Budowa litosfery:
Najbardziej wierzchnią warstwą ziemi jest litosfera której miąższość waha się, od 8 km pod
oceanami do 75 pod kontynentami.
Kontynenty zbudowane są ze skał posiadających gęstość 2,6-2,7 g/cm
3
, co odpowiada
średniej gęstości skał granitoidowych (nie oznacza to że kontynenty są zbudowane z granitoidów),
ponieważ w dużej części kontynentów skały te wcale nie występują. Miejsce ich obecności określane
jest jako skorupa kontynentalna. Średnia miąższość skorupy kontynentalnej w Europie wynosi 12 –
15 km . Pod masywami górskimi ulega ona zanurzeniu na głębokość do 30 km (Himalaje są zanurzone
na głębokość nawet 75 km) . Średnia miąższość skorupy kontynentalnej na Ziemi wynosi 40 km .
Edward Suess, autor pierwszego podziału wnętrza Ziemi okręcił te skały nazwą Sial, od krzemu i
glinu. Suess żył w latach 1831-1914 i jego terminologia jest już przestarzała. Krzem i glin występują
w glinokrzemianach np. skaleniach.
W dolnej części skorupy kontynentalnej prędkość fal typu P wzrasta wskazując, że obecne tam
skały posiadają gęstość maficznych granulitów. Skokowa zmiana gęstości zaznacza się jednak tylko
lokalnie i nosi nazwę nieciągłości Conrada (Austriacki badacz który odkrył ją w roku 1925). Pod
skorupą kontynentalną nie występuje skorupa oceaniczna.
Wśród skał budujących dna oceanów, obecnych pod pokrywą luźnych osadów, prędkość fal
sejsmicznych jest większa niż wśród skał skorupy kontynentalnej i wskazuje na gęstość 2,9 -3,0 g/cm
3
co odpowiada gęstości bazaltu lub gabra. Stąd mówimy o warstwie (skorupie) bazaltowej inaczej
oceanicznej. Przeciętna grubość skorupy oceanicznej wynosi 8 km i przez Suessa została nazwana
Simą. Krzem i magnez występują w oliwinie, piroksenie i amfibolu
Na głębokości 25-50 km pod lądami, 75 km pod wysokimi górami oraz 5-8 km pod dnami
oceanów pojawia się powierzchnia nieciągłości wykryta w 1909 przez Andriję Mohorovicica, zwana
nieciągłością Moho. Moho oddziela skały skorupy kontynentalnej oraz skały skorupy oceanicznej od
skał płaszcza Ziemi.
Poniżej Moho gęstość skał jest większa i przekracza 3g/cm
3
. Jest to gęstość skał eklogitowo-
perydotytowych (nie ma skaleni, jest za to dużo piroksenów i amfiboli). Skały te tworzą płaszcz
Ziemi.
Budowa Kratonu:
Wewnętrzne fragmenty skorupy kontynentalnej nie są już poddawane większym odkształceniom
tektonicznym. Noszą one nazwę platformy (kratonu). Na skutek długotrwałych nacisków fragmenty
kratonu mogą podlegać łagodnym wypiętrzeniom (powstają antyklizy) lub obniżeniom (syneklizy).
Mogą także być rozcinane głębokimi uskokami (nie ma tu już intensywnego fałdowania; fałdowanie
jest na krawędzi kratonu). W budowie kratonu można wyróżnić 2 zasadnicze elementy:
* piętro dolne, tzw. cokół (fundament)
* piętro górne, tzw. pokrywę
Fundament kratonu jest zazwyczaj zmetamorfizowany (co jest zrozumiałe, bo to korzeń gór),
natomiast pokrywa zbudowana jest z niezmetamorfizowanych płasko leżących osadów, które były
deponowane bądź w warunkach powierzchniowych, bądź w basenach mórz epikontynentalnych. Pod
pojęciem morza epikontynentalnego rozumiane są stosunkowo płytkie akweny, w sensie
geologicznym krótkotrwałe, których podłożem jest skorupa kontynentalna. Obszar, na którym cokół
odsłania się spod pokrywy nazwany jest tarczą. Tarcza zatem to najbardziej wypiętrzony fragment
kratonu. Pod względem wieku kratony dzielone są na stare (archaik, proterozoik) i młode (prekambr,
paleozoik). Skały magmowe zawarte w starych kratonach mają inny skład pierwiastków śladowych
niż magmy młodych kratonów. Fundamenty kratonów stanowią mozaikę mniejszych bloków –
mikrokontynentów (terranów), połączonych w różnym czasie. Każdy kraton zawiera zazwyczaj kilka
tzw. jąder archaicznych, które są zazwyczaj bardzo mocno zmetamorfizowane i wśród których
stwierdzono najstarszy wiek izotopowy skał skorupy kontynentalnej. Wiek takich jąder wynosi ponad
4 mld lat.
Czynniki stateczności gruntu:
Stateczność gruntu zależy w dużej mierze od kohezji (spójności) i tarcia wewnętrznego.
Drobne cząsteczki osadu przylegają do siebie siłami kohezji, co związane jest ze zjawiskiem
przyciągania międzycząsteczkowego, plastycznością minerałów ilastych, obecnością faz koloidalnych,
a także siłami napięcia powierzchniowego wody. Woda polepsza kohezje szczególnie wówczas, gdy
podsiąka kapilarnie, dzięki czemu osad staje się wilgotny. Nadmiar wody niweluje kohezję, stąd
wyróżnia się kohezję rzeczywistą (przyciąganie międzycząsteczkowe + koloidy) oraz kohezje pozorną
wywołaną siłami napięcia powierzchniowego wody.
Pod pojęciem tarcia wewnętrznego rozumiemy opór stawiany przesuwaniu cząstek względem
siebie. Opór ten zależy od frakcji i kształtu cząstek, ponadto od sił kohezji oraz obecności wody. Im
powierzchnia styku między ziarnami jest większa, tym tarcie wewnętrzne jest większe. Ale zarazem
im ziarna są lepiej obtoczone tym automatycznie powierzchnia styku będzie mniejsza, a więc tarcie
wewnętrzne będzie mniejsze. Woda zmniejsza tarcie wewnętrzne, gdyż działa jak smar. Z kolei wzrost
tarcia wewnętrznego jest proporcjonalny do ilości nadkładu. Im większy nadkład (to co występuje nad
rozpatrywanym osadem), tym ciśnienie jest większe i większe jest tarcie.
Ofiolit:
Drugim zasadniczym źródłem wiedzy o budowie skorupy oceanicznej są tzw. ofiolity.
Ofiolit to fragment skorupy oceanicznej (fragment dna oceanicznego) wbudowany (nałożony na) w
kontynent i przewrócony dzięki czemu idąc przed siebie, pod nogami mamy poszczególne
głębokości. Ofiolit to zespół skał o charakterystycznej budowie, sekwencji.
Dolna część ofiolitu to kompleks skał ultramaficznych (ultraciemnych) zbudowanych z
różnych odmian perydotytu (1). Skały te reprezentują górny płaszcz Ziemi i są zazwyczaj
zserpentynizowane. Serpentynizacja oznacza, że obecne w perydotycie
oliwiny a także pirokseny pod wpływem wody morskiej, która wniknęła w
strefie ryftu, zostały zastąpione minerałami grupy serpentynu (m.in.
azbest). Nad tymi zserpentynizowanymi perydotytami pojawiają się skały
gabrowe (2). Są to różnego typu gabra, które często zawierają miejscowe
nagromadzenia piroksenów, względnie plagioklazów wapniowych.
Nagromadzenia te to tzw. kumulaty. Gabra te niejednokrotnie mają
budowę warstwową – mamy warstwę zdominowaną przez piroksen a
potem zdominowaną przez plagioklaz. Wyżej pojawia się nad gabrami
kompleks równoległych żył - dajek pakietowych (3). Dajki te zbudowane
są z bazaltów. Nad tym kompleksem pojawia się poziom law
poduszkowych (4), a wśród tych law czy też nad nimi spotykane są
warstwy skał krzemionkowych (5) najczęściej pochodzenia
organicznego. Skały ofiolitowe zazwyczaj zmienione są fluidami wody
morskiej. Stąd też gabra i bazalty wykazują zmienność w skały typu
zieleniec (skały o strukturze afanitowej), względnie amfibolit (skały
grubokrystaliczne).
Najbardziej znany ofiolit, który został dokładnie opisany to Cypryjski Masyw Trodos.
Został on opisany przez Colemana w latach 70. Masyw ten to fragment kopalnego Oceanu Tetydy,
który zanikł na skutek kolizji Afryki z Eurazją. Innym ofiolitem jest Masyw Ślęży. Jest to
przewrócony ofiolit, w którym najwyższy szczyt Ślęża jest zespołem gabr (komora magmowa),
szczyt Wierzyca jest zespołem dajek pakietowych. W ofiolicie tym brak warstwy law
poduszkowych, gdyż nie zostały one zachowane.
Ryft:
Typ rowu tektonicznego o rozciągłości setek lub nawet tysięcy kilometrów, ograniczony
równoległymi do siebie uskokami normalnymi.
Powstaje na skutek rozciągnięcia się skorupy ziemskiej nad wznoszącą się rozgrzaną materią płaszcza
ziemskiego. Ryfty występują w obrębie kontynentów (ryfty śródkontynentalne), gdzie mogą
wskazywać miejsce ich przyszłego rozpadu i wzdłuż grzbietów śródoceanicznych, gdzie są strefą
wydobywania się magmy na powierzchnię i rozszerzania dna oceanicznego (spreading). Towarzyszą
im wyraźne obniżenia terenu, doliny ryftowe.
Przykłady
* Wielkie Rowy Afrykańskie
* Ryft Morza Czerwonego
* Ryft jeziora Témiscamingue
* strefa ryftowa obejmująca Zatokę Koryncką
* Ryft Górnego Renu
Aktualnie obserwuje się tworzenie nowego ryftu na terytorium Etiopii, na północy regionu Afar, w
miejscu zbiegu płyt tektonicznych: afrykańskiej, arabskiej i somalijskiej. Doszło tam do ogromnego
pęknięcia skorupy ziemskiej. Zjawisko zapoczątkowane zostało we wrześniu 2005 r. serią niewielkich
wstrząsów sejsmicznych oraz erupcją wulkanu koło Dabbahu, po których na powierzchni terenu
pojawiło się kilkanaście niepozornych pęknięć ziemi. W 2009 r. stale powiększająca się szczelina
główna osiągnęła 60 km długości, głębokość jej waha się od 2 do 12 km, a krawędzie oddalone są od
siebie na całej jej długości średnio o 5 m.
Istnieje szereg różnic miedzy ryftem kontynentalnym a oceanicznym. Podstawową różnicą jest
fakt, że skorupa kontynentalna jest grubsza, jednocześnie ma mniejszą gęstość i znacznie większe
urozmaicenie budowy wewnętrznej w stosunku do skorupy oceanicznej, np. kontynenty zawierają
znacznie więcej krzemionki. Ponadto rozwój dolin ryftowych przebiega w warunkach
powierzchniowych (na suchym lądzie), przez co znaczną rolę odgrywają zjawiska erozji oraz
sedymentacji. Jeżeli dochodzi do powstania doliny ryftowej na kontynencie, jej kontury są w
morfologii znacznie bardziej zamazane. Cechą charakterystyczną (podobnie jak w wypadku ryftów
oceanicznych) jest obecność równoległych uskoków normalnych, które tworzą rowy tektoniczne.
Poza wulkanizmem bazaltowym spotykamy tu także wulkanizm magm kwaśnych. W skrajnych
wypadkach pojawia się wulkanizm riolitowy. Obecność kwaśnych law jest cecha charakterystyczną
dla ryftów kontynentalnych.
Następstwem rozwoju ryftu kontynentalnego jest powstanie granic pasywnych kontynentu, co z
punktu widzenia gospodarczego jest o tyle ważne, że 2/3 pól ropy naftowej i polowa zasobów
światowych jest spotykana właśnie w tych strefach.
Najbardziej znanym przykładem ryftu kontynentalnego jest Ryft Wschodnioafrykański, którego
powstanie datujemy na 20 MY (miocen). Aktualnie ma on długość ok. 3 tys. km, przebiega od Etiopii
po Mozambik. Powstał on na skutek obecności tzw. plamy gorąca (hot spot), która spowodowała
miejscowe rozciągnięcie litosfery i jej rozerwanie. W ten sposób powstało trójzłącze Afaru, od
którego rozchodzą się radialnie: dolina ryftu Wschodnioafrykańskiego biegnąca na południe, Zatoka
Adeńska biegnąca na wschód oraz ryft Morza Czerwonego.
Ryft Wschodnioafrykański to obszar wyżynny. W obrębie tejże wyżyny powstały zapadliska, w
których uformowały się jeziora bezodpływowe (Tanganika, Malawi). Zapadliska te sięgają poziomu
morza. Ponieważ są to jeziora bezodpływowe, mamy tam do czynienia z ewaporacją soli. Z obszarem
tym związane są też zjawiska wulkanizmu (Kilimandżaro, Mt Kenia). Obraz przekroju przez ten ryft,
jest podobny do obrazu przekroju grzbietu śródoceanicznego. Mamy tutaj do czynienia z podchodzącą
do góry astenosferą rozdzierająca płytę kontynentalną. Grubość skorupy kontynentalnej na tym
obszarze nie przekracza 8 km. Tempo rozsuwania wynosi 0,5 cm/rok. Jest to strefa bardzo
intensywnego wietrzenia, wobec tego rowy, które tu powstają, są intensywnie zasypywane.
Ryft Morza Czerwonego oddziela Afrykę od Arabii. Wybrzeże morza ograniczone jest bardzo
licznymi równoległymi uskokami zrzutowymi, w efekcie czego mamy do czynienia ze stromymi
skarpami gór których wysokość przekracza 3 tys. m. Większa część morza nadal jest pokryta skorupą
kontynentalną. Dopiero w partii osiowej pojawia się bazalt tworząc skorupa oceaniczna. Jest to
zarazem miejsce największej głębie Morza Czerwonego. Morze Czerwone to przykład oceanu
embrionalnego. W wyniku konwekcji i podgrzania następuje rozerwanie kontynentu. W dalszym
etapie powstaje embrionalny ocean czyli właśnie Morze Czerwone. Skorupa oceaniczna zbudowana
jest z dajek pakietowych. W dalszej fazie rozwoju morfologia dna nowo powstałego oceanu będzie
przypominać morfologię oceanu Atlantyckiego. Wytworzy sie szelf (strefa pasywna kontynentu), oraz
strefa osiowa z grzbietem oceanicznym, w którym skorupa oceaniczna będzie dalej rozbudowywana.
Uskoku transformacyjne
Uskoki transformacyjne stanowią krótką, aktywną część rozłamów. Należy pamiętać, że same
rozłamy mogą mieć długość przekraczającą tysiące km. I tylko niewielka część tych rozłamów jest
określana mianem uskoków transformacyjnych. Pod pojęciem takiego uskoku rozumiemy ten
fragment rozłamu, gdzie przeciwległe płyty przemieszczają się w przeciwnym kierunku. Największy
kontrast wiekowy skał jest na końcach uskoku, gdzie naprzeciw aktywnej osi spredingu znajduje się
fragment znacznie starszej skorupy. To zróżnicowanie odzwierciedla także kontrast morfologiczny, to
znaczy rozgrzane skały stref spredingu są wyniesione w stosunku do chłodnych starszych skał. W
morfologii den oceanicznych obecność uskoków transformacyjnych jest odzwierciedlona obecnością
dolin prostopadłych do osi spredingu pozbawionych aktywności wulkanicznych.
Wyróżniane są 3 odmiany uskoków transformacyjnych.
* uskoki typu grzbiet – grzbiet
* uskoki typu grzbiet – rów
* uskok typu rów – rów
Najbardziej powszechny jest pierwszy typ.
Hot spot:
Hot spoty (plama gorąca) to miejsca na ziemi o bardzo wysokim strumieniu ciepła. Punkty te
można porównać do świeczki która jest stale w tym samym miejscu. Płomień powoduje, że skały,
które się nad nim znajda, ulegają rozgrzaniu, a dalej rozszerzaniu, powstaje „bańka”, rozciągana na
wszystkie strony. W efekcie skorupa w miejscu nad hot spotem, jeśli nie zostanie przepalona i nie
powstanie wulkan, rozszerzy się i pęknie. Efektem tych pęknięć skorupy są tzw. trójzłącza.
Przykładem klasycznym trójzłącza jest obszar na Oceanie Indyjskim. To punkt, w który spotykają się
trzy grzbiety śródoceaniczne. Grzbiet Atlantycki, który otoczył Afrykę dobiega do tego miejsca, na
skutek hot spotu następuje rozerwanie, kolejna odnogą jest grzbiet odchodzący do Morza
Czerwonego, a trzecia to wzniesienie pacyficzne. Jest to trójzłącze w pełni rozwinięte. Trojzłącze
Afaru zaś jest trójzłączem embrionalnym.
Hot spoty (plama gorąca) to miejsca na ziemi o bardzo wysokim strumieniu ciepła. Zjawiska
te są związane z obecnością tzw. pióropuszy płaszcza generowanych prądami konwekcyjnymi w
zewnętrznym (ciekłym) jądrze Ziemi i kończącymi się na powierzchni Ziemi w formie plam gorąca.
Punkty te można porównać do świeczki która jest stale w tym samym miejscu. Płomień powoduje, że
skały, które się nad nim znajda, ulegają rozgrzaniu, a dalej rozszerzaniu, powstaje „bańka”, rozciągana
na wszystkie strony. W efekcie skorupa w miejscu nad hot spotem, jeśli nie zostanie przepalona i nie
powstanie wulkan, rozszerzy się i pęknie. Efektem tych pęknięć skorupy są tzw. trójzłącza.
Przykładem klasycznym trójzłącza jest obszar na Oceanie Indyjskim. To punkt, w który
spotykają się trzy grzbiety śródoceaniczne. Grzbiet Atlantycki, który otoczył Afrykę dobiega do tego
miejsca, na skutek hot spotu następuje rozerwanie, kolejna odnogą jest grzbiet odchodzący do Morza
Czerwonego, a trzecia to wzniesienie pacyficzne. Jest to trójzłącze w pełni rozwinięte. Trojzłącze
Afaru zaś jest trójzłączem embrionalnym.
Hot spoty przyczyniają się do działalności wulkanicznej poza obszarami oddziaływań między
płytami litosfery. Przykładami najbardziej znamiennymi jest obszar Hawajów czy też wulkany
Yellowstone. Podobną genezę, jak wspomniane Hawaje mają skały wulkaniczne pokrywające
olbrzymie powierzchnie kontynentów, np. Syberii zbudowane ze skał wulkanicznych, przede
wszystkim bazaltów, które rozlewają się na dużych obszarach tworząc platobazalty.
Koncepcja hot spotów powstała w roku 1963 na podstawie badań wulkanów hawajskich.
Stwierdzono min. bardzo dużą ilość wydobywającej się magmy, której towarzyszy bardzo wysoki
strumień ciepła i niewielka aktywność sejsmiczna. Ponadto wulkany hawajskie ułożone są w formie
łańcucha, są one coraz starsze w kierunku północno – zachodnim, a więc w kierunku przemieszczania
się płyty, większość z nich jest bardzo zniszczona i występuje poniżej poziomu morza a wulkan
najbardziej aktywny występuje na końcu łańcucha. Przyjmuje się, ze wulkany te są efektem obecności
pióropuszy płaszcza (na podstawie modelu powstałego na podstawie badań fal sejsmicznych; fale
sejsmiczne poruszają się z mniejszą prędkością ze względu na rozgrzanie skał). Obecność pióropuszy
ma szereg charakterystycznych wspólnych cech, bowiem te same zjawiska obserwujemy zarówno na
obszarze Pacyfiku, jak też na Oceanie Indyjskiego.
* obecność lokalnych stref strumienia ciepła odzwierciedlonych obecnością wulkanów
* hot spoty pozostają zawsze w tym samym miejscu, tzn. nie przemieszczają się wraz z
migrująca nad nimi płytą
* zawartość pierwiastków śladowych w magmach tych obszarów, odrębny od magm
obszarów dywergencji czy też stref subdukcji; zwiększona obecność pierwiastków śladowych
wskazuje na związek z głębokimi partiami płaszcza ziemi, które nie podlegały wcześniej
procesom dyferencjacji. Magmy te niejednokrotnie mają charakter magm pierwotnych.
* zjawisko wyniesienia terenu wynikające z rozgrzania litosfery
W przeciwieństwie do powolnej lecz ciągłej erupcji w strefie grzbietów oceanicznych,
wulkanizm związany z pióropuszem płaszcza ma charakter epizodyczny. Hot spoty niejednokrotnie
rozpoczynają proces dywergencji płyt litosfery. Zanim utworzyły się ryfty, samo zjawisko rozpadu kry
czy tez płyty litosfery rozpoczyna się często w momencie gdy kra najedzie na obszar istniejącego
pióropusza płaszcza. Z tego też względu i w tych miejscach, gdzie mamy do czynienia z inicjacją
procesu ryftowego, powstają trójzłącza.
Produktem działania pióropuszy płaszcza są tzw. gujoty – odosobnione stożki wulkaniczne
występujące w obrębie płyty oceanicznej, które są ścięte od góry. Gdy wulkan zaprzestaje swoją
działalność, wówczas na jego krawędzi rozwija się zazwyczaj rafa koralowa – powstaje atol. Rafa ta
jest aktywna do momentu, gdy wulkan znajduje się na takiej głębokości, gdzie rafa nie może się
rozwijać.
Obszar Yellowstone jest także obszarem na którym zauważalna jest działalność pióropusza
płaszcza. Z jednej strony wulkanizm związany jest ze zjawiskiem subdukcji płyty północno –
amerykańskiej z mikro płytą Juan de Fuca, odzwierciedla to łuk wulkaniczny na płycie amerykańskiej
(nie podlegającej subdukcji). Z drugiej strony wulkany powstały także jako efektwystępowanie hot
spotu. Wiek poszczególnych wulkanów jest różny (od 16 mln lat na południowym zachodzie do
młodszych na północnym wschodzie).
Największa ilość magmy wydobywa się w strefach dywergencji płyt litosfery (powstaje tam
dno oceanów, obszary grzbietów). Na drugim miejsce znajdują się obszary konwergencji płyt litosfery
a trzecie miejsce zajmują własnie hot spoty (bazalty o stosunkowo małej zawartości krzemionki, to
bazalty o małej lepkości, mała lepkość oznacza mała eksplozywność, stąd też wulkany te mają
charakter tarczowy; ilość magmy jest bardzo duża, obszary, które zostały pokryte taką dużą ilością
magmy to obszary plato bazaltów.
Hot spoty na Ziemi – Hawaje, Yellowstone, Bermudy, Wyspa Wielkanocna, Azory, Jan
Mayen, Galapagos, Tristan (jest dowodem na oddalanie się od siebie Am. Płd. od Afryki – w
momencie gdy kontynenty te były połączone, działający hot spot stał się źródłem platobazaltów, które
pokryły obszar współczesnej Brazylii i Angoli). Dekan, Syberia – platobazalt; platobazlaty także na
obszarach den oceanicznych – Kerguelen. Współczesna Islandia to z jednej strony ze strefą aktywnego
grzbietu śródatlantyckiego, a z drugiej – aktywny hot spot. Grenlandia niegdyś należała do Europy o
czym świadczy obecność platobazaltów.
Terra rossa
Czerwona gleba lub osad wypełniający pustki krasowe, tworząca się w wyniku krasowienia wapieni w
klimacie śródziemnomorskim lub tropikalnym, podobna do gleb laterytowych. Składa się głównie z
wodorotlenków, uwodnionych tlenków glinu i wodorotlenku żelaza.
W Polsce terra rossa występuje m.in. w pustkach krasowych wapieni dewońskich Gór
Świętokrzyskich.
Cykl Wilsona
Rozpoczyna stadium embrionalne polegające na powstaniu ryftu wewnątrzkontynentalnego,
czego przykładem jest współczesny ryft wschodnioafrykański.
W stadium młodocianym rozpoczyna się rozsuwanie i tworzenie skorupy oceanicznej (M. Czerwone).
W stadium dojrzałym zostają uformowane 3 podstawowe elementy:
* krawędzie pasywne (szelfy kontynentów)
* głębie oceaniczne
* grzbiety śródoceaniczne (Atlantyk)
Stadium schyłkowe (Pacyfik) polega na uformowaniu stref subdukcji, przekształceniu stref
pasywnych w aktywne (powstaje pryzma akrecyjna), powstaniu łuków wulkanicznych.
Cykl zostaje zakończony zamknięciem oceanu i powstaniem szwu tektonicznego w postaci
pasma górskiego. Powstałe w ten sposób pasma górskie ulegają niszczeniu, które współdziała z
ruchami izostatycznymi, tzn. im większa część gór zostaje zniszczona i odprowadzona w formie
osadu, tym obszar ich występowania zostaje odciążony i wydźwignięty. W ten sposób na powierzchni
pojawiają się korzenie gór, które w momencie ich powstawania podlegały procesom magmowym i
metamorficznym. Ostatecznie góry zostają ścięte niemal do poziomu morza, w ten sposób kontynent
ulega rozbudowaniu.
Budowa wnętrza Ziemi:
W dolnej części górnego płaszcza na średniej głębokości 100 km występuje strefa, w której
fale sejsmiczne wyraźnie zwalniają. Jest to tak zwana strefa zmniejszonej prędkości (LVL- Law
Velocity Layer) co świadczy, że materia skalna występuje tu w stanie niemal stopionym.
Zawartość stopu ma wynosić tutaj około 1%. Warstwa to nasi nazwę astenosfera. Przeciętnie
astenosfera sięga do głębokości 350 kilometrów. Przy niewielkim spadku ciśnienia skały z
astenosfery z łatwością ulegają upłynnieniu.
W 1966 pojawiła się praca Greena i Ringwooda, którzy obliczyli, że skład płaszcza powinien
odpowiadać pod względem chemicznym jednej części bazaltu i trzech części skał oliwinowo-
piroksenowych, takich jak dunity (oliwiny), harzburgity (ortopiroksen, klinopiroksen, piroksen). Taką
mieszaninę autorzy ci nazwali mianem pirolitu. Zakres górnego płaszcza to około 400 km.
Kolejna znaczna powierzchnia nieciągłości występuje na głębokości około 1000 km. Gdzie kończy się
płaszcz średni. Płaszcz dolny występuje między 1000 a 2900 km. Czasami płaszcz średni jest
zaliczany do płaszcza dolnego.
Na głębokości 2900 km mamy szczególnie wyraźną powierzchnię nieciągłości. Występuje tu
gwałtowny spadek fal typu P i zanik fal typu S. Jest to powierzchnia oddzielająca skały płaszcza od
ciekłego zewnętrznego jądra Ziemi. Powierzchnia ta została okryta w 1914 przez Niemieckiego
sejsmologia Beno Guttenberga i nosi nazwę nieciągłości Guttenberga.
Na głębokości 4900-5100 km fale typu P zwiększają prędkość o około 11%, co uznawane jest
za dowód, iż jest to strefa graniczna z jądrem wewnętrznym (nieciągłość Lehmana), znajdującym
się w stanie stałym. Przyjmuje się, że jądro jest zbudowane z dwóch pierwiastków- żelaza i niklu.
Wraz z głębokością wzrasta ciśnienie, które zmusza minerały do zmiany budowy
wewnętrznej. Pod względem składu chemicznego skład astenosfery jest ten sam. Ale na różnych
poziomach występują różne minerały. Wraz ze wzrostem głębokości rośnie gęstość minerałów.
Plagioklazy są zastępowane granatami i spinelami, gdzie wiązania między atomami krzemu są
krótsze.
CCD
Głębokość, na której ilość cząstek węglanowych (CaCO3) staje się mniejsza niż 20% nazywa
się głębokością kompensacji węglanów (CCD, ang. Carbonate Compensation Depht). W efekcie
tego na dużych głębokościach węglany zanikają, co jest spowodowane ich rozpuszczaniem. Zatem w
strefie międzyzwrotnikowej CaCO3 zostanie rozpuszczony najgłębiej, a im bliżej biegunów węglany
będą zanikać na niższej głębokości. Stąd – węglany z Giewontu pochodzą z płytkiego morza (do 5
tys.m.). Głębokość CCD zależy zarówno od wzrostu kwasowości wód głębinowych (wody głębinowe
są bardziej kwaśne bo są bardziej zimne, a chłód związany jest z obecności prądów przydennych które
migrują w przeciwną stronę od biegunów, im woda bardziej zimna tym więcej CO2 – bardziej
kwaśna), jak i od ilości opadającego materiału. Przy dużej ilości tych strąceń o różnej genezie, część
może dotrzeć nawet do dna, szczególnie wówczas, gdy zostanie szybko przesypana osadem. W strefie
równikowej CCD znajduje się na największej głębokości, co jest związane z duża produktywnością
wód, a przede wszystkim z wysoką ich temperatura. Głębokość CCD maleje wraz z przybliżaniem do
kontynentów, gdzie produktywność wód jest jeszcze większa. Tą pozorną sprzeczność można
tłumaczyć dużym udziałem substancji organicznej dostarczanej z lądu, jak tez dopływem bogatych w
CO2 wód rzecznych.
Dioryt
Skała magmowa. skład mineralny to skalenie alkaliczne, plagioklazy (oligoklaz-andezyn),
hornlblenda, biotyt i pirokseny. Skała obojętna plutoniczna holokrystaliczna jawna, struktura lekko
kierunkowa fluidalna, tekstura zbita
Gabro
Skała magmowa. skład: plagioklazy(labrador-bytonit) hornblenda, biotyt oliwiny. skała
obojętna plutoniczna holokrystaliczna jawnokrytaliczna. Struktura bezładna. Tekstura zbita
Tsunami
Podczas trzęsienia ziemi skały morskiego dna mogą ulec rozłamowi i wzajemnemu
przesunięciu. Powstaje uskok tektoniczny. Zjawisko to może powodować powstanie fal nadległych
wód. Istnieją 2 możliwości:
* Jeden z bloków dna morskiego ulegnie obsunięciu. Wówczas poziom wody zapadnie się.
Nastąpi przypływ którego celem będzie wyrównanie poziomu,
* Jeden z bloków ulega wydźwignięciu. Wówczas woda tej strefy będzie spływać na
zewnątrz.
W obu przypadkach powstają fale o bardzo dużej amplitudzie. Noszą one nazwę tsunami.
Fale tego typu przemieszczają się z ogromna prędkością dochodzącą do 800 km/h. Na otwartym
oceanie wysokość takiej fali może mieć wielkość kilkunastu centymetrów i są niezauważalne przez
statki. Długość tej fali może przekraczać 200 km. Stąd też fala taka może nieść ze sobą nawet 50.000
ton wody na km. Bardzo szybko przemieszczająca się fala dociera do wybrzeża, gdzie wskutek tarcia
o dno morskie następuje spiętrzenie wody do 30, a nawet 70 metrów. Zjawiskiem poprzedzającym
tsunami bywa odpływ wody (takie zjawisko obserwowano w Lizbonie w 1755 roku). Należy
pamiętać, że przy tworzeniu tsunami falowaniu podlega cały słup wody, a nie jak przy wietrze
gdzie faluje tylko warstwa powierzchniowa. Tsunami może być wywołane także przez wybuch
podmorskiego wulkanu lub podmorskiego osuwiska.
Wulkanizm [wszystko]
Magma wydostana na powierzchnię ziemi to lawa. Wydobywanie się lawy na powierzchnie
nazywamy erupcją. Erupcje mogą być szczelinowe lub centralne.
Część wyrzuconej w powietrze lawy zanim upadnie na powierzchnię ziemi ulega zestaleniu tworząc
tzw. materiał piroklastyczny czyli tefrę. Wśród materiałów piroklastycznym możemy wyróżnić
bomby wulkaniczne (pow. 64 mm), lapille (2-64 mm) oraz piasek i popiół wulkaniczny (mniej niż
2 mm). Im lepkość magmy jest większa tym bomby są bardziej kanciaste. Część materiału
piroklastycznego może być zeszklona i występować w formie pumeksu lub w formie obsydianu.
Pumeks i obsydian są szkliwem wulkanicznym, różnią się tylko porowatością.
Szkliwo wulkaniczne to stan termodynamicznie niestabilny. Posiada budowę cieczy o bardzo dużej
lepkości (własności ciała stałego), rzędu 1012 [Pa∙s] (pascalosekundy; 1 Pa∙s = 10 P (puaz)). Szkliwo
może rekrystalizować.
Forma lawy jest uzależniona od jej lepkości. Natomiast lepkość zależy od składu chemicznego,
temperatury i zawartości gazów. Rośnie wraz ze spadkiem temperatury oraz wraz ze wzrostem udziału
krzemionki. Lawy kwaśne (z dużą ilością krzemionki) mają dużą lepkość. Dlatego ich erupcje mają
charakter bardzo gwałtowny. Jednocześnie lawy te krzepną w niższych temperaturach. Z kolei lawy
zasadowe są bardziej mobilne, mogą się rozlewać na dużych obszarach i krzepną w wyższych
temperaturach. Zasadniczym czynnikiem wpływającym na lepkość lawy jest udział wody. Woda,
bowiem, w znacznym stopniu zapobiega polimeryzacji (łączenia) tetraedrów krzemowych.
Lepkość wpływa na szybkość wzrostu krzyształów, tempo ich opadania, migrację stopu, migrację fazy
gazowej a tym samym konwekcję oraz szybkość stygnięcia.
Kształt stożków wulkanicznych jest następstwem odmiennego składu chemicznego wydostającej się
lawy. Stożek jest płaski przy lawie bazaltowej natomiast przy lawie bardziej kwaśnej tworzy się
kopuły, a nawet czopy, powodujące zatykanie się wulkanu i ogromne eksplozję.
Na Hawajach lawy o zwiększonej lepkości tworzą kanciaste potoki określane jako aa. „Kanciastość”
potoków powstaje na skutek łamania zakrzepłej powierzchni potoku. Lawy o mniejszej lepkości, czyli
na ogół o składzie bazaltu, tworzą potoki gładkie na swojej powierzchni, w charakterystyczny sposób
pomarszczone i noszące wówczas miano law trzewiowych. Na Hawajach lawy te określane są
mianem pahoehoe.
Trudno jest w sposób jednoznaczny określić temperaturę lawy. Pośrednio można określić ją na
podstawie barwy. Lawy białe mają wysoką temperaturę, czerwone niską. Większość danych
pochodzi z badań laboratoryjnych. Temperatura law kwaśnych o składzie riolitu mieści się w
przedziale 730-890 ° C, natomiast temperatura law bazaltowych wynosi 1150-1220°C. Poniżej tych
temperatur lawa krzepnie. W czasie stygnięcia powstaje cios termiczny, który polega na powstawaniu
spękań prostopadłych do powierzchni chłodzenia. Zazwyczaj powstają w ten sposób słupy
sześcioboczne (ewentualnie czteroboczne, pięcioboczne). Takie słupy noszą nazwę organów. Polskim
przykładem są organy Wielisławskie. Wielisław to miejscowość położona w górach Kaczawskich koło
Złotoryi
1. Wulkanizm szczelinowy
Występuje szczególnie w strefach głębokich pęknięć w skorupie ziemskiej które noszą nazwę ryftów.
Jednym z najznamienitszych przykładów erupcji szczelinowych, jest Islandia, gdzie powstają
szczeliny w wyniku rozsuwania dwóch płyt kontynentalnych. Powstaje dolina ryftowa, pęknięcia,
spadek ciśnienia, upłynnienie materii płaszcza i powstanie lawy.
2. Erupcja centralna
Erupcja centralna związana jest z tworzeniem się i eksplozją wulkanów. W przekroju wulkanu na dole
znajduje się komora magmowa, od której biegnie centralny kanał doprowadzający czyli nek.
Kiedy komora magmowa zostaje opróżniona stożek zapada się i powstaje kaldera. Kanałowi
centralnemu mogą towarzyszyć stożki pasożytnicze. Jeżeli lawa ma małą lepkość powstają wulkany
tarczowe. Na przykład hawajskie Manua Loa, Manua Kea. Kąt nachylenia takiego wulkanu nie
przekracza 10°. Przy erupcjach przemiennych powstają tzw. stratowulkany. Jest to typ najbardziej
powszechny. Stożki zbudowane są z zastygłej lawy oraz piroklastyków (Wezuwiusz, Stromboli, Etna).
Trzecią odmiana wulkanów są wulkany eksplozywne produkujące materiał piroklastyczny.
Najwyższym wulkanem eksplozywnym jest Aguan w Gwatemali, zbudowany w całości z popiołów
wulkanicznych. Zazwyczaj są to wulkany niewielkich wielkości, noszą nazwę Maarów. W
Niemczech znaleziono 127 kopalnych maarów. W Polsce mamy takie w okolicach Wałbrzycha.
Komin doprowadzający w maarze to tak zwany diatrem. Diatremy w RPA zawierają diamentonośne
skały – kimberlity. W literaturze angielskiej maary nazywane są cinder cone.
3. Gazy wulkaniczne
Składnikami gazów wulkanicznych są przede wszystkim CO, CO2, HCl, SO2, CH4, NH3. Zawierają
też dużą ilość pary wodnej, która pochodzi głównie z wód gruntowych, ale część wilgoci to tak zwane
wody juwenilne. Gazy te mogą mieć różną temperaturę. Najgorętsze są fumarole. Ich głównym
składnikiem jest siarkowodór. Chłodniejsze gazy to solfatary. Ich temperatura wynosi poniżej 200
stopni. Ich skład to H2O H2S i CO2. Najchłodniejsze są końcówki wyziewów czyli mofety,
zawierające przede wszystkim CO2. Po stokach stożków wulkanicznych mogą schodzić lawiny
gorącej tefry przesączonej wodą, która może pochodzić ze śniegu. Noszą one nazwy laharów. Lahar
jest odpowiedzialny za pogrążeni Pompei w 79 n.e.
4. Erupcje podmorskie
Charakterystyczną cechą erupcji podmorskich jest gwałtowne stygnięcie lawy w kontakcie z wodą.
Lawa ta przyjmuje postać ogromnych bochenków chleba i nosi nazwę law poduszkowych (ang.
Pillow lava). Większość poduszek ma podobny wymiar. Kształt jest efektem gwałtownego stygnięcia i
zmian objętości wydostającej się lawy. Część powierzchniowa ulega zeszkleniu. Poza tym
obserwowana jest radialna ucieczka gazów. Podczas tego procesu bazalt wchodzi w reakcję z wodą
bogatą w sód. Dochodzi do impregnacji sodem. Proces impregnacji w geologii nazywany
metasomatozą. Metasomatoza sodowa nazywana jest spilityzacją. Bazalt składa się z piroksenów i
plagioklazów zasadowych (zawierających wapień). Dostarczenie sodu powoduje rozpad wapniowego
plagioklazu na albit czyli plagioklaz sodowy i epidot - minerał który zawiera węglan wapnia (mają
pokrój słupkowy, zielony, wygląda jak skamieniała trawa). Sam proces zamiany wapniowego
plagioklazu w albit i epidot nazywamy saussurytyzacja. Właśnie epidot nadaje bazaltowi zielonkawy
kolor. Procesy, o których wspomniano noszą nazwę metamorfizmu morskiego dna.
Magma to stopiony materiał skalny, który powstaje w wyniku częściowego wytapiania skał płaszcza
Ziemi, skał skorupy oceanicznej, lub dolnej części skorupy kontynentalnej. Magma przemieszczając
się ku górze tworzy różnego typu intruzje lub ekstruzje (wydostawanie się magmy na zewnątrz).
Magma może być układem jedno, dwu lub trójfazowym.
Faza ciekła, najczęściej występująca, składa się z jonów pierwiastkowo metalicznych, takich jak
żelazo ,magnez , sód, potas, wapń, w różny sposób połączonych z atomami krzemu, glinu oraz tlenu.
Fazę stałą tworzą zarówno kryształy, powstające w momencie spadku temperatury, jak też ksenolity,
czyli fragmenty skał osłony, względnie porwaki płaszcza. Porwaki (ksenolity) to niestopione
fragmenty skał w obrębie magmy.
Faza gazowa to przede wszystkim woda, dwutlenek węgla, siarkowodór, metan oraz amoniak. Faza
gazowa pojawia się przy spadku ciśnienia i widoczna jest w formie pęcherzyków. Im większy będzie
udział fazy gazowej tym większa będzie eksplozywność wulkanów.
Ze względu na pochodzenie wyróżnia się magmy pierwotne, macierzyste, pochodne. Skały z
których powstaje magma w procesie topienia noszą nazwę substratu. Pozostałość substratu to restyt.
Mianem magm pierwotnych (prymitywnych) określa się te magmy, które powstały przez
wytopienie skał tych partii płaszcza, który nie podlegał wcześniejszemu topieniu. Magmy te
zazwyczaj nie są spotykanie na powierzchni Ziemi, gdyż po drodze podlegają dyferencjacji. Magmy
macierzyste to te, które gromadzą się w komorze magmowej. Część z nich może mieć charakter
pierwotny, a część mogła powstać ze skał, które wcześniej podlegały topieniu. Magmy pochodne to
produkty dyferencjacji magmy macierzystej.
Pod względem składu chemicznego wyróżniane są magmy krzemianowe (najliczniejsze),
siarczkowe, węglanowe (karbonatyty) oraz tlenkowe (ferrotyty). Magmy krzemianowe stanowią
99,5% wszystkich magm. Największy w nich udział zajmuje krzemionka (35-75%), następnie glinka
(20-29%), tlenek magnezu (0,1-20%), CaO (0,6-14%), FeO (1-10%), Fe2O3 (1-9%), Na2O (0,2-7%),
K2O (0,2-7%), TiO2 (0,1-4%), MnO (< 0,3%).
Nazwę skał możemy określać po ich stopieniu i analizowaniu udziału krzemionki. Riolity zawierają
72% SiO2, dacyty 65%, andezyty 58%, Bazalty 49%, fonolity 56% nefelinity 40%. Tlenku glinu dużo
więcej jest w skałach zasadowych, podobnie tlenku wapnia, tlenku sodu jest więcej w skałach
zasadowych, a mało w obojętnych i kwaśnych. Suma związków w skałach rzadko wynosi 100%, bo
jest to błąd analizy. Analizy przeliczane na 100% są podejrzane.
UPWELLING
pionowy ruch, wynoszenie zimnych wód głębinowych morskich spowodowane "odsuwaniem"
powierzchniowych warstw wody morskiej od wybrzeży przez pasaty
Efekt Dopplera
Zjawisko obserwowane dla fal, polegające na powstawaniu różnicy częstotliwości wysyłanej przez
źródło fali oraz zarejestrowanej przez obserwatora, który porusza się względem źródła fali. Dla fal
rozprzestrzeniających się w ośrodku, takich jak na przykład fale dźwiękowe, efekt zależy od prędkości
obserwatora oraz źródła względem ośrodka, w którym te fale się rozchodzą. W przypadku fal
propagujących się bez udziału ośrodka materialnego, jak na przykład światło w próżni (w ogólności
fale elektromagnetyczne), znaczenie ma jedynie różnica prędkości źródła oraz obserwatora.
Podstawowe założenie Teorii Tektoniki Płyt litosfery
1. Litosfera podzielona jest na kilkanaście płyt (kier): Pacyficzną, Południowoamerykańską,
Północnoamerykańską, Afrykańską, Eurazjatycką, Indoaustralijską, Antarktyczną, Nazca, Cocos, Juan
de Fuca, Szkocką, Arabską, Karaibską, Irańską, Anatolijską, Adriatycką i Filipińską.
2. Płyty są sztywne i mogą przemieszczać się w tempie kilku cm/rok po powierzchni astenosfery.
3. Kry są stale odnawiane w strefach spreadingu i stale niszczone w strefach subdukcji.
4. Składają się one albo wyłącznie z skorupy oceanicznej (kra pacyficzna), bądź też z skorupy
oceanicznej i kontynentalnej (kra afrykańska)
5. Kontynenty przemieszczane są z całą płytą tektoniczną a ich krawędzie mogą się znajdować albo
wewnątrz kry (krawędź pasywna) albo w pobliżu granic płyt (krawędź aktywna – typu andyjskiego).
Kontynenty to nie płyty litosfery.
6. Bloki kontynentów jako cięższe nie podlegają subdukcji
7. Wnętrza kontynentów nie podlegają większym deformacją ciągłym, gdyż te skupione są na ich
granicach
8. Istnieją trzy rodzaje granic płyt:
* Dywergentne (akrecyjne) – płyty ulegają rozsunięciu, tworząc ryfty i grzbiety
śródoceaniczne,
* Konwergentne – płyty ulegają zsunięciu, jedna podsuwa się pod drugą i jest w tej strefie
pochłaniana,
* Uskoków transformacyjnych – płyty przesuwają się względem siebie
9. Mechanizmem napędowym ruchu płyt są prądy konwekcji cieplnej. Ruch ten ma charakter rotacji
wokół odpowiednio dobranej osi
Płaszczowiny
Zazwyczaj duże fałdy nasunięte na przedpole (na ogół młodsze od najstarszych warstw płaszczowiny).
Nasunięcia te dochodzą do kilkudziesięciu kilometrów. Wtórne fałdowania powstające na grzbietach
płaszczowin to tzw. dygitacje.
Płaszczowiny z przefałdowania - Powstaje gigantyczny fałd, aż w końcu dochodzi do rozerwania i
przemieszczenia górnej części na przedpole. Proces ten postępuje w czasie geologicznym, w związku
z tym procesowi temu towarzyszy erozja.
Płaszczowina z odkucia - Oderwanie od podłoża wynikające z różnic sztywności. Może się odbywać
gdy mamy do czynienia z osadem na krystalicznym podłożu (skała magmowa), ale również wtedy,
gdy z jednej strony mamy nacisk z druga warstwa będzie z plastycznego iłu.
Płaszczowina ze ścinania - Oddziaływanie dwóch przeciwnie działających do siebie sił
równoległych, nie leżących na tej samej linii.
Płaszczowiny podlegają erozji tworząc:
* czapki tektoniczne – miejsca zachowanych płaszczowin na podłożu
* okna tektoniczne – obszary gdzie spod płaszczowiny odsłonięte są skały podłoża
Podłożem płaszczowin może być tzw. autochton czyli skały nieprzemieszczone z miejsca, w którym
powstały; paraautochton czyli masy przemieszczone na niewielką odległość od miejsca powstania
lub allochton czyli fragmenty innych płaszczowin.
Bazalt
Skała lita pochodzenia wulkanicznego – wylewna (skała magmowa) o strukturze bardzo
drobnoziarnistej lub afanitowej, czasem porfirowej i barwie czarnej, szarej lub zielonej. W
drobnoziarnistej masie skalnej często widoczne są małe kryształy lub większe skupienia oliwinu
(bomby oliwinowe). Głębinowym odpowiednikiem bazaltu jest gabro (kwarcowe monzogabro,
kwarcowe gabro, monzogabro, gabro, foidonośne monzogabro i foidonośne gabro).
Głównymi składnikami bazaltu są: plagioklazy (labrador-bytownit) i pirokseny (augit,
hipersten, enstatyt, bronzyt), ponadto występują: amfibole (hornblenda, kaersutyt), melilit, biotyt,
mogą występować: kwarc, trydymit lub krystobalit, albo też skaleniowce (leucyt, nefelin, analcym,
hauyn), oliwiny, szkliwo a także akcesoryczne: magnetyt, ulvospinel, ilmenit, rzadziej hematyt, piryt i
grafit, czasami apatyt. Zawartość kwarcu może dochodzić do 20%, skaleniowców (foidów) do 10%
(obie grupy minerałów wykluczają się).
W bazaltach często występują ksenolity innych skał - porwaki skał z otoczenia, zagarnięte
przez przedzierającą się ku powierzchni ziemi magmę lub pozostałości skał pierwotnych, z których
nastąpiło wytopienie magmy.
Cechą charakterystyczną jest oddzielność słupowa bazaltu, powstała w wyniku kurczenia się
zastygłej lawy w czasie jej oziębiania.
Podczas wietrzenia skały bazaltowe zwykle jaśnieją i wypadają z nich prakryształy oraz
ksenolity. Niektóre bazalty ulegają zgorzeli i rozpadają się na drobne kawałki.
Frakcja
jest to wielkość ziaren wchodzących w skład skały
Nazwa frakcji /Wielkość /Charakterystyka
Żwirowa (psefitowa)
pow. 2 mm
ziarna widoczne okiem nieuzbrojonym
Piaskowa (psamitowa)
0,1-2 mm
ziarna widoczne okiem nieuzbrojonym
Mułowa (aleurytowa)
0,01 - 0,1 mm
niewidoczne gołym okiem, ale wyczuwalna chropowatość
Ilasta (pelitowa)
poniżej 0,01 mm
niewidoczne gołym okiem, tłusta w dotyk
Deflacja
wywiewanie przez wiatr drobnego materiału skalnego (piasku bądź pyłu). Występuje głównie na
pustyniach, wybrzeżach mórz i przedpolach lodowców. Powoduje stopniowe obniżanie się obszaru.
Tworzy charakterystyczne formy, takie jak misy deflacyjne, ostańce deflacyjne czy bruk deflacyjny.
Tiksotropia
Upłynnienie gruntu – nagła utrata zdolności przenoszenia obciążeń przez nawodniony grunt
niespoisty spowodowana zewnętrznym zaburzeniem (trzęsienie ziemi, sztorm, wybuch, niekiedy
wystarczy nawet tylko nagły wstrząs typu przejazd cięzkiego pojazdu).
Kaldera
Wielkie, przeważnie koliste zagłębienie w szczytowej części wulkanu, w którym znajduje się nowy
stożek z kraterem, np. Monte Somma jest krawędzią kaldery, w której mieści się stożek Wezuwiusza.
Kaldery powstają wskutek gwałtownej eksplozji, niszczącej górną część stożka wulkanicznego (np.
Krakatau), albo wskutek osiadania spowodowanego zapadaniem się stropu komory pomagmowej wraz
z środkową częścią stożka wulkanicznego (Hawaje).
Jedną z największych na świecie (o średnicy 10 km) jest kaldera Santorynu w Grecji (na zdjęciu
obok). Największą kalderą, o powierzchni ok. 265 km² jest krater Ngorongoro w północnej Tanzanii.
Pryzma akrecyjna
(kompleks subdukcyjny) to struktura geologiczna powstająca przed strefami subdukcji, gdzie
gromadzi się materiał skalny zdarty z zanurzającej się płyty tektonicznej. W niektórych strefach
subdukcji pryzmy nie powstają w ogóle, w pozostałych przyjmują różne kształty, przez co samo
określenie odnosi się raczej do genezy niż do morfologii tej struktury.
Skład atmosfery Ziemi
Powietrze składa się przede wszystkim z azotu (78% objętości powietrza), tlenu (20,9%) oraz argonu
(0,9%). Zawiera także śladowe ilości dwutlenku węgla i gazów szlachetnych.
Minerały skał magmowych:
Minerały główne (będące podstawowym budulcem) skał magmowych:
* Kwarc,
* Skalenie potasowe,
* Plagioklazy,
* Skaleniowce,
* Biotyt,
* Muskowit,
* Amfibole,
* Oliwiny.
Minerały poboczne (dość powszechnie występujące, lecz przeważnie w niewielkich ilościach):
* Piryt,
* Magnetyt,
* Hematyt,
* Apatyt,
* Cyrkon,
* Ilmenit.
Minerały akcesoryczne (są minerałami występującymi sporadycznie, czasami stanowią podstawę do
wydzielenia szczególnego typu odmiany danej skały):
* Granaty,
* Turmalin,
* Beryl,
* Korund,
* Chromit.
Trzęsienia Ziemi
Miejsce, z którego rozchodzą się fale sejsmiczne nosi nazwę ogniska lub hipocentrum. Miejsce na
powierzchni ziemi bezpośrednio nad hipocentrum to epicentrum. Gdy fale sejsmiczne dotrą do
powierzchni Ziemi wzbudzane są fale powierzchniowe. Pierwszą odmianą fal powierzchniowych są
fale Rayleigha (R), które przypominają fale które obserwujemy po wrzuceniu kamienia do wody.
Drugą odmianą fal powierzchniowych są fale Lov’a (L). Ich propagacja przypomina ruch węża.
Intensywność trzęsień ziemi określa skala zaproponowana przez zespół badaczy : Mercali’ego,
Cancani’ego, Sieberg’a. Skala ta podzielona jest według przyspieszenia drgań
Im mniejszy jest okres drgań w stosunku do amplitudy tym trzęsienie Ziemi jest silniejsze.
1 stopień- drgania notowane tylko przez przyrządy
2 i 3- drgania nie zawsze odczuwalne przez ludzi
4 i 5 – odczuwane przez ludzi, drobne przedmioty wprawiane w ruch
6 i 7- silne drganie, odpadanie tynku, upadek wysokich budowli
8 i 9- spękania budynków, powstawanie szczelin w gruncie, liczne zniszczenia
10-12- zniszczenia aż do fundamentów
O ile wartość przyspieszenia dla drugiego , trzeciego stopnia wynosi mniej od 1 cm/s2 to przy 12
stopniu wartość ta wynosi 1000 cm/s2. Trudno tą skalę odnieść jako uniwersalną bo zniszczenia
zależą również od jakości budynków
Skala Richtera (1935)
Podstawą skali jest ilość wyzwolonej energii tzw. magnitudy. Podstawą obliczeń jest logarytm
wartości amplitudy największego odchylenia mierzonego w mikronach zapisanego przez sejsmograf w
odległości 100 km od epicentrum. Każda kolejna jednostka tej skali oznacza 33 krotny wzrost
wyzwolonej energii w stosunku do poprzedniej jednostki. Jest to skala otwarta, ale nie obserwuje się
trzęsień o magnitudzie większej niż 9,5 w skali Richtera.
2-3,4 - trzęsienia rejestrowane tylko przez przyrządy. 800 tysięcy takich wstrząsów rocznie
3,5-4,2 - trzęsienia odczuwalne przez niektóre osoby. Takich trzęsień jest 30 000 rocznie
4,3- 4,8 - trzęsienia odczuwalne przez wiele osób. Około 5 tysięcy rocznie.
4,9-5,4 - trzęsienia powszechnie odczuwalne. 1500
5,5-6,1 - niewielkie uszkodzenia budynków. 500 rocznie
6,2- 6,9 - znaczne uszkodzenia budynków. 100 rocznie
7-7,3 - poważne zniszczenia. 15 rocznie
7,4-8,0 - rozległe zniszczenia. 4 rocznie
Pow. 8 - całkowite zniszczenia. Mają miejsce co 5-10 lat.
Wartość wyzwolonej energii podawana jest w jednostce ton (TNT). Jedna tona trynitrotoulenu
wyzwala podczas wybuchu energię 4,18 * 109 J. Jest to jedno TNT.
Największe trzęsienie ziemi miało miejsce w Ekwadorze (1906). W tym samym roku było też trzecie
największe trzęsienie w San Francisco.
Odległość dalekich od epicentrum trzęsień ziemi określana jest na podstawie różnicy czasu, w którym
został zapisany na sejsmografie moment przybycia poszczególnych fal. Odległość równa się (S – P ) –
1, gdzie S i P to czas przybycia poszczególnych fal. S –P podawane jest w minutach. Odległość ta
mierzona jest w megametrach. Megametr to tysiąc kilometrów.. Jeżeli różnica wyniesie 3 to
odległość od epicentrum wyniesie 2000 km.
Rozmieszczenie trzęsień Ziemi
W zależności od częstości i gęstości trzęsień wyróżniane są obszary: sejsmiczne, pensejsmiczne oraz
asejsmiczne.
Obszary sejsmiczne ulokowane są wzdłuż obszarów konwergencji płyt litosfery. W tym wokół
Pacyfiku zawiera 80% trzęsień Ziemi. Występowanie: Pas młodych fałdowań Alpejskich biegnie od
Hiszpanii przez Alpy Karpaty, Azję Mniejszą, Himalaje Birmę, po Archipelag Malajskie.
W obszarach pensejsmicznych trzęsienia ziemi pojawiają się rzadko. Występowanie: Masyw
Centralny, góry Harz, Morze Północne, Ural, Appalachy, Wschodnią Australię
Obszary asejsmiczne to najstarsze części kontynentów, takie jak tarcza syberysjka, tarcza kanadyjska,
Brazylia, większa część Afryki i Australia.
Przyczyny trzęsień ziemi
Głównym źródłem trzęsień ziemi są ruchy tektoniczne związane z migracją kier litosfery lub
zjawiskiem izostazji. Trzęsienia mogą być także spowodowane wybuchem wulkanów, tąpnięciem w
kopalniach, wyrobiskach, jaskiniach.
W Płycie Pacyficznej najbliżej rowów oceanicznych pojawiają się trzęsienia płytkie. W kierunku
kontynentu pojawiają się trzęsienia ziemi o głębszym epicentrum (zależność związana z
kierunkiem subdukcji).
Wietrzenie chemiczne
powoduje rozpad skał w wyniku reakcji chemicznych, które w większości wypadków wymagają
udziału wody.
Duża łatwość rozpuszczania przez wodę większości substancji wynika z jej budowy wewnętrznej.
Cząsteczka wody zbudowana jest z atomu tlenu oraz dwóch atomów wodoru. Przy czym kąt między
wiązaniami wynosi 105 stopni. Z jednej strony występuje ładunek dodatni z drugiej zaś ujemny, woda
przypomina więc magnez. W praktyce każdy materiał jest w jakiś sposób rozpuszczany przez wodę.
Niektóre minerały mogą być całkowicie rozpuszczone. Najlepszym przykładem jest sól kamienna
czyli halit. Większość substancji mineralnych łatwiej rozpuszcza się, gdy odczyn jest kwaśny lub
zasadowy. Kalcyt słabo rozpuszcza się przy pH=7, a łatwo rozpuszczalny w odczynie kwaśnym. Za
kwasowość wody odpowiada dwutlenek węgla, gdyż woda z dwutlenkiem węgla tworzy kwas
węglowy. Następnie dochodzi do reakcji kwasu węglowego z węglanem wapnia.
-
Innym przykładem reakcji z zakwaszoną wodą, może być reakcja piroksenu:
Do najczęściej rozpuszczonych w wodzie substancji chemicznych należą poza dwutlenkiem węgla
amoniak, kwas siarkowy (VI), kwasy humusowe i chlorki.
Istnieją dwa podstawowe typy reakcji chemicznych podczas wietrzenia chemicznego: hydratacja i
utlenianie.
Hydratacja
polega na reakcji minerału z jonami H+ lub OH- co prowadzi do powstania nowego minerału. Na
przykład:
2 NaALSi3O8 + 2H2CO3 + 9H2O = 2Na+ + 2HCO3- + 4H4SiO4 + Al2Si2O5(OH)4
Skaleń (albit) + zakwaszona woda = sód + … + kaolinit (minerał ilasty)
W reakcji tej następuje zastąpienie jonu sodu przez jon wodorowy. W przeciwieństwie do sodu, potas
jest łatwo przyswajalny przez gleby i obecne w nich rośliny. Z kolei wapń bardzo łatwo ulega
strąceniu, gdy woda przyjmie odczyn bardziej zasadowy. Dlatego do morza dostaje się głównie sód, a
więc woda jest słona.
Utlenienie
to proces połączenia tlenu zawartego w powietrzu lub rozpuszczonego w wodzie z minerałem, w
wyniku czego powstaje nowy minerał lub reakcja w wyniku której następuje podwyższenie wartości
jednego z uczestniczących w tej reakcji pierwiastków . Szczególną rolę w tych procesach odgrywa
żelazo który dąży do podwyższenia swojej wartości z +II na +III. Stąd też w reakcjach utlenienia biorą
udział minerały zawierające dużą ilość Fe na plus drugim poziomie utlenienia: oliwiny, pirokseny,
amfibole, biotyt:
2Fe2SiO4 + H2O + O2 = Fe2O3 + 2H2SO4
Fajalit (oliwin) + woda + tlen = hematyt (tlenek) + kwas siarkowy (VI)
Na przykład zwietrzały biotyt przybiera złocisty kolor, jest nazywany kocim złotem i ma blaszkowy
pokrój.
Meteoryty
to obiekty skalne spadające z kosmosu i uderzające o powierzchnię Ziemi. Przemieszczają się z
prędkością 30-60 km/s. Dlatego ulegają spaleniu na skutek tarcia o cząsteczki powietrza. Tylko
fragmenty które nie uległy spaleniu docierają do powierzchni Ziemi. W kontakcie z ziemią mogą
powodować kraterotwórcze eksplozje. Masa meteorytów jest zmienna. Mogą one posiadać masę
pyłu lub nawet kilkudziesięciu ton. Obliczenia mówią, że na powierzchni Ziemi jest około 19.000
zachowanych meteorytów, ich łączna masa to tysiące ton. Największym zachowanym kraterem jest
Barringer Crater o średnicy 1200 metrów, a zachowany został dzięki suchości klimatu. Przypuszcza
się, że meteoryty są fragmentami planetoid, których masa musiała być bardzo duża, o czym
świadczy obecność struktur grubokrystalicznych, spotykana w części meteorytów.
Klasyfikacja meteorytów
Najogólniejsza klasyfikacja meteorytów dzieli je na kamienne (92,8%), kamienno – żelazne (1,5%),
żelazne (syderyty- 5,7%) i tektyty.
Meteoryty kamienne
Meteoryty kamienne dzielone są na chondryty, stanowiące 90% meteorytów kamiennych, oraz
achondryty nie zawierające chondr. Termin chondra został wprowadzony przez Rose w 1864 roku i
określa kuliste i półkoliste agregaty, złożone z piroksenów (bronzyt, enstatyt, hipersten-
ortopirokseny), oliwinów i/lub szkliwa. Chondry mogą być oliwinowe lub piroksenowe w zależności
od dominującego składnika.
Chondryty są świadectwem obrazującym początki rozwoju układów planetarnych, w tym Układu
Słonecznego. Powstały one w wyniku łączenia cząstek obecnych w mgławicach gwiezdnych, w tym w
mgławicy słonecznej. Małe cząsteczki zderzają się ze sobą, tworząc „kroplę”, która w wyniku
gwałtownego stygnięcia przyjmuje postać chondry. Najmniej liczną grupę stanowią chondryty
węgliste. Zawartość węgla dochodzi w nich do 4%. Największy chondryt 26
węglisty spadł w Meksyku w lutym 1969, jego nazwa to Pueblito de Allende. Inny meteoryt węglisty
spadł w tym czasie w Hiszpanii. Jego nazwa to Murchison. Pueblito-allende w głównej mierze
zbudowany jest z masy oliwinowo- pentlandytowej (FeNi)9S8, którym towarzyszą chondry czystych
oliwinów, piroksenów i występuje niewielki udział substancji węglistej. Substancja ta nie mogła
powstać w wyniku procesu biologicznego. W strukturze tego węgla stwierdzono obecność
aminokwasów, nie mających odpowiednika wśród aminokwasów ziemskich.
Achondryty przypominają ziemskie skały wulkaniczne składem i strukturą. Wśród nich wyróżniamy
min. eukryty, posiadające ciemną skorupę, charakteryzujące się dużą zawartością Ca, zbudowane z
piroksenów i wapniowych plagioklazów. Jednym słowem przypominają ziemskie bazalty. Przyjmuje
się że eukryty to skały skorupy asteroidy. Kolejną odmianą achondrytów są diogenity. To nazwa
użyta na część filozofa Diogenesa, który sugerował w V p.n.e. że meteoryty pochodzą z kosmosu.
Mają wygląd monomineralnej brekcji. Zbudowane są przede wszystkim z piroksenów, których
nagromadzenie przypomina strukturę ziemskich piroksenowych kumulatów. Pod pojęciem kumulatu
rozumiemy skały powstające podczas frakcyjnej krystalizacji, gdy na dno komory magmowej opadają
najcięższe minerały. Diogenity to skały płaszcza asteroidy. Trzecią odmianą achondrytów są
howardyty, zbudowane z klastów eukrytowych i diogenitowych. Brekcjowa budowa tychże
howardytów jest interpretowana jako następstwo zderzeń pomiędzy asteroidami, które posiadały na
tyle dużą wielkość by mogły w nich zachodzić procesy dyferencjacji magm; co doprowadziło do
mieszania skał płaszcza (diogenitów) ze skałami skorupy (eukrytów)
Meteoryty żelazne
Meteoryty żelazne stanowią roztwór niklu i żelaza. Składają się z dwóch minerałów – kamacytu
(FeNi). Zawartość niklu w kamacycie to około 6%. Drugim minerałem żelaznym jest tenit (NeFi), w
którym zawartość niklu waha się w przedziale 13 do 50%. Wśród meteorytów żelaznych wyróżnia się
heksaedryty zbudowane z kamacytu, oktaedryty zbudowane z kamacytu i tenitu oraz ataksyty
zbudowane z tenitu. Cechą charakterystyczną oktaedrytu jest obecność figur Widmanstattena
widocznych jako wzajemnie poprzecinane linie, które ukazują się podczas trawienia przeciętej
powierzchni kilkuprocentowym kwasem azotowym (zazwyczaj 5%). Tenit ze względu na większą
zawartość niklu jest bardziej odporny na trawienie, w stosunku do kamacytu. Im więcej niklu w
meteorycie tym figury te będą bardziej zanikać. Meteoryty stanowią analogię dla jądra Ziemi.
Mezosyderyty
Są to meteoryty żelazno-kamienne, najmniej liczne, charakteryzuje je specyficzna struktura,
przypominająca metaliczną gąbkę, której wolne przestrzenie zostały wypełnione głównie
oliwinem. Mezosyderyty tworzą najładniejsze formy
BUDOWA ATMOSFERY:
Budowa atmosfery jest warstwowa. Kryterium podziału: ciśnienie, gęstość i temperatura gazów
zmieniające się wraz z wysokością.
TROPOSFERA – znajduje się najbliżej powierzchni Ziemi, sięga do ok. 7 km nad biegunami i ok. 17
km nad równikiem. Zachodzą w niej silne pionowe i poziome ruchy mas powietrza. Ruchy pionowe
zwane konwekcyjnymi są silne w pasie okołorównikowym, w obszarze wyżów zwrotnikowych i
okołobiegunowych. Temperatura spada wraz z wysokością 0,6ºC/100m średnio od +15ºC do –50ºC.
W tej warstwie zawarta jest prawie cała para wodna planety. Zachodzą w niej zjawiska pogodowe.
Następuje spadek ciśnienia wraz z wysokością przeciętnie 11,5hPa/100m.
TROPOPAUZA – warstwa przejściowa między troposferą a stratosferą.
STRATOSFERA – sięga do ok. 45-50 km. Zachodzą w niej silne poziome ruchy powietrza tzw. prądy
strumieniowe, które okrążają całą Ziemię. Wraz z wysokością zmienia się temperatura tej warstwy. W
jej dolnej części utrzymuje się temp. ok. –50ºC, natomiast w górnej części szybki wzrost temp. aż do
0ºC. Wzrost temp. Związany jest z pochłanianiem promieniowania nadfioletowego przez ozon.
Ozonosfera występuje powyżej 25 km. Jest warstwą ochronną bardzo ważną dla życia na Ziemi.
Pochłania ona szkodliwe promieniowanie nadfioletowe przechodzące w zabójcze promieniowanie
typu rentgenowskiego.
STRATOPAUZA – warstwa przejściowa między stratosferą a mezosferą.
MEZOSFERA – sięga do wysokości ok. 80 km. Następuje w niej ponowny spadek temp. wraz z
wysokością do ok. –90ºC.
MEZOPAUZA – warstwa przejściowa między mezosferą a termosferą.
TERMOSFERA – górna granica tej warstwy jest trudna do określenia, waha się między 300 a 800 km
na powierzchnią Ziemi. Następuje w niej gwałtowny wzrost temp. do +1500ºC związane jest to z
pochłanianiem promieniowania słonecznego przez cząsteczkowy azot i tlen. Powietrze w tej warstwie
jest silnie zjonizowane. Warstwą tę nazywa się jonosferą. Występują w niej zjawiska zorzy polarnej
(świecenie zjonizowanych atomu tlenu i azotu, można słuchać radia na długich falach).
EGZOSFERA – jej przybliżona granica znajduje się na wysokości ok. 2000 km (wyżej ta warstwa
przechodzi w przestrzeń kosmiczną). W tej warstwie następuje spadek temp. do ok. –270ºC. Wraz ze
wzrostem wysokości zmienia się temperatura i ciśnienie. Im wyżej tym powietrze staje się rzadsze i
lżejsze, ciśnienie maleje.