pneuma

tosfera rozpuszczała w sobie także krzem i glin. Dopiero, gdy tempera

tura obniżyła się poniżej krytycznej temperatury wody (374°), większa

część pary wodnej zawartej w pneumatosferze mogła ulec skropleniu.

Jeszcze wcześniej, gdy temperatura spadła do około 500 do 1 000°, nie

które ciekłe substancje zaczęły krzepnąć.

W ten sposób wskutek spadku temperatury początkowo gazowa pla

neta przekształciła się w zakrzepły na powierzchni glob, otulony z ze

wnątrz ciekłą hydrosferą i gazową atmosferą. Po dziś dzień wnętrze

globu pozostało ciekłe albo nawet gazowe.

Atmosfera. Kula ziemska jest otoczona powłoką gazową, złożoną

głównie z azotu i tlenu. Atmosfera sięga do kilkuset kilometrów, lecz

powyżej 200 km jest niezmiernie rozrzedzona. Temperatura jej zmniej

sza się z wysokością, gdyż atmosfera ogrzewa się głównie od po

wierzchni Ziemi ogrzanej Słońcem. W dolnej części atmosfery, czyli

t r o p o s f e r z e, do wysokości około 10 km wskutek różnic tempera

tury istnieją prądy. Do tej wysokości atmosfera zawiera parę wodną,

powyżej temperatura jest tak niska, że nie może zawierać wilgoci. Atmo

sfera powyżej tej wysokości jest s t r a t o s f e r ą o prawie nierucho

mym, zimnym i rozrzedzonym powietrzu.

Stratosferą sięga do wysokości około 80 km; powyżej przechodzi

w j o n o s f e r ę , gdzie powietrze jest zjonizowane pod działaniem poza-

fioletowych promieni słonecznych. Ozon znajdujący się w stratosferze

adsorbuje znaczną część tych promieni, ochraniając przed ich działa

niem życie organiczne na Ziemi. W troposferze wskutek różnic w ogrze

waniu przez słońce powstają Różnice ciśnień i ruchy mas powietrza.

Gdyby Ziemia była w spoczynku, rozgrzane powietrze nad równikiem

wznosiłoby się w górę i płynęło ku biegunom, a zimne powietrze z oko

lic biegunowych dołem płynęłoby ku równikowi. Ponieważ powierzch

nia nagrzania w pasie równikowym jest duża, ku biegunom zaś między

zbliżającymi się do siebie południkami zmniejsza się, masy powietrza

zagęszczają się, a ponadto pod wpływem obrotu Ziemi prądy powietrza

w odległości około 30° po obu stronach równika skierowują się ku za

chodowi i wskutek tego uniemożliwiają odpływ powietrza w wyższe

szerokości geograficzne; przez to tworzą się dwa pasy wysokiego ciś

nienia. Ponadto wskutek obrotu Ziemi powietrze wznoszące się w górę

w pasie równikowym jest skierowywane siłą Coriolisa ku północnemu

wschodowi, a w szerokości geograficznej około 30° w pasie wysokiego

ciśnienia ochłodzone jest częściowo spychane w dół i skierowywane ku

południowemu zachodowi. W ten sposób tworzą się po obu stronach

równika prądy powietrza skierowane ku południowemu zachodowi na

półkuli północnej i północnemu zachodowi na półkuli południowej,

znane jako pasaty. Po drugiej stronie pasa wysokiego ciśnienia po

wstają wiatry zachodnie, wiejące z obrotem Ziemi ku wschodowi, względ

nie północnemu wschodowi na półkuli północnej, a południowemu

wschodowi na półkuli południowej, a ponadto od zimnych okolic polar

nych wieją wiatry ku niższym szerokościom geograficznym (ryc. 2).

Ryc. 2. Prądy atmosfery (według Ferrela)

W ten sposób powstają w atmosferze cztery zasadnicze pasy wia

trów, dzięki którym nadmiar ciepła przenosi się z obszarów równiko

wych ku obszarom biegunowym. Oczywiście im większa jest różnica

temperatur między strefą równikową a obszarami biegunowymi, tym

silniejsza jest cyrkulacja powietrza. Ciepłe powietrze zawiera więcej

pary wodnej ( 3 - 4 % ) niż powietrze chłodne (1%). Wskutek ochłodze

nia się powietrza następuje skraplanie pary wodnej i opad atmosfe

ryczny w postaci deszczu, śniegu, gradu, rosy itd. Ochłodzenie może

być spowodowane różnymi czynnikami, ale najczęściej skroplenie pary

wodnej zachodzi, gdy wiatr zmuszony jest wznosić się w górę, przezwy

ciężając zaporę górską, albo też gdy rozgrzane powietrze szybko wznosi

się w górę i wejdzie w strefę chłodną. Wilgoć do atmosfery dostaje się

głównie przez parowanie oceanów i mórz; im szybsza cyrkulacja po

wietrza, tym silniejsze parowanie, a więc tym większe opady. Ponieważ

cyrkulacja powietrza zależy przede wszystkim od różnicy temperatur

na równiku i biegunach, ilość opadów jest zależna od tej różnicy, czyli

od gradientu termicznego atmosfery.

W ten sposób atmosfera rozprowadza ciepło nad powierzchnią Ziemi

i przenosi wodę wyparowaną z mórz i lądów w inne obszary.

W ubiegłych epokach geologicznych nie zawsze gradient termiczny

atmosfery był tak duży, jak dziś, chociaż istniały takie okresy, kiedy był

większy. Przeważnie na globie ziemskim panowały bardziej wyrównane

warunki klimatyczne, gradient był nieduży, toteż opady były raczej

skąpe. W niektórych okresach gradient był większy od obecnego, wtedy

opady w postaci zarówno deszczu, jak i śniegu były większe. Okresy

takie w historii Ziemi zdarzały się raczej wyjątkowo.

Jeśli przypuszczamy, że Ziemia powstała z materii słonecznej, to

należy przyjąć, że pierwotna atmosferą miała inny skład niż atmosfera

dzisiejsza. Zapewne początkowo składała się głównie z wodoru i helu,

ale pierwiastki te jako bardzo lekkie w wysokiej temperaturze mogły

uciec w przestrzeń międzyplanetarną. Wtedy jako najlżejsze składniki

tworzyły praatmosferę (pneumatosferę) ziemską głównie para wodna,

dwutlenek węgla, azot i chlor, może też amoniak i metan. Wolny tlen

ze względu na duże powinowactwo do niego innych pierwiastków,

zwłaszcza krzemu i glinu, był prawdopodobnie w pierwotnej atmosferze

nieobecny.

Jeśli przyjąć w myśl hipotezy planetesimalnej lub meteorytowej, że

Ziemia powstała drogą skupiania się części stałych, to atmosfera mogła

powstać przez uwalnianie się okludowanych gazów. W meteorytach

stwierdzono wodór, dwutlenek węgla i azot. Z takich to gazów składać

się mogła pierwotna atmosfera ziemska.

Jak widać, przy założeniach obu hipotez nie znajdujemy w praatmo-

sferze tlenu, który dziś jest tak istotnym składnikiem atmosfery. Jest

prawdopodobne, że zjawił się on w atmosferze bardzo późno jako pro

dukt dysocjacji pary wodnej (w temperaturze 1500°) lub powstał rów

nież z pary wodnej pod wpływem promieniowania słonecznego. Ilość

tlenu powiększyła się znacznie, gdy na Ziemi powstały pierwsze zielone

rośliny i rozpoczęły drogą fotosyntezy uwalniać tlen z dwutlenku węgla.

Procesy wulkaniczne, biochemiczne, wietrzenie itd. wpływały nie

wątpliwie na skład atmosfery. Wybuchy wulkanów dostarczały jej dwu-

tlenku węgla, świat roślinny tlenu, procesy rozpadu radioaktywnego

pewnych ilości helu i argonu. Na odwrót atmosfera stale traciła pewne

ilości tlenu na skutek utleniania, a znaczne ilości dwutlenku węgla zo

stały stracone przez nią i uwięzione w osadach wapieni i dolomitów. Wy

daje się jednak, że już dość dawno ustalił się skład atmosfery zbliżony

do obecnego. Według niektórych przypuszczeń gęstość atmosfery

w okresie jurajskim była większa niż obecnie, co miało ułatwiać latanie

wielkim gadom.

Hydrosfera. Morza pokrywają 70,8% powierzchni Ziemi. Wypełniają

one przede wszystkim rozległe a głębokie zagłębienia oceaniczne, mniej

szy procent przypada na morza płytkie; bardzo mała część powierzchni

Ziemi przypada na jeziora i rzeki. Średnia głębokość mórz wynosi

3800 m.

Morze głównie dostarcza atmosferze wilgoci, która wraca potem

jako opad wprost do morza albo też opada na ląd i z niego w większej

części dostaje się z powrotem do morza. W ten sposób morze zasila ląd

opadami. Ponadto morze, które jest ogromnym zbiornikem wody, ma-

jącej duże ciepło właściwe i będącej złym przewodnikiem ciepła, po

chłania ciepło bardzo powoli, a ponieważ oddaje je również bardzo po

woli, jest przeto jakby wielkim magazynem ciepła na kuli ziemskiej.

Powierzchnia oceanów jest powierzchnią geoidy; jest ona powierzchnią

odniesienia dla pomiarów wysokości i głębokości. Powierzchnia ta może

być zdeformowana przez przyciąganie mas lądowych, ponadto nie

znaczne i przejściowe wahania tej powierzchni mogą być wywołane

przez przypływy, prądy, wiatry, nadmierne parowanie lub obfite opady.

Temperatura morza pochodzi głównie od nagrzania przez Słońce,

gdyż morze otrzymuje tylko znikomą ilość ciepła od Ziemi. Tempera

tura wód powierzchniowych wykazuje duże wahania; wynosi ona + 2 0 °

do +27°C, a nawet do przeszło + 3 0 ° w pasie tropikalnym, +2 do + 1 5 °

w strefie umiarkowanej i obniża się do —2° (temperatura zamarzania

słonej wody) w morzach polarnych. Prądy morskie mają tendencję do

wyrównywania tych temperatur, przenosząc ciepło w stronę biegunów

i w głąb, dzięki czemu powstaje wierzchnia względnie ciepła warstwa

wody morskiej czyli o c e a n i c z n a t r o p o s f e r a , poniżej której

leży głębsza, stale chłodna warstwa wód głębszych, czyli o c e a n i c z 

na s t r a t o s f e r ą . W okolicach polarnych wody zimne jako cięższe

opadają w głąb i powoli przenoszą się ku okolicom równikowym, gdzie

nieco ogrzane wznoszą się ku górze; z okolic równikowych w obie strony

ku biegunom skierowane są prądy wyrównawcze wód ciepłych. Jakkol

wiek bardzo powolne, prądy te, tzw. prądy konwekcyjne, mają duże

znaczenie dla cyrkulacji głębokich wód. Ich prędkość zależy od różnicy

temperatur wód równikowych i polarnych. Jest prawdopodobna, że

w większości okresów geologicznych prądy tego rodzaju były słabsze

niż dzisiaj, gdyż gradient termiczny oceanów był przeważnie mniejszy.

Wody przypowierzchniowe mórz są wprawiane w ruch przez przycią

ganie Księżyca i Słońca oraz przez wiatry. Wiatry stale wiejące wytwa

rzają przez tarcie stałe prądy oceaniczne. W obszarach, w których wiatry

mają stały kierunek (strefy pasatów, ryc. 2), wody powierzchniowe są

wprawiane w ruch, wskutek czego powstają stałe prądy oceaniczne. Po

obu stronach równika wieją wiatry stałe z płn. płn.-wsch. i płd. płd.-wsch.,

przez co powstają prądy skierowane ku równikowi; prądy te wskutek

obrotu Ziemi ulegają skręceniu na półkuli północnej w prawo, na półkuli

południowej zaś w lewo i dlatego po obu stronach równika powstają

prądy równikowe skierowane ku zachodowi (ryc. 3).

Na Atlantyku prąd równikowy rozszczepia się o występ Brazylii na

dwa ramiona. Ramię północne wchodzi w Morze Karaibskie i Zatokę

Meksykańską, skąd kieruje się ku północnemu wschodowi jako Prąd

Zatokowy. Podobne prądy tworzą się na Oceanie Indyjskim i Spokoj

nym, gdzie powstają ciepłe prądy opływające Japonię i Australię. Prądy

oceaniczne, przenosząc ciepło w wyższe szerokości geograficzne, mają

doniosłe znaczenie klimatyczne.

Oprócz prądów wywołanych przez różnice temperatur, przyciąga

nie i wiatry powstają w morzu prądy pochodzące z różnic słoności.

Woda morska jest słona; w pewnych warunkach mogą się wytworzyć

różnice zawartości soli; woda, zawierająca więcej soli, jest cięższa

i opada w dół, wypierając wodę lżejszą. Na Morzu Śródziemnym paro

wanie jest intensywniejsze niż na Atlantyku, z tego powodu procent soli

w tym morzu jest większy. Cięższe słone wody Morza Śródziemnego

przepływają dnem Cieśniny Gibraltarskiej do oceanu, a wyrównawczy

prąd mniej słonej wody przelewa się bliżej powierzchni z Atlantyku

do Morza Śródziemnego.

Średnia słoność wód morskich wynosi 3,5 %; średnia ich gęstość przy

temperaturze 0°C i normalnej słoności wynosi 1,03. Wody powierzch

niowe mórz są lżejsze. Gęstość ich wynosi 1,028, wskutek ciśnienia jed

nak gęstość wzrasta z głębokością i dlatego średnia gęstość wody mor

skiej jest większa.

Związki chemiczne występujące w wodzie morskiej w pewnej mierze

zostały wyługowane ze skał i rzekami zniesione do morza. Niektóre

jednak składniki, jak chlor, brom, siarka i bor pochodzą zapewne z pier

wotnej atmosfery i dostały się do hydrosfery wraz z kondensującą się

parą wodną albo też za pomocą ekshalacji wulkanicznych i gorących

źródeł.

Ilość wody w oceanach i. morzach zapewne nie jest stała i zmieniała

się w ciągu dziejów geologicznych. Prawdopodobnie w najdawniejszych

okresach ilość wody była mniejsza, a zwiększała się przez dodawanie

wody skraplającej się z pary wodnej, wydobywającej się z głębi Ziemi

przy procesach wulkanicznych. Dodatek ten w porównaniu do objętości

wód, które skropliły się z pierwotnej atmosfery, był stosunkowo nie

znaczny.

W wodzie morskiej są dziś rozpuszczone w pewnej ilości gazy, jak

tlen, dwutlenek węgla, azot itd. W początkowych okresach rozwoju

Ziemi, kiedy atmosfera zawierała dużo dwutlenku węgla, morza zawie

rać musiały go znacznie więcej niż obecnie. Jest prawdopodobne, że do-

pieTO pojawienie się glonów zielonych pozbawiło morza wielkich ilości

dwutlenku węgla.

Litosfera. Wierzchnią część Ziemi określamy jako l i t o s f e r ę ,

czyli s k o r u p ę z i e m s k ą . Nazwa ta pochodzi z tego okresu, kiedy

wyobrażano sobie, że skalna skorupa spoczywa na ciekłym lub gazo

wym wnętrzu. Wielkość wznoszenia się powierzchni Ziemi wskutek

przypływów i inne zjawiska wskazują, że przyjęcie płynnego wnętrza

w niewielkiej głębokości pod skorupą jest niemożliwe. Z przebiegu fal

wytwarzanych przez trzęsienia ziemi wynika, że dopiero na głębokości

2900 km materia ziemska zachowuje się jak ciecz lub gaz, powyżej jest

w stanie stałym. Dziś, mówiąc o skorupie ziemskiej, nie mamy na myśli

różnic polegających na stanie materii, ale na jej zachowaniu się. Skały

stanowiące wierzchnią część kuli ziemskiej zachowują się do niewielkiej

głębokości jak ciała kruche; w pewnej głębokości, prawdopodobnie

około 60-4-70 km, zachowanie się skał zmienia się wskutek temperatury

i ciśnienia, tak że zachowują się one jak ciała półplastyczne; wytrzy

małość ich na długotrwałe ciśnienie jest znacznie mniejsza od wytrzy

małości skał bliżej powierzchni. Na podstawie tych różnic oddziela się

litosferę od podścielającej ją bardziej plastycznej strefy, nazwanej dla

swej słabości a s t e n o s f e r ą (gr. astenos — słabowity). Astenosfera

z kolei leży na materiałach znacznie mniej plastycznych.

Litosfera zbudowana jest ze skał. S k a ł ą nazywamy agregat zło

żony z minerałów, który powstał drogą naturalną. Minerałów znanych

na kuli ziemskiej jest kilka tysięcy, ale minerałów stanowiących zasad-

nicze składniki skał, czyli m i n e r a ł ó w s k a ł o t w ó r c z y c h , jest

zaledwie kilkanaście. Następujące minerały skałotwórcze są pospolite

w litosferze: kwarc (Si0

), kalcyt (CaC0

), dolomit [CaMg(C0

)

], mine

rały iłowe (tlenki Si, Al oraz H

0), skalenie (glinokrzemiany K, Na, Ca),

miki (glinokrzemiany i krzemiany K, Fe, Mg), pirokseny i amfibole

(krzemiany Fe, Mg, itd.), oliwin (krzemiany Fe i Mg). Minerałom skało-

twórczym towarzyszą minerały akcesoryczne (dodatkowe), jak granaty,

magnetyt, apatyt, piryt itd.

Również skał wyróżniamy bardzo wiele, ale tylko niektóre są pospo

lite w skorupie ziemskiej. Pomijając skały osadowe, w wierzchniej czę

ści skorupy najpospolitsze są granity i gnejsy; głębsze części skorupy

nie są wprawdzie dostępne badaniom bezpośrednim, wiercenia bowiem,

które weszły głębiej niż 3 - 4 km w skorupę są bardzo rzadkie (najgłęb

sze otwory znajdują się w Stanach Zjednoczonych i mierzą blisko

7 000 m), ale współczesna nauka rozporządza metodami, które pozwa

lają na wnioskowanie o Składzie niedostępnych części skorupy. Metody

te zostaną przedstawione w rozdziałach następnych, tu tylko powiemy,

że wulkany zarówno dziś, jak i w przeszłości wyrzucały najczęściej la

wy, składem odpowiadające bazaltom. Już z tego faktu wnioskuje się,

że głębsze części skorupy ziemskiej zbudowane są ze skał zasadowych.

Powierzchnia litosfery jest nierówna. W stosunku do poziomu odnie

sienia, jakim jest powierzchnia geoidy (powierzchnia mórz), wznosi się

do blisko 9 000 m w górach (Mt. Everest 8 842 m) i obniża się do około

10 000 m w rowach oceanicznych (Challenger Deep w rowie Marianów

10 863 m), czyli różnice wysokości wynoszą blisko 20 km. W powierzchni

tej jednak ani wysokie góry, ani głębokie rowy nie zajmują dużych ob

szarów. Największe obszary zajmują dwa poziomy: jeden górny, wznie

siony od—200 do +1 000 m i drugi dolny o głębokości od—2 500 do

— 4 700 m, jak to widać w tzw. krzywej hipsograficznej (rys. 4), przed

stawiającej, ile procent powierzchni litosfery przypada na poszczególne

Ryc. 4. Krzywa hipsograficzna

wysokości. Większa część powierzchni górnego poziomu leży ponad

poziomem morza, tworząc kontynenty w sensie geograficznym; część

tego poziomu leży poniżej poziomu morza do głębokości - 2 0 0 m; po

ziom górny łagodnie zanurza się pod poziom morza do tej głębokości

i dopiero od niej opada znacznie stromiej ku poziomowi dolnemu. Ob

szary wyznaczone tym poziomem nazywamy kontynentami w sensie

geologicznym (blokami kontynentalnymi), a płytkie morza zalewające

ich skraj — morzami epikontynentalnymi; część kontynentu zalana

przez morze płytkie jest s z e l f e m (ang. shelf — półka). Kontynenty sto

sunkowo stromym a wąskim s t o k i e m k o n t y n e n t a l n y m opa

dają ku dolnemu poziomowi, który tworzy dna głębokich oceanów. Na

dna oceaniczne przypada największy procent powierzchni Ziemi.

W powierzchni skorupy ziemskiej wyróżnić możemy zatem następu

jące główne elementy:

1. Dna głębokich oceanów — średnia głębokość - 3 800 m — 55%

powierzchni Ziemi.

2. Bloki kontynentalne — średnia wysokość + 8 7 5 m — 27% po

wierzchni Ziemi. W tym około 5% przypada na szelfy.

3. Stok kontynentalny — 8% powierzchni.

4. Rowy, oceaniczne — 2 % powierzchni.

5. Góry — 8% powierzchni Ziemi.

Widać z tego, że w obrazie powierzchni skorupy na pierwszy plan •

wysuwa się zróżnicowanie jej na bloki kontynentalne i dna oceaniczne.

Nie wiemy jednak, w jaki sposób powstał ten fundamentalny rys po

wierzchni skorupy ziemskiej. Według jednej grupy poglądów, które

zapoczątkował J. D. D a n a (1873), ten rys powstał we wczesnym sta

dium rozwoju litosfery i nigdy dna oceanów nie były lądami, ani też

na kontynentach nie było głębokich mórz. W myśl tych poglądów za

rysy kontynentów i oceanów ulegały w historii geologicznej tylko nie

wielkim zmianom. Jest t o t e o r i a p e r m a n e n c j i kontynentów

i oceanów. Druga grupa poglądów uważa, że oceany powstawały przez

zapadanie się bloków kontynentalnych i są zjawiskiem wtórnym, które

rozwinęło się w ciągu dziejów geologicznych. Obecne kontynenty miały

być połączone nieistniejącymi już dziś, bo głęboko pogrążanymi k o n 

t y n e n t a m i p o m o s t o w y m i .

Powstanie litosfery. Najprostsze wytłumaczenie powstania skorupy

jest, że w ciekłym globie z substancji o różnych ciężarach właściwych

nastąpiło różnicowanie się zależnie od gęstości: cięższe materiały gro

madziły się we wnętrzu, bliżej zaś powierzchni skupiły się materiały lżej

sze. Gdy temperatura obniżyła się do około 1 000°C i niżej, lżejsza ciekła

powłoka zakrzepła i utworzyła skorupę tak, jak w piecu hutniczym

szlaka krzepnie na powierzchni stopu. Skorupa ta krzepła powoli, ale

pod względnie niewielkim ciśnieniem, choć nieco większym niż obecne

ciśnienie atmosfery na powierzchni Ziemi. Krzepnące masy składały się

głównie z lżejszych pierwiastków: tlenu, krzemu, glinu, metali alkalicz

nych i wapnia. Obfitość krzemu i tlenu spowodowała, że krzepnące

ognisto-ciekłe masy krystalizowały jako krzemiany i tlenki. O wyglą

dzie tych pierwszych skał skorupy ziemskiej niczego nie wiemy. Nie

zachowały się one do dzisiejszych czasów, przeobrażone przez liczne

późniejsze procesy. Przypuszczalnie były one zbliżone do niektórych

2 — Geologia dynamiczna

skał wulkanicznych, chociaż warunki krzepnięcia różne od warunków,

w których krzepną dziś lawy wyrzucone na powierzchnię z wulkanów

albo w których krzepną masy ogniowe w głębi Ziemi, zapewne zazna

czyły się w budowie i wyglądzie pierwszych skał na Ziemi.

Pogląd, że Ziemia krzepła od powierzchni w głąb, jest powszechnie

przyjmowany, gdyż należy przypuszczać, że przypowierzchniowe części

globu najwcześniej i najsilniej ostygały. Jednak wypowiedziano też wąt

pliwości, czy ochładzanie się i krystalizacja posuwały się od zewnątrz

globu ku wnętrzu. Zdaniem L. B. S l i c h t e r a (1941) i W. W. B i e ł o u-

s o w a (1948) krystalizacja mogła postępować z głębi ku powierzchni,

gdyż punkt krzepnięcia krzemianów podwyższa się wraz z ciśnieniem.

W głębokości kilkuset kilometrów ciśnienie może być tak duże, że wy

soka temperatura nie jest wystarczająca, aby utrzymać stop krzemia

nowy w stanie ciekłym. Jest więc możliwe, że skorupa ziemska zestalała

się od dołu ku górze, a nie od powierzchni w głąb. Przyjmuje się też

zwykle, że pierwsza zakrzepła skorupa, ponieważ tworzyła się z naj

lżejszych materiałów, była składem mineralnym zbliżona do kwaśnych

skał ogniowych, to znaczy do granitów. Jednakowoż i co do tego wypo

wiedziano z wielu stron wątpliwości. Zdaniem A. C. L a w s o n a (1932)

i innych badaczy pierwotna skorupa była bazaltowa; skorupa ta pod

dana wietrzeniu produkowała zwietrzeliny, z których bardziej zasadowe

składniki były ługowane, tak że skład zwietrzeliny stawał się bardziej

kwaśny. Produkty wietrzenia przenoszone do zagłębień i głęboko pogrą

żane w czasie ruchów górotwórczych ulegały stopieniu lub przecho

dziły przez procesy, które przeobrażały je w skały granitowe. W myśl

tych poglądów dzisiejsza powłoka granitowa, która zresztą nie jest

gruba (około 10 do 15 km), jest produktem takich procesów a nie krzep

nięcia ognisto-ciekłego stopu.

Zdaniem A. R i t t m a n n a (1939) lżejsze składniki znajdowały się

nie w ciekłym globie, ale w pneumatosferze, rozpuszczone w niej wsku

tek wysokiej temperatury. Gdy temperatura spadła poniżej 1 000°,

utworzyła się skorupa bazaltowa; następnie w miarę spadku tempera

tury lekkie krzemiany i tlenki atmosfery przechodziły w stan ciekły

i gromadziły się na powierzchni (w prahydrosferze), krystalizując na

stępnie i tworząc powłokę kwaśną typu granitowego.

Biosfera. Życie organiczne objętościowo i przestrzennie jest zniko

me w stosunku do litosfery i jej powłoki wodnej i gazowej, niemniej

jednak odgrywa w procesach geologicznych doniosłą rolę. Niektóre

procesy wietrzeniowe i sedymentacyjne przebiegają przy współudziale

organizmów. Koncentracja pierwiastka węgla i wapnia w przyrodzie

odbywa się przy pomocy świata organicznego. Ponadto ewolucja życia

organicznego pozwala na mierzenie względnego czasu geologicznego.

Skamieniałości przewodnie są ciągłe najważniejszym wskaźnikiem okre

ślającym wiek utworów geologicznych.

Życie organiczne skupia się głównie na granicy litosfery i atmosfery

oraz na granicy hydrosfery i atmosfery. Obecność tlenu, azotu i dwu

tlenku węgla, wody, niektórych składników mineralnych oraz światła

umożliwia odpowiedni jego rozkwit. Podstawowym procesem umożli

wiającym istnienie biosfery jest asymilacja dwutlenku węgla zawartego

w atmo- lub hydrosferze i przetwarzanie go przy pomocy światła i chlo

rofilu (fotosynteza)

6 C 0

+ 5 H

0 + energia = C

1 0

+ 6O\,

Tą drogą powstają węglowodany, które stanowią pokarm dla więk

szości świata zwierzęcego oraz uwalnia się tlen.

Życie organiczne mogło powstać na Ziemi dopiero wtedy, gdy tempe

ratura spadła poniżej 100°C. Prawdopodobnie energia słoneczna do

prowadziła do powstania złożonych związków organicznych z dwutlenku

węgla, pary wodnej lub wody, amoniaku i może siarkowodoru, które

były zawarte w pierwotnej atmosferze. W ten sposób mogły powstać

cukry i proteiny. Dalszym krokiem było powstanie komórek roślinnych

lub organizmów zbliżonych do bakterii. Bardzo prymitywne organizmy

mogły przypuszczalnie powstać w redukcyjnej atmosferze przed poja

wieniem się większych ilości tlenu, gdyż niektóre typy bakterii mogą

obyć się bez tlenu. Przypuszczalnie życie organiczne istnieje na Ziemi

od miliarda lat.

Wnętrze Ziemi. Jak później zobaczymy, litosfera jest oddzielona od

podłoża jedną lub kilkoma powierzchniami nieciągłości, toteż, mimo że

pod nią leżą masy w stanie stałym, nie przechodzi ona w nie stopniowo;

własności fizyczne na granicy skorupy i jej podłoża zmieniają się sko

kowo.

Do głębokości 2 900 km Ziemia jest w stanie stałym, poniżej materia

zachowuje się jak ciecz lub gaz. Poniżej litosfery i podścielającej ją

bezpośrednio astenosfery wnętrze Ziemi składa się zatem z dwóch czę

ści: stałej m e z o s f e r y i ciekłego a może częściowo gazowego, jądra,

czyli b a r y s f e r y . O budowie i składzie tych sfer wiemy niewiele.

Jednakowoż już z porównania ciężaru właściwego całej Ziemi (5,52)

i przeciętnego ciężaru właściwego litosfery (2,7) należy wnioskować,

że wnętrze musi składać się ze znacznie cięższych materiałów niż lito

sfera. Przypuszczenia takie poparte są w dużej mierze składem meteo

rytów, które spadają na Ziemię, a które uważa się za resztki wnętrza

jakiejś rozbitej planety.

W mezosferze materiały te prawdopodobnie występują w postaci

skał cięższych niż te, które występują na powierzchni Ziemi. Być może,

że jedną z takich skał jest perydotyt, skała zbudowana z oliwinu, o c. wł.

3,4 i bardzo rzadka w litosferze, ale jeszcze jest on za lekki, by wytłu

maczyć ową różnicę w ciężarze Ziemi i litosfery, i dlatego przyjmuje

się, że perydotyt mezosfery zawiera obficie metaliczne żelazo, chrom

i nikiel oraz siarczki.

Barysfera składa się ze stopionego żelaza (c. wł. 7,5) z domieszką

niklu (c. wł. 8,5) i może także jeszcze cięższych metali. Stopiona masa

zawiera być może także okludowany gaz. Ciężar właściwy barysfery

wynosi 8 do 10. Według niektórych poglądów ( K u h n - R i t t m a n n

1942) lepkość wnętrza Ziemi jest zbyt wysoka, aby pierwotna materia

solarna, z której powstał glob ziemski, mogła się zróżnicować według gę

stości pod wpływem siły ciężkości. Według tych poglądów jądro składa

się z materii słonecznej, złożonej z gęsto upakowanych atomów różnych

pierwiastków (nie tylko ciężkich); atomy wskutek wysokiej tempera

tury pozbawione są zewnętrznych elektronów i dlatego są cięższe.

19.

Meteoryty. Omawiając wnętrze Ziemi wspomnieliśmy, że na Ziemię

spadają odłamki skalne lub metaliczne pochodzące z przestrzeni między

planetarnej. Ziemia jest ustawicznie bombardowana spadającymi na nią

meteorytami, większość ich jednak ze względu na drobne wymiary, na

trafiając na opór powietrza, rozgrzewa się do tego stopnia, że rozsypuje

się na drobny pył. Zdarzają się jednak także duże meteoryty o ciężarze

kilku lub kilkunastu kilogramów, które w atmosferze zwykle rozpadają

się na drobniejsze kawałki, wyjątkowo zaś zdarzają się meteoryty o cię

żarze kilkudziesięciu ton. Wielkie meteoryty zderzając się z Ziemią po

wodują powstanie zagłębień w kształcie krateru. Takie kratery znane

są z Arizony w Stanach Zjednoczonych (w pobliżu kanionu Diablo o śred

nicy 1 200 m i 150 m głębokości), w południowej Afryce, Labradorze, Sy

berii itd. Meteoryty znane są też ze starszych osadów. Niemal wszystkie

minerały, które występują w meteorytach, znane są ze skał Ziemi. Skła

dem swoim bądź zbliżają się do niektórych zasadowych skał ogniowych,

bądź też są metaliczne i złożone wtedy są głównie z żelaza.

Zależnie od składu mineralnego wyróżniamy wśród meteorytów:

1. A c h o n d r y t y składające się z oliwinu (9%), hyperstenu (50%),

diopsydu i plagioklazu (25%) oraz niewielkiej ilości żelaza i ni

klu (1%).

2. C h o n d r y t y złożone głównie z oliwinu z dodatkiem piroksenu

i i plagioklazu. Ilość żelaza i niklu wynosi w nich 12%; nazwa po

chodzi od okrągłych ziarn oliwinu (chondrów).

3. P a l l a z y t y składające się z oliwinu oraz żelaza i niklu (około

50%).

4. S y d e r y t y składające się niemal wyłącznie z żelaza i niklu

(93,3%) z dodatkiem chromu, kobaltu, fosforu, siarki 1 węgla.

5. T e k t y t y. Są to meteoryty złożone ze szkliwa zawierającego

około 70% krzemionki (Si0

). Pochodzenie tektytów jest niejasne;

być może, że nie są one meteorytami.

Prócz wymienionych minerałów meteoryty zawierają też chromit,

grafit, siarczki żelaza (troilit), trydymit i bardzo rzadko kwarc. Stwier

dzono też w nich platynę i złoto oraz wolne gazy, jak wodór, tlenek

i dwutlenek węgla, metan i azot.

Ciężar właściwy meteorytów żelaznych wynosi 7,5-7,8, meteorytów

kamiennych 3 - 3 , 4 .

Meteoryty są resztkami jakiegoś ciała niebieskiego, być może pla

nety krążącej niegdyś między Marsem a Jowiszem a rozbitej wskutek

zderzenia się z jednym z jego księżyców, albo też są resztkami materii

słonecznej, rozprószonej w przestrzeni przy powstawaniu układu sło

necznego.

Stan termiczny Ziemi. Temperatura wzrasta z głębokością, jak o tym

można przekonać się w kopalniach, otworach wiertniczych itd. Wzrost

ten można wyrazić s t o p n i e m g e o t e r m i c z n y m , tzn. liczbą me

trów, o którą temperatura wzrasta o 1°C, albo g r a d i e n t e m g e o 

t e r m i c z n y m , tzn. liczbą stopni, o jaką temperatura wzrasta na 1 m

głębokości. Wzrost temperatury jest w różnych miejscach różny i zależy

od wielu czynników: charakteru skał, ich przewodnictwa cieplnego, uło

żenia, zawodnienia, bliskości źródeł gorących lub wulkanów, wgłębnych

ognisk magmowych itp.

Jako przykłady, charakteryzujące wzrost temperatury z głębokością,

można podać następujące dane (tab. 1):

T a b e l a 1

Stopień geotermiczna dla niektórych miejscowości

Dla Europy zachodniej i środkowej przeciętny stopień geotermiczny

wynosi 33 m. Na ogół można powiedzieć, że przy innych czynnikach

jednakowych stopień geotermiczny jest mniejszy w obszarach, które

przebyły niedawną działalność górotwórczą lub ogniową. Gdyby tempe

ratura Ziemi zwiększała się w ten sposób, jak wskazuje stopień geoter

miczny w pobliżu powierzchni, to należałoby spodziewać się we wnę

trzu Ziemi temperatury rzędu wielu tysięcy stopni. Już w głębokości

100 km wynosiłaby ona 3 000°C, a w jądrze ponad sto tysięcy stopni.

Według wszelkiego prawdopodobieństwa temperatura wzrasta tak, jak

wskazuje stopień geotermiczny, tylko do głębokości 7 0 - 1 0 0 km, a na

stępnie wzrasta znacznie wolniej. Według B. G u t e n b e r g a w głębo

kości 100 km wynosi ona około 1 500°, w głębokości 600 km około 1 800°.

W jądrze Ziemi jest ona nie wyższa niż około 2 000 do 5 000°C. Dla po

równania można podać, że temperatura Słońca wynosi 6 000° na po

wierzchni a kilkadziesiąt milionów stopni we wnętrzu.

O wysokiej temperaturze w głębi Ziemi świadczy też wydobywanie

się ognisto-ciekłych mas przy procesach wulkanicznych oraz gorące

źródła.

Łącząc punkty o tej samej temperaturze we wnętrzu Ziemi otrzymu

jemy powierzchnie g e o i z o t e r m (ryc. 158 b). Przebieg ich jest w przy

bliżeniu początkowo równoległy do powierzchni, tzn. podnoszą się one

pod górami a obniżają pod nizinami i dolinami. Jednakowoż odstępy

między powierzchniami geoizotermicznymi są większe pod szczytami

niż pod dolinami, z czego wynika, że pionowy gradient temperatury

jest mniejszy pod górami niż pod nizinami. Dlatego to zwykle w danej

głębokości pod powierzchnią szczytu temperatura jest niższa niż na

tej samej głębokości pod doliną.

Gradient geotermiczny wskazuje, że wskutek różnicy temperatur

między wnętrzem Ziemi a jej powierzchnią musi istnieć przepływ

ciepła skierowany ku powierzchni.

Przepływ ten odbywać się może w głębi Ziemi tam, gdzie masy są pół-

plastyczne lub ciekłe, przez konwekcję, poza tym odbywa się przez

przewodnictwo; zwłaszcza w skorupie ziemskiej jedynym sposobem

przepływu ciepła jest przewodnictwo. Dochodząc do powierzchni Ziemi

ciepło zostaje wypromieniowane.

Skały są złymi przewodnikami ciepła, dlatego przepływa ono z gorą

cego wnętrza ku powierzchni niezmiernie powoli. Przepływ ciepła jest

jednakowoż bardzo poważnie przyśpieszony, jeśli w głębi Ziemi dzia

łają choćby bardzo powolne prądy konwekcyjne (o prędkości rzędu

kilku cm/rok).

Znając gradient i przewodnictwo cieplne skał, można obliczyć ilość

ciepła przepływającego przez powierzchnię Ziemi. Przewodnictwo ciepl

ne najważniejszych skał litosfery wynosi: granitu ± 0,0067, bazaltu

0,0052 cal/cm

/sek. Przewodnictwo zmniejsza się ze zwiększającą się

temperaturą, więc w głębi Ziemi ciepło przepływa tym sposobem wol

niej, ale za to konwekcja może odbywać się na większą skalę. Z ilo

czynu gradientu (a) i przewodnictwa (k) otrzymuje się ilość przepływa

jącego ciepła F = k • a. Przyjmując, że w Europie gradient wynosi śred

nio 3,03°C/100 m (inaczej gradient = l/33°C/m albo l/3300°C/cm) otrzy

mujemy dla litosfery granitowej 1,8* 10

— 6

cal/cm

sek.

Na ogół przepływ ciepła przez powierzchnię Ziemi jest większy

w obszarach górskich; np. dla Alp wynosi 2,0 • 10

— 6

cal/cm

/sek, dla

Wielkiej Brytanii natomiast tylko 1,1 • 1O

-6

, dla Kanady 1,0*10

- 6

cal/cm

/sek. Obszary wulkaniczne również okazują silniejszy przepływ

ciepła.

L. B. S l i c h t e r (1941) opierając się na stopniu geotermicznym

z różnych miejsc powierzchni globu znalazł średnią

1,15 *10

-6

cal/cm

/sek.

Dla porównania można podać, że powierzchnia Ziemi otrzymuje od

Słońca przeciętnie

4,2 • 1 0

cal/cm

/sek,

a więc znacznie więcej niż wynosi przypływ ciepła z wnętrza Ziemi.

Ciepło doprowadzone z wewnątrz było prawdopodobnie zawsze za małe,

aby wpływać na temperaturę powierzchni.

Ciepło przepływające z głębi Ziemi pochodzi z zapasu ciepła, jaki

Ziemia posiada z okresu, kiedy była w całości ognisto-ciekłą. Ponadto

rozpad substancji promieniotwórczych jest dodatkowym źródłem ciepła.

Pierwiastki promieniotwórcze, aczkolwiek w bardzo drobnych ilościach,

rozsiane są w niemal wszystkich skałach Skorupy ziemskiej. Rozpad tych

pierwiastków produkuje znaczne ilości energii cieplnej, przy czym naj

większe ilości produkuje uran i tor oraz w pewnej mierze promienio

twórczy izotop potasu, podczas gdy promieniotwórczy izotop rubidu, mi

mo stosunkowo dość częstego występowania, nie odgrywa ze względu

na charakter swego promieniowania (wyłącznie promieniowanie β) żad

nej roli. Ilość substancji promieniotwórczych jest największa w skałach

kwaśnych (granitach), znacznie mniejsza w skałach zasadowych (bazal

tach itp.) a w meteorytach znikoma. Według E v a n s a i G o o d m a n a

(1941) roczna produkcja ciepła wytwarzana przez rozpad substancji

radioaktywnych wynosi z 1 g skały:

Skały kwaśne 5,0 • 1O

-6

cal

Skały zasadowe 1,6 1 0

- 6

cal

Meteoryty kamienne 0,35 • 10

-6

cal

Meteoryty żelazne 0,08 • 10

-6

cal.

Wynika z tego zestawienia, że ilość energii cieplnej otrzymywanej

drogą radioaktywną przez Ziemię musi się zmniejszać z głębokością.

Głównym producentem ciepła radioaktywnego jest więc cienka grani

towa część skorupy.

Gdyby nie było substancji promieniotwórczych, należałoby przyjąć,

opierając się na przepływie ciepła z głębi ku powierzchni, że Ziemia

się ochładza. Jeśli Ziemia traciła ciepło w ilości obserwowanej obecnie

(tj. około 1,2 • 10

-6

cal/cm

sek) przez cały czas swego istnienia (co naj

mniej dwa miliardy lat), to strata ta spowodowałaby ochłodzenie całej

Ziemi o 200°C. Takie ochłodzenie nie obniżyłoby zbytnio średniej tem

peratury Ziemi i miałoby znikomy wpływ na temperaturę wnętrza Zie

mi. Toteż przypuszcza się, że wnętrze Ziemi zachowuje wysoką tempe

raturę niezmienną od czasu powstania Ziemi, natomiast najsilniej ochła

dzają się zewnętrzne części globu.

Jeśli teraz wziąć pod uwagę, że rozpad radioaktywny dostarcza Zie

mi dużych ilości ciepła, to należy rozważyć trzy możliwości:

1) ilość ciepła radioaktywnego jest większa od ilości ciepła traco

nego przez Ziemię przez przewodnictwo i promieniowanie i wtedy Zie

mia nie oziębia się, ale ogrzewa;

2) ilość ta równoważy straty ciepła;
3) ilość ta jest niewystarczająca do pokrycia strat i Ziemia mimo pro

dukcji ciepła radioaktywnego oziębia się.

Rozwiązanie tego zagadnienia nie jest możliwe przy obecnych wia

domościach o stanie termicznym naszego globu. Wielu badaczy wypo

wiedziało się za pierwszą możliwością, opierając się na pierwszych po

miarach ilości substancji radioaktyw

nych w skałach; dziś wiadomo, że po

miary te dostarczyły liczb za wyso

kich. Ponadto do strat przez przewod

nictwo należy dodać jeszcze straty

ciepła przy wybuchach wulkanicz

nych, które są bardzo znaczne. Przez

jeden wybuch wulkanu Ziemia traci

w przybliżeniu 1/200 ilości ciepła tra

conego przez przewodnictwo. W nie

których okresach geologicznych dzia

łalność wulkaniczna była znacznie sil

niejsza niż w dobie obecnej i nie jest

wykluczone, że w takich okresach

Ziemia traciła znacznie więcej ciepła

niż obecnie. Jest możliwe więc, że

w pewnych okresach Ziemia się ozię-

R y c

u k ł a d s i ł j

działających na

biała, w innych zaś istniał stan rów- ciała znajdujące się na powierzchni

nowagi między ilością ciepła traconą Ziemi

przez Ziemię i ilością produkowaną

przez rozpad radioaktywny. Na ogół nie wydaje się, by radioaktywność

Ziemi była tak duża, by przewyższała ilość ciepła traconą przez Ziemię,

ale nie jest wykluczone, że w pewnych okresach zdolna była te straty

wyrównywać.

Siła ciężkości. Na wszystkie ciała, znajdujące się na powierzchni Zie

mi, działa przyciąganie ziemskie w kierunku środka Ziemi P i siła od

środkowa F, skierowana na zewnątrz (ryc. 5). Siła ciężkości S jest wy

padkową tych dwóch sił. Ponieważ siła odśrodkowa jest największa

na równiku, a równa zeru w punkcie obrotu, tzn. na biegunach, siła

ciężkości będzie największa na biegunach, a w kierunku równika

będzie coraz mniejsza; najmniejsza będzie na równiku. Wynika z tego,

że siła ciężkości zależy od szerokości geograficznej cp (ryc. 5). Na siłę

ciężkości wpływa też położenie nad poziom morza, gdyż siła przyciąga

nia zmniejsza się z odległością od środka Ziemi.

Wartość siły ciężkości w poziomie morza, czyli n o r m a l n e j (teo

retycznej) s i ł y c i ę ż k o ś c i y

obliczonej dla szerokości geograficz

nej <p wynosi:

Siła ciężkości w poziomie morza na szerokości geograficznej 45 ma

wartość 980,629 cm/sek

, czyli w zaokrągleniu 981 cm/sek

, co oznacza,

że 1 g wywiera w tym położeniu nacisk 981 dyn. Wartość przyspiesze

nia 1 cm/sek

określa się jako gal (na cześć Galileusza); składa się on

z 1000 miligalów. Siła ciężkości, obliczona dla Warszawy, wynosi

981,2412" cm/sek

Siłę ciężkości mierzy się za pomocą wahadła lub specjalnych przy

rządów zwanych g r a w i m e t r a m i . Okres wahadła jest odwrotnie

proporcjonalny do pierwiastka kwadratowego z przyśpieszenia, zatem

zmiany okresu wskazują na zmiany siły ciężkości. Częściej używa się

grawimetru, który mierzy siłę ciężkości czułym, sprężynowym urzą

dzeniem; różnice gęstości skał podścielających mogą być wykazane tym

przyrządem bardziej dokładnie niż wahadłem. Używa się też do pomia

rów siły ciężkości w a g i s k r ę c e ń ; jest to pręt opatrzony ciężarkami

po obu stronach, zawieszony na drucie; mierzy on poziomy gradient siły

ciężkości wynikający z poziomych zmian siły ciężkości w zależności od

rozkładu mas w litosferze.

Gdyby rozkład mas w litosferze był jednakowy, wtedy na siłę cięż

kości wpływałoby tylko przyciąganie i siła odśrodkowa, a siła ciężkości,

obrachowana teoretycznie dla danego punktu i zredukowana dla porów

nywalności do poziomu morza, odpowiadałaby sile ciężkości zmierzo

nej w danym punkcie. W rzeczywistości pomiary wykazują często róż

nice między siłą ciężkości obliczoną a zmierzoną.

Magnetyzm ziemski. Glob ziemski zachowuje się tak, jakby był

olbrzymim magnesem. Bieguny tego magnesu leżą nieco odchylone od

położenia biegunów geograficznych, tak że oś magnetyczna tworzy kąt

około 12° z osią obrotu Ziemi. Igła namagnesowana, poddana działaniu

pola magnetycznego Ziemi, ustawia się w kierunku bieguna magnetycz

nego wykazując k ą t d e k l i n a c j i (poziomy), czyli kąt odchylenia

od południka geograficznego, oraz k ą t i n k l i n a c j i (pionowy) utwo

rzony przez odchylenie, od poziomu w płaszczyźnie południka magne

tycznego. Linie łączące równe deklinacje nazywamy i z o g o n a m i, li

nie równych inklinacji — i z o k l i n a m i . Linię o deklinacji równej

zeru nazywamy a g o n ą. Trzecią składową pola magnetycznego jest

jego natężenie, które wzrasta w miarę zbliżania się do biegunów magne

tycznych. Natężenie rozkładamy zwykle na składowe poziomą i piono

wą (w płaszczyźnie południka magnetycznego). Położenie biegunów ma

gnetycznych nie jest stałe i elementy pola magnetycznego ulegają dzien

nym, rocznym i sekularnym, długookresowym zmianom.

Pochodzenie pola magnetycznego Ziemi jest niejasne. Wprawdzie

przypuszcza się, że wnętrze Ziemi jest zbudowane z żelaza i niklu, ale

ciała te tracą własności magnetyczne w wyższych temperaturach (że

lazo w temperaturze około 700°). Dlatego należy upatrywać źródło ma

gnetyzmu raczej w skorupie ziemskiej, tym bardziej, że znaczna jej

część zbudowana jest ze skał zasadowych. Przypuszcza się, że istnienie

magnetyzmu jest związane ż ruchem wirowym Ziemi, gdyż także inne

ciała niebieskie, jak Słońce i niektóre gwiazdy, posiadają pola magne

tyczne. Według niektórych przypuszczeń naelektryzowana powierzch

nia Ziemi przy obrocie wywołuje namagnesowanie. Trzeba jednak za

znaczyć, że ani pochodzenie magnetyzmu ziemskiego, ani jego zmiany

nie są jeszcze wyjaśnione.

Ostatnio E. C. B u l l a r d (1948) przypuszcza, że w ciekłym jądrze

Ziemi istnieją powolne prądy konwekcyjne. Prądy te wytwarzają

w obrębie Ziemi prądy elektryczne, wywołujące ziemskie pole magne

tyczne.

Ziemskie pole magnetyczne indukuje w skałach skorupy wtórne pola

zależnie od podatności skał na namagnesowanie. Podatność ta jest bar

dzo różna. Niektóre minerały jak magnetyt posiadają ją w bardzo wy

sokim stopniu; np. magnetyt jest 200 do 2 000 razy bardziej podatny na

namagnesowanie niż przeciętne skały osadowe. Niektóre skały ognio

we, np. bazalty, są znacznie bardziej podatne, około 100 razy więcej

niż skały osadowe; u innych sikał, np. soli kamiennej, podatność jest zni

koma, także wapienie i dolomity są na ogół mniej podatne niż piaskowce

i łupki.

Ogólnie mówiąc, zasadowe skały wulkaniczne (bazalty, diabazy) są

najbardziej podatne, zasadowe skały głębinowe mniej, granity i gnejsy

znacznie mniej, a najmniej skały osadowe.

Za pomocą pomiarów można znaleźć odchylenia od normalnych war

tości składowych pola magnetycznego, czyli a n o m a l i e m a g n e 

t y c z n e wywołane rozmieszczeniem skał w skorupie ziemskiej. Jed

nostką pomiarową intensywności magnetyzmu jest gaus, oznaczający

intensywność pola magnetycznego działającą na biegun magnetyczny

z siłą jednej dyny. W praktyce jednostką pomiarową jest gamma równa

1/100 000 gausa. Pomiary natężenia składowej, np. pionowej, dają obraz

odchyleń od normalnych wartości w postaci i z a n o m a 1 i i, tzn. linij

równych odchyleń od normalnego pola. Gdy w podłożu skały osadowe

mają dużą miąższość, wartości odchyleń są niskie, natomiast masywy

granitowe, a zwłaszcza skały bazaltowe lub gabrowe, wykazują duże

odchylenie. Takie odchylenia stwierdzono w Polsce na Mazurach oraz

na Dolnym Śląsku. Największe odchylenia są wywołane przez skały za

wierające magnetyt, jak tego dowodzi przykład skał krystalicznych

z magnetytem w okolicach Kurska w Rosji na pograniczu Ukrainy.

Dodatnia anomalia magnetyczna wynosi w tym obszarze 1,9 gausa

dla składowej pionowej pola magnetycznego.

Pomiary magnetyczne skał starszych (trzeciorzędowych i in.) zdają

się wskazywać, że oś magnetyczna ustawiona była inaczej niż obecnie,

a nawet w niezbyt dawnych okresach była przeciwnie skierowana.

Cykliczność procesów geologicznych. Procesy geologiczne przebie

gają w sposób cykliczny. W niektórych obniżonych miejscach po

wierzchni Ziemi gromadzą się osady, pochodzące głównie z wietrzenia

i erozji sąsiednich lądów, osiągają one dużą miąższość, pogrążają się

głęboko, następnie ulegają sfałdowaniu, przy czym deformacjom tym

towarzyszą zjawiska ogniowe, intrudowanie magm, przeobrażenia me

tamorficzne i wybuchy wulkaniczne. Zdeformowane utwory ulegają wy

piętrzeniu i tworzą łańcuchy górskie. Zwykle wraz z wypiętrzającymi

się górami podnoszą się kontynenty; następuje o k r e s e p e j r o k r a -

t y c z n y (gr. krafos-siła, tu okres dużego znaczenia kontynentów).

Wypiętrzone w okresie epejrokratycznym lądy i góry ulegają powolnej

destrukcji, atakuje je wietrzenie i erozja, wskutek czego obniżają się.

Z biegiem czasu są tak niskie, że znowu morze jest w stanie je

w znacznej części zalać; następuje o k r e s t a l a s s o k r a t y c z n y

(gr. talassa— morze), w którym góry są silnie obniżone, kontynenty

niskie i przeważnie zalane przez morze, a w głębokich rynnach groma

dzą się osady. Po jakimś czasie nastąpi znowu okres deformacji, osady

głębokich rowów ulegną sfałdowaniu, powstaną góry i dźwigną się kon

tynenty. Okresy talassokratyczne i epejrokratyczne wielokrotnie na

stępowały po sobie w historii Ziemi. Dzieje Ziemi składają się więc

z c y k l ó w g e o l o g i c z n y c h .

Cykle geologiczne rozpoczęły się po utworzeniu się skorupy. Już

mówiliśmy o tym, że nieznane są nam pierwsze skały, które utworzyły

się na krzepnącej powierzchni ciekłego globu. Proces, dzięki któremu one

powstały, był inny niż proces krzepnięcia ciekłych mas w późniejszych

okresach rozwoju Ziemi. Jest prawdopodobne, że zakrzepła powłoka już

we wczesnym okresie dziejów Ziemi zróżnicowała swą powierzchnię na

kontynenty i zagłębienia, które wnet wypełniły się kondensującą się

wodą. Na powierzchni prakontynentów zaczęły działać procesy geolo

giczne — wietrzenie i erozja, a produkty ich gromadziły się w zagłę

bieniach oceanicznych. Dopiero później, gdy skorupa stała się odpo

wiednio gruba, rozpoczęły działalność inne procesy: diastrofizm — po

legający na deformacjach i związane ściśle z diastrofizmem takie pro

cesy, jak plutonizm, metamorfizm i wulkanizm. Dlatego, jeśli z proce

sów geologicznych wyłączymy skrzepnięcie powierzchni Ziemi w lito

sferę, to musimy uznać, że pierwszym procesem, jaki rozpoczął działa-

nie na powierzchni Ziemi, był proces wietrzenia. Od tego momentu za

czął się pierwszy cykl geologiczny.

Czas geologiczny. Już w zaraniu rozwoju nauk geologicznych nie

którzy badacze zrozumieli, że przebieg procesów geologicznych wymaga

bardzo długiego okresu czasu. Wyrzeźbianie dolin przez rzeki, groma

dzenie osadów i inne procesy geologiczne odbywają się niezmiernie po

woli i biorąc za podstawę roczne skutki erozji lub akumulacji osadów

można otrzymać liczby wynoszące wiele setek tysięcy lat.

Geologia historyczna za pomocą szeregu metod, jak wzajemnego

stosunku i następstwa skał, skamieniałości przewodnich, podobieństwa

petrograficznego itd., może określić względny wiek' skał.

Operując tymi danymi geologia historyczna dzieli historię geolo

giczną na e r y , te zaś na o k r e s y e p o k i (tab. 2).

Badania ciał promieniotwórczych pozwoliły w ostatnich kilku dzie

siątkach lat na określenie przybliżonego bezwzględnego wieku skał

Niektóre pierwiastki rozpadają się samorzutnie, produkując izotopy.

Znając prędkość rozpadu, tzn. ilość izotopu wyprodukowanego w jed

nostce czasu z określonej ilości pierwiastka promieniotwórczego, można

Określić wiek minerału zawierającego pierwiastek promieniotwórczy.

Najważniejsze metody określania wieku opierają się na szeregach roz

padowych wymienionych niżej pierwiastków (po prawej stronie strzałki

podany produkt końcowy rozpadu):

Jako przykład można podać, że 1 g uranu U

2 3 8

po upływie 7 600 mln

lat wytworzy 0,5 g ołowiu Pb

206

helu i innych produktów rozpadu, a tyl

ko 0,5 g zostanie niezmienione. Po upływie dalszych 7 600 mln lat znowu

połowa niezmienionej pozostałości ulegnie rozpadowi. Najstarszymi mi

nerałami dotąd poznanymi są uraninit z Manitoby (Kanada) i lepldolit

z Południowej Rodezji, liczące około 2 700 mln lat. Występują one w gra

nitach młodszych od skał osadowych, wśród których granity te wystę

pują.

Wiek skorupy ziemskiej wynosi więcej niż 3 000 mln lat, a prawdo

podobnie około 4 000 mln lat. Na podstawie innych minerałów, zawie

rających substancje promieniotwórcze, stwierdzono, że era kenozoiczna

trwała około 70 mln lat, mezozoiczna 130 mln lat, paleozoiczna 310 mln

lat. Ery przedkambryjskie trwały znacznie dłużej.

Metody geologii dynamicznej. Geologia dynamiczna posługuje się

zasadniczo dwiema drogami badań: obserwowaniem współcześnie odby

wających się procesów geologicznych, np. pracy rzek i lodowców, wy

buchów wulkanów, trzęsień Ziemi itd., oraz badaniem rezultatów pro

cesów, które odbyły się w dawnych okresach geologicznych, a zostawiły

skutki swej działalności w skorupie ziemskiej. Nie wszystkie procesy

geologiczne dadzą się dziś obserwować, np. nie można obserwować, jak

powstaje granit, ani jak odbywa się metamorfizm. Wiele procesów prze

biega tak powoli, że obserwować można tylko fragment procesu. Po

równywanie procesów dzisiejszych z rezultatami procesów, które od

były się w ubiegłych okresach geologicznych, jest podstawową metodą

geologii dynamicznej.

W początkowych okresach

TOZWOJU

geologii przypuszczano, że pro

cesy geologiczne przebiegają katastrofalnie. Pierwszy Szkot J a m e s

H u tt o n z końcem XVIII wieku postawił tezę, że procesy geologiczne

przebiegają bardzo powoli i że w dawnych okresach geologicznych było

tak samo. Jest to teza u n i f o r m i t a r y z m u albo a k t u a l i z m u

geologicznego, według której warunki na Ziemi w przeszłości były po

dobne do dzisiejszych, te same siły działały i wywoływały te same pro

cesy geologiczne, co dziś. Czas obecny, zdaniem Huttona, jest więc

kluczem do przeszłości. Późniejsi badacze, zwłaszcza C h. L y e ll, roz

budowali i uzasadnili tezy Huttona obalając twierdzenia katastrofistów.

Teza aktualizmu nieraz jednak i w nowszych czasach była poddawana

w wątpliwość, jeśli chodzi o starszą, przedkambryjską historię Ziemi.

Odkrycie skał osadowych, utworzonych przez wodę przed 2 000 milio

nami lat w Kanadzie, świadczy jednak, że teza zasadniczo jest słuszna

nawet dla tak odległych czasów.

Jakkolwiek współczesna geologia stoi na gruncie tezy aktualizmu

geologicznego, nie należy tezy tej brać zbyt dosłownie. Jest prawdopo

dobne, że w bardzo odległych okresach geologicznych temperatura Ziemi

mogła być wyższa, a stopień geotermiczny mniejszy. W dawniejszych

okresach geologicznych aż do młodszego paleozoiku nie było. szaty ro

ślinnej, więc warunki wietrzenia były inne od normalnie dziś panują-

cych. W większości okresów geologicznych wysokość lądów była niż

sza od dzisiejszych, a same lądy były mniejsze od współczesnych, róż

nice klimatyczne mniejsze itd. Z tymi zastrzeżeniami należy brać tezę

aktualizmu. Można ją ująć w ten sposób, że w przeszłości geologicznej

działały zasadniczo te same siły, co dziś, i nie było w tej przeszłości żad

nych dodatkowych czynników, które by zasadniczo wpływały na bieg

procesów geologicznych.

PODRĘCZNIKI POLSKIE

N e u m a y r M.: Dzieje Ziemi. 2 tomy (tłumaczenie polskie pod redakcją J. M o

ro z e w i c z a), wyd. 2. Warszawa 1908.

F r i e d b e r g W.: Zasady geologii. Warszawa 1923.

L e w i ń s k i J.: Życie Ziemi. Warszawa 1938 (nowe wydanie 1957).

S a m s o n o w i c z J.: Podręcznik geologii. Warszawa 1945.

Wymienione podręczniki polskie obejmują zakres szkoły średniej lub mają cha

rakter popularny.

Ostatnio (1956) ukazał się „Wstęp do nauk geologicznych" opracowany zbiorowo

pod redakcją E. P a s s e n d o r f e r a (Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa)

LITERATURA ZALECONA DO WSTĘPU

R u d z k i M. P.: Fizyka Ziemi. Kraków 1909.

K o p c e w i c z T.: Fizyka atmosfery. Cz. I i II, Warszawa 1949.

R y b k a E.: Astronomia ogólna. Warszawa 1952.

S t e n z E.: Ziemia. Warszawa 1953.