21. KSZTAŁT ZIEMI

Pomiary triangulacyjne wskazują że glob ziemski jest w przybliżeniu kulą spłaszczoną w obszarach przybiegunowych. Przekrój kuli ziemskiej przez równik jest kołem a przez bieguny- elipsą . Taką bryłę geometryczną otrzymujemy przez obrót elipsy dookoła jej osi mniejszej, odpowiadającej osi obrotu Ziemi. Nazywamy ją więc elipsoidą obrotową. Kształt ziemi możemy wyliczyć też z pomiarów siły ciężkości. Jeśli przedłużymy powierzchnię oceanów w kontynenty otrzymamy powierzchnię prostopadłą w każdym pnk. do pionu. Powierzchnia ta nie pokrywa się z powierzchnią elipsoidy, ale jest do niej bardzo zbliżona. Bryłę określoną tą powierzchnią nazwano geoidą.

30. CIEPŁO ZIEMI

Duża ilość ciepła Ziemi pochodzi ze Słońca część tego ciepła jest pochłaniana przez atmosferę, litosferę, hydrosferę a cześć odbita. Ciepło to przenika w skały bardzo wolno. Oprócz energii słonecznej ziemia ma swe własne źródło ciepła - o czym świadczy wzrost temperatury wraz z głębokością. Ciepło we wnętrzu ziemi pochodzi z rozpadu pierwiastków promieniotwórczych , zapasów ( pochodzi ono z pierwotnego okresu ziemi), z ciepła krystalizacji i ciepła przemian fazowych. O wysokiej temperaturze w głębi Ziemi świadczy też wydobywanie się ognisto - ciekłych mas przy procesach wulkanicznych oraz gorące źródła. Ziemia odbija promieniowanie słoneczne i dla ziemi ALBEDO wynosi 0,4 lub 40%. Ziemia dostaje 0,5 x 10-9 części całkowitej energii. Stała słoneczna wynosi 1372W/M2. Powierzchnia ziemi otrzymuje od słońca przeciętnie 4,2 x 10-3 cal/cm2/sek.

11. BUDOWA I KLASYFIKACJA WULKANÓW

Gromadząc się wokół miejsca wydobywania się produkty wulkaniczne tworzą albo stożki zwane wulkanami, albo też mniej lub więcej rozległe pokrywy wylewnych skał. W budowie wulkanu najważniejszym składnikiem jest kanał wiodący z głębi ku powierzchni, którym wydobywają się lawy i materiały piroklastyczne. Kanał kończy się kraterem, który jest lejkowatym zagłębieniem powstałym przez rozkruszenie i wyrzucanie skał tworzących ściany wylotu podczas eksplozji, a także przez obsuwanie się ścian. Średnica krateru wynosi zazwyczaj kilkaset metrów. Krater za pośrednictwem kanału łączy się z ogniskiem znajdującym się na głębokości kilku lub kilkunastu kilometrów pod budową wulkaniczną. Jeśli ognisko jest połączone z powierzchnią o kształcie zbliżonym do komina lub rury, materiał wulkaniczny wydobywa się na powierzchnię mniej lub więcej okrągłym otworem i erupcją jest centralną. Jeśli kanałem łączącym ognisko z powierzchnią jest podłużna szczelina, materiał wydobywa się wzdłuż niej i erupcja jest linijna.

Kształt i rozmiary wulkanu zależą od ilości i jakości wyrzucanych z głębi Ziemi materiałów, a także od sposobu ich wydobywania się.
Wyróżnia się:

• wulkany eksplozywne, wyrzucające gwałtownie gazy i materiały piroklastyczne (gł. popioły) bez wylewu lawy; wulkany te (zw. też tufowymi) mają kształt stożka oraz rozległy i głęboki krater;

• wulkany wylewne (lawowe) dostarczają tylko ciekłej lawy, która wydostaje się z krateru bez większej eksplozji. Kształt takiego wulkanu zależy od charakteru lawy;

• przy wydobywaniu się lawy o małej lepkości (lawy zasadowej) powstają wulkany tarczowe, które tworzą płaskie góry o łagodnie (do 8°) nachylonych stokach (do największych wulkanów tarczowych należy Mauna Loa na Hawajach);

• przy wydobywaniu się lawy lepkiej (kwaśnej) następuje jej spiętrzenie, powstają tzw. kopuły lawowe (np. Lassen Peak w Ameryce Północnej);

W przypadku wulkanów mieszanych (stratowulkanów) erupcje gazów i materiałów piroklastycznych występują na przemian lub jednocześnie z wylewami lawy. Wulkany takie mają kształt stożka, są zbudowane z naprzemianległych warstw tufów i pokryw lub potoków lawowych; w ich partiach szczytowych powstają często wielkie zagłębienia, zw. kalderami.

Rozróżnia się:

• wulkany czynne (ogromna większość wulkanów czynnych obecnie to wulkany mieszane, np. Wezuwiusz we Włoszech),

• wygasłe (np.Kilimandżaro, Aconcagua)

• drzemiące - wznawiające działalność czasami po setkach lat (np. Fudżi).

Wielkie wybuchy wulkanów powodowały olbrzymie zniszczenia, m.in. podczas wybuchu Wezuwiusza 79 r. n.e. ogromna ilość wyrzuconego popiołu zmieszanego z deszczem spowodowała zasypanie miast: Herkulanum, Pompeje i Stabie. Obecnie jest czynnych kilkaset wulkanów; ich rozmieszczenie wiąże się gł. ze strefami młodych ruchów górotwórczych, przy czym wulkany występują z reguły po wewnętrznej stronie łuku górskiego (np. Wezuwiusz, Etna i wulkany Wysp Liparyjskich znajdują się po wewnętrznej stronie łuku pasma Apeninów) lub w sąsiedztwie wielkich uskoków (np. we wschodniej Afryce). Najwięcej wulkanów (ok. 340) grupuje się dookoła wybrzeży Oceanu Spokojnego.

Produkty erupcji wulkanicznej

1. Lawa to magma, która wylewa się na powierzchnię ziemi. Wyróżniamy

• lawy kwaśnie są lepkie tworzą krótkie potoki, szybko krzepną;

• lawy zasadowe maja mniejszą lepkość, wolniej krzepną, szeroko się rozlewają tworzą długie potoki;

Gazy wulkaniczne wydobywają się wprost z krateru w czsie wybuchu z pokryw oraz szczelinami ze stożka wulkanicznego. Najważniejsze gazy to: para wodna, dwutlenek węgla, tlenek węgla, fluor, chlor, wodór, azot. Para wodna wydobywa się w pierwszej fazie wybuchu.

Utwory piroklastyczne powstają w wyniku rozpylenia ciekłej lawy podczas wybuchu w wyniku rozsadzania skał budujących aparat wulkaniczny.
Do materiałów piroklastycznych zaliczamy:

• bomby wulkaniczne - fragmenty law zakrzepłej w powietrzu często o owalnych, kulistych kształtach. Ich średnica waha się od kilkunastu cm do 1m. Najczęściej są to bomby wielkości głowy ludzkiej. Wnętrze bomby niekiedy krystaliczne a powierzchnia gąbczasta. Zdarzają się też bomby o nieregularnych kształtach, które są fragmentem law z poprzednich wybuchów.

• szlaki - fragmenty szklistej, pęcherzykowatej, zakrzepłej lawy o średnicy kilkudziesięciu cm; powstają z rozsadzonych bomb

• scoria - niewielkie fragmenty lawy wielkości orzecha włoskiego powstają z lawy gąbczastej;

• lapille - powstałe z rozkruszenia starszych law, wielkości grochu;

• piaski - wielkość 2mm - 1mm

• popioły - wielkość 1mm - 0, ...

Do szczególnych form produktów wulkanicznych należą:

• chmury gorejące - turbulentne mieszaniny materiałów piroklastycznych z gazami i parą wodną stanowią odmianę prądów zawiesinowych. Staczają się z stoku z prędkością ok 100 km/h. Temperatura wewnątrz chmury gorejącej jest rzędu 1000 stopni Celciusza.

• potoki popiołowe - gęste rozrzedzone masy popiołów wulkanicznych spływających po stokach - olbrzymia ilość materiału.

• spływy popiołowe spływające po stoku tworzące mieszaninę popiołów z wodą opadową i roztopową (spływy błotne).

• lawiny wulkaniczne powstałe w wyniku rozsadzenia skał stożka.

Typy erupcji wulkanicznych

1. Erupcje centralne - ognisko połączone jest z powierzchnią ziemi kanałami w kształcie komina (klasyczny wulkan)

• wulkany wylewne

• wulkany eksplozywne

• wulkany mieszane ( stratowulkany)

• Erupcje linijne - ognisko łączy się z powierzchnią szczeliną, a produkty wydobywają się całą szerokością szczeliny. Po pewnym czasie szczelina krzepnie i powstają erupcje centralne;

• Erupcje arealne - magma wylewa się na powierzchnie i rozlewa się na dużym obszarze. Sądzi się, że zjawisko to jest związane z podsunięciem się całego ogniska magmowego pod powierzchnie ziemi. Współcześnie nie wykrywamy tego typu erupcji. Dominowały one w okresie tworzenia się skorupy ziemskiej.

10. Ekshalacje wulkaniczne

wyziewy gazów i par związanych z działalnością wulkaniczna. , gazy wydobywające się z wulkanów. Stanowią najczęściej mieszaninę pary wodnej, dwutlenku i tlenku węgla, dwutlenku siarki, chlorowodoru. Pomiędzy wchodzącymi w skład mieszaniny gazami zachodzą liczne reakcje, których produkty w postaci różnych chlorków, siarczków i czystej siarki osadzają się na skałach i w szczelinach krateru. Gazy palne, wchodzące w skład ekshalacji wulkanicznych mogą palić się, tworząc ogromny płomień, niejednokrotnie wydobywający się z wnętrza krateru.

18. INTRUZJE MAGMOWE NIEZGODNE

Żyły przecinające warstwy, zwane dajkami. Dajka ma dwie ściany równoległe, biegnące w poprzek warstw. Dajki wypełnione skałą wulkaniczną, porfirem, diabazem, bazaltem itd., są zwykle twardsze od otoczenia i tworzą w krajobrazie jakby wał lub groblę, od tego pochodzi ich nazwa. Żyła kominowa stanowi intruzję o kształcie walca. Gdy żyła tego kształtu ma dużą średnicę, rzędu kilku kilometrów, mówi się o pniu wulkanicznym. Odgałęzienia żyłowe od większych intruzji, np. od lakkolitu, batolitu, sillu lub pnia, noszą nazwę apofiz. Często dajki występują liczne obok siebie, tworzą roje dajek.

Etmolit, harpolit, batolit,

18. INTRUZJE MAGMOWE ZGODNE

• Sill utworzony jest ze skał odporniejszych od otaczających i tworzy w terenie stopień, czyli żyły pokładowe, są utworem intruzyjnym wciśniętym między dwie ławice w ten sposób, że strop ławicy dolnej stanowi podstawę żyły, a spąg ławicy górnej jest stropem żyły pokładowej. Bieg i upad sillu jest więc zgodny z biegiem i upadem warstw otaczających. Skały tworzące sille są skałami zasadowymi, pochodzącymi z magm łatwo rozprzestrzeniających się wśród warstw. Sille występują głównie blisko powierzchni; ilość ich zmniejsza się wraz z głębokością.

• Lakkolity są ciałami magmowymi w kształcie bochenka lub grzyba, wciśniętymi między warstwy w ten sposób, że podstawa lakkolitu jest płaska, natomiast strop jest kopułowato wygięty. Ściany lakkolitu są zgodne z uwarstwieniem otaczających skał. Lakkolity są utworzone z kwaśnych skał, porfirów, porfirytów, drobnokrystalicznych granitów lub sjenitów. Lakkolity tworzą się dość płytko na głębokości 0,5-3 km. od powierzchni i występują głównie w obszarach tektonicznie słabo zaburzonych. Kształt lakkolitów zależy w dużym stopniu od ułożenia skał intrudowanych.

• Lopolity są odwróconymi formami lakolitycznymi, tzn. że są wypukłe ku dołowi, prawdopodobnie wskutek zapadnięcia się spągu.

• Fakolity są to drobne, soczewkowe zgodne intruzje śródwarstwowe umieszczone na przegubach fałdów, zwłaszcza na przegubach siodeł.

27. POWSTAWANIE I MIGRACJA MAGMY

Przypuszcza się, że magma powstaje przez lokalne stopienie i upłynnienie skał w obrębie skorupy ziemskiej lub w jej podłożu. Do takiego przypuszczenia uprawnia fakt, że temperatura wzrasta z głębokością. Punkty topliwości głównych skał, z których jest zbudowana skorupa ziemska, leżą znacznie powyżej tych temperatur. Granit topi się w temperaturze około 800stopni, bazalt w temp. 1100-1300 stopni Celsjusza. Ponadto należy wziąć pod uwagę, że skały w głębi znajdują się pod wielkim ciśnieniem które podwyższa punkt topliwości skał. Ciśnienie podwyższa punkt topliwości o 4,6 stopni na 1km głębokości. Skały w skorupie ziemskiej na dużych głębokościach są silnie rozgrzane, ale nie mogą się stopić pod wpływem normalnie tam panującej temperatury. W głębi skorupy temperatura może się podnieść w miejscach, gdzie głębinowe prądy konwekcyjne dowożą większe ilości. Zmniejszenie się ciśnienia wskutek rozrywania skorupy może też spowodować stopnienie się skał, jeśli leżą one w strefie temperatury bliskiej ich punku topliwości, a tylko ciśnienie przeciwdziałało ich stopieniu. Ruchy górotwórcze zwiększają także grubość warstwy "granitowe", wskutek czego może się lokalnie zwiększyć ilość ciepła radiogenicznego. Stopienie skał w głębi może być całkowite lub częściowe. Gdy stopieniu ulegnie gdzieś warstwa "granitowa", powstanie magma granitowa lub o zbliżonym składzie. Stopienie w warstwie "bazaltowej" doprowadzi do powstania magmy bazaltowej. Dyferencjacja grawitacyjna tych magm, kontaminacja przez asymilację obcych skał oraz zmieszanie magmy granitowej i bazaltowej doprowadzi do powstania różnych magm, a po ich zakrzepnięciu, różnych skał.

27. DYFERENCJA MAGMY

Pod wpływem różnych procesów magma krąży w skorupie ziemskiej po drodze zmieniając swój skład chemiczny. W efekcie tego mamy tak dużą różnorodność skał.

Do najważniejszych procesów dyferencjacji należą

1. Likwiacja - proces odwieszania się magmy w warunkach spadku temperatury, albo inaczej mówiąc rozdzielenie się pierwotnego stopu na stopy nie mieszające się ze sobą;

2. Dyfuzja termiczna polega na tym, że w ciekłej jeszcze magmie dyfuzyjnie przemieszczają się jony (z centrum ku peryferiom jądra magmowego - w kierunku spadku temperatury);

3. Konwekcja przy udziale składników lotnych. Ten proces ma miejsce kiedy magma jest silenie zagazowana. Gazy zbierają się w bąble, które przemieszczają się ku górze komory magmowej. Bąble gazowe unoszą z sobą lżejsze pierwiastki np. krzem, glin;

4. Asymilacja - polega na topieniu przez magmę skał otaczających i wchłanianiu jej z składników często także w trakcie transportu magmy ku skorupie ziemskiej i wpadają do magmy topiąc się;

5. Krystalizacja frakcyjna - polega ona na wydzielaniu się z magmy niektórych minerałów w postaci kryształów. Wydzielone kryształy opadają na dno zbiornika magmowego.

27. PROCESY ZWIĄZANE Z KRZEPNIĘCIEM MAGMY

Ponieważ magma składa się ze składników o różnych punktach krzepnięcia, krzepnie ona nie w jednej określonej temperaturze, ale w pewnym rozstępie temperatur, czyli w interwale krzepnięcia. Hipoteza grawitacyjnej dyferencjacji magmy opiera się na spostrzeżeniu, że w batolitach i innych intruzjach nieraz skały są ułożone w pewnym porządku według ich ciężaru właściwego. W górnych częściach batolitów występują skały lżejsze, kwaśniejsze które w głąb przechodzą w skały cięższe, bardziej zasadowe. Grawitacyjne rozdzielanie się magmy na pochodne odbywać się może dzięki ruchowi molekuł wtedy, gdy magma jest całkowicie płynną. Różnicowanie się magmy odbyć się też może dzięki ruchowi kryształów, kiedy magma już rozpoczęła krystalizację. Dyferencjacja grawitacyjna może być zaburzona przez ruchy górotwórcze, które mogą spowodować przemieszczenie magmy w inne miejsce; nastąpić to może po dyferencjacji magmy, ale przed jej zupełną krystalizacją. Na dyferencjację magmy w wysokim stopniu wpływają ruchy gazów. Powodują one tworzenie się strumieni baniek, które przemieszczają kryształy, spychając je w spokojniejsze miejsca. Bańki gazów przyczepione do kryształów przenoszą je ku górze. Po wykrystalizowaniu magmy w zbiorniku pozostaną jeszcze ługi pokrystaliczne, w których koncentrują się substancje lotne i najlżejsze residuum magmowe, które jest stopem przesiąkniętym roztworami i gazami, bogatymi w krzemionkę i alkalia. Przeobrażenia skały głębinowej pod wpływem własnych roztworów i gazów noszą nazwę endomorfizmu. Krzepnięcie magmy przebiega zatem stadiami. W stadium ortomagmowym ciekły stop zaczyna krystalizację, przy czym najpierw krystalizują tlenki, potem fosforany później krzemiany. Niewykrystalizowane resztki magmy wzbogacają się w ciecze i gazy, które oddziaływają przeobrażająco na zakrzepłą skałę. Jest to stadium pegmatytowe. W tym stadium ilość gazów w ługach jest największa i prężność ich wskutek zmniejszonej przestrzeni ogromna, mimo obniżającej się temperatury. Po wykrystalizowaniu ługów w resztkach roztworów pozostaje niewiele alkaliów i innych związków pozostałość składa się niemal wyłącznie z gazów i wody w ten sposób nastaje okres działania na skałę tylko gazów i wody; jest to stadium pneumatolityczne. Po ucieczce lub zużyciu gazów przy reakcjach pozostaje tylko gorąca woda z niewielką ilością rozpuszczonych substancji. Jej działanie na otoczenie stanowi główny czynnik stadium hydrotermalnego. Różnicowanie się magmy wskutek asymilacji. Asymilacja obcych skał przez magmę doprowadza nie tylko do lokalnego wytworzenia skał "mieszanych" , które nazwano hybrydalnymi, ale może także spowodować daleko idące przekształcenia magmy i wytworzenie odrębnych skał. Powstanie nowych magm przez asymilację wielkich ilości obcych skał jest określane jako synteksis a dyferencjacją syntaktyczna.

28. RZYCZYNY I PRZEBIEG ERUPCJI WULKANICZNEJ

W wielu wybuchach wulkanicznych główną rolę grają gazy. Parcie gazów ku górze powoduje wybuch a zmniejszenie się ilości gazów w ognisku wulkanicznym powoduje zakończenie wybuchu. Gdy dopływ ciepła jest większy od straty wulkan otwiera swój wylot i wybucha. Istnieje wiele wulkanów wyrzucających tylko lawy bazaltowe.

Istnieją zatem dwa rodzaje erupcji wulkanicznej:

1. Hydrauliczne wyciskanie lawy.
   Jeśli zmniejsza się ognisko magmowe, to lawa wypływa na powierzchnie skorupy ziemskiej. Zmniejszenie sie objętości ogniska magmowego związane jest z ruchami tektonicznymi w głębi Ziemi.

2. Działalność gazów

• I ETAP - w ognisku magmowym pod wulkanem znajduje się tzw. hipomagma (nieruchliwa magma zawierająca w sobie rozpuszczone gazy, taka magma może tylko być biernie wyciskana ku górze);

• II ETAP - zmniejszenie ciśnienia w ognisku magmowym. Gazy zaczynają wędrować ku górze, razem z magmą gazy zaczynają wchodzić w reakcje egzotermiczne ze skałami magmy). Gazy zbierają się w większe skupiska ( bąble, bańki gazowe) zatem magma ma charakter gotującej pieniącej się magmy tzw. piromagma może się ona samoczynnie wydobywać na powierzchnie skorupy ziemskiej - dochodzi do wybuchu

Część magmy wyleje się na powierzchnię skorupy ziemskiej, pozostała pozostająca w kanale i kraterze ulega oziębieniu i odgazowaniu, tworzy się tzw. epimagma, która opada do ogniska magmowego. Ponowna erupcja związana jest z powtórzeniem tego cyklu.

5. BUDOWA SKORUPY ZIEMSKIEJ

Zewnętrzna powłoka Ziemi, niejednorodna, stosunkowo chłodna i sztywna, rozciągająca się od powierzchni Ziemi do tzw. nieciągłości Mohorovičicia (w skrócie Moho) , o średniej gęstości 2800-3100 kg/m3.

Rozróżnia się skorupę ziemską:

Skorupa kontynentalna ma średnią grubość około 35 km; pod młodymi łańcuchami górskimi (Alpidami) grubość jej wzrasta do około 70 km (pod Andami) i 80 km (pod Himalajami). Na terenie Polski grubość skorupy kontynentalnej wynosi 27-47 km. skorupę kontynentalną budują skały osadowe oraz zróżnicowane skały magmowe i metamorficzne. Na samym wierzchu znajduje się gleba i warstwa skał rozdrobnionych wskutek procesów wietrzenia (regolit). Znaczne obszary Polski pokryte są warstwą utworów polodowcowych. Poniżej znajdują się różne skały osadowe grubość wynosi 1-5 km; Pod warstwami osadowymi znajduje się warstwa o składzie zbliżonym do granitów (o grubości około 15 km), a jeszcze niżej warstwa o składzie zbliżonym do bazaltów (około 15 km). Kontynenty podzielone są na mniejsze bloki;

Skorupa oceaniczna ma znacznie mniejszą niż skorupa kontynentalna grubość - około 6 -12 km, inna jest też jej budowa. Skorupa ziemska pod dnem oceanów jest zbudowana ze skał o składzie chemicznym bazaltów (około 7 km grubości) przykrytych przeważnie cienką warstwą słabo skonsolidowanych osadów (około 1-2 km). Skorupa oceaniczna stanowi około 60% powierzchni Ziemi. Według teorii tektoniki płyt powstaje współcześnie w tzw. strefach rozrostu dna oceanicznego, a ulega zniszczeniu w strefach subdukcji. Wskutek ruchów górotwórczych (orogeneza) może być wbudowywana w strefy fałdowe skorupy kontynentalnej.

W skorupie ziemskiej wyróżnia się również strefy przejściowe między skorupą kontynentalną i oceaniczną, mające charakter ścienionej skorupy kontynentalnej, zwanej skorupą suboceaniczną; występują na granicy między kontynentami i oceanami (m.in. na obrzeżach Oceanu Atlantyckiego). Powstawanie skorupy kontynentalnej wiąże się na ogół ze skomplikowanymi procesami w strefach subdukcji.

Skały skorupy kontynentalnej są na ogół wyraźnie starsze od skał skorupy oceanicznej. Wiek najstarszych skał skorupy kontynentalnej sięga 3,2 mld lat, najstarsze zaś fragmenty dna oceanicznego uformowały się około 200 mln lat temu.

8. CHARAKTERYSTYKA STREFY AKRECJI

Dużych rozmiarów strefa na powierzchni Ziemi, wzdłuż której tworzy się nowa litosfera oceaniczna. Zgodnie z teorią płyt litosfery strefami akreacji są współcześnie aktywne ryfty, w szczególności te, które przebiegają wzdłuż grzbietów oceanicznych. Strefa akrecji stanowi przeciwieństwo strefy subdukcji. Strefa akrecji stanowią osie grzbietów śródoceaniznych (doliny ryftowe) Są to granice aktywne, odpowiadające wstępującym gałęziom prądów konwekcyjnych. Tu odbywa się tworzenie litosfery oceanicznej, która migruje następnie w obie strony od osi grzbietu. Aktywność sejsmiczna tych stref jest stosunkowo wysoka, a ognisko trzęsień ziemi znajduje się na nie wielkich głębokościach. Dla granic tego typu charakterystyczna jest aktywność wulkaniczna.

8. CHARAKTERYSTYKA STREFY SUBDUKCJI

Subdukcja to zjawisko podsuwania się płyty litosfery pod drugą płytę. Płyty litosfery ulegając subdukcji ( skorupie ziemskiej typu oceanicznego) pochłaniana jest przez materię płaszcza Ziemi. Spowodowane jest to występowaniem w płaszczu Ziemi zstępujących prądów konwekcyjnych. Subdukcja to jedno z podstawowych pojęć teorii tektoniki płyt. Obecnie najlepiej wykształcone strefy subdukcji występują wzdłuż zachodnich wybrzeży Oceanu Spokojnego. Na strefę subdukcji składają się: rów oceaniczny, łuk wysp i morze marginalne (basen załukowy), czyli zbiornik wodny rozciągający się między łukiem wysp a stałym kontynentem. Charakteryzuje się silną sejsmicznością i wulkanizmem, co wiąże się z istnieniem strefy Benioffa. Stanowi przeciwieństwo strefy akrecji.

29. SFERYCZNA BUDOWA ZIEMI I JEJ SKŁAD CHEMICZNY

Ziemia składa się z geosfer. Do głębokości 2900 km ziemia jest w stanie stałym. Poniżej litosfery i podścielającej bezpośrednio astenosfery. Wnętrze ziemie składa się z dwóch części: stałej mezosfery i ciekłego a może gazowego jądra czyli barysfery. Litosfera to wierzchnia część ziemi. Skały stanowią też wierzchnia część kuli ziemskiej zachowują się do niewielkiej głębokości jak ciała kruche. Astenosfera wyższa część górnego płaszcza ziemi. Skały tu znajdują się w stanie stopienia o podwyższonej plastyczności. Mezosfera - znajduje się poniżej astenosfery. Materiały występują w postaci skał cięższych niż te które występuj na powierzchni ziemi- spąg płaszcza. Barysfera składa się z stopionego Fe z domieszką Ni i jeszcze cięższych metali. Skorupy ziemskiej od płaszcza ziemi oddziela powierzchnią nieciągłości MOHO, a płaszcz ziemi od jądra powierzchnią nieciągłości WIEHERTA - G. Granica między litosferą i astenosferą wyraźnie zaznacza się przez spadek prędkości fal sejsmicznych wywołany większą plastycznością skład budujących astenosfer, nie wyróżniono jednak w tym wypadku nieciągłości. Pozostałe strefy rozdzielają nieciągłości, do których należy: nieciągłość Golicyna (między astenosfer i mezosfer) oraz nieciągłość Gutenberga (między mezosferą i barysferą).

9. CIOS I KLIWAŻ

Spękania ciosowe to układ regularnych spękań skały, możliwy do zaobserwowania w każdym kamieniołomie lub odkrywce. Zazwyczaj spotyka się ciosy złożone z dwóch zespołów spękań. Pod pojęciem zespołu spękań rozumie się spękania ułożone równolegle, w niemal jednakowych odległościach od siebie. Najczęściej spotykane ciosy składają się z dwóch zespołów spękań, których poszczególne pęknięcia przecinają się z pęknięciami drugiego zespołu pod kątem zbliżonym do 90°. Skutkiem tego skała dzieli się na charakterystyczne, prostopadłościenne bloki. Skały niemal zawsze pocięte są regularnie ułożonymi spękaniami, jak to można zaobserwować w każdym kamieniołomie lub naturalnej odkrywce. Takie regularne spękania noszą nazwę spękań złożony z dwóch zespołów. Spękania obu zespołów przecinają się wzajemnie pod kątem zbliżonym do 90stopni.Cios jest albo ukryty , tzn. że bloki przylegają do siebie tak szczelnie, że dzielące je pęknięcie jest zaledwie widoczne, albo otwarty, gdy zaznacza się odstęp między jednym a drugim blokiem. Powierzchnia spękania ciosowego jest zwykle ziarnista i odpowiada ziarnistości skały. Powierzchnia spękania może być wszakże równa i gładka, gdy przecina ziarna skały, albo też jest szorstka, gdy ziarna na niej wystają lub gdy na niej znajdują się różne nierówności w postaci stopni, schodów.




Kliważ- gęste, równoległe spękania w skałach, powstałe pod wpływem nacisków związanych z ruchami tektonicznymi; powoduje złupkowacenie skał. Jest rodzajem deformacji nieciągłych. Polega on na tym, że skała dzieli się na cienkie płyty ułożone skośnie względem jej warstwowania lub uławicenia. Charakter kliważu może być dwojaki; albo dzielenie się na cienkie płyty polega na obecności płaszczyzn spękań gęsto i równolegle do siebie a na ogół skośnie względem warstwowania biegnących; jest kliważ spękaniowy albo też dzielenie się skały na płyty jest spowodowane tym, że minerały o pokroju blaszkowym, jak minerały iłowe, miki, chloryt itd. są ułożone w skale nie równolegle, a skośnie do warstwowania, natomiast równoległe względem siebie; ten rodzaj nazywa się kliważem ciągłym.Niemal zawsze płaszczyzny kliważu są ułożone równolegle do płaszczyzny osiowej fałdu.

32. USKOK ELEMENTARNY

Skały deformowane mogą zostać rozerwane, popękane itd., jedynym słowem poddane deformacjom nieciągłym. Jeśli wzdłuż pęknięcia nastąpi przesunięcie warstw, mówimy o uskoku. Płaszczyzna uskoku może przebiegać pionowo albo być pochylona. Może ona przecinać warstwy leżące poziomo lub ustawione ukośnie, tworząc z nimi różne kąty. Uskoki mogą przecinać fałdy, biegnąc równolegle lub poprzecznie do ich osi. Uskok może być 'zwarty' kiedy ściany uskoku po obu stronach pęknięcia ściśle do siebie przylegają, albo "otwarty"(ziejący), gdy ściany po obu stronach nie przylegają szczelnie do siebie. Wzdłuż uskoku warstwy po jednej stronie zostały obniżone; strona ta jest skrzydłem zrzuconym; z drugiej strony warstwy zostały na miejscu, jest to zatem skrzydło wiszące. Uskoki mogą być pionowe, normalne lub odwrócone. Kąt alfa utworzony między płaszczyzną poziomą a płaszczyzną uskoku jest kątem zapadu uskoku. Uskok, obniżając swe skrzydło, powoduje że warstwy w skrzydle zrzuconym są obniżone o pewną liczbę metrów w stosunku do skrzydła wiszącego. Obniżenie to mierzone na linii pionowej jest zrzutem lub skokiem uskoku, mierzone zaś na płaszczyźnie uskoku jest ślizgiem. Uskok, przecinając jakąś warstwę może przesunąć część warstwy a dół albo w bok lub jednocześnie w dół i w bok jest zrzutowy, przesuwaczy, zrzutowo-przesuwczy.

Uskoki powodują duże zmiany w rozmieszczeniu warstw po obu stronach uskoku, toteż łatwo wykrywamy ich obecność za pomocą zdjęcia geologicznego. Niejednokrotnie uskoki są związane z fleksurami tj. mniej więcej pionowo zgiętymi warstwami, co świadczy o tym, że warstwy pod ciśnieniem mogły deformować się w sposób ciągły, ale skoro wytrzymałość materiału została przekroczona, fleksura przekształciła się w uskok. Uskoki często występują gromadnie tworząc systemy uskoków, biegnących mniej lub więcej równolegle do siebie. Bloki obcięte uskokami w ten sposób, że z dwóch stron są ograniczone zapadliskami, noszą nazwę horstów, czyli zrębów. struktura tektoniczna powstała w wyniku rozerwania mas skalnych i przemieszczenia ich wzdłuż powstałej powierzchni zniszczenia (zw. powierzchnią uskoku). Masy skalne przemieszczone wzdłuż powierzchni uskoku w dół są zwane skrzydłem zrzuconym, przemieszczone w górę - skrzydłem wiszącym. W zależności od nachylenia powierzchni ` uskokowej i kierunku przemieszczenia wyróżnia się:

• uskok progowy - powierzchnia uskoku jest pionowa,

• uskok normalny - powierzchnia uskoku jest nachylona ku skrzydłu zrzuconemu;

• uskok odwrócony - powierzchnia uskoku jest nachylona w kierunku skrzydła wiszącego.

Przemieszczenie wzdłuż powierzchni uskokowej może zachodzić nie tylko w płaszczyźnie pionowej, lecz również w płaszczyźnie poziomej (uskok przesuwaczy) lub może być kombinacją tych ruchów, np. uskok zrzutowo-przesuwczy (dominuje składowa pionowa ruchu), uskok przesuwczo-zrzutowy (dominuje składowa pozioma ruchu). Wielkość przemieszczenia może się zmieniać wzdłuż biegu powierzchni uskokowej (uskok nożycowy, zawiasowy). Uskoki o powierzchniach nachylonych pod bardzo małym kątem, w których masy skalne są przemieszczone na znaczną odległość, nazywane są nasunięciami. Uskokom mogą towarzyszyć inne struktury tektoniczne (przyuskokowe podgięcia warstw, fałdy, fleksury). Z uskokami jest związane powstawanie zrębów i rowów tektonicznych.




19. KLASYFIKACJA FAŁDÓW

Fałdy mogą być symetryczne, gdy płaszczyzna osiowa dzieli siodło lub łęk na symetryczne części i wtedy po obu stronach płaszczyzny osiowej układ warstw będzie podobny. Jeśli istnieją znaczniejsze różnice upadu po obu stronach płaszczyzny osiowej, mówimy o siodłach lub łękach asymetrycznych. Jeśli upady warstw po obu stronach płaszczyzny osiowej są skierowane w przeciwne strony, fałd jest stojący. Jeśli w jednym skrzydle warstwy zapadają ku osi siodła, to takie siodło jest obalone. Jeszcze bardziej zmodyfikowanym fałdem jest fałd zanurzony, którego przegub siodłowy, tworząc fałszywy łęk, zanurza się wygięty w dół. Gdy obok siebie występuje kilka fałdów w tym samym kierunku i w tym samym stopniu obalonych, mówi się o fałdach izoklinalnych. Niekiedy skrzydła siodła po obu stronach zapadają ku wnętrzu siodła; taki fałd określa się jako wachlarzowy. Fałd kuferkowy ma strome skrzydła płaskie przeguby siodeł i łęków.

20. KLASYFIKACJA USKOKÓW

Uskoki normalne powstawać mogą wskutek siły działającej pionowo. Taką siłą jest siła ciężkości, dlatego uskoki normalne są uskokami grawitacyjnymi. Natomiast uskoki odwrócone powstają przy nacisku poziomym, a więc są uskokami kompresyjnymi; płaszczyzny tych uskoków są zazwyczaj wygładzone i pokryte lustrami tektonicznymi. Przy powstawaniu uskoków normalnych mogą wytworzyć się, wtórne uskoki i rowy ograniczone nie głęboko sięgającymi płaszczyznami. W rzuconej masie pod wpływem siły ciężkości powstać mogą płaszczyzny ze ścinania, strącające masy skalne w kierunku przeciwnym do nachylenia głównego uskoku. Tego rodzaju powierzchniowe uskoki grawitacyjne nazwał H. Cloos uskokami antytetycznymi.Uskok jest zawiasowy, jeśli jedno skrzydło wykonało ruch obrotowy albo nożycowy, jeśli oba skrzydła wykonały ruch obrotowy, ale każde w przeciwnym kierunku.

31.STRUKTURY ZAŁOMOWO USKOKOWE

Jest to grupa uskokowa gdzie mamy do czynienia z co najmniej dwoma uskokami.
Należy tu zrąb tektoniczny (horst) , rów tektoniczny (graben) i struktura schodkowa. Zrąb tektoniczny - struktura złożona z trzech skrzydeł , uskoków, zewnętrzne skrzydła są zrzucone a wewnętrzne skrzydło jest wiszące. Rów tektoniczny- jedno skrzydło zrzucone dwa wiszące. Struktura schodkowa- trzy skrzydła które względem siebie są zrzucone lub wiszące.

25.POWSTAWANIE PŁASZCZOWIN

Gdy leżący fałd jest wielkich rozmiarów, mówimy o płaszczowinie czyi połogim przemieszczeniu mas skalnych. Płaszczowina taka powstała z przefałdowania tzn. że punktem wyjścia jej rozwoju był fałd, który został przewrócony, a następnie obalony i zmieniony w fałd leżący, przy czym jego jądro i skrzydło górne , czyli grzbietowe odbyło dalszą drogę i swym ciężarem wytarło lub rozerwało zupełnie lub częściowo swoje skrzydło dolne, czyli brzuszne.

Nie wszystkie płaszczowiny powstały z przefałdowania. Istnieją płaszczowiny, które nie mają ani śladu skrzydła brzusznego, a ich masy leżą na warstwach młodszych, co znaczy, że musiały zostać na nie nasunięte. Płaszczowiny takie powstają przez odkucie mas skalnych od podłoża przy czym zostaje wyzyskana najczęściej jakaś powierzchnia rozgraniczająca dwa zespoły skał o różnej sztywności, np. płaszczyzna między skałami osadowymi i niżej leżącymi skałami krystalicznymi. Odkute pod ciśnieniem masy mogą być przesuwane na wiele kilometrów i zostać nasunięte na jakieś warstwy młodsze. Takie płaszczowiny są płaszczowinami z odkucia .

Trzeci rodzaj płaszczowin wiąże się z wytworzeniem się w masach skalnych płaszczowiny przecięcia biegnącej pochyło w poprzek warstw. Wzdłuż takiej płaszczowiny masy starsze mogą się również nasunąć na masy młodsze. Powstanie płaszczyzny przecięcia wiąże się z ciśnieniem, pod wpływem którego może powstać w masach skalnych nacisk ścinający, który wyładowuje się na płaszczyźnie utworzonej pod kątem w stosunku do kierunku nacisku głównego. Jeśli to nasunięcie jest duże i wynosi kilkanaście km, mówimy o płaszczowinie ze ścinania.

Wyróżniamy także płaszczowiny powstałe w wyniku ześlizgu grawitacyjnego np. z jakiegoś wzniesienia dochodzi do ześlizgania mas skalnych które następnie ulegają nieraz przemieszczeniu na znaczne odległości.

2. AKUMULACJA EOLICZNA

Deflacja powoduje uniesienie drobnych ziaren z powierzchni poddanej jej działaniu. Piasek pędzony wiatrem blisko powierzchni lub wleczony po niej zatrzymuje się na takich przeszkodach, jak głazy, krzaki, pagórki itd. Wtedy piasek gromadzi się tworząc wyniosłość, czyli wydmę o łagodnym zboczu, zwróconym w stronę wiatru i zboczu stromym, zwróconym w przeciwnym kierunku. Unoszenie piasku i przenoszenie go na inne miejsce jest następstwem deflacji, ta zaś działa w obszarach, gdzie roślinności brak albo jest bardzo skąpa. Dlatego wydmy tworzą się na obszarach pustynnych, w dolinach rzek płynących w dość suchym klimacie.

Wydmy układają się równolegle albo prostopadle do kierunku wiatru. W pierwszym przypadku są to wydmy podłużne, w drugim poprzeczne. Często wydmy mają kształt sierpowaty, wygięty łukiem otwartym w tym kierunku, w którym wieje wiatr, o stromy zboczu podwietrznym i łagodnym nawietrznym. Wydmy te zwane barchanami są szczególnie charakterystyczne dla Turkistanu, ale występują też w pustyniach centralnej Azji, Sahary. Podobny kształt mają wydmy paraboliczne tworzące łuki otwarte od strony nawietrznej, będące więc niejako odwróconymi barchanami ale jak wszystkie wydmy mają zbocze nawietrzne łagodniejsze od podwietrznego. Wydmy paraboliczne powstają głównie na przeszkodach roślinnych, natomiast barchany tworzą się na obszarach piaszczystych które zatrzymują lotny piasek albo też na płaskich nie piaszczystych powierzchniach.

12. EROZJA ELOLICZNA

Wiatr zależnie od prędkości może unosić cząstki mineralne w powietrze. Prędkość wiatru zwiększa się z wysokością.
Prędkość wiatru jest większa nad morzami, gdyż tarcie między powietrzem a wodą jest znacznie mniejsze niż pomiędzy powietrzem a lądem. Również nad bezleśnymi równiami prędkość wiatru jest większa. Wywiewanie cząstek mineralnych nosi nazwę deflacji. Wiatr naładowany cząstkami mineralnymi uderzając o skały nawet najtwardsze, drąży je, rysuje lub ściera. Zjawisko to nazywamy korazją" ;?>.

Deflacja działa na produktach luźnych np. produktach wietrzenia , piaskach i żwirach napływów rzecznych, piaskach nadmorskich morenach lodowcowych itd. jeżeli nie są dostatecznie ochraniane przez szatę roślinną. Głównym terenem jej działalności są tereny pustynne oraz piaszczyste wybrzeża mórz . Deflacja w obszarach poddanych silnemu wietrzeniu mechanicznemu wywiewa drobniejszy materiał, a grubszy gruz pozostaje tworząc bruk deflacyjny, w ten sposób w strefach pustynnych powstaje kamienista pustynia , zwana hamad a.
Korozyjna działalność wiatru widoczna jest na luźnych okruchach, które mają ścięte i wypolerowane powierzchnie, pokryte dziurkami i rowkami. Zwykle dwie powierzchnie są ścięte i wypolerowane, trzecia na której fragment leżał jest zaokrąglona. Otoczaki w ten sposób wypolerowane nazywamy graniakami albo wielograńcami .

POCHODZENIE LESSU

Typowym utworem akumulacyjnym pyłów atmosferycznych jest less - żółtawy utwór, przypominający pozornie glinę, złożony drobniutkich ziaren kwarcu (60-70%) węglanu wapnia (10-25%) i minerałów iłowych (10-20%). Czasem zawiera domieszkę skalenia, hornblendy i miki. Jest on zwarty, nie warstwowany, natomiast pionowo dzielący się, porowaty. Zgniatany rozsypuje się na pył.

15. EROZJA RZECZNA

Woda , tak jak wszystkie ciecze, może płynąć albo ruchem laminarnym, albo turbulentnym.
Przy ruchu laminarnym woda porusza się warstewkami ( laminami ) do siebie równoległymi, które się ze sobą nie krzyżują ani nie mieszają.
Przy ruchu turbulentnym tworzą się wiry i cząstki wody przesuwają się w różnych kierunkach.
Wody deszczowe działają selektywnie, wymywając tylko najdrobniejszy materiał, strugi deszczowe mogą erodować nawet tak twarde skały jak granity, tworzą w nich podłużne rynny. Inną formą erozji deszczowej są piramidy ziemne , są to wysokie, stożkowe słupy ziemne zbudowane z gliny lub tufu; na ich szczycie znajdują się większe głazy.

Na stokach lessowych lub gliniastych wody deszczowe mogą żłobić rynny, niszcząc pola orne. Ten proces zmywania prowadzi do osadzania na niższej części; zmywy takie nazywamy deluwiami. Ruch wody w rzece jest wywołany siłą ciężkości, praca geologiczna rzeki polega na erodowaniu, transportowaniu i osadzaniu (akumulacji) materiałów. Erodowanie jest niszczącą pracą rzeki, akumulacją - twórczą. Niszczące działanie rzeki polega przede wszystkim na jej zdolności niesienia materiałów, czyli zależy od siły transportowej rzeki. Niesiony materiał jest narzędziem erozji rzeki. Fragmenty zderzają się ze sobą i kruszą, wleczone razem ścierają się, wciskane pod naporem wody w szczeliny podważają, wyłupują lub odgrywają nowe fragmenty. Woda wciskana w szczeliny również podważa skały; do tego dołącza się jeszcze jej rozpuszczające działanie. Woda nie niosąca materiału eroduje tylko bardzo miękkie utwory.

Wyróżniamy następujące rodzaje erozji rzecznej:

• erozja wsteczna - najlepiej widoczna przy wodospadach, polega na podmywaniu progów, zatorów a tym samym ich cofanie (wygładzanie ich profitu),

• erozja denna - polega na szlifowaniu dna rzeki przez transportowany materiał okruchowy. Czynniki erozyjne-abrazja, kawitacja, eworsja.

• eworsja - pogłębianie odcinków dna rzeki spowodowane ruchem wirowym wody niosącej materiał, który to szlifuje ów dno.

• abrazja - pogłębianie dna wskutek uderzania i ścierania dna przez materiał okruchowy (efektem jest wygładzanie i szlifowanie dna).

• kawitacja - niszczące działanie ciśnień wywołane próżnią powstającą w wodzie,

• erozja boczna -jeżeli rzeka osiągnie pewien stan (zbliży się do krzywej równowagi) pojawi się tendencja do meandrowania i niszczenia brzegów rzeki, które polega na odrywaniu fragmentów brzegu rzeki.

Uwarstwienie utworów wydmowych nie jest poziome ,ale przekątne, gdyż ziarna piasku, staczając się po stronie podwietrznej, układają się według naturalnego kąta zsypu. Na powierzchni wydm występują często riplemarki w postaci mniej lub więcej regularnych zmarszczek ułożonych prostopadle do kierunku wiatru, a utworzonych przez uderzenia wiatru o powierzchnię wody, główną rolę w ich tworzeniu się odgrywa saltacja.

Typowym utworem akumulacyjnym pyłów atmosferycznych jest żółtawy utwór - less, przypominający pozornie glinę a złożony z drobniutkich ziaren kwarcu 60-70% węglanu wapnia 10-25% i minerałów iłowych czasem zawiera domieszkę skalenia, hornblendy i miki. Jest on zwarty nie warstwowany, natomiast pionowo dzielący się porowaty. Zgniatany rozsypuje się na pył.

1.TRANSPORT I AKUMULACJA RZECZNA

Depozycjach grubszych materiałów niesionych przez rzekę zachodzi wtedy, gdy prędkość rzeki jest za mała, aby dalej unosić materiał transportowany; dotyczy to materiałów transportowanych w stanie zawieszonym lub wleczonym. Utwory składane przez rzekę na dnie koryta lub na jego brzegach nazywa się napływami czyli aluwiami.

Materiał osadzony w aluwiach pochodzi z mechanicznego rozdrabniania skał przez płynącą wodę, jest więc materiałem klastycznym. W korycie rzecznym gromadzi się zwykle bardziej gruboziarnisty materiał, tworząc mielizny korytowe. Są to podwodne podłużne nasypy, wielometrowej długości, ułożone dłuższą osią równolegle do kierunku płynięcia. Po opadnięciu poziomu wody mogą stanowić wyspy aluwialne.
W rzekach meandrujących tworzą się mielizny i wały odsypowe, na wewnętrznych stronach meandrów, gdzie prąd jest wolniejszy. Mielizny tworzą się nawet w czasie normalnego stanu wody, wały w czasie powodzi. W czasie wysokiego stanu wody rzeka niesie różnorodny materiał, ale gdy jej wydolność zmniejszy się, transprtuje tylko drobniejszy materiał, a grubszy zostawia. W ten sposób powstaje bruk rzeczny złożony z większych okruchów. Na równi zalewowej rzeki niosące dużo materiału usypują tuż przy krawędzi koryta wały nadsypowe. Poza korytem lub poza wałami nasypowymi, jeśli są rozwinięte tworzą się napływy równi zalewowej. Ponieważ rzeka w dolnym biegu z reguły meandruje, utwory równi zalewowej będą nieraz erodowane, a w wycięciach erozyjnych składane osady bardziej gruboziarniste. Wśród osadów równi zalewowych występują też zwykle iły z obfitym materiałem roślinnym lub torfy powstające przez zarastanie i wypełnienie starorzeczy. Jeśli do głównej rzeki wpada boczna o większym spadku, to u ujścia bocznej rzeki następuje nagłe załamanie się prędkości rzeki bocznej, wskutek czego zrzuca ona w tym miejscu niesiony materiał. Materiał ten tworzy rodzaj wachlarzowo rozpostartego stożka, sterczącego ponad poziomem rzeki głównej, która zależnie od położenia prądu głównego może rozmywać stożek. Gdy rzeka uchodzi do jakiegoś zbiornika wodnego, jeziora lub morza, niesione i wleczone przez nią materiały zastają złożone, gdyż wskutek braku ruchu wody siła transportowa rzeki spada do zera. Dzięki temu u ujścia tworzy się stożkowe nagromadzenie materiałów o zarysie trójkątnym. Część tego stożka wystaje nad powierzchnię wody, ale większa jego część znajduje się pod wodą. Delty rosną bardzo wolno, szczególnie delty morskie, ponieważ falowanie i prądy usuwają naniesiony materiał i znoszą do morza.

13.EROZJA LODOWCOWA

Wokół pola firnowego działa zamarzanie wody w szczelinach wskutek czego wietrzenie mechaniczne jest silne i na śnieg pola firnowego sypią się bloki i kamienie. Bloki te przysypane śniegiem dostają się w głąb pola i wraz z lodem są wynoszone z pola firnowego. Również na jęzor lodowca sypią się bloki ze ścian otaczających. Lodowiec, posuwający się dnem doliny, odrywa z podłoża bloki i okruchy, które następnie wlecze po dnie. W przypadku "biernego" płynięcia ścinającego lodowiec łatwiej wyciąga i wchłania odłamy skalne w siebie, natomiast w przypadku "czynnego" płynięcia lodowiec tylko posuwa luźne okruchy na jego podłożu.

Wyrywanie okruchów z podłoża lodowca, czyli detrakcja jest szczególnie skuteczne, jeśli skała w podłożu jest spękana lub cienko uwarstwiona. Ścieranie skał dna i brzegów doliny oraz okruchów wleczonych jest abrazją lodowcową zależy ona od przycisku, przypuszcza się że natężenie całkowitej erozji zwiększa się proporcjonalnie do kwadratu lub sześcianu jego grubości. Wyrywanie i ścieranie skał przez lodowiec prowadzi do usuwania materiału skalnego i żłobienia terenu. To żłobienie nazywamy egzaracją lodowcową.

Jednym z najprostszych objawów erozyjnej działalności lodowców są rysy lodowcowe innym objawem erozji lodowcowej są barańce , zwane też mutonami. Są to kopulaste wyniosłości podłoża wygładzone i porysowane przez lodowiec. Dno i ściany doliny zajętej przez lodowiec są do pewnej wysokości wygładzone, zaokrąglone, pokryte rysami i wygładami lodowcowymi. Są to doliny zlodowacone, czyli żłoby. Profil podłużny doliny lodowcowej nie okazuje on spadku w jednym tylko kierunku, ale podnosi się w niektórych miejscach, zwłaszcza na twardych lub mało spękanych skałach, tworząc rygle. Częstym zjawiskiem w zlodowaconych dolinach jest istnienie dolin wiszących.
W obszarze firnowym występują nieckowate formy erozyjne, zwane karami albo cyrkami lodowcowymi. Są to zagłębienia w kształcie nisz, otoczonych od strony grzbietu stromymi ścianami a od właściwej doliny lodowcowej oddzielone zaokrąglonym progiem.

3.AKUMULACJA LODOWCÓW GÓRSKICH

Jeśli lodowiec ulegnie stopieniu to gruz zostanie ułożony wzdłuż brzegów zlodowaconej doliny i utworzy się z niego morena boczna. Gdy dwa strumienie lodowca złączą się ze sobą , złączą się też ich brzeżne pasy gruzu. Po ustąpieniu lodowca gruz ten utworzy rodzaj wału, biegnącego środkiem doliny jest to morena środkowa. Nagromadzenie gliny zawierającej bloki i głazy w spodzie lodowca tworzy morenę denną .
U czoła lodowca w miarę topnienia lodu gromadzi się materiał wleczony w spodzie lodowca oraz materiał transportowany na jego powierzchni tworząc wał wzdłuż czoła tworząc morenę czołową zwaną też końcową.
Po ustąpieniu lodowca wody mogły rozmyć morenę, wymyć z niej drobniejszy materiał; mówimy wtedy że morena jest przemyta.
Jeśli wskutek rozmycia moreny pozostanie po niej nagromadzenie większych głazów pozostaje bruk morenowy w skrajnych przypadkach mogą w niej zostać tylko większe pojedyncze głazy zwane eratykami. Częste są też struktury fałdowe i łuskowe zbudowane na przemian z materiałów podłoża i moreny są to struktury glacitektoniczne. Materiał wleczony ulega kruszeniu a przede wszystkim ścieraniu.

26.POWSTAWANIE I KLASYFIKACJA LODOWCÓW

Powyżej granicy wiecznego śniegu mogą tworzyć się lodowce zależne od ilości opadu śnieżnego, zachmurzenia, kierunku i siły wiatrów oraz warunków topograficznych, umożliwiających gromadzenie się dużych mas śnieżnych. Tworzeniu się lodowców sprzyja wilgotny, chłodny klimat szczególnie klimat o chłodnym lecie oraz teren o łagodnym urzeźbieniu. Wiatry nieraz nawiewają śnieg na tworzące się lodowce, ale często zwiewają go z wyższych miejsc w niższe lub z lądu do morza (Nowa Ziemia, Antarktyda), przeszkadzając w ten sposób tworzeniu się lub rozrastaniu lodowców.
Pokrywa śnieżna, która zalega powyżej linii wiecznego śniegu, staje się z czasem coraz grubsza. Pod wpływem własnego ciśnienia i temperatury dochodzi do przekształcenia śniegu w lód lodowcowy. Kolejne stadia tego procesu przedstawiają się następująco:

• śnieg - ciężar objętościowy ok. 85 kG/m3; zawiera ok. 90% powietrza;

• firn - jest to nagromadzenie luźnych, drobnych ziaren lodu wielkości ok. 1mm. Zawiera on jeszcze ok. 50% powietrza i ma ciężar obietościowy ok 300 - 400 kG/m3;

• lód firnowy - ziarna lodowe są większe i spojone drobnoziarenistym cementem lodowym; zawiera ok 20 - 30% powietrza, a jego ciężar objętościowy wynosi ok. 600 kG/m3;

• lód lodowcowy - jest to twór gruboziarenisty, złożony z ziaren o rozmiarach 10 - 50 mm; jest pozbawiony cementu lodowego, który przekształcił się w ziarna. Jest bardzo twardy i zbity, zawiera maksymalnie 20% powietrza, a jego ciężar objętościowy wynosi ok. 800 kG/m3.


Lodowce powstają powyżej linii wiecznego śniegu i wolno zsuwają się z obszarów swojego powstawania w dół. Poniżej linii wiecznego śniegu stopniowo zanikają na skutek topnienia ( ablacji). Lodowce są jednym z głównych czynników przeobrażania powierzchni Ziemi. Lodowce dzielimy na lodowce górskie i kontynentalne (lądolód).
Granica wiecznego śniegu to inaczej, linia wiecznego śniegu, wysokość, powyżej której utrzymuje się stała pokrywa śnieżna i mogą tworzyć się lodowce. W krajach polarnych granica wiecznego śniegu przebiega na wysokości od ok. 200 do 1000 m n.p.m., na Grenlandii i na Antarktydzie schodzi do poziomu morza.W strefach umiarkowanych (50-60 szerokości geograficznej północnej i południowej) wynosi od 800 do 3200 m n.p.m., a w strefie zwrotnikowej od 5000 do 6000 m n.p.m. Na równiku wskutek większych opadów granica wiecznego śniegu obniża się do 4500-5000 m n.p.m. Lodowiec górski, rodzaj lodowca o ograniczonym zasięgu i długości, powstający w obszarach górskich. Lodowiec górski składa się z pola firnowego, znajdującego się powyżej granicy wiecznego śniegu, gdzie zachodzi gromadzenie się śniegu i przeobrażanie go w lód, oraz ze spływającego w dół i stopniowo topniejącego jęzora lodowcowego, zakończonego czołem lodowca.
Wyróżniamy kilka typów lodowców górskich:

1. lodowiec dolinny, z polem firnowym w obrębie dna doliny i pojedynczym jęzorem poniżej.

2. lodowiec alpejski, z szeregiem pól firnowych, z których spływają jęzory łączące się w jeden w głównej dolinie.

3. lodowiec karowy, z samym polem firnowym, w którym tyleż lodu się gromadzi, co topnieje, w efekcie nie występuje jęzor lodowcowy.

4. lodowiec wiszący, położony w obrębie stromego stoku (lodospad).

5. lodowiec tukierestański, z samym jęzorem lodowcowym (bez pola firnowego), zasilanym bezpośrednio z opadów śniegu i lawin zsuwających się ze zboczy.

6. lodowiec fieldowy albo norweski, z polem firnowym zajmującym spłaszczony szczyt góry lub wysoko położony płaskowyż i kilkoma jęzorami lodowcowymi spływającymi w różnych kierunkach. Większe lodowce fieldowe nazywane są czaszami lodowymi.

7. lodowiec spitsbergeński, z siecią połączonych ze sobą lodowców górskich, spomiędzy których wystają wyższe wzniesienia jako nunataki.

8. lodowiec piedmontowy, inaczej podgórski, powstający z połączenia w jedną pokrywę lodową kilku jęzorów, spływających z gór na ich przedpole.

W efekcie działalności lodowców górskich powstają liczne formy powierzchni ziemi. Dzielimy je na formy erozyjne (np. rysy, wygłady, misy lodowcowe), formy akumulacyjne (np. wały morenowe, stożki wód lodowcowych) oraz formy przeobrażone (kotły lodowcowe, żłoby lodowcowe, doliny wiszące).
Lodowiec szelfowy, część lądolodu lub lodowca piedmontowego (lodowiec górski), którego spąg (podstawa) znajduje się p.p.m. Część brzeżna lodowca szelfowego unosi się swobodnie na powierzchni morza i odrywają się od niej góry lodowe. Lodowiec wiszący, część lodowca górskiego.

26.RUCH LODOWCA

W lodowcu ciśnienie wynika z ciężaru lodowca, lód płynie z miejsc większego ciśnienia ku obszarom mniejszego ciśnienia. Ruch lodowca pod wpływem siły ciężkości i wynikających z niej ciśnień może odbywać się w różny sposób; ześlizgiwanie się podłoża ,płynięcie plastyczne - przesuwaniu się poszczególnych cząstek lodu względem siebie.
Plastyczne płynięcie lodu może odbywać się w dwojaki sposób translacyjny lub granularny. Regelacja - dwa kawałki lodu przytknięte do siebie zrastają się ponieważ ciśnienie obniża punkt zamarzania w każdym miejscu wzrostu ciśnienia część lodu zmieni się w wodę która przy zmniejszeniu się ciśnienia zamarza z powrotem. Ciśnienie u podstawy lodowca zmienia się ustawicznie, gdyż przesuwający się lodowiec ma zmienną grubość. W najniższej części lodowca lód rozpada się pod ciśnieniem na drobne okruchy przesuwające się względem siebie, częściowo to topiące się to zamarzające i zrastające się ze sobą. Ześlizgiwanie się wzdłuż płaszczyzn ścinania, w wielu lodowcach zaobserwowano istnienie wielu płaszczyzn,

mniej lub więcej równoległych do podstawy lodowca, występujących w odstępach od kilkudziesięciu cm do 2 m , wzdłuż których odbywa się chwilowy lub ciągły ruch lodu. Są to płaszczyzny wytworzone przez nacisk z rozkładu siły ciężkości działającej na lodowiec. Lodowce zasadniczo płyną w dół, ale w grubym lodowcu ciężar jego wytwarza warunki ciśnienia hydrostatycznego, dzięki czemu lodowiec może też posuwać się w górę i pokonywać nierówności terenu.

14.EROZJA MORSKA

Dwa główne czynnik wywołują erozję morską, mianowicie ruch wody morskiej spowodowany przez wiatr, czyli falowanie, oraz ruch wywołany przyciąganiem Księżyca i Słońca, czyli przypływ i odpływ morza. Mniejsze znaczenie erozyjne mają inne ruchy wody morskiej, jak prądy oceaniczne wywołane wiatrami stałymi; prądy konwekcyjne lub prądy gęstości.
Erozja morska atakuje przede wszystkim brzeg morza i dno w pobliżu brzegu; oprócz tego ruchy wody morskiej wywołują w pewnych warunkach erozję dna morskiego w miejscach bardziej odległych od brzegu; jest to erozja podmorska, woda wciśnięta przez przypływ w ujście rzeki wraca z powrotem do morza , prędkość jej jest jeszcze większa, gdyż sumuje się z prędkością rzeki i wtedy wyerodowany materiał jest znoszony do morza. Z erozją fal i przypływów współdziałają też prądy denne i litoralne.
Prąd denny jest słaby, ale usuwa ze strefy przy brzegu drobniejszy materiał wystawiając grubszy na działanie hydrauliczne i abrazję.
Większe znaczenie mają prądy litoralne ,gdyż są stosunkowo szybkie i usuwają gromadzące się luźne produkty erozji morskiej , czyli rumowisko , ułatwiając w ten sposób erozję fal i prądów skierowanych prostopadle do brzegu. Na rozwój erozji na brzegu morza wpływa też jego stromość. Gdy stok brzegu jest stromy, woda przy brzegu jest głębsza i fale nie ulęgają osłabieniu. Erodując silnie brzeg, wytwarzają dużo rumowiska , które przenoszą w głębszą wodę. Gdy brzeg jest płaski i zanurza się pod wodę stopniowo, woda przy brzegu jest płytka , fale biegną ku brzegowi osłabione; erodując w strefie kipieli, przenoszą materiał ku brzegowi ale nie mają siły unieść wszystkiego z powrotem w morze.
Rozwój erozji morskiej w dużym stopniu jest uzależniony od rodzaju skał, z których jest zbudowany brzeg. Brzegi zbudowane z piasku, iłu żwiru itp. Są łatwo rozmywane przez fale ale jednocześnie powstaje duża ilość wyerodowanego materiału, którego prądy przybrzeżne nie są w stanie uprzątnąć, akcja erozyjna na brzegu morskim jest selektywna tzn. łatwiej kruszone , rozmywane czy ścierane są bardziej miękkie skały, jak również utwory cienko uławicone lub silniej pocięte spękaniami. Dlatego linia brzegowa wybrzeża zbudowanego ze skał o różnej twardości, o różnym rodzaju uławicenia lub o różnym stopniu spękania jest nieregularna. Na takim brzegu tworzą się też wydrążenia w postaci jam i tuneli, słupy, iglice, naroża. Brzeg morski atakowany erozją cofa się zależnie od siły erozyjnej kipieli i odporności skał z których jest zbudowany.
Często wybrzeże jest silnie erodowane i czasie zimy, ale w ciągu lata procesy akumulacyjne nadbudowują je z powrotem. Woda morska w pewnym stopniu rozpuszcza skały, szczególnie gdy wybrzeże zbudowane jest ze skał wapiennych lub piaskowców o spoiwie wapiennym. W strefie bryzgu woda morska wyżera w skałach wapiennych drobne jamki i zagłębienia, między którymi sterczą nadżarte garby. Działanie przyboju podcina brzeg morski, podcinanie powoduje obrywanie i osuwanie się brzegu. Prowadzi to do wytworzenia ściętej powierzchni, niemal poziomej lub słabo w kierunku morza pochylonej czyli platformy abrazyjnej. Wynikiem jej jest utworzenie erozyjnej terasy morskiej, tj. ściętej powierzchni abrazyjnej przysypanej luźnym materiałem oraz utworzenie stromej ściany zwanej klifem lub falezą. U

stóp klifu gromadzi się grubszy materiał, którego fale nie są już w stanie spłukać w morze, i tworzy wał brzegowy.

Podsumowywując:

Niszczenie brzegów i dna morskiego przejawia się na wskutek działalności:

• hydraulicznej i mechanicznej - erozja morska.

• organicznej - bioerozja.

• chemicznej - korozja morska.

Niszcząca działalność fal morskich:

• uderzenie fal o brzeg powoduje wymywanie piasku i osadów,

• uderzająca fal spręża powietrze w pustkach i następuje rozsadzenie skały.

• oddziaływanie na brzeg mat. Niesionych przez wodę morską (żwir, piasek, gruzy w czasie sztormu),

Platforma abrazyjna - jest wyrównana powierzchnia czasami ciągnąca się wzdłuż głębokiego morza pod niewielkim nachyleniem powstałym na wskutek erozji.
Platforma akumulacyjna -powstaje w wyniku wynoszenia materiału erozyjnego i sedymentacji tego materiału. Tworzy się na dnie morskim, Erozja chemiczna - to rozpuszczanie skał (woda wchodzi w różne szczeliny tam dochodzi do krystalizacji materiałów, które mają dużą siłę rozsadzającą).
Bioerozja to inaczej oddziaływanie różnych organizmów które penetrują powierzchnie skał (skałotocza).
Intensywność erozji morskiej zależy od:

• od konfiguracji wybrzeża (wystające fragmenty są szybciej erodowane.

• konfiguracji dna (przy płytkie sole słabiej oddziaływują )

• rodzaj falowania (krótkie, sztorm),

• budowa geologiczna brzegu i dna.

• rodzaju spękania skał i stromości brzegu,

Erozja dna morskiego:

• usuwanie materiału okruchowego znajdującego się powyżej powierzchni falowania

• usuwanie materiału przez różnego rodzaju prądy głębinowe

• żłobienie dna przez podmorskie ruchy masowe.

7.BUDOWA WNĘTRZA ZIEMI NA PODSTAWIE OBSERWACJI SEJSMICZNYCH

Badania sejsmologów stały się ważnym źródłem wiadomości o wnętrzu Ziemi. Gdyby Ziemia była jednorodnym i jednakowo elastycznym ciałem, drgania sejsmiczne przebiegały po liniach prostych. Skoro drgania sejsmiczne wchodzą w ośrodek o różnej gęstości i sprężystości, amplituda i kierunek ich biegu ulegają zmianie. Toteż drgania sejsmiczne, które z hipocentrum wchodzą w głąb Ziemi ulegają zakrzywieniu i biegną nie po prostych, ale po łukach. Z hodografu wynika, że prędkość fal P i S zwiększa się z odległością od epicentrum w przeciwieństwie do prędkości fal L, która jest stała. Pochodzi to stąd że fale P i S rejestrowane w większej odległości są falami, które głębiej weszły we wnętrze Ziemi; zwiększenie ich prędkości wskazuje, że własności fizyczne zmieniają się z głębokością. Ta zmiana może być wywołana bądź wpływem ciśnienia i temperatury bądź zmianą materiału skalnego, przez który fale przechodzą, albo też oboma czynnikami. Fale sejsmiczne natrafiając na granice między dwoma ośrodkami o różnych własnościach fizycznych, czyli na powierzchnie nieciągłości, ulegają różnym modyfikacjom. Na podstawie badań sejsmologów można oszacować sztywność i sprężystość we wnętrzu Ziemi oraz wykazać istnienie powierzchni nieciągłości, na których własności fizyczne mas zmieniają się w sposób skokowy. Geofizyk jugosłowiański A. Mohorovicić 1910 stwierdził, że na głębokości około 50-60km zaznacza się powierzchnia nieciągłości, na powierzchni której prędkość fal podłużnych i poprzecznych wzrasta skokowo dość znacznie. B. Gutenberg, który wykazał, że jej głębokość jest różna mianowicie większa pod kontynentami, mniejsza pod oceanami. V. Conrad 1925 wyróżnił jeszcze jedną powierzchnię nieciągłości, leżącą między powierzchnią Ziemi a nieciągłością Mohorovicica. Powierzchnia nieciągłości stwierdzona przez Conrada leży w Europie na głębokości około 15-25km. W oparciu o stwierdzone powierzchnie nieciągłości można powiedzieć że skorupa ziemska składa się z trzech warstw, spoczywających na podłożu scharakteryzowanym dużymi prędkościami fal. W oparciu o bardzo liczne już dziś obserwacje nad prędkością fal wzbudzanych przez trzęsienie ziemi, jak też i sztuczne eksplozje uzyskano dość szczegółowy obraz budowy skorupy ziemskiej. Pierwszą z warstw jest warstwa osadowa, poniżej której można określić drugą warstwę w której, prędkość fal sejsmicznych jest charakterystyczna dla granitu, nazwano tą strefę warstwą granitową. Ponieważ w bazalcie fale sprężyste biegną ze zbliżoną prędkością, jaką stwierdza się dolnej strefie, nazwano ją warstwą bazaltową. Grubość warstwy "granitowej" w kontynentach jest zmienna; na ogół jest większa pod górami i wyżynami, a mniejsza pod nizinami, wahając się w granicach 10-30km. Dlatego przyjmuje się, że warstwa "bazaltowa" jest od podłoża oddzielona wyraźną powierzchnią nieciągłości. Jest to powierzchnia Mohorovicica. Przypuszcza się, że skałą która występuje poniżej powierzchni Mohorovicica jest perydotyt - warstwa perydotytowa. Wierzchnia powłoka kuli ziemskiej składa się z dwóch stref o różnej gęstości i składzie i nazwał zewnętrzną strefę, złożoną ze skał bogatych w krzemionkę i glinkę, sial dolną zaś bogatszą w związki magnezu ale jeszcze zawierającą dużo krzemionki, sima. Sial jest złożony ze skał składających się głównie z glinokrzemianów, sima zaś ze skał złożonych z minerałów zawierających magnez(piroksen, oliwin). W myśl nowszych poglądów powłoka "granitowa" i "bazaltowa" stanowią sial, ich podłoże perydotytowe odpowiada simie. Sialmę (Si+Al.+Mg) odpowiadającą strefie bazaltowej i sifemę (Si+Fe+Mg)

16.FALE SEJSMICZNE

Zaburzenie równowagi w ciele sprężystym, np. przez uderzenie, eksplozję itd. wywoła dwa rodzaje fal sprężystych zależne od powyższych dwóch własności ciał sprężystych. Jeden rodzaj, fale dylatacyjne polega na zmianach objętości ośrodka, w którym biegnie fala, tzn. na kurczeniu się i rozszerzaniu. W tym wypadku cząstki drgają w przód i w tył wzdłuż drogi fali, dlatego te fale nazywa się podłużnymi. Drugi rodzaj fal to fale torsyjne, gdyż przy ich przechodzeniu kształt cząstek ulega zmianom. Cząstki drgają prostopadle do drogi fali, toteż określa się te fale jako poprzeczne.

Prędkość fal sejsmicznych zależy od własności sprężystych ośrodka, w którym się rozchodzą, oraz od jego gęstości. Widać zatem, że prędkość fal sejsmicznych jest proporcjonalna do oporu, jaki ciało stawia zmianom objętości i kształtu, a odwrotnie proporcjonalna do gęstości ciała. Drgania podłużne i poprzeczne biegną z różną prędkością, podłużne są blisko dwa razy szybsze od poprzecznych.

Gdy fale sejsmiczne dotrą do powierzchni ziemi, wzbudzają trzeci rodzaj drgań zwanych falami powierzchniowymi; składają się one z dwóch rodzajów drgań. Jedne, zwane falami Rayleigha są falami typu grawitacyjnego. Drugi rodzaj drgań, czyli fale Love´a polega na drganiach, poziomych a prostopadłych do kierunku rozchodzenia się fali. Długość fali powierzchniowej dochodzi do 100km.

6.BUDOWA STOŻKA NAPŁYWOWEGO I DELTY

Delta, forma akumulacji rzecznej powstała w miejscu ujścia rzeki do wód zatoki morskiej lub jeziora. Rzeka łącząc się ze spokojnymi wodami zbiornika stanowiącego jej ujście, traci swą moc transportową i osadza cały, niesiony prądem, materiał skalny. W obszarze delty rzeka dzieli się zwykle na szereg odnóg, często zmienia bieg. Pomiędzy ramionami delty tworzą się zwykle płytkie jeziora lub bagna. Delta narasta najszybciej wzdłuż ramion, przybierając nieregularny, rozgałęziony kształt tzw. delty palczastej (np. Pasłęka). W przypadku, gdy w zbiorniku końcowym istnieją silne prądy przybrzeżne niszczące występy delty, tworzy się tzw. delta wyrównana (np. Pad).

Stożek, wypukła forma powierzchni Ziemi, o zróżnicowanym nachyleniu i wachlarzowatym kształcie oraz o różnej genezie. Wyróżnia się między innymi: stożek napływowy (aluwialny) - powstaje w efekcie nagromadzenia luźnego materiału niesionego przez wody płynące. W Polsce stożki napływowe występują w górach i na równinach podgórskich.

11. Elementy budowy wulkanów
17. Fałd elementarny.
22. Metody określania czasu względnego i radiometrycznego
23. Osady limnoglacjalne i fluwioglacjalne.
24. Parametry zalegania powierzchni geologicznych.




---