plik

Rzeźbotwórcza działalność sił wewnętrznych

- tektonika

3.1, Znaczenie tektoniki w rozwoju rzeźby

Rzeźba powierzchni Ziemi jest swoistą wypadkową skutków procesów endoge-

nicznych i egzogenicznych. Do zjawisk endogenicznych ważnych z punktu widzenia
geomorfologii należą pionowe i poziome ruchy skorupy ziemskiej, a także procesy

wulkaniczne, powiązane przyczynowo z tektonicznymi. W poprzednim rozdziale po

kazano, w jaki sposób główne rysy rzeźby całej Ziemi (formy planetarne i wielkie for
my w obrębie kontynentów i oceanów) odzwierciedlają tektonikę globalną i jak ma
nifestują się w rzeźbie granice płyt litosfetycznych. O znaczeniu tektoniki można się
także przekonać, analizując formy rzeźby powierzchni lądów mniejszego rzędu: po
szczególne łańcuchy i masywy górskie, indywidualne strefy uskokowe oraz geomorfo
logiczne skutki trzęsień ziemi.

Ruchy tektoniczne prowadzą na ogół do wzrostu różnic wysokościowych na po

wierzchni Ziemi, wyznaczając w ten sposób ramy działania różnorodnych procesów ze
wnętrznych. Z fizycznego punktu widzenia dźwiganie tektoniczne powoduje wzrost

energii potencjalnej w systemie geomorfologicznym, co z kolei powoduje wzrost ener
gii kinetycznej wyzwalanej podczas procesów zewnętrznych, zachodzących pod wpły

wem siły grawitacji. Dynamika przekształceń w obszarach górskich, wyżej wyniesionych,
jest dlatego większa niż w obszarach wyżynnych i równinnych w tym samym klimacie.

Formy rzeźby kształtowane przez czynniki tektoniczne określane są jako formy

tektoniczne. Mogą one być różnej wielkości (różnego rzędu): od wielkich łańcuchów
górskich do pojedynczych rozpadlin i szczelin powstałych podczas trzęsienia ziemi.
Trzeba przy tym podkreślić, że tektonicznymi formami rzeźby w „czystej" postaci są
tylko formy małe, związane z trzęsieniami ziemi, ale i one podlegają bardzo szybkie
mu przekształceniu przez procesy zewnętrzne: erozję rzeczną i ruchy masowe. Wiel
kie formy - łańcuchy górskie - są kształtowane zarówno przez tektonikę, jak i proce
sy niszczące, a ich wygląd w znacznej mierze zależy od relacji pomiędzy tymi dwiema
grupami sił. Można więc mówić o tektonicznych założeniach rzeźby górskiej, ale jej
szczegóły są na ogół wynikiem działania procesów zewnętrznych.

Geomorfologiczne skutki procesów tektonicznych, w tym zjawisk sejsmicznych,

są przedmiotem zainteresowania geomorfologii tektonicznej. Początkowo ogranicza-

la się ona do rejestracji tych skutków i interpretacji rzeźby przez pryzmat tektoniki.
Wraz z jej rozwojem okazało się jednak, że metody geomorfologiczne mają duże za
stosowanie w geologii strukturalnej, zwłaszcza obszarów tektonicznie aktywnych. To
właśnie ukształtowanie terenu dostarcza ważnych, lecz trudnych do zdobycia w inny

sposób informacji o cechach współczesnej geodynamiki.

Rozpatrując związki pomiędzy procesami tektonicznymi a formami rzeźby, nale

ży mieć przede wszystkim na uwadze specyficzny charakter powierzchni Ziemi i naj-
plytszych horyzontów litosfery (górne kilka- kilkanaście kilometrów). Po pierwsze,

reagują one na naprężenia tektoniczne w sposób całkowicie sztywny, w przeciwień
stwie do głębszych partii litosfery. Po drugie, naprężenia związane z ruchami płyt
litosferycznych są modyfikowane w wyniku izostatycznej kompensacji zmian gęstości

i grubości litosfery w pobliżu granic płyt. Po trzecie, procesy tektoniczne w znacznym
stopniu wpływają na tempo i charakter procesów erozyjnych, ale obecnie wiadomo

już, że istnieje także zależność odwrotna, tzn. silna erozja tak bardzo zakłóca równo
wagę izostatyczną, że wymuszane są potomne ruchy pionowe.

3.2.1. Rodzaje gór w kontekście tektoniki płyt

Rozmieszczenie obszarów górskich na Ziemi nawiązuje bezpośrednio do układu

płyt litosfery, a w szczególności do przebiegu granic między poszczególnymi płytami
oraz stref rozłamowych w obrębie płyt, noszących nazwę ryftów śródkontynentalnych

(ryc. 3.1). W zależności od charakteru procesów tektonicznych zachodzących w tych
strefach, budowa wewnętrzna (struktura) górotworów jest kształtowana w inny sposób,
a to z kolei znajduje swój wyraz w różnych formach rzeźby i przebiegu morfogenezy.

W tradycyjnym podziale wyróżniano dwa podstawowe rodzaje gór ze względu na

charakter dominujących procesów tektonicznych: góry fałdowe i góry zrębowe.
W świetle współczesnej wiedzy o mechanice deformacji ośrodka skalnego podział ten

jest niewłaściwy i prowadzi do błędnych wyobrażeń o sposobach powstawania gór, ro

zumianych jako wielkie formy rzeźby powierzchni Ziemi. Mówiąc o fałdach i usko
kach mamy na myśli ogólny podział sposobu deformacji warstw skalnych na deforma

cje ciągłe (fałdy) i deformacje nieciągłe (uskoki) (RAMKA 3.1). W rzeczywistości

w intensywniejszych deformacjach powierzchni Ziemi, a tylko takie prowadzą do po
wstania rzeźby górskiej (pomijamy tu na razie procesy wulkaniczne), uczestniczą nie

mal wyłącznie struktury uskokowe. Wynika to ze wspomnianej we wstępnej części te
go rozdziału podatności przypowierzchniowych warstw litosfery tylko na odkształce
nia sztywne.

Poprawny podział genetyczno-strukturalny obszarów górskich musi więc

uwzględniać przede wszystkim charakter i genezę struktur uskokowych. W związku
z tym można wyróżnić:

. • obszary górskie, których rzeźba nawiązuje do systemu uskoków zrzutowych normal

nych („góry zrębowe" w tradycyjnym rozumieniu), a więc odzwierciedla naprężenia
ekstensyjne (rozciągające) w litosferze;

Ryc. 3.1. Obszary górskie na Ziemi: 1 - wzdłuż zbieżnych granic płyt, z dominującymi nasunięciami,
2 - w oddaleniu od granic płyt, z dominującymi uskokami normalnymi, 3 - wielkie progi kontynentalne,

4 - ryfty kontynentalne, 5 - rowy oceaniczne, 6 - grzbiety śródoceaniczne

• obszary górskie, gdzie rzeźba nawiązuje do systemu nasunięć (płaskich uskoków in-

wersyjnych), czyli struktur związanych z naprężeniami kompresyjnymi (skracaniem

litosfery);

• obszary górskie, gdzie duży wpływ na rzeźbę mają uskoki przesuwcze. W takich

strefach mogą występować zarówno naprężenia ściskające (transpresja), jak i roz
ciągające (transtensja), miejscami naprzemiennie.

Pierwszy typ gór związany jest więc przestrzennie z obszarami o charakterze ta-

frogenicznym (zob. rozdział 2.2), czyli rozbieżnymi granicami płyt, ryftami kontynen
talnymi, obrzeżeniami stref orogenicznych, a także pasywnymi krawędziami konty
nentów i obszarami gorących plam w obrębie kontynentów. Drugi jest typowy dla
zbieżnych granic płyt, a więc szeroko pojętych stref orogenicznych. Występujące

w nich struktury fałdowe mają na ogół niewiele wspólnego z rzeźbą górską, w przeci
wieństwie do uskoków, które są bezpośrednio odpowiedzialne za uporządkowanie

rzeźby. Intensywne deformacje fałdowe warstw skalnych przy powierzchni terenu są
możliwe tylko w utworach słabo skonsolidowanych lub o znacznej plastyczności, np.

w iłach i soli kamiennej. Mogą one także zachodzić na znacznych głębokościach w wa

runkach podatnych (plastycznych, ze względu na wysokie ciśnienie i temperaturę),
równocześnie z procesami metamorfizmu. Struktury fałdowe obecnie widoczne w gó
rach tworzyły się więc na ogół wiele milionów lat wcześniej, niż rozpoczęło się fak
tyczne dźwiganie gór.

Nie wszystkie obszary o rzeźbie górskiej są związane z obszarami aktywnych de

formacji tektonicznych. Szczególną kategorią są góry pochodzenia wulkanicznego,

wylewne i potężne wulkany występują także w obrębie współcześnie tworzących się

górotworów, np. w Andach, Górach Kaskadowych w Ameryce Północnej i w Alpach
Japońskich.

3.2.2. Góry związane z systemami uskoków

normalnych (góry zrębowe)

Najważniejszym procesem tektonicznym są przemieszczenia wzdłuż uskoków

normalnych, które zachodzą przede wszystkim w pionie, ale mogą mieć też składową
poziomą. Główne formy rzeźby tektonicznej w górach tego typu nawiązują do poło
żenia poszczególnych części obszaru względem uskoków (ryc. 3.2).

Fragmenty tektonicznie wydźwignięte noszą nazwę zrębów tektonicznych. W ide

alnej postaci są one ograniczone uskokami z obu stron i wówczas stanowią wyraźne
dominanty terenu, wznosząc się stromo ponad niżej położone obszary przyległe. In
tensywność względnego dźwigania po obu stronach zrębu nie musi być identyczna.

Wówczas zręby przybierają charakter asymetryczny. Odmianą zrębów są pólzręby,
podniesione wzdłuż jednego uskoku. W przekroju poprzecznym cechują się one wy
raźną asymetrią i mają krótki, stromy stok przy uskoku, a są łagodnie nachylone

w kierunku przeciwnym. Przykładem półzrębu, choć znacznie przekształconego przez

późniejsze procesy erozji rzecznej i lodowcowej, są Tatry. Został on jednostronnie
podniesiony wzdłuż uskoku podtatrzańskiego, przebiegającego po stronie południo
wej (na Słowacji), a jego powierzchnia jest łagodnie nachylona ku północy (ryc. 3.3).
Taka struktura tektoniczna tłumaczy między innymi przetrwanie pokrywy osadowej
tylko po północnej stronie Tatr.

Zręby tektoniczne osiągają różne rozmiary. Przykładem wielkich gór zrębowych

o cechach półzrębu są Sierra Nevada w Kalifornii, ciągnące się na długości ponad
700 km przy szerokości do 80-100 km. Maksymalne podniesienie wynosi prawie
4000 m (ryc. 3.4). Małe zręby, związane z pojedynczymi segmentami uskoków, mają
po kilka kilometrów długości. Góry zrębowe mają często strukturę hierarchiczną, czy
li w obrębie wielkiego zrębu o zasięgu regionalnym znajdują się drugorzędne zręby.
Taki charakter mają Sudety, będące jako całość zrębem o wymiarach mniej więcej
300 x 100 km, dodatkowo podzielone na liczne mniejsze zręby (m.in. zrąb Karkono
szy, Gór Sowich, Bardzkich, półzrąb Gór Orlickich i inne). Obszar Wielkiej Kotliny

w zachodniej części Stanów Zjednoczonych, obejmujący stany Nevada, część Kalifor-

Ryc. 3.2. Podstawowe tektoniczne formy rzeźby: zrąb i rów. Należy zwrócić uwagę na asymetryczne pod

niesienie niektórych zrębów

Ryc. 3.3. Półzrąb tektoniczny Tatr (wg M. Bac-Moszaszwili i M. Gąsienicy-Szostak, zmieniona)

nii, Arizony i Utah (łącznie około 500 tys. km

), jest w rzeczywistości mozaiką ponad

300 zrębów, półzrębów i zapadlisk o dominującej rozciągłości północ-południe.

Podnoszenie tektoniczne może odbywać się wzdłuż kilku równoległych do siebie

uskoków, a wysokość zrębu rośnie stopniowo. Dzieje się tak przeważnie w przypadku

dużych zrębów, a poszczególne stopnie pośrednie mają do kilkuset metrów wysoko
ści i do kilku kilometrów szerokości. Schody uskokowe są szczególnie typowe dla zrę
bów sąsiadujących z głębokimi rowami i zapadliskami. Wraz z dźwiganiem wzdłuż
uskoku głównego następuje pękanie sztywnego masywu skalnego i jego kolejne czę

ści obniżają się wzdłuż uskoków wtórnych w stronę rowu.

Formą rzeźby niższego rzędu wchodzącą w skład zrębu i niezwykle charaktery

styczną dla gór zrębowych są zewnętrzne progi tektoniczne (ang. fault-generated mo-

Ryc. 3.4. Tektoniczny próg gór Sierra Nevada, Kalifornia, widoczny od wschodu (fot. P. Migoń)

Ryc. 3.5. Próg tektoniczny Sudetów związany z przebiegiem sudeckiego uskoku brzeżnego, w okolicach

Bielawy (fot. P. Migoń)

untain front)

(ryc. 3.5). Powstają one bezpośrednio wzdłuż linii uskoku, a ich obecność

odzwierciedla przewagę ruchu podnoszącego nad niszczeniem przez procesy ze

wnętrzne. Progi tektoniczne mają rozciągłość do kilkuset kilometrów i wysokość do

kilkuset metrów, zwykle składając się z wielu części o nieco odmiennej rzeźbie, co od
zwierciedla segmentowy charakter samych uskoków. Z genetycznego punktu widze
nia progi tektoniczne są formami złożonego pochodzenia: mają założenia tektonicz
ne, ale są stale przekształcane przez erozję i ruchy masowe. Procesy te dążą do roz
cięcia progu i jego obniżenia, dlatego porównawcza ocena skutków ich działania po
zwala na określenie stopnia aktywności tektonicznej. W tym celu zostały zapropono

wane wskaźniki ilościowe charakteryzujące rzeźbę progów tektonicznych (RAMKA

3.2). Konsekwencją erozyjnego rozcinania jest także powstanie i rozwój trójkątnych
lic progów tektonicznych, które są bardzo charakterystycznym elementem rzeźby tek
tonicznej, niespotykanym w takiej postaci w obrębie progów innego pochodzenia

Ryc. 3.6. Trójkątne lica progów tektonicznych: a) stan przed uaktywnieniem uskoku, b) dźwignięcie

tektoniczne i powstanie lic wzdłuż strefy uskokowej (wg K. Hamblina, zmieniona)

Progi tektoniczne mogą rozwijać się wzdłuż uskoków wykazujących aktywność

sejsmiczną, wówczas w ich obrębie tworzą się mniejsze formy sejsmotektoniczne (zob.
rozdział 3.4).

Zręby tektoniczne występują nie tylko w obszarach górskich. Przy mniejszej am

plitudzie dźwigania i subsydencji obszar w ogóle nie nabiera cech rzeźby górskiej, a je
dynie wyżynnej. Poszczególne zręby tworzą wówczas niskie płaskowyże, a rozdzielają
ce je rowy są płytkimi, podłużnymi obniżeniami. Taki charakter ma południowa część
Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej, rozbita na kilka zrębów i półzrębów, rozdzielo
nych rowem Krzeszowic.

3.2.3. Córy związane z pasami nasunięć

Obszary o budowie fałdowo-nasunięciowej cechują się największą dynamika

przekształceń rzeźby. Średnie tempo dźwigania tektonicznego wynosi w nich od 1 dc
nawet 10 mm w ciągu roku (są to wartości równoważne podniesieniu o 1-10 km w cią
gu zaledwie jednego miliona lat!), ale niemal identyczne jest średnie tempo obniża
nia powierzchni terenu wskutek różnorodnych procesów niszczących. Dla wielu z tych
górotworów przyjmuje się swoisty stan równowagi dynamicznej (ang. steady-state), cc
oznacza, że mimo ciągłego i intensywnego niszczenia średnia wysokość łańcucha gór

skiego nie maleje. Konsekwencją długotrwałej równowagi między siłami endo- i eg-
zogenicznymi jest też niewielki udział w rzeźbie form „czysto" tektonicznych. Są one

bowiem od razu w trakcie powstawania niszczone przez erozję i ruchy masowe.

Niemniej, w niektórych współcześnie tworzących się orogenach, na przykład

w górach Zagros w południowym Iranie, można zaobserwować zgodność głównych ry

sów rzeźby ze strukturą podłoża. Są one przykładem gór zbudowanych z równole
głych do siebie antyklin i synklin, przy czym przebieg grzbietów górskich jest w więk

szości zgodny z przebiegiem struktur antyklinalnych. Podobnie obniżenia terenowe
nawiązują swoim przebiegiem do osi synklin (ryc. 3.7a). Na podkreślenie zasługuje
fakt, że antykliny podlegają stałemu ruchowi wznoszącemu, a więc rzeźba ma charak

ter rzeźby zgodnej. Jest to jednak sytuacja rzadka, wynikająca ze słabej konsolidacji
skal podlegających deformacji. Znacznie częściej w górach o budowie fałdowo-nasu-
nięciowej mamy do czynienia z rzeźbą inwersyjną lub brakiem zgodności między roz

ciągłością głównych form rzeźby a przebiegiem głównych struktur tektonicznych (ryc.
3.7b). Określenie „rzeźba inwersyjną" odnosi się do sytuacji, w której doliny przebie

gają wzdłuż antyklin, a grzbiety naśladują przebieg synklin. Obecność takiej rzeźby
dowodzi znacznego przekształcenia przez erozję i dlatego jest typowa dla górotwo
rów, które współcześnie wykazują już malejącą aktywność. Przykładem są polskie

Karpaty Zewnętrzne, w obrębie których występują liczne przykłady rzeźby inwersyj-
nej (np. w Beskidzie Wyspowym).

W orogenach można wyróżnić trzy główne strefy morfologiczne o regionalnym

zasięgu. Są one powiązane z wgłębnymi strukturami tektonicznymi, dlatego mogą być
traktowane jako wielkie formy rzeźby tektonicznej. Strefami tymi są:

• zapadlisko przedgórskie, rozwijające się w miejscu ugięcia litosfery przed dźwiga

nym łańcuchem górskim;

• zewnętrzna strefa deformacji nasunięciowych i podrzędnych do nich struktur fał

dowych;

• wewnętrzna strefa zbudowana ze skał metamorficznych, równoczesnych z ruchami

orogenicznymi pokryw skał wulkanicznych i intruzji magmowych oraz szczątkowo
zachowanej pokrywy osadowej.

Szerokość tych stref jest zróżnicowana i wynosi od kilkunastu do kilkuset kilome

trów, natomiast rozciągłość może sięgać kilku tysięcy kilometrów. W strefie we
wnętrznej powszechne są uskoki normalne, a więc wskazujące na rozciąganie skoru-
py, co może wydawać się paradoksem. Ich istnienie jest jednak zrozumiałe w świetle

Ryc. 3.7. a) Rzeźba zgodna, w której przebieg grzbietów nawiązuje do przebiegu antyklin, a doliny wyko
rzystują strefy synklinalne. Rozcięte osie grzbietów wskazują na początki tworzenia się rzeźby inwersyjnej;

b) rzeźba inwersyjną (wg E. de Martonne'a)

historii rozwoju pasa orogenicznego. Znaczne pogrubienie litosfery powoduje wy-
dźwignięcie górotworu na bardzo duże wysokości, a następnie odprężenie. Konse
kwencją jest silna ekstensja (rozciąganie) i powstanie uskoków normalnych, a także

wielkoskalowych struktur tektoniczno-grawitacyjnych. Ich ześlizgiwanie ze strefy

osiowej powoduje dalsze deformacje w strefie zewnętrznej, która może występować
symetrycznie po obu stronach osi łańcucha górskiego.

3 3 , Zapadliska tektoniczne

Ruchy tektoniczne wzdłuż uskoków są też bezpośrednio odpowiedzialne za po

wstanie różnorodnych obniżeń powierzchni terenu, z reguły stowarzyszonych ze zrę

bami i półzrębami. Podobnie jak góry zrębowe, obniżenia te tworzą się w miejscach,

w których skorupa ziemska poddawana jest rozciąganiu. Formy te, ogólnie zwane za

padliskami, występują w kilku postaciach. Długie, linijne zapadliska ograniczone
z obu stron progami tektonicznymi, związanymi z kolei z systemami równoległych do
siebie uskoków, są określane jako rowy tektoniczne. Osiągają one różne rozmiary,

a największe z nich, na przykład Wielki Rów Wschodnioafrykański o całkowitej dłu
gości ponad 4000 km, są właściwie megaformami na powierzchni Ziemi określanymi

jako ryfty (zob. ryc. 2.4). Uskoki obrzeżające system rowów sięgają do spągu skorupy

ziemskiej. W Europie znanym przykładem jest rów górnego Renu o długości około
300 km, w Azji - rów jeziora Bajkał. Szerokość rowów wynosi od kilku do około

200 km. Wielkie rowy tektoniczne mogą się w istocie składać z wielu mniejszych za-

Ryc. 3.8. Zapadlisko tektoniczne Doliny Śmierci w Kalifornii. Widok na wschodnie obramowanie zapadli
ska, mające charakter progu tektonicznego, u jego podnóża rozwijają się potężne stożki napływowe. Na

pierwszym planie aktywne pole wydmowe (fot. P. Migoń)

padlisk, połączonych ze sobą siecią rzeczną lub będących bezodpływowymi kotlinami.
Odmianą rowów tektonicznych są półrowy, ograniczone uskokiem tylko z jednej stro
ny. Taki charakter ma na przykład słynna Dolina Śmierci w Kalifornii (ryc. 3.8). In

nym typem zapadliska jest tzw. rozziew rombowy (ang. pull-apart basin), który po
wstaje wzdłuż strefy uskokowej o charakterze przesuwczym (ryc. 3.9). Nie wszystkie
zapadliska uskokowe są wydłużone. Niektóre z nich to kotliny o dość regularnym za

rysie oraz długości i szerokości zbliżonych do siebie.

Utrwalony w literaturze obraz rowów tektonicznych jako symetrycznych struktur

o płaskim dnie nie jest w pełni poprawny. W rzeczywistości w większości rowów jedno

Ryc. 3.9. a) Strefa uskoku transformacyjnego Morza Martwego: 1 - pokrywy bazaltowe; b) zapadlisko rom

bowe Morza Martwego: 2 - diapir solny Sedom

z obramowań podlega intensywniejszym ruchom tektonicznym niż przeciwne. Powo

duje to asymetrię wysokościową terenów okalających, nierówną głębokość zapadliska
i koncentrację ognisk trzęsień ziemi po jednej stronie struktury. Na przykład, wzdłuż

południowego segmentu rowu Morza Martwego strona wschodnia jest podnoszona
znacznie silniej i osiąga wysokość 2000 m n.p.m., natomiast wysokości po stronie za
chodniej nie przekraczają 1000 m n.p.m. Progi tektoniczne po obu stronach zapadliska
znacznie różnią się także krętością. Płaskie dno wielu rowów jest efektem akumulacji
osadów, ponieważ zapadlisko staje się naturalnym basenem sedymentacyjnym dla ob
szarów podniesionych, znajdujących się wokół zapadliska. Grubość wypełnień rowów
tektonicznych może sięgać kilku kilometrów. W rowach tektonicznych znajdują się
najgłębsze jeziora na świecie: Bajkał (1741 m), Tanganika (1435 m) i Niasa (706 m).

Na obszarze Polski występują liczne zapadliska uskokowe o zróżnicowanych roz

miarach. Najmłodszym okresem ich tworzenia się był neogen, kiedy to powstał sys
tem rowów tektonicznych w środkowej Polsce i na przedpolu Sudetów. Niektóre
z nich mają do 500 m głębokości. Zostały one jednak niemal całkowicie wypełnione
osadami, zawierającymi między innymi eksploatowane obecnie pokłady węgla bru
natnego, a dodatkowo są zamaskowane plejstoceńskimi utworami pochodzenia lo
dowcowego.

Powstawanie zapadlisk towarzyszy też ewolucji gór o budowie fałdowo-nasunię-

ciowej. Mają one głównie charakter obniżeń przedgórskich i powstają wskutek ugię
cia płyty podlegającej subdukcji. Równocześnie z pogrążaniem podsuwającej się pły
ty obniżenia te są wypełniane grubymi seriami osadów (do kilku kilometrów) pocho
dzących z intensywnie wypiętrzanych i niszczonych gór. Osady te zwane są molasą.
Przykładem takiego zapadliska jest Nizina Gangesu na przedpolu Himalajów, a na te
renie Polski zapadlisko przedkarpackie, wypełnione głównie utworami wieku mioceń
skiego o całkowitej grubości dochodzącej do 3500 m.

3.4, Geomorfologiczne efekty trzęsień ziemi

- formy sejsmotektoniczne

Trzęsienia ziemi są zjawiskami geodynamicznymi polegającymi na nagłym rozła

dowaniu naprężeń skumulowanych w litosferze, czego efektem jest wyzwolenie

znacznej ilości energii, która następnie rozchodzi się koncentrycznie od ogniska trzę
sienia, docierając także do powierzchni terenu. Konsekwencją wstrząsów sejsmicz
nych są między innymi przemieszczenia w obrębie ośrodka skalnego, co na po

wierzchni objawia się powstaniem różnorodnych niewielkich form rzeźby. Formy te są

określane jako sejsmotektoniczne, co podkreśla ich przyczynowy związek z trzęsienia
mi ziemi. Wielkość tych form pozostaje w bezpośrednim związku z magnitudą wstrzą
su sejsmicznego (RAMKA 3.4), ale wpływ ma także charakter podłoża skalnego. Wy
raźne formy sejsmotektoniczne tworzą się podczas wstrząsów o sile powyżej 6 w ska
li Mercallego i większej. W Polsce formy sejsmotektoniczne są dlatego praktycznie
nieobecne.

Typowym powierzchniowym efektem trzęsień ziemi są skarpy uskokowe (ang.

fault scarp).

W zależności od charakteru uskoku, skarpy przybierają różny wygląd. Na

uskokach normalnych powstają formy linijne o dużej rozciągłości, nawet ponad 10 km
i wysokości od 0,5 do 10 m, przebiegu prostoliniowym lub lekko krętym (ryc. 3.10).

Skarpy związane z nasunięciami cechują się większą krętością lub zygzakowatym
przebiegiem, mogą się składać z kilku oddzielnych segmentów, natomiast przed nimi
powstają niskie grzbiety z wyciśnięcia (ang. pressure ńdges) o wysokości do kilku me
trów. Skarpy o wysokości ponad 10 m są skumulowanym efektem wielu wstrząsów sej

smicznych o dużej sile lub częstotliwości. Czoło (lico) skarpy o nachyleniu najczęściej
45-70° jest całkowicie nowym fragmentem powierzchni terenu, inicjalnie pozbawio
nym pokrywy glebowej, odzwierciedlającym położenie powierzchni uskokowej (ryc.
3.11). Od dołu i góry jest one ograniczone wyraźnymi załomami, które z upływem cza

su zanikają. Z czasem degradacji i spłaszczeniu ulega także czoło skarpy. Tempo nisz
czenia skarp uskokowych zależy od zwięzłości podłoża i intensywności zewnętrznych
procesów niszczących, a więc pośrednio od warunków klimatycznych. Jest ono znacz-

Ryc. 3.10. Skarpa uskokowa powstała podczas trzęsienia ziemi w 1872 r., przecinająca stożek napływowy,

dolina Owens, Kalifornia (fot. P. Migoń)

nie szybsze w klimacie wilgotnym niż w suchym. Nawet w klimacie suchym nieprze
rwana degradacja trwająca kilka tysięcy lat prowadzi do znacznego zatarcia pierwot
nej formy, a śladem oryginalnej stromej skarpy jest tylko niewielkie ugięcie po

wierzchni topograficznej. Na podstawie stopnia zmian w rzeźbie określa się całkowi

ty wiek skarpy, a więc i w przybliżeniu datę wstrząsu sejsmicznego, który spowodował

jej powstanie.

Skarpy uskokowe powstają powszechnie w utworach luźnych, przerywając cią

głość powierzchni morfologicznej. Są one szczególnie powszechne w utworach rzecz
nych i w obrębie stożków napływowych u podnóży gór, ale występują także w utwo
rach stokowych, jeziornych i glacjalnych (ryc. 3.12). Tworzą się one także w zwięzłym

Ryc. 3.11. Przekształcenia skarp uskokowych z upływem czasu (wg R. Wallace'a, zmieniona): 1 - pierwotna

powierzchnia uskokowa, 2 - stok usypiskowy, 3 - stok zmywowy

podłożu skalnym, wtedy ich oryginalna powierzchnia ma często charakter lustra tek
tonicznego. W miejscach, gdzie skarpa uskokowa przecina koryto strumienia, powsta
ją progi wodospadów.

Do form sejsmotektonicznych należą również szczeliny tektoniczne, powstające

w miejscu lokalnego rozciągania powierzchni ziemi. Są to formy o małej trwałości

i szybko wypełniają się osadami. Trzęsienia ziemi powodują także osiadanie podłoża
na skrzydle zrzuconym uskoku. Takie miejsca obniżone mogą zostać wypełnione wo

dą, powstają płytkie jeziora, które z czasem zamieniają się w mokradła.

Skarpy uskokowe i inne formy sejsmotektoniczne są typowe dla obszarów tekto

nicznie aktywnych, narażonych na częste trzęsienia ziemi o dużej sile. W Europie
można je spotkać przede wszystkim w basenie Morza Śródziemnego, będącego areną

aktywnej górotwórczości (Grecja, Turcja, Apeniny we Włoszech, północna Algieria,
zapadlisko Morza Martwego), ale także w północnej Skandynawii, gdzie powstawały
w trakcie trzęsień ziemi towarzyszących zanikowi potężnego lądolodu skandynaw

skiego. Są one powszechne w obszarach sąsiadujących ze zbieżnymi granicami płyt li
tosfery (np. Wyżyna Irańska, Japonia, Kalifornia).

Znajomość geomorfologicznych skutków trzęsień ziemi ma bardzo duże znacze

nie w badaniach sejsmiki Ziemi i dla szacowania prawdopodobieństwa wystąpienia
wstrząsów o niszczycielskiej sile. Dotyczy to zwłaszcza obszarów, dla których zapis in

strumentalny i historyczny o dawnych wstrząsach obejmuje bardzo krótki wycinek
czasu (np. nieco ponad 100 lat dla południowo-zachodniej części Stanów Zjednoczo
nych). Analiza form pozostawionych przez wcześniejsze wstrząsy i stanu ich degrada

cji przynosi wówczas odpowiedź na pytanie, jak częste i jak silne były trzęsienia ziemi
w przeszłości, a to z kolei jest podstawą prognoz na przyszłość.

[Ryc. 3.12. Skarpa uskokowa przecinająca morenę boczną lodowca górskiego w Sierra Nevada, Kalifornia

(fot. P. Migoń)

Trzęsienia ziemi powodują także rozliczne efekty wtórne, związane z chwilowym,

ale znacznym zakłóceniem stanu równowagi w litosferze. Towarzyszą im osuwiska
i obrywy, lawiny błotne i śnieżne, zmiany położenia koryt rzecznych, uaktywnienie się

wulkanów błotnych, a na wybrzeżach fale tsunami. Formy powstające w wyniku tych

procesów nie są jednak zaliczane do sejsmotektonicznych.

3.5. Małe formy rzeźby związane

z uskokami przesuwczymi

Specyficzne zespoły form rzeźby powstają wzdłuż uskoków przesuwczych, które

cechują się wyraźną przewagą przemieszczeń horyzontalnych w stosunku do ruchów
pionowych. Podobnie jak w przypadku form rzeźby związanych z uskokami normal
nymi, są one najlepiej widoczne w obszarach o klimacie suchym i półsuchym, gdzie
degradacja jest powolna, a rozwój roślinności ograniczony.

Do dużych form należą zapadliska rombowe (zob. rozdział 3.3), ale podobny cha

rakter mogą mieć także niewielkie kotliny, długości kilkudziesięciu do kilkuset me
trów. Jeśli są one bezodpływowe, wówczas ich najniżej położone części są zajęte prze;
stałe lub okresowe jeziora. Kotliny te są formami płytkimi i często mało widocznym

w krajobrazie. Zapadliska tworzą się w miejscach, gdzie na załamaniach biegu usko

ku lokalnie dominuje rozciąganie. Przeciwieństwem kotlin są grzbiety z wyciśnięcia
powstające w miejscach lokalnej kompresji. Są to z reguły niskie i krótkie (do 200 m
grzbiety o przebiegu skośnym do zasadniczego biegu uskoku, zbudowane ze zdefor
mowanych osadów znajdujących się w strefie uskoku lub z mocno strzaskanego pod
łoża skalnego.

Przemieszczenia poziome na uskokach powodują charakterystyczne odkształcę

nia układu sieci rzecznej, w zasadzie niespotykane wzdłuż uskoków normalnych. Icl
istotą jest tendencja potoków do płynięcia na pewnych odcinkach wzdłuż uskoku (ryc
3.13). Dzieje się tak z dwóch powodów. Po pierwsze, konsekwencją ciągłych ruchó\
tektonicznych jest silne strzaskanie skał podłoża i deformacja utworów pokrywowycl

wzdłuż linii uskoku, co znacznie ułatwia erozję. Po drugie, stały lub epizodyczny rud

Ryc. 3.13. Formy rzeźby towarzyszące uskokom przesuwczym (wg Wessona i in.): 1 - odchylenia bieg

potoków, 2 - zapadliska przyuskokowe, 3 - grzbiety zagradzające, 4 - skarpy uskokowe

wzdłuż uskoku powoduje „ciągnięcie" rzeki zgodnie z kierunkiem przesunięcia tekto

nicznego, aż do miejsca, w którym konfiguracja powierzchni terenu pozwala na
opuszczenie strefy uskokowej. Długość takich odcinków może wynosić do kilkuset

metrów (fot. 2). Z uskokami przesuwczymi są także związane martwe doliny.

Przemieszczeniom poziomym mogą towarzyszyć ruchy pionowe, na ogół o nie

wielkiej amplitudzie. Wzdłuż linii uskoku, po stronie tektonicznie podnoszonej, roz

ciąga się wówczas próg terenowy. Na uskokach generujących trzęsienia ziemi ma on
charakter skarpy uskokowej.

3.6, Wielkopromienne deformacje powierzchni

kontynentów

Oddziaływanie czynnika endogenicznego nie ogranicza się do granic płyt tekto

nicznych i nie jest związane wyłącznie z powstawaniem gór. Ruchy pionowe są odno
towywane także w obrębie wnętrza płyt, często w znacznej odległości, wielu tysięcy ki
lometrów od najbliższej granicy płyt. Mają one też inny charakter. Ich zasięg prze

strzenny jest wielokrotnie większy od skali przemieszczeń pionowych (tzn. podniesie
niu o 100-200 m może podlegać strefa szerokości kilkuset kilometrów), a deformacja
podłoża jest praktycznie nie do zaobserwowania w pojedynczych odsłonięciach. Naj

częściej brak też wyraźnych granic obszarów poddanych wydźwignięciu lub ugięciu,
chociaż lokalnie ugięciom towarzyszą uskoki normalne. Ruchy takie są określane ja
ko wielkopromienne (dawniej w powszechnym użyciu było określenie „ruchy epejro-

geniczne"). Ich efekty szczególnie wyraźnie zaznaczają się w Afryce, gdzie występuje
kilka wielkich kotlin - niecek tektonicznych (Kotlina Kongo, Kotlina Kalahari, Kotli
na Środkowego Nigru) rozdzielonych obszarami wyżynnymi - kopułami tektoniczny

mi (Ahaggar, wyżyna Dżos w Nigerii, Lunda w Angoli), a różnice wysokości między
nimi przekraczają 1000 m.

Przyczyny ruchów wielkopromiennych nie są dobrze poznane. Część z nich jest

| zapewne związana ze zjawiskami termicznymi w litosferze, a ściślej z anomaliami ter
micznymi w jej spągu. Obecność pióropusza gorącego materiału z płaszcza Ziemi po-
I woduje nadtopienie litosfery i jej zastąpienie materiałem o mniejszej gęstości, co
i

zgodnie z zasadami izostazji prowadzi do wydźwignięcia i wysklepienia powierzchni

jterenu, połączonego z magmatyzmem i wulkanizmem (ryc. 3.14). W dalszej kolejno-
Iści może to doprowadzić do pękania skorupy ziemskiej i tworzenia się rowów tekto-
Inicznych. Niewykluczone, że powstanie systemu rowów wschodnioafrykańskich było
| poprzedzone ruchami wielkopromiennymi tego typu. Inna hipoteza odwołuje się do

ian objętościowych w spągu litosfery, spowodowanych bezpośrednio zmianami

tości, wywołanymi z kolei przez niewielkie zmiany temperatury na dużych głębo-

ościach. Nie ma więc potrzeby zastępowania skał skorupy materiałem płaszcza, a hi-

teza ta lepiej tłumaczy podniesienie epejrogeniczne niepołączone z wulkanizmem,

ecia hipoteza ponownie odwołuje się do zjawiska izostazji i kładzie nacisk na efek-

długotrwałego niszczenia powierzchni lądów. Powstałe w jego wyniku grube serie

adowe powodują dodatkowe obciążenie litosfery i jej ugięcie, podczas gdy obszary

lenudowane stają się lżejsze i ulegają dźwiganiu.

Ryc. 3.14. Tektoniczne ruchy wielkopromienne jako efekt zastępowania skał skorupy ziemskiej skałami

płaszcza (wg M.A. Summerfielda, zmieniona)

3.6.1. Clacjoizostazja

Szczególnym przypadkiem ruchów wielkopromiennych są ruchy glacjoizostatycz-

ne. Zjawisko glacjoizostazji zostało po raz pierwszy rozpoznane w Skandynawii, gdzie
stwierdzono obecność dawnych linii brzegowych na różnych wysokościach powyżej

współczesnego poziomu morza, aż do wysokości ponad 200 m n.p.m. Równolegle ob

serwowano zachodzące w skali czasu życia ludzkiego wynurzanie się z Morza Bałtyc
kiego nowych wysp i wzrost powierzchni istniejących. Prowadziło to do wniosku, że ca
ły obszar Skandynawii i Finlandii podlega podnoszeniu, najsilniejszemu wokół Zatoki
Botnickiej. Zjawisko to powiązano z obecnością, a następnie zanikiem lądolodu skan
dynawskiego, którego grubość w fazie maksymalnego rozrostu w części centralnej wy
nosiła prawdopodobnie około 3000 m. Tak znaczna masa lodu musiała spowodować
obciążenie litosfery i jej ugięcie, natomiast wraz z zanikiem lądolodu i zmniejszaniem
obciążenia litosfera zaczęła wracać do swojego pierwotnego położenia. Maksymalne
podniesienie Skandynawii wynosi już około 850 m (ryc. 3.15), a proces dźwigania nie
został jeszcze zakończony, choć obecnie zachodzi w tempie znacznie wolniejszym niż

w okresie szybkiego topnienia, na początku holocenu (10-6 tys. lat temu). Pierwszemu

etapowi dźwigania glacjoizostatycznego towarzyszyły zresztą silne trzęsienia ziemi,
których pozostałością są skarpy uskokowe w północnej Szwecji wysokości do 9 m.

Ruchy glacjoizostatyczne zachodziły także w innych obszarach, które były w za

sięgu lądolodów: w północnej części Wysp Brytyjskich, we wschodniej i środkowej Ka
nadzie. Na mniejszą skalę podobne zjawiska zachodziły w zachodniej części Stanów

Zjednoczonych, wokół kotlin zajętych w wilgotnych fazach plejstocenu przez duże je
ziora. Dzisiejsze Wielkie Jezioro Słone w Wielkiej Kotlinie (powierzchnia maksymal
nie 6,5 tys. km

) jest skromną pozostałością znacznie większego jeziora Bonneville,

które zajmowało ponad 50 tys. km

. Jego zanik wraz z osuszeniem klimatu tej części

Ameryki Północnej spowodował nierównomierne podniesienie obszaru, maksymal

nie ponad 60 m i deformację dawnych linii brzegowych.

Ryc. 3.15. Izostatyczne dźwiganie Skandynawii po ustąpieniu lądolodu: a) wysokość (w m n.p.m.) dawnych

morskich linii brzegowych, b) tempo współczesnego podnoszenia (w mm na rok)

Literatura polska

van Andel T.H., 1997. Nowe spojrzenie na starą planetę. PWN, Warszawa.
Bardzo przystępnie podany przegląd najważniejszych zagadnień współczesnych nauk geologicznych, zawie

ra m.in. rozdziały (6-8) przedstawiające współczesne poglądy na powstawanie gór i ich związek z tektoni
ką płyt.

Badura J. i in., 2003. Morfometria strefy sudeckiego uskoku brzeżnego między Złotym Stokiem a Dobromie
rzem.

Przegląd Geologiczny, t. 51, z. 12, s. 1048-1057.

Przykład szczegółowej analizy morfometrycznej tektonicznego progu Sudetów, ze wskazaniem na wykorzy
stanie numerycznych modeli terenu w geomorfologii tektonicznej.

Literatura zagraniczna

Burbank D.W, Anderson R.S., 2001. Tectonic Geomorphology. Blackwell, Malden.
Nowoczesne ujęcie geomorfologii tektonicznej, rozpatrywanej w różnych skalach czasowych, z naciskiem
na tektoniczny mechanizm zjawisk powierzchniowych. Zawiera między innymi omówienie technik geomor
fologicznych przydatnych w badaniach tektoniki.