M A R I A N K S I Ą Ż K I E W I C Z
Profesor Uniwersytetu Jagiellońskiego
GEOLOGIA DYNAMICZNA
W y d a n i e d r u g i e r o z s z e r z o n e
WARSZAWA 1959
WYDAWNICTWA GEOLOGICZNE
Redaktor naukowy
mgr inż. Adam Jackiewicz
Okładkę i obwolutę projektował
Teodor Klonowski
Książka została zatwierdzona przez Ministerstwo
Szkolnictwa Wyższego pismem z dnia 28 lipca 1958 r.
nr DSU-IV-5a-6/58 jako podręcznik do użytku szkół
wyższych.
Redaktor techniczny
Jerzy Twierdziańshi
Korektor
Zofia Ciastoń
W Y D A W N I C T W A G E O L O G I C Z N E — W A R S Z A W A 1959
Wydanie II. Nakład 3.500 + 160 cgz. Format B5. Ark. uiyd. 55, ark. druk. 4 1 .
Papier ilustracyjny III kl. 80 g, BI. Oddano do składania 30. kwietnia 1958 r.
Podpisano do druku 13. maja 1959 r. Druk ukończono UJ czerwcu 1959 r. Cena 85 zł
K r a k o w s k i e Z a k ł a d y G r a f i c z n e Nr 4, ul. J. S a r e g o 7
Zam. 343,58 — C-7
WSTĘP
Procesy geologiczne. G e o l o g i a d y n a m i c z n a jest nauką o bu
dowie skorupy ziemskiej, o siłach na nią oddziałujących i o procesach
zachodzących w niej oraz na jej powierzchni pod wpływem tych sił.
Geologia dynamiczna jest wstępem do geologii historycznej, która zaj
muje się przeszłością Ziemi i życia organicznego. Między obydwiema
gałęziami geologii istnieje ścisły związek, gdyż geologia dynamiczna
posługuje się częstokroć rezultatami procesów dawnych okresów geo
logicznych, a geologia historyczna zajmuje się przeobrażeniami, jakim
ulegała skorupa Ziemi i jej powierzchnia w przeszłości.
Geologia dynamiczna i historyczna są częścią nauk geologicznych,
do których należy mineralogia, petrologia, paleontologia, geofizyka lito
sfery i geomorfologia. Geologia dynamiczna w dużej mierze syntety
zuje zakresy tych nauk, mając na celu wyjaśnienie powstania minera
łów, skał i rzeźby na tle przebiegu procesów geologicznych.
P r o c e s e m g e o l o g i c z n y m nazywamy zespół zjawisk, dzięki
którym skorupa Ziemi lub jej powierzchnia ulegają przeobrażeniom.
Na skorupę Ziemi oddziaływa: wpływ atmosfery, a więc powietrza, wil
goci, deszczów, wiatru, insolacji, zmian temperatury; hydrosfery, a więc
wpływ wód płynących po .powierzchni lub krążących w skałach, mórz,
lodowców itd.; następnie wpływ życia organicznego. Są to wszystko
czynniki geologiczne, które działając razem albo osobno wywołują prze
obrażenia powierzchni Ziemi. Wszystkie wymienione czynniki działają
na skorupę Ziemi z zewnątrz, można je więc nazwać czynnikami geolo
gicznymi zewnętrznymi.
Procesy geologiczne wywołane przez czynniki zewnętrzne są albo
niszczące, albo twórcze. Pod wpływem pierwszych, skały stanowiące
powierzchnię skorupy ziemskiej ulegają przeobrażeniom chemicznym
i fizycznym, zostają rozkruszone i rozdrobnione, w następstwie usunięte
z jednych obszarów powierzchni i przeniesione w inne. Do takich pro
cesów niszczących należy w i e t r z e n i e , e r o z j a i powierzchniowe
r u c h y m a s o w e . Łączny, wielki proces geologiczny, złożony z po
wyższych procesów degradujących, jest określany jako d e n u d a c j a .
Dzięki niemu wyniosłe części skorupy ziemskiej, a więc góry i wyżyny,
są stopniowo rozcinane, zdzierane i obniżane.
W parze z procesami denudacyjnymi postępują procesy odwrotne,
twórcze, które ogólnie można nazwać procesami agradującymi. Pro
dukty procesów denudacyjnych są transportowane z wyższych miejsc
na niższe i tam składane. To gromadzenie się produktów denudacyj-
3
nych odbywa się albo na lądzie (w kotlinach lub na nizinach), lub
w obszernych basenach wodnych, jeziorach lub morzach, przy czym
twórczo, nieraz na wielką skalę, współdziała w tym procesie życie orga
niczne. Zazwyczaj te procesy nazywamy s e d y m e n t a c j ą i mówimy
o sedymentacji lądowej lub morskiej. Sedymentację możemy przeciw
stawić denudacji.
Denudacja i sedymentacja składają się łącznie na wielki proces geo
logiczny, który można nazwać z r ó w n y w a n i e m albo g r a d a c j ą .
Polega on, jak to można wywnioskować z tego, co wyżej zostało powie
dziane, na obniżaniu wyniosłych części skorupy ziemskiej przez pro
cesy denudacyjne i zapełnianiu obniżonych części powierzchni przez
procesy sedymentacyjne. W ten sposób wszystkie procesy zewnętrzne
dążą do zrównania powierzchni Ziemi.
Przeciw tej tendencji działają procesy wywołane przez czynniki
znajdujące się w skorupie ziemskiej lub w ogóle we wnętrzu Ziemi.
Głównym takim procesem jest d i a s t r o f i z m . Jest to proces,
dzięki któremu skorupa ziemska ulega przemieszczeniu albo ruchom
podnoszącym lub obniżającym. Dowodami na istnienie takich ruchów
są nie tylko współczesne obserwacje nad zmianami brzegowych linii
mórz, ale przede wszystkim obecność na znacznych wysokościach po
nad poziomem morza skał, utworzonych niegdyś w morzu. Z diastrofiz-
mem łączy się w u l k a n i z m i p l u t o n i z m . Wreszcie m e t ą m o r -
f i z m jest trzecim procesem wewnętrznym, który ściśle wiąże się bądź
z diastrofizmem, bądź ze zjawiskami plutonicznymi.
Wszystkie procesy geologiczne zewnętrzne i wewnętrzne wywołują
przemieszczanie materii w obrębie skorupy ziemskiej i tym samym krą
żenie pierwiastków.
Kształt Ziemi. Pomiary triangulacyjne wskazują, że glob ziemski jest
w przybliżeniu kulą spłaszczoną w obszarach przybiegunowych. Prze
krój kuli ziemskiej przez równik jest więc kołem, natomiast przekrój
przez bieguny jest elipsą. Taką bryłę geometryczną, jaką jest kula ziem
ska, otrzymujemy przez obrót elipsy dokoła jej osi mniejszej, odpowia
dającej osi obrotu Ziemi; nazywamy więc ją e l i p s o i d ą o b r o
t o w ą .
Hyc. 1. Stosunek powierzchna ziemi p do powierzchni elipsoidy obrotowej (sferoidy) s
i powierzchni geoidy g (według H. Wagnera)
Kształt Ziemi odczytujemy też z pomiarów siły ciężkości. Jeśli prze
dłużymy powierzchnię oceanów w kontynenty, otrzymamy powierzch
nię prostopadłą w każdym punkcie do pionu (ryc. 1). Powierzchnia taka
nie pokrywa się z powierzchnią elipsoidy, chociaż jest do niej bardzo
4
Również według niektórych nowszych danych przekrój równikowy
nie jest kolisty, ale zbliżony do elipsy, zatem kształt Ziemi zbliża się
do elipsoidy trójosiowej (sferoidy trójosiowej).
Kształt. jaki ma Ziemia, przyjmują ciała ciekłe, gdy są poddane ru
chowi obrotowemu; kształt Ziemi jest zatem figurą równowagi, która
zapewne utworzyła się wtedy, gdy Ziemia była w stanie ciekłym.
Kształt Ziemi nie jest niezmienny, gdyż przyciąganie Księżyca
i Słońca wywołuje podnoszenie się i opadanie powierzchni o oko
ło 1/3 m.
Nie jest wykluczone, a nawet bardzo prawdopodobne, że Ziemia
w przeszłości miała większe rozmiary, ale wskutek utraty ciepła i kur
czenia się stawała się coraz mniejsza. Według niektórych obliczeń
(L. K o b e r 1942) promień Ziemi skrócił się w ciągu jej historii o około
1000 km.
Ruch obrotowy Ziemi. Od czasów K o p e r n i k a wiemy, że glob
ziemski obraca się dookoła swej osi z zachodu na wschód. Okres tego
obrotu wynosi w przybliżeniu 24 godziny (23 h 56 min). Gdyby Ziemia
była kulą, jej oś zachowywałaby stały kierunek. Wskutek jednak zgru
bienia na równiku przyciąganie Słońca stara się ustawić Ziemię osią
prostopadle do płaszczyzny ekliptyki. Dzięki temu oś Ziemi zatacza po
wierzchnię stożka w ciągu 25 800 lat. Jest to tzw. ruch precesyjny.
Oprócz ruchu precesyjnego bieguny przemieszczają się nieznacznie
w ciągu bardzo krótkich okresów (kilkuset dni). Prawdopodobnie prze
mieszczania mas powietrza wywołują te ruchy biegunów.
Ruch wirowy Ziemi powoduje istnienie na powierzchni siły skiero
wanej poziomo. Jest to tzw. s i ł a C o r i o l i s a . Siła ta jest niewielka;
np. na szerokości geograficznej Krakowa dla prędkości 1 m/sek wynosi
zaledwie 0,01 dyny, ale wpływa na kierunek prądów morskich, a zwłasz
cza powietrznych, gdyż te mają większą prędkość, a siła Coriolisa jest
większa dla większych prędkości. Według niektórych przypuszczeń ma
5
zbliżona; na jej kształt wpływa przyciąganie mas wody przez masy kon
tynentalne. Bryłę określoną tą powierzchnią nazwano g e o i d ą . W ob
szarach kontynentalnych powierzchnia geoidy wznosi się nieznacznie
ponad powierzchnię elipsoidy (około 100 m w Himalajach a 39,5 m
w Górach Skalistych).
Wymiary Ziemi określone są długościami promienia równikowego
i biegunowego. Według H a y f o r d a (1909) wynoszą one:
promień równikowy a = 6 378,39 km
promień biegunowy b= 6 356,91 km.
W nowszych czasach, w Związku Radzieckim F. K r a s o w s k i
(1940) stwierdził, że promień równikowy jest nieco mniejszy niż dotąd
przyjmowano:
a = 6 378,24 km
6 = 6 356,86 km
ona też wpływ na ruchy skorupy ziemskiej. Siła Coriolisa na półkuli
północnej odchyla prądy poziome w prawo, na półkuli południowej
w lewo.
Obrót Ziemi dokoła osi nie odbywał się prawdopodobnie z tą samą
prędkością, co obecnie. Tarcie przypływów morskich o lądy, zwłaszcza
w obszarach płytkich mórz, powoduje zwolnienie obrotu. Należy więc
sądzić, że prędkość obrotu była w przeszłości większa. Według niektó
rych obliczeń czynnik ten powoduje wydłużenie doby o około 1 min
na 100 tysięcy lat. Zmiany prędkości obrotu muszą wpływać na kształt
Ziemi; zwolnienie prędkości obrotu powinno powodować skracanie osi
równikowej a wydłużanie osi obrotu, a więc w rezultacie zmniejszanie
spłaszczenia biegunowego. Wielkość spłaszczenia jest zależna od pręd
kości obrotu, jak o tym świadczą następujące dane:
Być może, że zmiany prędkości obrotu, wpływając na kształt globu
ziemskiego, mogą wywoływać w nim naprężenia i powodować pewne
deformacje jego skorupy.
Również zmiany położenia osi obrotu Ziemi prowadzić powinny do
powstawania naprężeń w skorupie ziemskiej. Obecnie obserwowane
zmiany położenia biegunów są nieznaczne i znaczenie ich jako czynnika
geologicznego jest zapewne znikome, ale niektórzy badacze skłonni są
przypuszczać, że w przeszłości położenie osi obrotu ulegało dużym zmia
nom; jeśli takie zjawisko istotnie zachodziło, to należy przypisać mu do
niosłą rolę geologiczną.
Na odwrót, niektóre procesy geologiczne mogą wywoływać zmiany
położenia osi obrotu; wszelkie przemieszczenia mas, jak wypiętrzanie
się kontynentów, zasypywanie osadami zagłębień, tworzenie się gór,
wielkie nagromadzenie materiałów wulkanicznych itd. mogą tu być
brane pod uwagę, ale nie wydaje się, by zmiany położenia osi obrotu,
a tym samym deformacje nimi wywołane, mogły być znaczne.
Stosunek Ziemi do Słońca, Glob ziemski znajduje się w średniej od
ległości 149 675 000 km od Słońca; krąży on wokół Słońca z zachodu na
wschód po drodze, która jest elipsą; Słońce znajduje się w jednym
z ognisk tej elipsy. Oś obrotu Ziemi jest nachylona względem płasz
czyzny, w której leży jej droga, czyli orbita. Kąt między płaszczyzną
równikową Ziemi a ekliptyką (płaszczyzną, w której leży orbita Ziemi)
wynosi obecnie
23'/2°
i waha się w granicach od 22°6' do 24°50' w ciągu
40 400 lat. Ziemia, krążąc po swej orbicie, w ciągu jednego roku raz
znajduje się w punkcie najbliższym Słońcu, czyli w p e r i h e l i u m ,
a raz w punkcie najbardziej oddalonym, czyli w a p h e l i u m . W peri
helium ruch Ziemi wokół Słońca jest szybszy, w aphelium wolniejszy.
Ziemia przechodzi p u n k t p r z y s ł o n e c z n y (perihelium) w zimie
na półkuli północnej, a przez p u n k t o d s ł o n e c z n y (aphelium)
w lecie. Wynika z tego, że zima na półkuli północnej jest krótsza niż
na półkuli południowej.
Jowisz:
Saturn:
Ziemia
Mars:
obrót 9 h 55 min,
spłaszczenie 1:15
10 h 14 min,
23 h 56 min,
24 h 37 min,
1:10
1:288
1:230
6
Położenie Słońca względem drogi Ziemi nie jest stałe, ale ulega wa
haniom. Stosunek odległości Słońca od środka elipsy do połowy wiel
kiej osi elipsy, czyli mimośród, waha się w granicach od 0 do 0,077
w ciągu 91 800 lat. Na tym polegają zmiany ekscentryczności orbity
ziemskiej. Gdy ekscentryczność zbliża się do 0, różnica między peri
helium a aphelium jest znikoma; gdy ekscentryczność osiąga swą naj
większą wartość, różnica wynosi przeszło 21 milionów km. Oczywiście
w okresach, gdy odległość od Słońca jest większa, Ziemia otrzymuje
od niego znacznie mniej ciepła.
Zmiany nachylenia względem ekliptyki oraz ekscentryczności wpły
wają oczywiście na ilość ciepła otrzymywanego przez całą Ziemię łub
przez jej części, a więc wpływają na klimat i dlatego są czynnikiem
geologicznym. Do tego dołącza się także wpływ ruchu precesyjnego
biegunów; wskutek tego ruchu oś ziemska jest nachylona ku Słońcu
w pewnych okresach w perihelium, w innych w aphelium. Dzięki temu
półkula północna, która ma obecnie zimy w perihelium, po upływie po
łowy okresu precesyjnego będzie miała zimy w aphelium, a półkula po
łudniowa, obecnie mająca lato w perihelium, będzie miała je w aphelium.
Jest możliwe, że sumowanie się wpływów pochodzących z wahań
ekscentryczności, ruchu precesyjnego i nachylenia osi Względem eklip
tyki miało doniosłe znaczenie dla zmian klimatycznych na Ziemi i wy
wołanych nimi zjawisk geologicznych.
Słońce jest głównym źródłem światła i ciepła, które otrzymuje po
wierzchnia Ziemi. Przemiany jądrowe zachodzące we wnętrzu Słońca,
prawdopodobnie przede wszystkim powstawanie helu z atomów wodoru,
są źródłem energii termicznej, którą Słońce wypromieniowuje w prze
strzeń międzyplanetarną. Temperatura Słońca na powierzchni wynosi
około 6 000°C, a we wnętrzu zapewne kilka milionów stopni. Jest moż
liwe, że ilość energii słonecznej ulega pewnym wahaniom, chociaż nie
wydaje się, by w ciągu czasu geologicznego zachodziły bardzo wielkie
zmiany w promieniowaniu Słońca.
Słońce ma masę 332 000 razy większą od masy Ziemi i mimo ogrom
nej odległości wywiera przyciąganie zarówno na hydrosferę, jak też,
chociaż w znacznie mniejszym stopniu, na skorupę Ziemi. Znacznie
większy wpływ grawitacyjny na Ziemię wywiera Księżyc, który wpraw
dzie jest mniejszy od Ziemi i ma przeszło 80 razy mniejszą masę, ale jest
położony znacznie bliżej (średnio w odległości 384 400 km).
Powstanie Ziemi. Zagadnienie powstania Ziemi nie jest zagadnieniem
geologicznym, ale należy do zakresu astronomii i kosmogonii. Jednak
ważne jest dla geologii zdać sobie sprawę ze stanu, w jakim Ziemia była
przed utworzeniem się na niej stałej powłoki.
Glob ziemski jest jedną z dziewięciu planet krążących dookoła
Słońca i tworzących wraz z nim układ planetarny. Układ ten okazuje
takie prawidłowości, że nie mógł powstać w sposób przypadkowy.
Z małymi wyjątkami planety obracają się w tym samym kierunku do
okoła Słońca, a kierunek ich osiowych obrotów jest wspólny z obrotem
Słońca. Orbity planet leżą mniej więcej w tej samej płaszczyźnie, a od
chylenie ich płaszczyzn równikowych od płaszczyzny orbit jest nie
wielkie. Ekscentryczności prawie kolistych dróg planet wokół Słońca
są u wszystkich planet stosunkowo nieznaczne. Planety wewnętrzne są
7
małe i albo pozbawione księżyców, albo mają je w niewielkiej liczbie.
Największe planety (Jowisz, Saturn) znajdują się mniej więcej pośrodku,
najbardziej zewnętrzne planety są znowu małe. Planety środkowe mają
dużą ilość księżyców. Planety wewnętrzne mają wysoką gęstość i wolny
obrót; planety dalsze mają niskie gęstości a szybkie obroty; 99% masy
układu planetarnego należy do Słońca.
Hipotezy omawiające powstanie układu planetarnego powinny
uwzględniać wszystkie prawidłowości tego układu, ale zaznaczyć na
leży, że żadna z dotąd postawionych hipotez nie czyni zadość takim
wymaganiom.
Według P. L a p l a c e ' a (1796) Słońce tworzyło jądro gazowej mgła
wicy, która wskutek ruchu wirowego rozpadała się na pierścienie od
rzucane na zewnątrz i kondensujące się w planety i księżyce. Jest jednak
wątpliwe, czy obrót Słońca (27 dni) jest wystarczająco szybki, by siła
odśrodkowa mogła odrzucać pierścienie. Ponadto z odrzuconej materii
powstawać powinny nie planety, ale mnóstwo drobnych ciał typu aste-
roidów. Hipoteza Laplace'a nie wyjaśnia również, dlaczego na planety
stanowiące około 1 % masy układu przypada 98 % całkowitego momentu
obrotowego, a na Słońce (98% masy układu) tylko 2%. .
H i p o t e z a p l a n e t e s i m a l n a P. C h a m b e r l i n a i F. M o u 1-
t o n a (1910) przyjmuje, że przejście jakiejś gwiazdy w pobliżu Słońca
spowodowało w nim olbrzymie wybuchy materii słonecznej. Ma
teria wyrzucona w ten sposób ze Słońca kondensowała się w drobne
ciała ciekłe, tzw. planetesimy, które prędko krzepły. Przez zderzanie
się planetesim, a następnie przez przyciąganie mniejszych przez więk
sze, powstawały planety. Przechodząca gwiazda nadała zarówno Słońcu,
jak też planetesimom ruch obrotowy jednokierunkowy.
W hipotezie tej największe wątpliwości budzi przypuszczenie, że
zderzanie się planetesim mogło doprowadzić do utworzenia planet; na
leży raczej przypuścić, że przy kolizji planetesim zachodziło rozpylanie
w drobny pył i gaz.
Według J. J e a n s a (1916) przechodząca w pobliżu Słońca gwiazda
wyrwała z niego smugę materii w kształcie cygara, która rozpadła się
na części. Części te kondensowały się w planety, przy czym największe
powstały w środku smugi a ku obu końcom coraz mniejsze. Obrót i eks
centryczność orbit zostały nadane przez przechodzącą gwiazdę. Księ
życe powstawały przez wyrywanie materii z planet w momencie, gdy
po raz pierwszy zbliżyły się do Słońca w punkcie przysłonecznym (pe
rihelium) swej drogi. Jest wątpliwe, czy wyrwana ze Słońca materia
mogła kondensować się w planety; należy raczej przypuszczać, £e ule
głaby rozproszeniu a nie kondensacji.
W innej wersji tej hipotezy J e a n s przypuszcza, że układ sło
neczny powstał w rezultacie zderzenia się dwóch gwiazd; hipoteza ta
przypomina do pewnego stopnia starą teorię B u f f o n a (1750), według
której planety powstały przez zderzenie się Słońca z kometą. Podobna
jest hipoteza H. N. R u s s e l l a ; według niej Słońce miało za towarzy
sza drugą mniejszą gwiazdę obracającą się wokół niego. Przechodząca
gwiazda zderzyła się z mniejszą gwiazdą, z rozbicia której powstały
planety. Tutaj też wydaje się prawdopodobniejsze rozproszenie materii
8
w rezultacie kolizji, a hipoteza ta nie wyjaśnia uszeregowania planet
co do wielkości, co lepiej czyni hipoteza Jeansa.
Według F. H o y 1 e'a (1944) Słońce miało za towarzysza ogromną
gwiazdę, typu supernova, tzn. gwiazdę, która wyrzuca z siebie materię
o niezwykle wysokiej temperaturze i z wielką prędkością, powiększając
przy tym ogromnie swą jasność. Dzięki erupcjom supernova mogła ujść
z pola grawitacyjnego Słońca, zostawiając wyrzucony materiał, zatrzy
many przez pole grawitacyjne Słońca.
H. A l f v e n (1941) przypisuje główną rolę nie zderzeniom ani inter
wencji obcej gwiazdy, ale polu magnetycznemu Słońca. Słońce w swej
wędrówce przez przestrzeń międzygwiezdną weszło w chmurę gazową,
złożoną z neutralnych atomów. Wskutek przyciągania atomy zbliżyły
się do Słońca i w jego pobliżu zostały zjonizowane. Pole magnetyczne
Słońca wytworzyło w zjonizowanej chmurze prądy elektryczne, dopro
wadzające do skupień materii w planety w pobliżu Słońca a w planete-
simy dalej od niego; z łączenia się planetesim powstać miały zewnętrz
ne, mniej gęste planety. W hipotezie tej największe wątpliwości budzi
przyjęcie bardzo silnego pola magnetycznego Słońca.
Według C. F. W e i z s a c k e r a (1949) prasłońce otoczone było
osłoną złożoną z gazu i pyłu. Osłona ta, tak jaik Słońce, składała się
w 99% z wodoru i helu, a tylko 1% przypadał na inne pierwiastki.
W osłonie działały silne wiry, które doprowadzały do powstania sku
pień materii. Ponieważ temperatura w osłonie zmniejszała się na ze
wnątrz, w strefie zewnętrznej skupianie się materii odbywało się na
większą skalę, dlatego to zewnętrzne planety są większe. Z drugiej stro
ny elementy cięższe skupiały się bliżej Słońca, toteż w wewnętrznych
częściach uległy skupieniu metale i cięższe pierwiastki, w zewnętrznej
zaś części kondensować się będą w planety — woda, amoniak, dwutle
nek węgla i metan. Z kondensacji resztek osłony chwytanych przez pla
nety miały powstać księżyce. Teoria ta m. i. nie wyjaśnia powolnego
obrotu Słońca.
O. J. S z m i d t (1944) przypuszcza, że Słońce natrafiło na chmury
materii meteorytowej, która w polu Słońca ulegała skupieniom w więk
sze ciała, tj. planety i komety; część jej dalej krąży wokół Słońca w po
staci mniejszych ciał niebieskich i meteorów. W myśl tej hipotezy Zie
mia i inne planety nie powstawały z materii gazowej lub ciekłej, ale
z cząstek stałych. Hipoteza ta nie wyjaśnia jednak wielu cech układu
planetarnego.
Wreszcie należy wspomnieć o zupełnie odrębnej od powyższych
przypuszczeń hipotezie W. G. F i e s e n k o w a (1939), według której
Słońce w swej ewolucji może przechodzić przez zmiany stanu jego ener
gii; w czasie zmian tego stanu części wirującego Słońca mogą się oddzie
lać i tworzyć planety.
Hipotezy kosmogeniczne można więc podzielić na kilka grup. Jedna
grupa wiąże powstanie układu planetarnego z rozpadem mgławic lub
słońc, druga z interwencją innej gwiazdy lub nawet zderzeniem się
dwóch słońc, wreszcie trzecia z koncentracją materii międzygwiezdnej
gazowej lub nawet stałej. Przy przyjęciu hipotez o powstaniu Ziemi
z materii stałej należy przyjąć jej stopienie, być może pod działaniem
ciepła pochodzącego z rozpadu substancji promieniotwórczych, inaczej
nie można by było wyjaśnić zróżnicowania globu ziemskiego na strefy
0 różnej gęstości. W większości hipotez przyjmuje się, że Ziemia po
wstała jako ciało złożone z gazów i par o bardzo wysokiej temperatu
rze. Ciało to w przestrzeni międzyplanetarnej musiało tracić ciepło
i stopniowo się ochładzać. Równocześnie pierwiastki cięższe skupiały
się w środku globu, lżejsze zaś gromadziły się w jej zewnętrznej części.
W miarę ostygania pierwiastki mogły łączyć się ze sobą, a pary metali
i niektórych innych pierwiastków skraplać. Jest prawdopodobne, że po
pewnym czasie Ziemia tworzyła ciekłą kulę otoczoną gazową powłoką.
Powłoka ta, czyli p n e u m a t o s f e r a ( R i t t m a n n 1944), składała
się z gorących gazów, najpierw głównie wodoru i helu, pary wodnej,
dwutlenku węgla oraz azotu i chloru. Temperatura pneumatosfery była
wyższa od 1 000° i być może, że dzięki niej i swemu składowi pneuma
tosfera rozpuszczała w sobie także krzem i glin. Dopiero, gdy tempera
tura obniżyła się poniżej krytycznej temperatury wody (374°), większa
część pary wodnej zawartej w pneumatosferze mogła ulec skropleniu.
Jeszcze wcześniej, gdy temperatura spadła do około 500 do 1 000°, nie
które ciekłe substancje zaczęły krzepnąć.
W ten sposób wskutek spadku temperatury początkowo gazowa pla
neta przekształciła się w zakrzepły na powierzchni glob, otulony z ze
wnątrz ciekłą hydrosferą i gazową atmosferą. Po dziś dzień wnętrze
globu pozostało ciekłe albo nawet gazowe.
Atmosfera. Kula ziemska jest otoczona powłoką gazową, złożoną
głównie z azotu i tlenu. Atmosfera sięga do kilkuset kilometrów, lecz
powyżej 200 km jest niezmiernie rozrzedzona. Temperatura jej zmniej
sza się z wysokością, gdyż atmosfera ogrzewa się głównie od po
wierzchni Ziemi ogrzanej Słońcem. W dolnej części atmosfery, czyli
t r o p o s f e r z e, do wysokości około 10 km wskutek różnic tempera
tury istnieją prądy. Do tej wysokości atmosfera zawiera parę wodną,
powyżej temperatura jest tak niska, że nie może zawierać wilgoci. Atmo
sfera powyżej tej wysokości jest s t r a t o s f e r ą o prawie nierucho
mym, zimnym i rozrzedzonym powietrzu.
Stratosferą sięga do wysokości około 80 km; powyżej przechodzi
w j o n o s f e r ę , gdzie powietrze jest zjonizowane pod działaniem poza-
fioletowych promieni słonecznych. Ozon znajdujący się w stratosferze
adsorbuje znaczną część tych promieni, ochraniając przed ich działa
niem życie organiczne na Ziemi. W troposferze wskutek różnic w ogrze
waniu przez słońce powstają Różnice ciśnień i ruchy mas powietrza.
Gdyby Ziemia była w spoczynku, rozgrzane powietrze nad równikiem
wznosiłoby się w górę i płynęło ku biegunom, a zimne powietrze z oko
lic biegunowych dołem płynęłoby ku równikowi. Ponieważ powierzch
nia nagrzania w pasie równikowym jest duża, ku biegunom zaś między
zbliżającymi się do siebie południkami zmniejsza się, masy powietrza
zagęszczają się, a ponadto pod wpływem obrotu Ziemi prądy powietrza
w odległości około 30° po obu stronach równika skierowują się ku za
chodowi i wskutek tego uniemożliwiają odpływ powietrza w wyższe
szerokości geograficzne; przez to tworzą się dwa pasy wysokiego ciś
nienia. Ponadto wskutek obrotu Ziemi powietrze wznoszące się w górę
w pasie równikowym jest skierowywane siłą Coriolisa ku północnemu
wschodowi, a w szerokości geograficznej około 30° w pasie wysokiego
10
ciśnienia ochłodzone jest częściowo spychane w dół i skierowywane ku
południowemu zachodowi. W ten sposób tworzą się po obu stronach
równika prądy powietrza skierowane ku południowemu zachodowi na
półkuli północnej i północnemu zachodowi na półkuli południowej,
znane jako pasaty. Po drugiej stronie pasa wysokiego ciśnienia po
wstają wiatry zachodnie, wiejące z obrotem Ziemi ku wschodowi, względ
nie północnemu wschodowi na półkuli północnej, a południowemu
wschodowi na półkuli południowej, a ponadto od zimnych okolic polar
nych wieją wiatry ku niższym szerokościom geograficznym (ryc. 2).
Ryc. 2. Prądy atmosfery (według Ferrela)
W ten sposób powstają w atmosferze cztery zasadnicze pasy wia
trów, dzięki którym nadmiar ciepła przenosi się z obszarów równiko
wych ku obszarom biegunowym. Oczywiście im większa jest różnica
temperatur między strefą równikową a obszarami biegunowymi, tym
silniejsza jest cyrkulacja powietrza. Ciepłe powietrze zawiera więcej
pary wodnej ( 3 - 4 % ) niż powietrze chłodne (1%). Wskutek ochłodze
nia się powietrza następuje skraplanie pary wodnej i opad atmosfe
ryczny w postaci deszczu, śniegu, gradu, rosy itd. Ochłodzenie może
być spowodowane różnymi czynnikami, ale najczęściej skroplenie pary
wodnej zachodzi, gdy wiatr zmuszony jest wznosić się w górę, przezwy
ciężając zaporę górską, albo też gdy rozgrzane powietrze szybko wznosi
się w górę i wejdzie w strefę chłodną. Wilgoć do atmosfery dostaje się
głównie przez parowanie oceanów i mórz; im szybsza cyrkulacja po
wietrza, tym silniejsze parowanie, a więc tym większe opady. Ponieważ
cyrkulacja powietrza zależy przede wszystkim od różnicy temperatur
na równiku i biegunach, ilość opadów jest zależna od tej różnicy, czyli
od gradientu termicznego atmosfery.
11
W ten sposób atmosfera rozprowadza ciepło nad powierzchnią Ziemi
i przenosi wodę wyparowaną z mórz i lądów w inne obszary.
W ubiegłych epokach geologicznych nie zawsze gradient termiczny
atmosfery był tak duży, jak dziś, chociaż istniały takie okresy, kiedy był
większy. Przeważnie na globie ziemskim panowały bardziej wyrównane
warunki klimatyczne, gradient był nieduży, toteż opady były raczej
skąpe. W niektórych okresach gradient był większy od obecnego, wtedy
opady w postaci zarówno deszczu, jak i śniegu były większe. Okresy
takie w historii Ziemi zdarzały się raczej wyjątkowo.
Jeśli przypuszczamy, że Ziemia powstała z materii słonecznej, to
należy przyjąć, że pierwotna atmosferą miała inny skład niż atmosfera
dzisiejsza. Zapewne początkowo składała się głównie z wodoru i helu,
ale pierwiastki te jako bardzo lekkie w wysokiej temperaturze mogły
uciec w przestrzeń międzyplanetarną. Wtedy jako najlżejsze składniki
tworzyły praatmosferę (pneumatosferę) ziemską głównie para wodna,
dwutlenek węgla, azot i chlor, może też amoniak i metan. Wolny tlen
ze względu na duże powinowactwo do niego innych pierwiastków,
zwłaszcza krzemu i glinu, był prawdopodobnie w pierwotnej atmosferze
nieobecny.
Jeśli przyjąć w myśl hipotezy planetesimalnej lub meteorytowej, że
Ziemia powstała drogą skupiania się części stałych, to atmosfera mogła
powstać przez uwalnianie się okludowanych gazów. W meteorytach
stwierdzono wodór, dwutlenek węgla i azot. Z takich to gazów składać
się mogła pierwotna atmosfera ziemska.
Jak widać, przy założeniach obu hipotez nie znajdujemy w praatmo-
sferze tlenu, który dziś jest tak istotnym składnikiem atmosfery. Jest
prawdopodobne, że zjawił się on w atmosferze bardzo późno jako pro
dukt dysocjacji pary wodnej (w temperaturze 1500°) lub powstał rów
nież z pary wodnej pod wpływem promieniowania słonecznego. Ilość
tlenu powiększyła się znacznie, gdy na Ziemi powstały pierwsze zielone
rośliny i rozpoczęły drogą fotosyntezy uwalniać tlen z dwutlenku węgla.
Procesy wulkaniczne, biochemiczne, wietrzenie itd. wpływały nie
wątpliwie na skład atmosfery. Wybuchy wulkanów dostarczały jej dwu-
tlenku węgla, świat roślinny tlenu, procesy rozpadu radioaktywnego
pewnych ilości helu i argonu. Na odwrót atmosfera stale traciła pewne
ilości tlenu na skutek utleniania, a znaczne ilości dwutlenku węgla zo
stały stracone przez nią i uwięzione w osadach wapieni i dolomitów. Wy
daje się jednak, że już dość dawno ustalił się skład atmosfery zbliżony
do obecnego. Według niektórych przypuszczeń gęstość atmosfery
w okresie jurajskim była większa niż obecnie, co miało ułatwiać latanie
wielkim gadom.
Hydrosfera. Morza pokrywają 70,8% powierzchni Ziemi. Wypełniają
one przede wszystkim rozległe a głębokie zagłębienia oceaniczne, mniej
szy procent przypada na morza płytkie; bardzo mała część powierzchni
Ziemi przypada na jeziora i rzeki. Średnia głębokość mórz wynosi
3800 m.
Morze głównie dostarcza atmosferze wilgoci, która wraca potem
jako opad wprost do morza albo też opada na ląd i z niego w większej
części dostaje się z powrotem do morza. W ten sposób morze zasila ląd
opadami. Ponadto morze, które jest ogromnym zbiornikem wody, ma-
12
jącej duże ciepło właściwe i będącej złym przewodnikiem ciepła, po
chłania ciepło bardzo powoli, a ponieważ oddaje je również bardzo po
woli, jest przeto jakby wielkim magazynem ciepła na kuli ziemskiej.
Powierzchnia oceanów jest powierzchnią geoidy; jest ona powierzchnią
odniesienia dla pomiarów wysokości i głębokości. Powierzchnia ta może
być zdeformowana przez przyciąganie mas lądowych, ponadto nie
znaczne i przejściowe wahania tej powierzchni mogą być wywołane
przez przypływy, prądy, wiatry, nadmierne parowanie lub obfite opady.
Temperatura morza pochodzi głównie od nagrzania przez Słońce,
gdyż morze otrzymuje tylko znikomą ilość ciepła od Ziemi. Tempera
tura wód powierzchniowych wykazuje duże wahania; wynosi ona + 2 0 °
do +27°C, a nawet do przeszło + 3 0 ° w pasie tropikalnym, +2 do + 1 5 °
w strefie umiarkowanej i obniża się do —2° (temperatura zamarzania
słonej wody) w morzach polarnych. Prądy morskie mają tendencję do
wyrównywania tych temperatur, przenosząc ciepło w stronę biegunów
i w głąb, dzięki czemu powstaje wierzchnia względnie ciepła warstwa
wody morskiej czyli o c e a n i c z n a t r o p o s f e r a , poniżej której
leży głębsza, stale chłodna warstwa wód głębszych, czyli o c e a n i c z
na s t r a t o s f e r ą . W okolicach polarnych wody zimne jako cięższe
opadają w głąb i powoli przenoszą się ku okolicom równikowym, gdzie
nieco ogrzane wznoszą się ku górze; z okolic równikowych w obie strony
ku biegunom skierowane są prądy wyrównawcze wód ciepłych. Jakkol
wiek bardzo powolne, prądy te, tzw. prądy konwekcyjne, mają duże
znaczenie dla cyrkulacji głębokich wód. Ich prędkość zależy od różnicy
temperatur wód równikowych i polarnych. Jest prawdopodobna, że
w większości okresów geologicznych prądy tego rodzaju były słabsze
niż dzisiaj, gdyż gradient termiczny oceanów był przeważnie mniejszy.
Wody przypowierzchniowe mórz są wprawiane w ruch przez przycią
ganie Księżyca i Słońca oraz przez wiatry. Wiatry stale wiejące wytwa
rzają przez tarcie stałe prądy oceaniczne. W obszarach, w których wiatry
mają stały kierunek (strefy pasatów, ryc. 2), wody powierzchniowe są
wprawiane w ruch, wskutek czego powstają stałe prądy oceaniczne. Po
obu stronach równika wieją wiatry stałe z płn. płn.-wsch. i płd. płd.-wsch.,
przez co powstają prądy skierowane ku równikowi; prądy te wskutek
obrotu Ziemi ulegają skręceniu na półkuli północnej w prawo, na półkuli
południowej zaś w lewo i dlatego po obu stronach równika powstają
prądy równikowe skierowane ku zachodowi (ryc. 3).
Na Atlantyku prąd równikowy rozszczepia się o występ Brazylii na
dwa ramiona. Ramię północne wchodzi w Morze Karaibskie i Zatokę
Meksykańską, skąd kieruje się ku północnemu wschodowi jako Prąd
Zatokowy. Podobne prądy tworzą się na Oceanie Indyjskim i Spokoj
nym, gdzie powstają ciepłe prądy opływające Japonię i Australię. Prądy
oceaniczne, przenosząc ciepło w wyższe szerokości geograficzne, mają
doniosłe znaczenie klimatyczne.
Oprócz prądów wywołanych przez różnice temperatur, przyciąga
nie i wiatry powstają w morzu prądy pochodzące z różnic słoności.
Woda morska jest słona; w pewnych warunkach mogą się wytworzyć
różnice zawartości soli; woda, zawierająca więcej soli, jest cięższa
i opada w dół, wypierając wodę lżejszą. Na Morzu Śródziemnym paro
wanie jest intensywniejsze niż na Atlantyku, z tego powodu procent soli
14
w tym morzu jest większy. Cięższe słone wody Morza Śródziemnego
przepływają dnem Cieśniny Gibraltarskiej do oceanu, a wyrównawczy
prąd mniej słonej wody przelewa się bliżej powierzchni z Atlantyku
do Morza Śródziemnego.
Średnia słoność wód morskich wynosi 3,5 %; średnia ich gęstość przy
temperaturze 0°C i normalnej słoności wynosi 1,03. Wody powierzch
niowe mórz są lżejsze. Gęstość ich wynosi 1,028, wskutek ciśnienia jed
nak gęstość wzrasta z głębokością i dlatego średnia gęstość wody mor
skiej jest większa.
Związki chemiczne występujące w wodzie morskiej w pewnej mierze
zostały wyługowane ze skał i rzekami zniesione do morza. Niektóre
jednak składniki, jak chlor, brom, siarka i bor pochodzą zapewne z pier
wotnej atmosfery i dostały się do hydrosfery wraz z kondensującą się
parą wodną albo też za pomocą ekshalacji wulkanicznych i gorących
źródeł.
Ilość wody w oceanach i. morzach zapewne nie jest stała i zmieniała
się w ciągu dziejów geologicznych. Prawdopodobnie w najdawniejszych
okresach ilość wody była mniejsza, a zwiększała się przez dodawanie
wody skraplającej się z pary wodnej, wydobywającej się z głębi Ziemi
przy procesach wulkanicznych. Dodatek ten w porównaniu do objętości
wód, które skropliły się z pierwotnej atmosfery, był stosunkowo nie
znaczny.
W wodzie morskiej są dziś rozpuszczone w pewnej ilości gazy, jak
tlen, dwutlenek węgla, azot itd. W początkowych okresach rozwoju
Ziemi, kiedy atmosfera zawierała dużo dwutlenku węgla, morza zawie
rać musiały go znacznie więcej niż obecnie. Jest prawdopodobne, że do-
pieTO pojawienie się glonów zielonych pozbawiło morza wielkich ilości
dwutlenku węgla.
Litosfera. Wierzchnią część Ziemi określamy jako l i t o s f e r ę ,
czyli s k o r u p ę z i e m s k ą . Nazwa ta pochodzi z tego okresu, kiedy
wyobrażano sobie, że skalna skorupa spoczywa na ciekłym lub gazo
wym wnętrzu. Wielkość wznoszenia się powierzchni Ziemi wskutek
przypływów i inne zjawiska wskazują, że przyjęcie płynnego wnętrza
w niewielkiej głębokości pod skorupą jest niemożliwe. Z przebiegu fal
wytwarzanych przez trzęsienia ziemi wynika, że dopiero na głębokości
2900 km materia ziemska zachowuje się jak ciecz lub gaz, powyżej jest
w stanie stałym. Dziś, mówiąc o skorupie ziemskiej, nie mamy na myśli
różnic polegających na stanie materii, ale na jej zachowaniu się. Skały
stanowiące wierzchnią część kuli ziemskiej zachowują się do niewielkiej
głębokości jak ciała kruche; w pewnej głębokości, prawdopodobnie
około 60-4-70 km, zachowanie się skał zmienia się wskutek temperatury
i ciśnienia, tak że zachowują się one jak ciała półplastyczne; wytrzy
małość ich na długotrwałe ciśnienie jest znacznie mniejsza od wytrzy
małości skał bliżej powierzchni. Na podstawie tych różnic oddziela się
litosferę od podścielającej ją bardziej plastycznej strefy, nazwanej dla
swej słabości a s t e n o s f e r ą (gr. astenos — słabowity). Astenosfera
z kolei leży na materiałach znacznie mniej plastycznych.
Litosfera zbudowana jest ze skał. S k a ł ą nazywamy agregat zło
żony z minerałów, który powstał drogą naturalną. Minerałów znanych
na kuli ziemskiej jest kilka tysięcy, ale minerałów stanowiących zasad-
15
nicze składniki skał, czyli m i n e r a ł ó w s k a ł o t w ó r c z y c h , jest
zaledwie kilkanaście. Następujące minerały skałotwórcze są pospolite
w litosferze: kwarc (Si0
2
), kalcyt (CaC0
3
), dolomit [CaMg(C0
3
)
2
], mine
rały iłowe (tlenki Si, Al oraz H
2
0), skalenie (glinokrzemiany K, Na, Ca),
miki (glinokrzemiany i krzemiany K, Fe, Mg), pirokseny i amfibole
(krzemiany Fe, Mg, itd.), oliwin (krzemiany Fe i Mg). Minerałom skało-
twórczym towarzyszą minerały akcesoryczne (dodatkowe), jak granaty,
magnetyt, apatyt, piryt itd.
Również skał wyróżniamy bardzo wiele, ale tylko niektóre są pospo
lite w skorupie ziemskiej. Pomijając skały osadowe, w wierzchniej czę
ści skorupy najpospolitsze są granity i gnejsy; głębsze części skorupy
nie są wprawdzie dostępne badaniom bezpośrednim, wiercenia bowiem,
które weszły głębiej niż 3 - 4 km w skorupę są bardzo rzadkie (najgłęb
sze otwory znajdują się w Stanach Zjednoczonych i mierzą blisko
7 000 m), ale współczesna nauka rozporządza metodami, które pozwa
lają na wnioskowanie o Składzie niedostępnych części skorupy. Metody
te zostaną przedstawione w rozdziałach następnych, tu tylko powiemy,
że wulkany zarówno dziś, jak i w przeszłości wyrzucały najczęściej la
wy, składem odpowiadające bazaltom. Już z tego faktu wnioskuje się,
że głębsze części skorupy ziemskiej zbudowane są ze skał zasadowych.
Powierzchnia litosfery jest nierówna. W stosunku do poziomu odnie
sienia, jakim jest powierzchnia geoidy (powierzchnia mórz), wznosi się
do blisko 9 000 m w górach (Mt. Everest 8 842 m) i obniża się do około
10 000 m w rowach oceanicznych (Challenger Deep w rowie Marianów
10 863 m), czyli różnice wysokości wynoszą blisko 20 km. W powierzchni
tej jednak ani wysokie góry, ani głębokie rowy nie zajmują dużych ob
szarów. Największe obszary zajmują dwa poziomy: jeden górny, wznie
siony od—200 do +1 000 m i drugi dolny o głębokości od—2 500 do
— 4 700 m, jak to widać w tzw. krzywej hipsograficznej (rys. 4), przed
stawiającej, ile procent powierzchni litosfery przypada na poszczególne
Ryc. 4. Krzywa hipsograficzna
16
wysokości. Większa część powierzchni górnego poziomu leży ponad
poziomem morza, tworząc kontynenty w sensie geograficznym; część
tego poziomu leży poniżej poziomu morza do głębokości - 2 0 0 m; po
ziom górny łagodnie zanurza się pod poziom morza do tej głębokości
i dopiero od niej opada znacznie stromiej ku poziomowi dolnemu. Ob
szary wyznaczone tym poziomem nazywamy kontynentami w sensie
geologicznym (blokami kontynentalnymi), a płytkie morza zalewające
ich skraj — morzami epikontynentalnymi; część kontynentu zalana
przez morze płytkie jest s z e l f e m (ang. shelf — półka). Kontynenty sto
sunkowo stromym a wąskim s t o k i e m k o n t y n e n t a l n y m opa
dają ku dolnemu poziomowi, który tworzy dna głębokich oceanów. Na
dna oceaniczne przypada największy procent powierzchni Ziemi.
W powierzchni skorupy ziemskiej wyróżnić możemy zatem następu
jące główne elementy:
1. Dna głębokich oceanów — średnia głębokość - 3 800 m — 55%
powierzchni Ziemi.
2. Bloki kontynentalne — średnia wysokość + 8 7 5 m — 27% po
wierzchni Ziemi. W tym około 5% przypada na szelfy.
3. Stok kontynentalny — 8% powierzchni.
4. Rowy, oceaniczne — 2 % powierzchni.
5. Góry — 8% powierzchni Ziemi.
Widać z tego, że w obrazie powierzchni skorupy na pierwszy plan •
wysuwa się zróżnicowanie jej na bloki kontynentalne i dna oceaniczne.
Nie wiemy jednak, w jaki sposób powstał ten fundamentalny rys po
wierzchni skorupy ziemskiej. Według jednej grupy poglądów, które
zapoczątkował J. D. D a n a (1873), ten rys powstał we wczesnym sta
dium rozwoju litosfery i nigdy dna oceanów nie były lądami, ani też
na kontynentach nie było głębokich mórz. W myśl tych poglądów za
rysy kontynentów i oceanów ulegały w historii geologicznej tylko nie
wielkim zmianom. Jest t o t e o r i a p e r m a n e n c j i kontynentów
i oceanów. Druga grupa poglądów uważa, że oceany powstawały przez
zapadanie się bloków kontynentalnych i są zjawiskiem wtórnym, które
rozwinęło się w ciągu dziejów geologicznych. Obecne kontynenty miały
być połączone nieistniejącymi już dziś, bo głęboko pogrążanymi k o n
t y n e n t a m i p o m o s t o w y m i .
Powstanie litosfery. Najprostsze wytłumaczenie powstania skorupy
jest, że w ciekłym globie z substancji o różnych ciężarach właściwych
nastąpiło różnicowanie się zależnie od gęstości: cięższe materiały gro
madziły się we wnętrzu, bliżej zaś powierzchni skupiły się materiały lżej
sze. Gdy temperatura obniżyła się do około 1 000°C i niżej, lżejsza ciekła
powłoka zakrzepła i utworzyła skorupę tak, jak w piecu hutniczym
szlaka krzepnie na powierzchni stopu. Skorupa ta krzepła powoli, ale
pod względnie niewielkim ciśnieniem, choć nieco większym niż obecne
ciśnienie atmosfery na powierzchni Ziemi. Krzepnące masy składały się
głównie z lżejszych pierwiastków: tlenu, krzemu, glinu, metali alkalicz
nych i wapnia. Obfitość krzemu i tlenu spowodowała, że krzepnące
ognisto-ciekłe masy krystalizowały jako krzemiany i tlenki. O wyglą
dzie tych pierwszych skał skorupy ziemskiej niczego nie wiemy. Nie
zachowały się one do dzisiejszych czasów, przeobrażone przez liczne
późniejsze procesy. Przypuszczalnie były one zbliżone do niektórych
2 — Geologia dynamiczna
17
skał wulkanicznych, chociaż warunki krzepnięcia różne od warunków,
w których krzepną dziś lawy wyrzucone na powierzchnię z wulkanów
albo w których krzepną masy ogniowe w głębi Ziemi, zapewne zazna
czyły się w budowie i wyglądzie pierwszych skał na Ziemi.
Pogląd, że Ziemia krzepła od powierzchni w głąb, jest powszechnie
przyjmowany, gdyż należy przypuszczać, że przypowierzchniowe części
globu najwcześniej i najsilniej ostygały. Jednak wypowiedziano też wąt
pliwości, czy ochładzanie się i krystalizacja posuwały się od zewnątrz
globu ku wnętrzu. Zdaniem L. B. S l i c h t e r a (1941) i W. W. B i e ł o u-
s o w a (1948) krystalizacja mogła postępować z głębi ku powierzchni,
gdyż punkt krzepnięcia krzemianów podwyższa się wraz z ciśnieniem.
W głębokości kilkuset kilometrów ciśnienie może być tak duże, że wy
soka temperatura nie jest wystarczająca, aby utrzymać stop krzemia
nowy w stanie ciekłym. Jest więc możliwe, że skorupa ziemska zestalała
się od dołu ku górze, a nie od powierzchni w głąb. Przyjmuje się też
zwykle, że pierwsza zakrzepła skorupa, ponieważ tworzyła się z naj
lżejszych materiałów, była składem mineralnym zbliżona do kwaśnych
skał ogniowych, to znaczy do granitów. Jednakowoż i co do tego wypo
wiedziano z wielu stron wątpliwości. Zdaniem A. C. L a w s o n a (1932)
i innych badaczy pierwotna skorupa była bazaltowa; skorupa ta pod
dana wietrzeniu produkowała zwietrzeliny, z których bardziej zasadowe
składniki były ługowane, tak że skład zwietrzeliny stawał się bardziej
kwaśny. Produkty wietrzenia przenoszone do zagłębień i głęboko pogrą
żane w czasie ruchów górotwórczych ulegały stopieniu lub przecho
dziły przez procesy, które przeobrażały je w skały granitowe. W myśl
tych poglądów dzisiejsza powłoka granitowa, która zresztą nie jest
gruba (około 10 do 15 km), jest produktem takich procesów a nie krzep
nięcia ognisto-ciekłego stopu.
Zdaniem A. R i t t m a n n a (1939) lżejsze składniki znajdowały się
nie w ciekłym globie, ale w pneumatosferze, rozpuszczone w niej wsku
tek wysokiej temperatury. Gdy temperatura spadła poniżej 1 000°,
utworzyła się skorupa bazaltowa; następnie w miarę spadku tempera
tury lekkie krzemiany i tlenki atmosfery przechodziły w stan ciekły
i gromadziły się na powierzchni (w prahydrosferze), krystalizując na
stępnie i tworząc powłokę kwaśną typu granitowego.
Biosfera. Życie organiczne objętościowo i przestrzennie jest zniko
me w stosunku do litosfery i jej powłoki wodnej i gazowej, niemniej
jednak odgrywa w procesach geologicznych doniosłą rolę. Niektóre
procesy wietrzeniowe i sedymentacyjne przebiegają przy współudziale
organizmów. Koncentracja pierwiastka węgla i wapnia w przyrodzie
odbywa się przy pomocy świata organicznego. Ponadto ewolucja życia
organicznego pozwala na mierzenie względnego czasu geologicznego.
Skamieniałości przewodnie są ciągłe najważniejszym wskaźnikiem okre
ślającym wiek utworów geologicznych.
Życie organiczne skupia się głównie na granicy litosfery i atmosfery
oraz na granicy hydrosfery i atmosfery. Obecność tlenu, azotu i dwu
tlenku węgla, wody, niektórych składników mineralnych oraz światła
umożliwia odpowiedni jego rozkwit. Podstawowym procesem umożli
wiającym istnienie biosfery jest asymilacja dwutlenku węgla zawartego
18
w atmo- lub hydrosferze i przetwarzanie go przy pomocy światła i chlo
rofilu (fotosynteza)
6 C 0
2
+ 5 H
2
0 + energia = C
6
H
1 0
O
5
+ 6O\,
Tą drogą powstają węglowodany, które stanowią pokarm dla więk
szości świata zwierzęcego oraz uwalnia się tlen.
Życie organiczne mogło powstać na Ziemi dopiero wtedy, gdy tempe
ratura spadła poniżej 100°C. Prawdopodobnie energia słoneczna do
prowadziła do powstania złożonych związków organicznych z dwutlenku
węgla, pary wodnej lub wody, amoniaku i może siarkowodoru, które
były zawarte w pierwotnej atmosferze. W ten sposób mogły powstać
cukry i proteiny. Dalszym krokiem było powstanie komórek roślinnych
lub organizmów zbliżonych do bakterii. Bardzo prymitywne organizmy
mogły przypuszczalnie powstać w redukcyjnej atmosferze przed poja
wieniem się większych ilości tlenu, gdyż niektóre typy bakterii mogą
obyć się bez tlenu. Przypuszczalnie życie organiczne istnieje na Ziemi
od miliarda lat.
Wnętrze Ziemi. Jak później zobaczymy, litosfera jest oddzielona od
podłoża jedną lub kilkoma powierzchniami nieciągłości, toteż, mimo że
pod nią leżą masy w stanie stałym, nie przechodzi ona w nie stopniowo;
własności fizyczne na granicy skorupy i jej podłoża zmieniają się sko
kowo.
Do głębokości 2 900 km Ziemia jest w stanie stałym, poniżej materia
zachowuje się jak ciecz lub gaz. Poniżej litosfery i podścielającej ją
bezpośrednio astenosfery wnętrze Ziemi składa się zatem z dwóch czę
ści: stałej m e z o s f e r y i ciekłego a może częściowo gazowego, jądra,
czyli b a r y s f e r y . O budowie i składzie tych sfer wiemy niewiele.
Jednakowoż już z porównania ciężaru właściwego całej Ziemi (5,52)
i przeciętnego ciężaru właściwego litosfery (2,7) należy wnioskować,
że wnętrze musi składać się ze znacznie cięższych materiałów niż lito
sfera. Przypuszczenia takie poparte są w dużej mierze składem meteo
rytów, które spadają na Ziemię, a które uważa się za resztki wnętrza
jakiejś rozbitej planety.
W mezosferze materiały te prawdopodobnie występują w postaci
skał cięższych niż te, które występują na powierzchni Ziemi. Być może,
że jedną z takich skał jest perydotyt, skała zbudowana z oliwinu, o c. wł.
3,4 i bardzo rzadka w litosferze, ale jeszcze jest on za lekki, by wytłu
maczyć ową różnicę w ciężarze Ziemi i litosfery, i dlatego przyjmuje
się, że perydotyt mezosfery zawiera obficie metaliczne żelazo, chrom
i nikiel oraz siarczki.
Barysfera składa się ze stopionego żelaza (c. wł. 7,5) z domieszką
niklu (c. wł. 8,5) i może także jeszcze cięższych metali. Stopiona masa
zawiera być może także okludowany gaz. Ciężar właściwy barysfery
wynosi 8 do 10. Według niektórych poglądów ( K u h n - R i t t m a n n
1942) lepkość wnętrza Ziemi jest zbyt wysoka, aby pierwotna materia
solarna, z której powstał glob ziemski, mogła się zróżnicować według gę
stości pod wpływem siły ciężkości. Według tych poglądów jądro składa
się z materii słonecznej, złożonej z gęsto upakowanych atomów różnych
pierwiastków (nie tylko ciężkich); atomy wskutek wysokiej tempera
tury pozbawione są zewnętrznych elektronów i dlatego są cięższe.
19.
Meteoryty. Omawiając wnętrze Ziemi wspomnieliśmy, że na Ziemię
spadają odłamki skalne lub metaliczne pochodzące z przestrzeni między
planetarnej. Ziemia jest ustawicznie bombardowana spadającymi na nią
meteorytami, większość ich jednak ze względu na drobne wymiary, na
trafiając na opór powietrza, rozgrzewa się do tego stopnia, że rozsypuje
się na drobny pył. Zdarzają się jednak także duże meteoryty o ciężarze
kilku lub kilkunastu kilogramów, które w atmosferze zwykle rozpadają
się na drobniejsze kawałki, wyjątkowo zaś zdarzają się meteoryty o cię
żarze kilkudziesięciu ton. Wielkie meteoryty zderzając się z Ziemią po
wodują powstanie zagłębień w kształcie krateru. Takie kratery znane
są z Arizony w Stanach Zjednoczonych (w pobliżu kanionu Diablo o śred
nicy 1 200 m i 150 m głębokości), w południowej Afryce, Labradorze, Sy
berii itd. Meteoryty znane są też ze starszych osadów. Niemal wszystkie
minerały, które występują w meteorytach, znane są ze skał Ziemi. Skła
dem swoim bądź zbliżają się do niektórych zasadowych skał ogniowych,
bądź też są metaliczne i złożone wtedy są głównie z żelaza.
Zależnie od składu mineralnego wyróżniamy wśród meteorytów:
1. A c h o n d r y t y składające się z oliwinu (9%), hyperstenu (50%),
diopsydu i plagioklazu (25%) oraz niewielkiej ilości żelaza i ni
klu (1%).
2. C h o n d r y t y złożone głównie z oliwinu z dodatkiem piroksenu
i i plagioklazu. Ilość żelaza i niklu wynosi w nich 12%; nazwa po
chodzi od okrągłych ziarn oliwinu (chondrów).
3. P a l l a z y t y składające się z oliwinu oraz żelaza i niklu (około
50%).
4. S y d e r y t y składające się niemal wyłącznie z żelaza i niklu
(93,3%) z dodatkiem chromu, kobaltu, fosforu, siarki 1 węgla.
5. T e k t y t y. Są to meteoryty złożone ze szkliwa zawierającego
około 70% krzemionki (Si0
2
). Pochodzenie tektytów jest niejasne;
być może, że nie są one meteorytami.
Prócz wymienionych minerałów meteoryty zawierają też chromit,
-
grafit, siarczki żelaza (troilit), trydymit i bardzo rzadko kwarc. Stwier
dzono też w nich platynę i złoto oraz wolne gazy, jak wodór, tlenek
i dwutlenek węgla, metan i azot.
Ciężar właściwy meteorytów żelaznych wynosi 7,5-7,8, meteorytów
kamiennych 3 - 3 , 4 .
Meteoryty są resztkami jakiegoś ciała niebieskiego, być może pla
nety krążącej niegdyś między Marsem a Jowiszem a rozbitej wskutek
zderzenia się z jednym z jego księżyców, albo też są resztkami materii
słonecznej, rozprószonej w przestrzeni przy powstawaniu układu sło
necznego.
Stan termiczny Ziemi. Temperatura wzrasta z głębokością, jak o tym
można przekonać się w kopalniach, otworach wiertniczych itd. Wzrost
ten można wyrazić s t o p n i e m g e o t e r m i c z n y m , tzn. liczbą me
trów, o którą temperatura wzrasta o 1°C, albo g r a d i e n t e m g e o
t e r m i c z n y m , tzn. liczbą stopni, o jaką temperatura wzrasta na 1 m
głębokości. Wzrost temperatury jest w różnych miejscach różny i zależy
od wielu czynników: charakteru skał, ich przewodnictwa cieplnego, uło
żenia, zawodnienia, bliskości źródeł gorących lub wulkanów, wgłębnych
ognisk magmowych itp.
20
Jako przykłady, charakteryzujące wzrost temperatury z głębokością,
można podać następujące dane (tab. 1):
T a b e l a 1
Stopień geotermiczna dla niektórych miejscowości
Dla Europy zachodniej i środkowej przeciętny stopień geotermiczny
wynosi 33 m. Na ogół można powiedzieć, że przy innych czynnikach
jednakowych stopień geotermiczny jest mniejszy w obszarach, które
przebyły niedawną działalność górotwórczą lub ogniową. Gdyby tempe
ratura Ziemi zwiększała się w ten sposób, jak wskazuje stopień geoter
miczny w pobliżu powierzchni, to należałoby spodziewać się we wnę
trzu Ziemi temperatury rzędu wielu tysięcy stopni. Już w głębokości
100 km wynosiłaby ona 3 000°C, a w jądrze ponad sto tysięcy stopni.
Według wszelkiego prawdopodobieństwa temperatura wzrasta tak, jak
wskazuje stopień geotermiczny, tylko do głębokości 7 0 - 1 0 0 km, a na
stępnie wzrasta znacznie wolniej. Według B. G u t e n b e r g a w głębo
kości 100 km wynosi ona około 1 500°, w głębokości 600 km około 1 800°.
W jądrze Ziemi jest ona nie wyższa niż około 2 000 do 5 000°C. Dla po
równania można podać, że temperatura Słońca wynosi 6 000° na po
wierzchni a kilkadziesiąt milionów stopni we wnętrzu.
O wysokiej temperaturze w głębi Ziemi świadczy też wydobywanie
się ognisto-ciekłych mas przy procesach wulkanicznych oraz gorące
źródła.
Łącząc punkty o tej samej temperaturze we wnętrzu Ziemi otrzymu
jemy powierzchnie g e o i z o t e r m (ryc. 158 b). Przebieg ich jest w przy
bliżeniu początkowo równoległy do powierzchni, tzn. podnoszą się one
pod górami a obniżają pod nizinami i dolinami. Jednakowoż odstępy
między powierzchniami geoizotermicznymi są większe pod szczytami
niż pod dolinami, z czego wynika, że pionowy gradient temperatury
jest mniejszy pod górami niż pod nizinami. Dlatego to zwykle w danej
głębokości pod powierzchnią szczytu temperatura jest niższa niż na
tej samej głębokości pod doliną.
Gradient geotermiczny wskazuje, że wskutek różnicy temperatur
między wnętrzem Ziemi a jej powierzchnią musi istnieć przepływ
ciepła skierowany ku powierzchni.
Przepływ ten odbywać się może w głębi Ziemi tam, gdzie masy są pół-
plastyczne lub ciekłe, przez konwekcję, poza tym odbywa się przez
przewodnictwo; zwłaszcza w skorupie ziemskiej jedynym sposobem
przepływu ciepła jest przewodnictwo. Dochodząc do powierzchni Ziemi
ciepło zostaje wypromieniowane.
21
Skały są złymi przewodnikami ciepła, dlatego przepływa ono z gorą
cego wnętrza ku powierzchni niezmiernie powoli. Przepływ ciepła jest
jednakowoż bardzo poważnie przyśpieszony, jeśli w głębi Ziemi dzia
łają choćby bardzo powolne prądy konwekcyjne (o prędkości rzędu
kilku cm/rok).
Znając gradient i przewodnictwo cieplne skał, można obliczyć ilość
ciepła przepływającego przez powierzchnię Ziemi. Przewodnictwo ciepl
ne najważniejszych skał litosfery wynosi: granitu ± 0,0067, bazaltu
0,0052 cal/cm
2
/sek. Przewodnictwo zmniejsza się ze zwiększającą się
temperaturą, więc w głębi Ziemi ciepło przepływa tym sposobem wol
niej, ale za to konwekcja może odbywać się na większą skalę. Z ilo
czynu gradientu (a) i przewodnictwa (k) otrzymuje się ilość przepływa
jącego ciepła F = k • a. Przyjmując, że w Europie gradient wynosi śred
nio 3,03°C/100 m (inaczej gradient = l/33°C/m albo l/3300°C/cm) otrzy
mujemy dla litosfery granitowej 1,8* 10
— 6
cal/cm
2
sek.
Na ogół przepływ ciepła przez powierzchnię Ziemi jest większy
w obszarach górskich; np. dla Alp wynosi 2,0 • 10
— 6
cal/cm
2
/sek, dla
Wielkiej Brytanii natomiast tylko 1,1 • 1O
-6
, dla Kanady 1,0*10
- 6
cal/cm
2
/sek. Obszary wulkaniczne również okazują silniejszy przepływ
ciepła.
L. B. S l i c h t e r (1941) opierając się na stopniu geotermicznym
z różnych miejsc powierzchni globu znalazł średnią
1,15 *10
-6
cal/cm
2
/sek.
Dla porównania można podać, że powierzchnia Ziemi otrzymuje od
Słońca przeciętnie
4,2 • 1 0
3
cal/cm
2
/sek,
a więc znacznie więcej niż wynosi przypływ ciepła z wnętrza Ziemi.
Ciepło doprowadzone z wewnątrz było prawdopodobnie zawsze za małe,
aby wpływać na temperaturę powierzchni.
Ciepło przepływające z głębi Ziemi pochodzi z zapasu ciepła, jaki
Ziemia posiada z okresu, kiedy była w całości ognisto-ciekłą. Ponadto
rozpad substancji promieniotwórczych jest dodatkowym źródłem ciepła.
Pierwiastki promieniotwórcze, aczkolwiek w bardzo drobnych ilościach,
rozsiane są w niemal wszystkich skałach Skorupy ziemskiej. Rozpad tych
pierwiastków produkuje znaczne ilości energii cieplnej, przy czym naj
większe ilości produkuje uran i tor oraz w pewnej mierze promienio
twórczy izotop potasu, podczas gdy promieniotwórczy izotop rubidu, mi
mo stosunkowo dość częstego występowania, nie odgrywa ze względu
na charakter swego promieniowania (wyłącznie promieniowanie β) żad
nej roli. Ilość substancji promieniotwórczych jest największa w skałach
kwaśnych (granitach), znacznie mniejsza w skałach zasadowych (bazal
tach itp.) a w meteorytach znikoma. Według E v a n s a i G o o d m a n a
(1941) roczna produkcja ciepła wytwarzana przez rozpad substancji
radioaktywnych wynosi z 1 g skały:
Skały kwaśne 5,0 • 1O
-6
cal
Skały zasadowe 1,6 1 0
- 6
cal
Meteoryty kamienne 0,35 • 10
-6
cal
Meteoryty żelazne 0,08 • 10
-6
cal.
22
Wynika z tego zestawienia, że ilość energii cieplnej otrzymywanej
drogą radioaktywną przez Ziemię musi się zmniejszać z głębokością.
Głównym producentem ciepła radioaktywnego jest więc cienka grani
towa część skorupy.
Gdyby nie było substancji promieniotwórczych, należałoby przyjąć,
opierając się na przepływie ciepła z głębi ku powierzchni, że Ziemia
się ochładza. Jeśli Ziemia traciła ciepło w ilości obserwowanej obecnie
(tj. około 1,2 • 10
-6
cal/cm
2
sek) przez cały czas swego istnienia (co naj
mniej dwa miliardy lat), to strata ta spowodowałaby ochłodzenie całej
Ziemi o 200°C. Takie ochłodzenie nie obniżyłoby zbytnio średniej tem
peratury Ziemi i miałoby znikomy wpływ na temperaturę wnętrza Zie
mi. Toteż przypuszcza się, że wnętrze Ziemi zachowuje wysoką tempe
raturę niezmienną od czasu powstania Ziemi, natomiast najsilniej ochła
dzają się zewnętrzne części globu.
Jeśli teraz wziąć pod uwagę, że rozpad radioaktywny dostarcza Zie
mi dużych ilości ciepła, to należy rozważyć trzy możliwości:
1) ilość ciepła radioaktywnego jest większa od ilości ciepła traco
nego przez Ziemię przez przewodnictwo i promieniowanie i wtedy Zie
mia nie oziębia się, ale ogrzewa;
2) ilość ta równoważy straty ciepła;
3) ilość ta jest niewystarczająca do pokrycia strat i Ziemia mimo pro
dukcji ciepła radioaktywnego oziębia się.
Rozwiązanie tego zagadnienia nie jest możliwe przy obecnych wia
domościach o stanie termicznym naszego globu. Wielu badaczy wypo
wiedziało się za pierwszą możliwością, opierając się na pierwszych po
miarach ilości substancji radioaktyw
nych w skałach; dziś wiadomo, że po
miary te dostarczyły liczb za wyso
kich. Ponadto do strat przez przewod
nictwo należy dodać jeszcze straty
ciepła przy wybuchach wulkanicz
nych, które są bardzo znaczne. Przez
jeden wybuch wulkanu Ziemia traci
w przybliżeniu 1/200 ilości ciepła tra
conego przez przewodnictwo. W nie
których okresach geologicznych dzia
łalność wulkaniczna była znacznie sil
niejsza niż w dobie obecnej i nie jest
wykluczone, że w takich okresach
Ziemia traciła znacznie więcej ciepła
niż obecnie. Jest możliwe więc, że
w pewnych okresach Ziemia się ozię-
R y c
.
5
.
u k ł a d s i ł j
działających na
biała, w innych zaś istniał stan rów- ciała znajdujące się na powierzchni
nowagi między ilością ciepła traconą Ziemi
przez Ziemię i ilością produkowaną
przez rozpad radioaktywny. Na ogół nie wydaje się, by radioaktywność
Ziemi była tak duża, by przewyższała ilość ciepła traconą przez Ziemię,
ale nie jest wykluczone, że w pewnych okresach zdolna była te straty
wyrównywać.
23
Siła ciężkości. Na wszystkie ciała, znajdujące się na powierzchni Zie
mi, działa przyciąganie ziemskie w kierunku środka Ziemi P i siła od
środkowa F, skierowana na zewnątrz (ryc. 5). Siła ciężkości S jest wy
padkową tych dwóch sił. Ponieważ siła odśrodkowa jest największa
na równiku, a równa zeru w punkcie obrotu, tzn. na biegunach, siła
ciężkości będzie największa na biegunach, a w kierunku równika
będzie coraz mniejsza; najmniejsza będzie na równiku. Wynika z tego,
że siła ciężkości zależy od szerokości geograficznej cp (ryc. 5). Na siłę
ciężkości wpływa też położenie nad poziom morza, gdyż siła przyciąga
nia zmniejsza się z odległością od środka Ziemi.
Wartość siły ciężkości w poziomie morza, czyli n o r m a l n e j (teo
retycznej) s i ł y c i ę ż k o ś c i y
0
obliczonej dla szerokości geograficz
nej <p wynosi:
24
Siła ciężkości w poziomie morza na szerokości geograficznej 45 ma
wartość 980,629 cm/sek
2
, czyli w zaokrągleniu 981 cm/sek
2
, co oznacza,
że 1 g wywiera w tym położeniu nacisk 981 dyn. Wartość przyspiesze
nia 1 cm/sek
2
określa się jako gal (na cześć Galileusza); składa się on
z 1000 miligalów. Siła ciężkości, obliczona dla Warszawy, wynosi
981,2412" cm/sek
2
.
Siłę ciężkości mierzy się za pomocą wahadła lub specjalnych przy
rządów zwanych g r a w i m e t r a m i . Okres wahadła jest odwrotnie
proporcjonalny do pierwiastka kwadratowego z przyśpieszenia, zatem
zmiany okresu wskazują na zmiany siły ciężkości. Częściej używa się
grawimetru, który mierzy siłę ciężkości czułym, sprężynowym urzą
dzeniem; różnice gęstości skał podścielających mogą być wykazane tym
przyrządem bardziej dokładnie niż wahadłem. Używa się też do pomia
rów siły ciężkości w a g i s k r ę c e ń ; jest to pręt opatrzony ciężarkami
po obu stronach, zawieszony na drucie; mierzy on poziomy gradient siły
ciężkości wynikający z poziomych zmian siły ciężkości w zależności od
rozkładu mas w litosferze.
Gdyby rozkład mas w litosferze był jednakowy, wtedy na siłę cięż
kości wpływałoby tylko przyciąganie i siła odśrodkowa, a siła ciężkości,
obrachowana teoretycznie dla danego punktu i zredukowana dla porów
nywalności do poziomu morza, odpowiadałaby sile ciężkości zmierzo
nej w danym punkcie. W rzeczywistości pomiary wykazują często róż
nice między siłą ciężkości obliczoną a zmierzoną.
Magnetyzm ziemski. Glob ziemski zachowuje się tak, jakby był
olbrzymim magnesem. Bieguny tego magnesu leżą nieco odchylone od
położenia biegunów geograficznych, tak że oś magnetyczna tworzy kąt
około 12° z osią obrotu Ziemi. Igła namagnesowana, poddana działaniu
pola magnetycznego Ziemi, ustawia się w kierunku bieguna magnetycz
nego wykazując k ą t d e k l i n a c j i (poziomy), czyli kąt odchylenia
od południka geograficznego, oraz k ą t i n k l i n a c j i (pionowy) utwo
rzony przez odchylenie, od poziomu w płaszczyźnie południka magne
tycznego. Linie łączące równe deklinacje nazywamy i z o g o n a m i, li
nie równych inklinacji — i z o k l i n a m i . Linię o deklinacji równej
zeru nazywamy a g o n ą. Trzecią składową pola magnetycznego jest
jego natężenie, które wzrasta w miarę zbliżania się do biegunów magne
tycznych. Natężenie rozkładamy zwykle na składowe poziomą i piono
wą (w płaszczyźnie południka magnetycznego). Położenie biegunów ma
gnetycznych nie jest stałe i elementy pola magnetycznego ulegają dzien
nym, rocznym i sekularnym, długookresowym zmianom.
Pochodzenie pola magnetycznego Ziemi jest niejasne. Wprawdzie
przypuszcza się, że wnętrze Ziemi jest zbudowane z żelaza i niklu, ale
ciała te tracą własności magnetyczne w wyższych temperaturach (że
lazo w temperaturze około 700°). Dlatego należy upatrywać źródło ma
gnetyzmu raczej w skorupie ziemskiej, tym bardziej, że znaczna jej
część zbudowana jest ze skał zasadowych. Przypuszcza się, że istnienie
magnetyzmu jest związane ż ruchem wirowym Ziemi, gdyż także inne
ciała niebieskie, jak Słońce i niektóre gwiazdy, posiadają pola magne
tyczne. Według niektórych przypuszczeń naelektryzowana powierzch
nia Ziemi przy obrocie wywołuje namagnesowanie. Trzeba jednak za
znaczyć, że ani pochodzenie magnetyzmu ziemskiego, ani jego zmiany
nie są jeszcze wyjaśnione.
Ostatnio E. C. B u l l a r d (1948) przypuszcza, że w ciekłym jądrze
Ziemi istnieją powolne prądy konwekcyjne. Prądy te wytwarzają
w obrębie Ziemi prądy elektryczne, wywołujące ziemskie pole magne
tyczne.
Ziemskie pole magnetyczne indukuje w skałach skorupy wtórne pola
zależnie od podatności skał na namagnesowanie. Podatność ta jest bar
dzo różna. Niektóre minerały jak magnetyt posiadają ją w bardzo wy
sokim stopniu; np. magnetyt jest 200 do 2 000 razy bardziej podatny na
namagnesowanie niż przeciętne skały osadowe. Niektóre skały ognio
we, np. bazalty, są znacznie bardziej podatne, około 100 razy więcej
niż skały osadowe; u innych sikał, np. soli kamiennej, podatność jest zni
koma, także wapienie i dolomity są na ogół mniej podatne niż piaskowce
i łupki.
Ogólnie mówiąc, zasadowe skały wulkaniczne (bazalty, diabazy) są
najbardziej podatne, zasadowe skały głębinowe mniej, granity i gnejsy
znacznie mniej, a najmniej skały osadowe.
Za pomocą pomiarów można znaleźć odchylenia od normalnych war
tości składowych pola magnetycznego, czyli a n o m a l i e m a g n e
t y c z n e wywołane rozmieszczeniem skał w skorupie ziemskiej. Jed
nostką pomiarową intensywności magnetyzmu jest gaus, oznaczający
intensywność pola magnetycznego działającą na biegun magnetyczny
z siłą jednej dyny. W praktyce jednostką pomiarową jest gamma równa
25
1/100 000 gausa. Pomiary natężenia składowej, np. pionowej, dają obraz
odchyleń od normalnych wartości w postaci i z a n o m a 1 i i, tzn. linij
równych odchyleń od normalnego pola. Gdy w podłożu skały osadowe
mają dużą miąższość, wartości odchyleń są niskie, natomiast masywy
granitowe, a zwłaszcza skały bazaltowe lub gabrowe, wykazują duże
odchylenie. Takie odchylenia stwierdzono w Polsce na Mazurach oraz
na Dolnym Śląsku. Największe odchylenia są wywołane przez skały za
wierające magnetyt, jak tego dowodzi przykład skał krystalicznych
z magnetytem w okolicach Kurska w Rosji na pograniczu Ukrainy.
Dodatnia anomalia magnetyczna wynosi w tym obszarze 1,9 gausa
dla składowej pionowej pola magnetycznego.
Pomiary magnetyczne skał starszych (trzeciorzędowych i in.) zdają
się wskazywać, że oś magnetyczna ustawiona była inaczej niż obecnie,
a nawet w niezbyt dawnych okresach była przeciwnie skierowana.
Cykliczność procesów geologicznych. Procesy geologiczne przebie
gają w sposób cykliczny. W niektórych obniżonych miejscach po
wierzchni Ziemi gromadzą się osady, pochodzące głównie z wietrzenia
i erozji sąsiednich lądów, osiągają one dużą miąższość, pogrążają się
głęboko, następnie ulegają sfałdowaniu, przy czym deformacjom tym
towarzyszą zjawiska ogniowe, intrudowanie magm, przeobrażenia me
tamorficzne i wybuchy wulkaniczne. Zdeformowane utwory ulegają wy
piętrzeniu i tworzą łańcuchy górskie. Zwykle wraz z wypiętrzającymi
się górami podnoszą się kontynenty; następuje o k r e s e p e j r o k r a -
t y c z n y (gr. krafos-siła, tu okres dużego znaczenia kontynentów).
Wypiętrzone w okresie epejrokratycznym lądy i góry ulegają powolnej
destrukcji, atakuje je wietrzenie i erozja, wskutek czego obniżają się.
Z biegiem czasu są tak niskie, że znowu morze jest w stanie je
w znacznej części zalać; następuje o k r e s t a l a s s o k r a t y c z n y
(gr. talassa— morze), w którym góry są silnie obniżone, kontynenty
niskie i przeważnie zalane przez morze, a w głębokich rynnach groma
dzą się osady. Po jakimś czasie nastąpi znowu okres deformacji, osady
głębokich rowów ulegną sfałdowaniu, powstaną góry i dźwigną się kon
tynenty. Okresy talassokratyczne i epejrokratyczne wielokrotnie na
stępowały po sobie w historii Ziemi. Dzieje Ziemi składają się więc
z c y k l ó w g e o l o g i c z n y c h .
Cykle geologiczne rozpoczęły się po utworzeniu się skorupy. Już
mówiliśmy o tym, że nieznane są nam pierwsze skały, które utworzyły
się na krzepnącej powierzchni ciekłego globu. Proces, dzięki któremu one
powstały, był inny niż proces krzepnięcia ciekłych mas w późniejszych
okresach rozwoju Ziemi. Jest prawdopodobne, że zakrzepła powłoka już
we wczesnym okresie dziejów Ziemi zróżnicowała swą powierzchnię na
kontynenty i zagłębienia, które wnet wypełniły się kondensującą się
wodą. Na powierzchni prakontynentów zaczęły działać procesy geolo
giczne — wietrzenie i erozja, a produkty ich gromadziły się w zagłę
bieniach oceanicznych. Dopiero później, gdy skorupa stała się odpo
wiednio gruba, rozpoczęły działalność inne procesy: diastrofizm — po
legający na deformacjach i związane ściśle z diastrofizmem takie pro
cesy, jak plutonizm, metamorfizm i wulkanizm. Dlatego, jeśli z proce
sów geologicznych wyłączymy skrzepnięcie powierzchni Ziemi w lito
sferę, to musimy uznać, że pierwszym procesem, jaki rozpoczął działa-
26
nie na powierzchni Ziemi, był proces wietrzenia. Od tego momentu za
czął się pierwszy cykl geologiczny.
Czas geologiczny. Już w zaraniu rozwoju nauk geologicznych nie
którzy badacze zrozumieli, że przebieg procesów geologicznych wymaga
bardzo długiego okresu czasu. Wyrzeźbianie dolin przez rzeki, groma
dzenie osadów i inne procesy geologiczne odbywają się niezmiernie po
woli i biorąc za podstawę roczne skutki erozji lub akumulacji osadów
można otrzymać liczby wynoszące wiele setek tysięcy lat.
Geologia historyczna za pomocą szeregu metod, jak wzajemnego
stosunku i następstwa skał, skamieniałości przewodnich, podobieństwa
petrograficznego itd., może określić względny wiek' skał.
Operując tymi danymi geologia historyczna dzieli historię geolo
giczną na e r y , te zaś na o k r e s y e p o k i (tab. 2).
Badania ciał promieniotwórczych pozwoliły w ostatnich kilku dzie
siątkach lat na określenie przybliżonego bezwzględnego wieku skał
Niektóre pierwiastki rozpadają się samorzutnie, produkując izotopy.
Znając prędkość rozpadu, tzn. ilość izotopu wyprodukowanego w jed
nostce czasu z określonej ilości pierwiastka promieniotwórczego, można
Określić wiek minerału zawierającego pierwiastek promieniotwórczy.
Najważniejsze metody określania wieku opierają się na szeregach roz
padowych wymienionych niżej pierwiastków (po prawej stronie strzałki
podany produkt końcowy rozpadu):
27
Jako przykład można podać, że 1 g uranu U
2 3 8
po upływie 7 600 mln
lat wytworzy 0,5 g ołowiu Pb
206
helu i innych produktów rozpadu, a tyl
ko 0,5 g zostanie niezmienione. Po upływie dalszych 7 600 mln lat znowu
połowa niezmienionej pozostałości ulegnie rozpadowi. Najstarszymi mi
nerałami dotąd poznanymi są uraninit z Manitoby (Kanada) i lepldolit
z Południowej Rodezji, liczące około 2 700 mln lat. Występują one w gra
nitach młodszych od skał osadowych, wśród których granity te wystę
pują.
Wiek skorupy ziemskiej wynosi więcej niż 3 000 mln lat, a prawdo
podobnie około 4 000 mln lat. Na podstawie innych minerałów, zawie
rających substancje promieniotwórcze, stwierdzono, że era kenozoiczna
trwała około 70 mln lat, mezozoiczna 130 mln lat, paleozoiczna 310 mln
lat. Ery przedkambryjskie trwały znacznie dłużej.
Metody geologii dynamicznej. Geologia dynamiczna posługuje się
zasadniczo dwiema drogami badań: obserwowaniem współcześnie odby
wających się procesów geologicznych, np. pracy rzek i lodowców, wy
buchów wulkanów, trzęsień Ziemi itd., oraz badaniem rezultatów pro
cesów, które odbyły się w dawnych okresach geologicznych, a zostawiły
skutki swej działalności w skorupie ziemskiej. Nie wszystkie procesy
geologiczne dadzą się dziś obserwować, np. nie można obserwować, jak
powstaje granit, ani jak odbywa się metamorfizm. Wiele procesów prze
biega tak powoli, że obserwować można tylko fragment procesu. Po
równywanie procesów dzisiejszych z rezultatami procesów, które od
były się w ubiegłych okresach geologicznych, jest podstawową metodą
geologii dynamicznej.
W początkowych okresach
TOZWOJU
geologii przypuszczano, że pro
cesy geologiczne przebiegają katastrofalnie. Pierwszy Szkot J a m e s
H u tt o n z końcem XVIII wieku postawił tezę, że procesy geologiczne
przebiegają bardzo powoli i że w dawnych okresach geologicznych było
tak samo. Jest to teza u n i f o r m i t a r y z m u albo a k t u a l i z m u
geologicznego, według której warunki na Ziemi w przeszłości były po
dobne do dzisiejszych, te same siły działały i wywoływały te same pro
cesy geologiczne, co dziś. Czas obecny, zdaniem Huttona, jest więc
kluczem do przeszłości. Późniejsi badacze, zwłaszcza C h. L y e ll, roz
budowali i uzasadnili tezy Huttona obalając twierdzenia katastrofistów.
Teza aktualizmu nieraz jednak i w nowszych czasach była poddawana
w wątpliwość, jeśli chodzi o starszą, przedkambryjską historię Ziemi.
Odkrycie skał osadowych, utworzonych przez wodę przed 2 000 milio
nami lat w Kanadzie, świadczy jednak, że teza zasadniczo jest słuszna
nawet dla tak odległych czasów.
Jakkolwiek współczesna geologia stoi na gruncie tezy aktualizmu
geologicznego, nie należy tezy tej brać zbyt dosłownie. Jest prawdopo
dobne, że w bardzo odległych okresach geologicznych temperatura Ziemi
mogła być wyższa, a stopień geotermiczny mniejszy. W dawniejszych
okresach geologicznych aż do młodszego paleozoiku nie było. szaty ro
ślinnej, więc warunki wietrzenia były inne od normalnie dziś panują-
28
cych. W większości okresów geologicznych wysokość lądów była niż
sza od dzisiejszych, a same lądy były mniejsze od współczesnych, róż
nice klimatyczne mniejsze itd. Z tymi zastrzeżeniami należy brać tezę
aktualizmu. Można ją ująć w ten sposób, że w przeszłości geologicznej
działały zasadniczo te same siły, co dziś, i nie było w tej przeszłości żad
nych dodatkowych czynników, które by zasadniczo wpływały na bieg
procesów geologicznych.
PODRĘCZNIKI POLSKIE
N e u m a y r M.: Dzieje Ziemi. 2 tomy (tłumaczenie polskie pod redakcją J. M o
ro z e w i c z a), wyd. 2. Warszawa 1908.
F r i e d b e r g W.: Zasady geologii. Warszawa 1923.
L e w i ń s k i J.: Życie Ziemi. Warszawa 1938 (nowe wydanie 1957).
S a m s o n o w i c z J.: Podręcznik geologii. Warszawa 1945.
Wymienione podręczniki polskie obejmują zakres szkoły średniej lub mają cha
rakter popularny.
Ostatnio (1956) ukazał się „Wstęp do nauk geologicznych" opracowany zbiorowo
pod redakcją E. P a s s e n d o r f e r a (Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa)
LITERATURA ZALECONA DO WSTĘPU
R u d z k i M. P.: Fizyka Ziemi. Kraków 1909.
K o p c e w i c z T.: Fizyka atmosfery. Cz. I i II, Warszawa 1949.
R y b k a E.: Astronomia ogólna. Warszawa 1952.
S t e n z E.: Ziemia. Warszawa 1953.