GEOLOGIA DYNAMICZNA

GEOLOGIA DYNAMICZNA
Prowadzący: prof. dr hab. inż. Nestor OSZCZYPK0
Wymiar i forma zajęć: w.-90 g + Ćw. –90 g (2 semestry).
Forma zaliczenie: egzamin: pisemny
Punktacja: 120 p.

Treść wykładu: Struktura Ziemi, a zwłaszcza litosfery, minerały i ich własności fizyczne,
główne rodzaje skał, paleomagnetyzm, strumień cieplny, czas geologiczny. Powierzchniowe
procesy geologiczne: wietrzenie, erozja, ruchy masowe, współczesne i kopalne środowiska
sedymentacyjne, diageneza, kompakcja osadów ilastych, wody podziemne i ich ochrona, ropa
naftowa i gaz ziemny. Procesy diastroficzne: izostazja, ruchy epejrogeniczne, trzęsienia ziemi,
tektonika, pasma orogeniczne, wulkanizm, plutonizm i metamorfizm. Hipoteza Wegenera,
tektonika płyt litosferycznych, cykl Wilsona.

Tematy ćwiczeń: Charakterystyka, opis i makroskopowe rozpoznawanie minerałów
skałotwórczych, skał: magmowych, metamorficznych i osadowych. Uproszczona klasyfikacja
skał. Zarys sedymentologii; klasyfikacja i rozpoznawanie struktur tektonicznych.
Wstęp do badań terenowych, obejmujący: posługiwanie się kompasem geologicznym,
czytanie map geologicznych, intersekcja geologiczna, przekroje geologiczne i zajęcia
terenowe.

Podręczniki akademickie:
Książkiewicz M., 1979 i wcześniejsze wydania. Geologia dynamiczna. Wydawnictwa
Geologiczne.
Stanley S. M., 2002. Historia Ziemi. PWN, Warszawa,s. 705. Rozdziały: 2-Minerały
skałotwórcze i skały, 5-Środowiska sedymentacyjne, 8-Teoria tektoniki płyt, Tektonika
kontynentów i pasma górskie.
Duxbury A. C., Duxbury A. B & Sverdrup K. A., 2002. Oceany Świata. PWN, Warszawa,
636. Rozdziały: 2-Tektonika płyt, 3-Dno oceaniczne i osady.
Podręczniki w języku angielskim (wybrane):
Dufa D., 1993. Holmes’ Principles of Physical Geology.-Fourth Edition. Chapman & Hall,
s. 791.
Plammer C. C. & McGeary, 1988. Physical Geology- Fourth Edition. WM.C. Bron
Publishers, s. 535.
Skinner B., J. & Porter S., C., 1987. Physical Geology. John Wiley & Sons, s. 750.
Literatura uzupełniające:
Jaroszewski W., Marks L. & Radomski A., 1985. Słownik geologii dynamicznej.
Wydawnictwa Geologiczne, 310 s.
Mizerski W., 2002. Geologia dynamiczna dla geografów.Wydawnictwa Naukowe PWN,
Warszawa, 371 s.
Mizerski W. & Sylwestrzak H., 2002. Słownik geologiczny. Wydawnictwa Naukowe PWN,
Warszawa, 242.
Chiński A.,2000. Jeziora kuli ziemskiej. Wydawnictwo Naukowe PWN.
Warszawa, s. 202. sygn.B ING 25980/Gg

Borówka K. R., 2001. Dzieje Ziemi i rozwój życia. Jak zmieniał się świat przyrody.
Poznań, Wydawnictwo Kurpisz, s. 239.
Kłysz P. & Skoczylas J., 2003. Oblicze naszej planety - geologia i geomorfologia w
zarysie. Poznań. Wydawnictwo Naukowe UAM.

SEMESTR ZIMOWY-PROCESY EGZOGENICZNE
Tydzień I
1. Przedmiot geologii fizycznej –podręczniki
zagadnienia: procesy geologiczne, cykl geologiczny;
2. Miejsce Ziemi w Układzie Słonecznym
3. Pojęcie czasu geologicznego
zagadnienia: czas względny, zasada superpozycji, zasada uniformitaryzmu, pierwiastki
promieniotwórcze, czas połowicznego rozpadu, wiek bezwzględny;
Tydzień II
4-6. Oddziaływanie atmosfery i hydrosfery na skorupę ziemską
zagadnienia: warstwowa struktura atmosfery, cyrkulacja atmosferyczna, powierzchniowe i
denne prądy oceaniczne, prądy termohalinowe;
Tydzień III
7-8. Budowa wnętrza Ziemi i litosfery
zagadnienia: przesłanki rekonstrukcji, skorupa ziemska, litosfera, nieciągłości Konrada,
Mohorovicica i Gutenberga, tomografia komputerowa płaszcza Ziemi;
9. Skład chemiczny skorupy ziemskiej, minerały i skały
zagadnienia: minerały i ich własności fizyczne, metody identyfikacji minerałów, podział skał i
ich klasyfikacja;
Tydzień IV
10-11. Magnetyzm i paleomagnetyzm, indukcja elektromagnetyczna, strumień cieplny,
zagadnienia: ziemskie pole magnetyczne i jego składowe, anomalie magnetyczne, pozostałość
magnetyczna, temperatura Curie, paleomagnetyzm, prądy telluryczne stopień i gradient
geotermiczny, strumień cieplny;
12. Wietrzenie (fizyczne i chemiczne)
zagadnienia: insolacja, dezintegracja granularna i blokowa, zamróz, strefa wiecznej marzłoci,
soliflukcja, krioturbacja, pingo.
Tydzień V
13-14. Wietrzenie chemiczne
zagadnienia: czynniki wietrzenie chemicznego, wietrzenie sialitowe i alitowe
glinokrzemianów, minerały ilaste i glinowe, lateryt, boksyty;
15. Rodzaje gleb i ich geograficzne rozmieszczenie.
zagadnienia: procesy i profile glebowe
Tydzień VI
16-17. Erozja i transport rzeczny
zagadnienia: ablacja deszczowa, charakterystyka rzeki, ruch laminarny i turbulentny, prąd
spokojny i rwący, typy rzek, siła transportowa i obciążenie rzeki, prędkość erozyjna rzeki,
rodzaje erozji, kaptaż, przełomy rzeczne, stadia erozyjne, odmłodzenie erozji, terasy rzeczne;
18. Akumulacja rzeczna
zagadnienia: aluwia, kanały, odsypy korytowe, meandrowe i nasypy przy korytowe (levee),
równie zalewowe, podział na frakcje (klasyfikacja Wentwortha), stopień wysortowania osadu,
formy dna, uwarstwienie, imbrykacja i lineacja;
Tydzień VII tydzień:
19. Stożki aluwialne, delty i estuaria
zagadnienia: równia deltowa, czoło delty, prodelta, delta Gilbertowska;
20-21. Erozja i akumulacja eoliczna
zagadnienia: deflacja, kamienne pustynie, środowiska sedymentacji eolicznej, wydmy, lessy,
uwarstwienie osadów eolicznych;
Tydzień VIII
22-24. Erozja i akumulacja lodowcowa

zagadnienia: granica wiecznego śniegu, lodowce górskie i kontynentalne, mechanizm ruchu
lodowca, ablacja, erozja lodowcowa (detrakcja i abrazja), doliny zlodowacone, fjordy,
moreny, utwory fluwio- i limnoglacjalne, przebieg zlodowaceń plejstoceńskich w Polsce,
zlodowacenia dawnych epok geologicznych przyczyny zlodowaceń;
Tydzień IX-X
25-27, 28-30. Erozja morska i morskie środowiska depozycyjne
zagadnienia: podział środowisk morskich, morfologia obrzeżenia kontynentalnego i dna
oceanicznego, falowanie i erozja morska, osady strefy litoralnej i sublitoralnej, płytkomorska
sedymentacja węglanowe, turbidyty i stożki podmorskie, głębokowodna sedymentacja
pelagiczna, granica kompensacji węglanu wapnia;
Tydzień XI
31. Jeziora i sedymentacja jeziorna
zagadnienia: geneza jezior, typy jezior, sedymentacja i rozkład materii organicznej,
torfowiska, stadium bio -i geochemiczne procesów uwęglania;
32-33. Kopalne środowiska depozycyjne
zagadnienia: facje i litofacje, lito i biotopy, kopalne osady klastyczne, węglanowe i
krzemionkowe, ewaporacja i modele basenów ewaporacyjnych;
Tydzień XII
34-36. Diageneza
zagadnienia: rodzaje diagenezy, twardnienie koloidów, kompakcja osadów ilastych,
rekrystalizacja, cementacja, konkrecje, sylifikacja i fosylizacja;
Tydzień XIII
37-38. Wody podziemne
zagadnienia: obieg wody w przyrodzie, porowatość i własności zbiornikowe skał, przepływ
wód podziemnych, geneza i klasyfikacja wód podziemnych, wody gruntowe i baseny
artezyjskie, zanieczyszczenia i ochrona wód podziemnych, wody mineralne i termalne;
39. Zjawiska krasowe
zagadnienia: powierzchniowe i podziemne formy krasowe
Tydzień XIV
40-42. Ruchy masowe
zagadnienia: własności mechaniczne skał i gruntów, kryterium stabilności zbocza,
klasyfikacja i podział ruchów masowych, obszary osuwiskowe Karpat;
Tydzień XV
43-45. Pochodzenie i występowanie węglowodorów
zagadnienia: geochemiczne aspekty pochodzenie ropy naftowej i gazu ziemnego, skały
macierzyste i rola upwellingu w ich powstawaniu, skały zbiornikowe, pierwotna i wtórna
migracja, pułapki złożowe;

SEMESTR LETNI –PROCESY ENDOGENICZNE
Tydzień XVI
46-48. Diastrofizm
zagadnienia: zmiany linii brzegowej, transgresje i regresje, ruchy eustatyczne; izostazja -
modele Airego i Pratta, pole grawitacyjne Ziemi, anomalie grawimetryczne, ruchy
izostatyczne

Tydzień XVII
49-51. Trzęsienia Ziemi
zagadnienia: rodzaje fal sejsmicznych, intensywność i energia trzęsień, skale MCS i Richtera,
położenie i głębokość ognisk, geograficzne rozmieszczenie wstrząsów sejsmicznych, reżim
tektoniczny trzęsień Ziemi, powierzchnia Benioffa-Wadatiego.
Tydzień XVIII

52-54. Deformacje tektoniczne
zagadnienia: układ sił, naprężeń i odkształceń, wpływ ciśnienia otaczającego, temperatury i
płynów porowych na odkształcenia, bieg i upad warstw, deformacje ciągłe, mechanizmy
fałdowania
Tydzień XIX
55-56. Deformacje nieciągłe
zagadnienia: uskoki, powstawanie uskoków w trójosiowym polu naprężeń, spękania ciosowe,
kliważ;
57. Góry fałdowe
zagadnienia: periodyczność ruchów tektonicznych, geosynkliny, cykl geosynklinalny,
tektonika Karpat Zachodnich na tle Alpidów;
Tydzień XX
58-60. Wulkanizm I
zagadnienia: powstawanie magmy i jej właściwości, dyferencjacja magmy;
Tydzień XXI
61-63. Wulkanizm II
zagadnienia: produkty działalności wulkanicznej, klasyfikacja skał wulkanicznych, podział
erupcji, geograficzne rozmieszczenie wulkanów;
Tydzień XXII
64-66. Plutonizm
zagadnienia: typy intruzji, chłodzenie i krystalizacja magmy, sposoby dyferencjacji magmy;
Tydzień XXIII
67-69. Plutonizm II
zagadnienia: szeregi reakcyjne Bowena, klasyfikacja skał głębinowych, rozmieszczenie skał
ogniowych w litosferze
Tydzień XXIV
70-72. Metamorfizm I
zagadnienia: definicja i granice metamorfizmu, czynniki metamorfizmu, facje metamorfizmu
Tydzień XXV
73-75. Metamorfizm II
zagadnienia: rodzaje metamorfizmu, metamorfizm hydrotermalny, kontaktowy, typu Barrow,
metamorfizm błękitnych łupków;
Tydzień XXVI
76-78. Metamorfzim III
zagadnienia: metamorfizm łuków wyspowych i kolizji kontynentalnych.

Tydzień XXVII
79-81. Tektonika płyt litosferycznych I
zagadnienia: wczesne przesłanki dryftu kontynentów, hipoteza Wegenera, krytyka dryftu
kontynentalnego;
Tydzień XXVIII
82-84. Tektonika płyt litosferycznych II
zagadnienia: badania paleomagnetyzm i nawrót idei dryftu kontynentalnego, spreading dna
oceanicznego (hipoteza Hessa);
Tydzień XXIX
85-87. Tektonika płyt litosferycznych III
zagadnienia: Hipoteza Vina- Matthewsa, strefy pęknięć i uskoki transformujące, cykl Wilsona
Tydzień XXX
88-90. filmy video

Przedmiot geologii fizycznej -podręczniki

A) Pojecie czasu geologicznego
B) Oddziaływanie atmosfery i hydrosfery na skorupę ziemską

Wykład II

A) Budowa wnętrza Ziemi i litosfery
B) Skład chemiczny skorupy ziemskiej, minerały
C) Własności minerałów; paleomagnetyzm, indukcja elektromagnetyczna, pole

geotermiczne (ćwiczenia: minerały)

Wykład III
Zewnętrzne procesy geologiczne cz. I
A) Wietrznie,
B) Erozja i akumulacja rzeczna,
C) Erozja i akumulacja lodowcowa i eoliczna, ruchy masowe
Wykład IV/V
Zewnętrzne procesy geologiczne cz. II
Erozja morska i współczesne i kopalne morskie środowiska depozycyjne
Wykład VI Sedymentacja biogeniczna
Wykład VII Diageneza
Wykład VII Wody podziemne
Wykład VIII Pochodzenie i występowanie ropy naftowe
Wykład XI Diastrofizm, ruchy eustatyczne, trzęsienia Ziemi
Wykład XII deformacje tektoniczne i pasma fałdowe
Wykład XIII Wulkanizm, Platonizm-skały głębinowe,Platonizm-skały głębinowe
Wykład XIV Metamorfizm
Wykład XV Wędrówka kontynentów i hipoteza tektoniki płyt litosferycznych

2. GEOLOGIA FIZYCZNA

Prowadzący: prof. dr hab. inż. Nestor Oszczypko
Wymiar i forma zajęć: w.-45 g + Ćw. –45 g (1 semestry).
Forma zaliczenie: egz.
Punktacja:
Treść wykładu: Struktura Ziemi, minerały i ich własności fizyczne, główne rodzaje skał,
strumień cieplny, czas geologiczny. Powierzchniowe procesy geologiczne: wietrzenie, erozja,
ruchy masowe, współczesne środowiska sedymentacyjne, diageneza, wody podziemne, ropa
naftowa i gaz ziemny. Procesy diastroficzne: izostazja i ruchy epejrogeniczne, trzęsienia
ziemi, tektonika, pasma orogeniczne, wulkanizm, plutonizm i metamorfizm, tektonika płyt
litosferycznych.
Tematy ćwiczeń: Charakterystyka, opis i makroskopowe rozpoznawanie minerałów
skałotwórczych i skał. Klasyfikacja i rozpoznawanie struktur tektonicznych.
Wstęp do badań terenowych, obejmujący: posługiwanie się kompasem geologicznym,
czytanie map Geologicznych i przekrojów Geologicznych.

Wykłady I

C) Przedmiot geologii fizycznej -podręczniki
D) Pojecie czasu geologicznego
E) Oddziaływanie atmosfery i hydrosfery na skorupę ziemską

Wykład II

D) Budowa wnętrza Ziemi i litosfery
E) Skład chemiczny skorupy ziemskiej, minerały
F) Własności minerałów; paleomagnetyzm, indukcja elektromagnetyczna, pole

geotermiczne (ćwiczenia: minerały)

2. GEOLOGIA DYNAMICZNA

Prowadzący: prof. dr hab. inż. Nestor Oszczypko
Wymiar i forma zajęć: w.-90 g + Ćw. –90 g (2 semestry).
Forma zaliczenie: egz.
Punktacja: 120 p.

Treść wykładu: Struktura Ziemi, a zwłaszcza litosfery, minerały i ich własności fizyczne,
główne rodzaje skał, paleomagnetyzm, strumień cieplny, czas geologiczny. Powierzchniowe
procesy geologiczne: wietrzenie, erozja, ruchy masowe, współczesne i kopalne środowiska
sedymentacyjne, diageneza, kompakcja osadów ilastych, wody podziemne, ropa naftowa i gaz
ziemny. Procesy diastroficzne: izostazja, ruchy epejrogeniczne, trzęsienia ziemi, tektonika,
pasma orogeniczne, wulkanizm, plutonizm i metamorfizm. Hipoteza Wegenera, tektonika płyt
litosferycznych, cykl Wilsona.

Wstęp do badań terenowych, obejmujący: posługiwanie się kompasem geologicznym,
czytanie map geologicznych, intersekcja geologiczna, przekroje geologiczne i zajęcia
terenowe.

Wykład I

A-Przedmiot geologii fizycznej,

-podręczniki

Podręczniki akademickie:
Książkiewicz M., 1979 i wcześniejsze wydania.Geologia dynamiczna.
Wydawnictwa Geologiczne.
Mizerski W., Geologia dynamiczna dla geografów.PWN, Warszawa.
Mizerski W. &Sylwestrzak H., 2002. Słownik geologiczny. PWN, Warszawa.
Stanley S. M., 2002. Historia Ziemi. PWN, Warszawa. Rozdziały: 2-Minerały
skałotwórcze i skały, 5-Środowiska sedymentacyjne, 8-Teoria tektoniki płyt,
Tektonika kontynentów i pasma górskie.
Duxbury A. C., Duxbury A. B & Sverdrup K. A., 2002. Oceany Świata. PWN,
Warszawa. Rozdziały: 2-Tektonika płyt, 3-Dno oceaniczne i osady.
Podręczniki w języku angielskim (wybrane):
Dufa D., 1993. Holmes’ Principles of Physical Geology-Fourth Edition.
Chapman & Hall.
Plammer C. C. & McGeary, 1988. Physical Geology- Fourth Edition. WM.C.
Bron Publishers.
Radlicz-Rủhlowa H. & Wiśniewski-Zelichowska M., 1988. Podstawy geologii.
Wydawnictwa Szkolne i Pedagogiczne, Warszawa.
Pasendorfer E. (red.), 1968-Zarys nauk geologicznych. Wydawnictwa
Geologiczne, Warszawa.

A-PRZEDMIOT GEOLOGII FIZYCZNEJ

Geologia fizyczna jest nauką o budowie skorupy ziemskiej i procesach

zachodzących na powierzchni i we wnętrzu Ziemi. W wyniku tych procesów
Ziemia ulega ciągłym przemianom:

1) Nowoczesne pomiary odległości (radioastronomiczne i satelitarne-laserowe)
wykazują, że kontynenty lub ich fragmenty przemieszczają się z prędkością do
kilkunastu cm/rok.

2) Tragicznym następstwem tego są trzęsienia Ziemi i wulkanizm.
3) W ciągu ostatnich 4 mld lat Ziemi i jej powierzchnia zmieniała się
nieustannie. Motorem tych przemian były prądy konwekcyjne, działające w
płaszczu, które powodowały ruch litosfery, której częścią są kontynenty.

4) W skutek zmian układu prądów konwekcyjnych w płaszczu kontynenty
oddalały się od siebie i wtedy powstawały oceany, lub zderzały się ze sobą i
powstawały pasma górskie np. Alpy czy Himalaje. Często kontynenty pękały,

dając początek nowym oceanom. Tak więc usytuowanie kontynentów i
oceanów zmieniało się w czasie i będzie zmieniać się w przyszłości.

5) Wędrówka lądów powodowała zmiany klimatu i nowe usytuowanie stref
klimatycznych.

6) Lądy przesuwały się przez różne szerokości geograficzne, na których
panowały różne klimaty. To spowodowało, że obecnie w tym samym miejscu
lub rejonie mogą występować rożnowiekowe skały, zawierające szczątki
roślinne i zwierzęce, pochodzące z różnych stref klimatycznych (np. zimno i
ciepłolubne flory).

7) Dzięki łączeniu się kontynentów świat roślinny i zwierzęcy mógł rozszerzać
się na nowe tereny i na odwrót- kiedy lądy dzieliły się to ewolucja na nich
mogła przebiegać w sposób odmienny.

8) Zmiany klimatyczne powodowały zmianę osadów (np. rzeczne-pustynne)

9) Tak więc powierzchnia Ziemi jest jak książka, w której można odczytać
historię lądów i oceanów, roślin i zwierząt.

Rysunek geologia dynamiczna-

Cykliczność procesów geologicznych

B. CZAS GEOLOGICZNY

Procesy geologiczne zachodzą w czasie geologicznym, zazwyczaj bardzo powoli, niekiedy
tylko b. szybko (katastrofy): trzęsienia Ziemi (np. zagłada Lizbony w 1755 r, San Francisco,
1906), wybuchy wulkanów (np. zagłada Krakatau, Indonezja, 1883), osuwiska/obrywy
(Vaiont, Alpy, 1963, 3 100 ofiar) itd. Analizą zmian skorupy ziemskiej w dziejach Ziemi
zajmuje się geologia historyczna.

Wyobrażenia o dziejach Ziemi i czasie jej powstania zmieniały się bardzo powoli. Do XVII
stulecia dominowały poglądy nawiązujące do wydarzeń biblijnych. Panowało przekonanie o
jednorazowym akcie stworzenia Ziemi, a upływ czas liczono sumując kolejne pokolenie
potomków Abrahama. W ten sposób w XVI stuleciu doliczono się nieco ponad 6 000 lat
dziejów Ziemi, a irlandzki arcybiskup Ussher (XVII w) stwierdził, że Ziemia powstała o 9.00
rano 26 października 4004 roku przed Chrystusem. Za ojczyznę geologii historycznej i
stratygrafii uważa się Anglię.

Podstawą wnioskowania o czasie geologicznym stała się zasada uniformitaryzmu
(upodobnienia) sformułowana przez Jamesa Huttona w 1785 roku. Idea ta rozwinięta została

w 1830 r przez Charlesa Lyella (dzieło Principles of Geology) jako zasada aktualizmu
geologicznego, wyrażająca się w haśle

"teraźniejszość kluczem do przeszłości".

Przyjęcie tej zasady pozwoliło odtwarzać, na podstawie współczesnych obserwacji, procesy
geologiczne w dawnych epokach geologicznych .

W naukach geologicznych rozróżniamy pojęcia czasu (wieku) względnego i
"bezwzględnego".

Metody ustalania wieku względnego:

1) metody litologiczne- opisujące następstwo warstw z zastosowaniem zasady superpozycji
(nadległości), zasady pierwotnego poziomego ułożenia oraz zasada pierwotnej bocznej
ciągłości. Według tych zasad wprowadzonych przez duńskiego mnicha Nilsa Stenssena
(1669), w niezaburzonych tektonicznie skałach osadowych i wulkanicznych warstwa niżej
leżąca jest starsza od wyżej leżącej. Ponadto przy korelacji litologicznej pomocne są badania
sedymentologiczne, petrograficzne, mineralogiczne (minerały ciężkie) i geochemiczne.
Rysunek kenion Kolorado

2) metody paleontologiczne (paleozoologia, paleobotanika)- opierające się na wykorzystaniu
następstwa zespołów skamieniałości fauny i flory (W. Smith, 1769-1839 w Anglii i J. Cuvier,
1769-1832 i A. Brongiart, 1770-1847 we Francji). W. Smith wyraził pogląd, że skały
zawierające te same skamieniałości są równowiekowe.

Dalsze badania paleontologiczne wykazały, że skamieniałości zmieniają w czasie, a ustalenie
następstwa zespołów faunistycznych i florystycznych, stało się podstawą współczesnej
stratygrafii.

3) metody tektoniczne (diastroficzne) opierające się ustaleniu cykli orogenicznych (na
podstawie analizy niezgodności) oraz następstwa zjawisk wulkanicznych i procesów
matemorficznych. (Fotografianiezgodności)
schemat następstwa
4) metody geofizyczne: geofizyka wiertnicza, sejsmika (stratygrafia sekwencyjna).
Badań wieku względnego pozwoliły na skonstruowanie tabeli stratygraficznej.

Metody ustalania wieku "bezwzględnego":
Pierwsze próby:

De Geer (1884) liczenie lamin letnich i zimowaych w ilach warwowy, powstałych z jeziorach
na przedpolu lodowca skandynawskiego. W ten sposób obliczono, że lodowiec opuścił
wybrzeże południowej Szwecji 1350 lat temu.
Fotografia iłów warwowych

Lord Kelvin (1897) oszacował czas stygnięcia globu ziemskiego na 20 - 40 Ma.

Metody radioaktywne:

1896-odkrycie promieniotwórczości uranu przez`Becquerela

1898-odkrycie radu przez Piotra i Marię Curie-Skłodowską

1906-odkrycie cząstek elementarnych przez Ernesta Rutherforda

Niektóre izotopy (atomy tego samego pierwiastka różniące się liczbą neutronów) ulegają
samoczynnemu rozpadowi tworzą atomy innego pierwiastka. Towarzyszy temu emisja
energii. Tempo rozpadu jest stałe i określone przez czas połowicznego rozpadu, w którym
połowa atomów macierzystych ulega rozpadowi na atomy pochodne.

N=Noe-lt

, gdzie l-stała rozpadu radioaktywnego, t-czas, N-liczba atomów pierwiastka po

upływie określonego czasu, No-początkowa liczba atomów w próbce.

Niektóre ważniejsze izotopy promieniotwórcze stosowane w datowaniu skał

Izotop
macierzysty

Emisja

Izotop
końcowy

Okres
połowiczne
go rozpadu
(w latach)

Zastosowanie

uran

238

8α+6β+energia ołów

206

4,468 mld

100 mld lat

uran

235

7α+4β+energia

ołów

207

703,8 mln

5 mld lat

tor

232

6α+4β+energia

ołów

208

14,008 mld

1 mld-100 000
lat

rubid

1β+ niewielka
energia

stront

48,8 mld

1 mld-100 000
lat

potas

Przyłączenie 1
elektronu

argon

wapń

1,3 mld
1,3 mld

1 mld-100 000
lat

samar

147

Sm)

neodym

147

106 mld

ponad 100 mld
lat

węgiel

1β

azot

5730

do 50 000 lat

tryt

1 neutron

deuter

12,5

hydrogeologia

α- jądro He- 2 protony + 1 neutron
β- swobodny elektron o dużej prędkości
1g uranu

238

U po 1 mld lat = 0,116g ołowiu

206

Pb + 0,865 g uranu

238

Najstarsze skały:
meteoryt -chondryt (1969, Meksyk) 4, 566 mld.+/- 2 mil. lat,
powstanie Ziemi-około 100 ma poźniej: 4,550-4,450 mld. lat,

Grenlandia (Issua)-zlepience płażowe, powstałe w wyniku falowania-3,8 mld. lat, bakterie
fotosyntetyczne ?,
Afryka Południowa-skały piroklastyczne, lawy poduszkowe- 3,7-3,5 mld lat wulkany
błotne-słady bakterii-3,5 mld. Podobne bakterie spotyka się współcześnie w pobliżu gorących
źródeł (230 1 C). W tym czasie 95 % Ziemi zajmowały płytkie oceany.
Stromatolity grupy Warrawoona (Pilbara, NW Aaustralia)-3,5-3,4 mld.lat,
Cyjanobakterie produkujące tlen-2,5mld. lat,
Eukaryota (Metazo)-komórki zawierające jądro i ciało komórkowe-1,5-1,4 mld. lat
organizmy wielokomórkowe-700 mln. lat.

Tabela 3.1 Historia biosfery
Tabela stratygraficzna

F) Oddziaływanie atmosfery i hydrosfery na skorupę ziemską-tylko dla

geologów

Wiatry stałe

W troposferze na skutek różnic w temperaturze powstają różnice ciśnień i ruch mas powietrza.
Temperatura powietrza uzależniona jest od szerokści geograficznej- promieniowanie słoneczne na
równiku wynosi: 1,42 J/minutę/ 1 cm2, na biegunach 0,586 J/minutę/ 1 cm2. Im większy gradient
termiczny, tym większa cyrkulacja powietrza, największe gradienty w okresach lodowych.

Pasaty-wiatry w strefie międzyzwrotnikowej, wiejące nad oceanami od wyżów zwrotnikowych do
niżów równikowych z odchyleniem (siła Coriolisa) ku SW na pół. N i ku NW na pół. S, śr.
prędkość 5-6 m/s.

Anty-pasaty-wiatry górne w strefie międzyzwrotnikowej, wiejące w kierunku przeciwnyn niż pasaty.

Wiatry strumieniowe (jet-stream) w górnej troposferze lub stratosferze (10-12 km), wzdłuż
równoleżnikowe, zazwyczaj z W na E, prękość do 500 km/h, w lecie 60-100 km/h.

Cyklony tropikalne (tajfuny)-rodzaj cyrkulacji atmosf. w obszarach niżów atmosf., powstają na
granicy frontu ciepłego i chłodnego. Na pół. N wieją w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek
zegara, na pół. S zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Warunek konieczny do powstania silnego
wiru w atmosferze to: temperatura powierzchniowa wód oceanicznych wyższa od 251C, temperatura
powietrza nieco niższa oraz wilgotność ponad 80 %. śr. prędkość w oku cyklonu przekraca 60 m/s,
tj. 216 km/h

Antycyklony -rodzaj cyrkulacji atmosf. w obszarach wyżów atmosf. śr. prędkość 25-30 km/h.

Prądy morskie

Stałe prądy morskie wywołują stałe wiatry (prądy dryfowe) oraz zmiany temperatury i zasolenia
(cyrkulacja termo-halinowa). Prądy morskie wyrównują temperaturę wód od równika do bieguna
(wody ciepłe) i od bieguna do równika (wody chłodne).

Prądy powierzchniowe (dryfowe): pasaty powodują powstawanie ciepłych północnych i
południowych prądów równikowych: Atlantyk N: prąd gujański, karaibski, zatokowy (Golfsztrom),
Atlantyk S:południoworównikowy, brazylijski, Ocean Spokojny: północnorównikowy (japoński),
Kurosiwo, północnopacyficzny południoworównikowy, wschodnioaustralijki.
Wiatry zachodnie na półkuli południowej powodują powstanie-Dryfu Wiatrów Zachodnich (chłodne
wody). Prędkość prądów powierzchniowych około 10 km/d (tj. 0,115 m/s), Prąd Zatokowy i
Kurosiwo od 90 do 160 km/d (tj. od 1,04 do 1, 85 m/s).
Prądy chłodne: Atlantyk: labradorski (S), kanaryjski (S),benguelski (N), Pacyfik: Ojasiwo (S),
kalifornijski (S), peruwiański (N), Ocean Indyjski: Prąd Zachodnioaustraliski (NE). Chłodne prądy
peruwiańsi, bengueleński i zachodnioaustraliski powodują powstawanie upwellingu na wybrzeżach
kontynentalnych, odznaczjących się wielką produktywnością wód.

Wykład 2

BUDOWA WNĘTRZA ZIEMI I LITOSFERA

Rekonstrukcja na podstawie przesłanek pośrednich:

Bezpośrednie obserwacje :
Odsłonięte fragmenty skopy ziemskiej - kilka km
Najgłębsze kopalnie-3 km
Głębokie wiercenia -8 km
Supergłębokie wiercenia 10-12 km

Przesłanki pośrednie:
Analiza składu meteorytów
Analiza skał zasadowych i ultrazasadowych, wyniesionych
wnastępstwie procesów tektonicznych, maks. głęb. 25 km
Analiza ksenolitów (porwaków), występujących w skałach wulkanicznych, maks. głęb. 200
km
Wyniki badań eksperymentalnych minerałów w warunkach wysokich ciśnień i temperatur
Badani geofizyczne:
sejsmiczne-tomografia komputerowa
grawimetria
magnetoteluryka
geotermia

Historia odkryć:

E. Wiechert (1987)- niemiecki geofizyk-koncentryczne powłoki:
skorupa, skalny płaszcz i metaliczne jądro;

A. Mohorovi2ic (1909)- chorwacki sejsmolog- powierzchnia nieciągłości w spągu skorupy
ziemskiej na głębokości 50-60 km (MOHO);

B. Gutenberg (1913)- amerykański geofizyk-granica między płaszczem i jądrem (2 900 km);

A. Lehman (1936)- jądro wewnętrzne, poniżej 5 120 km.

Rysunek Budowa Ziemi (2.1) w ING

Rysunek struktura globu

Cechy fizyczne globu (Tab. 2)

Powloki Ziemi (ta. 2.1) grubość ING

warstwa

grubość

głębokość

objętoś

fale P

km/s

fale S

km/s

gęstość

g/cm

skorupa

5-70

Granica

Zmienna

1,5

5,8-7,6

3,2-4,3

2,8

płaszcz

2895-

2830

2900

Granica

82,3

7,9-13,6

TEN

4,3-7,3

BER

3,3-5,8

jądro

zew.

2200

5120

15,4

8,1-10,4

9,4-12,0

jądro

wew.

1251

6371

0,8

11,1-11,3

13,0-13,5

Skorupa kontynentalna

grubość km P (km/s)

Warstwa

25-70

2-4,5

osadowa

5-5,5

granitowo-

metamorficzna

nieciągłość Conrada

AL.

6,5-7,6

bazaltowa

nieciągłość MOHO

Skorupa oceaniczna

grubość km P (km/s)

Warstwa

25-70

2-4,5

osadowa

5-5,5

Osadowo-

bazaltowa

AL.

6,5-7,6

bazaltowa

nieciągłość MOHO

Płaszcz Ziemi:

Górny płaszcz (5-400 km) =SIMA

Strefa przejściowa (400-800 km)=CROFESIMA

Dolny płaszcz (800-2900 km)=NIFESIMA

Podział górnego płaszcza

strefa wysokich prędkości (0-50 km w-wa eklogitowo-perydotytowa)

strefa niskich prędkości (100 km-Astenosfera-1-10% upłynnienia)

strefa wysokich prędkości (250 km)

LITOSFERA=SKORUPA+ STREFA WYSOKICH PRĘDKOŚCI

TEKTONOSFERA=LITOSFERA+ASTENOSFERA

Litosfera zbudowana jest ze skał, które są agregatami złożonymi z minerałów.

Minerały powstają na drodze procesów naturalnych (np. krzepnięcie magmy lub wytrącanie
soli na skutek odparowania. Istnieje kilka tysięcy minerałów, ale tylko kilkanaście nazyway
skałotwórczymi.
Tabela 1-średni skład chemiczny
Minerały

Magnetyzm ziemski

Kula ziemska zachowuje się jak gigantyczny magnes, którego bieguny znajdują się w

pobliżu biegunów geograficznych (W. Gilbert, 1600). Oś tego magnesu nie pokrywa się z osią
obrotu Ziemi, lecz jest odchylona o 111 301 i zmienia swe położenie w czasie. Biegun
magnetyczny na półkuli północnej posiada współrzędne 731N, 1001W, a na półkuli
południowej 681S i 1461E. Źródłem pola geomagnetycznego jest samowzdudzające się
dynamo termicznych prądow konwekcyjnych w jądrze zewnętrznym (płynnym, Fe, Ni)-teoria
J. Larmora (1919), E.C. Bullarda i W. M. Elssera.

Rysunek ziemskie pole magnetyczne w ING, Magnetyzm 1, 2

W dowolnym punkcie globu pole magnetyczne wyznacza wektor posiadający wielkość i
kierunek. Wektor ten wyznaczają składowa pozioma i pionowa pola magnetycznego,
położenie tych składowych określa deklinacja i inklinacja.

Deklinacja (D) jest to kąt poziomy zawarty pomiędzy południkiem geograficznym i
magnetycznym. Deklinacja może być wschodnia lub zachodnia, a jej wielkość waha się od 0
(równik) do 901 (np. Archipelag Arktyczny). Linie łączące punkty o równej deklinacji
nazywamy izogonami.

Inklinacja (I) jest to kąt pionowy zawarty pomiędzy składową poziomą oraz wektorem
natężenia pola magnetycznego (F). Linie łączące punkty o równej inklinacji nazywamy
izoklinami. Współcześnie mamy epokę normalnej polarności- na półkuli północnej
inklinacja jest dodatnia, na południowej ujemna. W epoce normalnej polarności linie sił pola
magentycznego opuszczają Ziemie w pobliżu bieguna geograficznego południowego i

wnikają w nią ponownie w pobliżu bieguna północnego. W epoce odwróconej polarności linie
sił pola m. biegną w kierunku odwrotnym. Zmiany kierunku namagnesowania, zachodzące w
różnej skali i w różnych okresach, są związane ze zmianą tempa konwekcji termicznej w
jądrze zewnętrznym.

Natężenie (F) mierzy się w gausach (Gs):
1 Gaus= natężenie 1G cm/sek2/cm2
SI 1Gs=0,1 mT (militesli)
W pomiarach magnetycznych przed wprowadzenie systemu SI używana była mniejsza
jednostka (gamma) 1

=1/100 000 Gs

Natężenie na równiku magnetycznym Fr=0,28 Gs=31

T (mikrotesli)

Natężenie na biegunie magnetycznym Fbr=0,68 Gs=61

T (mikrotesli)

Zarówno natężenie, inklinacja i deklinacja są zmienne w czasie.
Pomiary magnetyczne prowadzone są na lądach, morzach, z samolotów (pomiary
aeromagnetyczne) i satelitów (POGO, MAGSAT) przy pomocy magnetometrów.
Ziemskie pole magnetyczne zbliżone jest do pola diipolowego. Realne pole m. wykazujące
odstępstwo od pola dipolowego nazywamy anomaliami magnetycznymi. Wyróżniamy
anomalie planetarne wywołane procesami we wnętrzu Ziemi oraz anomalie regionalne
związane z rozmieszceniem minerałó ferromagnetycznych w skorupie. Dodatnie anomalie
często występują w platformach prekambryjskich (złoża magnetytu i hematytu), np. kurska
anomalia m (F=1,9 Gs), suwalska am, lub jądrach pasm fałdowych (np. Magnitogorsk na
Uralu).

Paleomagnetyzm

Ziemskie pole magnetyczne indukuje w skałach wtórne pole magnetyczne, którego natężenie
uzależnione jest od podatności skał na namagnesowanie (magnetyzację). Największą
podatność mają rudy żelaza (magnetyt, hematyt, syderyt, piryt). Podatność magnetytu jest
200-2000 razy większa od skał osadadowych. Podatność magnetyczna

skały zasadowe

wylewne (bazalty)

skały zasadowe głębinowe (perydotyt, gabro, dunit)

głębinowe skały

kwaśne (granitoidy)

skały osadowe

osady chemiczne. W wysokich temperaturach (T Curie)

skały tracą namagnesowanie. Przy ciśnieniu atmosferycznym TC wynosi 7701 C dla żelaża,
3301 dla niklu i 5801 dla magnetytu. Ze wzrostem ciśnienia TC spada.

Podczas powstawania skał i minerałów podatnych na namagnesowanie indukują się one
zgodnie z lokalnym polem magnetycznym. Magnetyzacja utrwalona w skałach z ubiegłych
epok geologicznych zachowała się w postaci magnetyzacji szczątkowej (remanentnej
NRM). Rożróżniamy termiczną pozostałość magnetyzczną (TRM) w skałach magmowych
stygnąćych poniżej TC oraz izotermiczną magnetyzację szczątkową (IRM) w skałach
osadowych. IRM jest około 100 słabsza od TRM. Podstawą interpretacji
paleomagnetycznych jest założenie, że bieguny geomagnetyczne zawsze położone były w
pobliżu biegunów geograficznych.

Polowe i laboratoryjne badania paleomagnetyczne pozwalają na określenie: paleoinklinacji,
paleodeklinacji oraz kierunku namagnesowania (polarność normalna lub odwrócona).

Wykreślenie pozycji bieguna paleomagnetycznego dla różnych okresów pozwala na
określenie pozycji danego obszaru względem bieguna geograficznego. W ten sposób
powstały mapy pozornej wędrówki bieguna północnego dla poszczególnych kontynentów i
subkontynentów: np. Europa-Kambr (570 ma ) śr. Pacyfik, Perm (290 ma) E Chiny, Trias
(245 ma ) E Syberia, Miocen (23 ma) w pobliżu współczesnego, co daje średnią prędkość
"wedrówki" bieguna N- 3 cm/rok. Mapy te stały się jednym z koronnych dowodów na
słuszność teorii tektoniki płyt.
Usytuowanie biegunów-rysunek w ING

W wyniku prowadzonych na szeroka skalę badań paleomagnetycznych zgromadzona została
ogromna ilość danych. Wśród tych pomiarów wydzielały się dwie prawie równe populacje
kierunków namagnesowania (N i S). Na początku lat 60 wyniki tych pomiarów skorelowano
z wynikami badań wieku izotopowego (Cox, 1963), początkowo dla ostatnich 3,6 Ma, a
następnie dla 4,5 ma co pozwoliło na wydzielenie epok normalnego i odwróconego
namagnesowania: Brunhes (N) do 0.69 Ma, Matuyama (R) 2,43 Ma, Gauss (N) 3,32 Ma oraz
Gilbert (R) 4,5 Ma. Ponadto w obrębie epok wydzielone zostały wydarzenia (events), np.
Olduvai. W następstwie badań rdzeni z wierceń podmorskich w 1969 roku stworzone zostały
podstawy magnetostratygrafii (Opddyke, Glass, Hayes & Foster), uwzględniające badania
biostratygraficzne, paleomagagnetyczne oraz wiek izotopowy.Tabela magnetostratygraficzna
dla ostatnich 165 Ma, zawierająca 336 anomalii pasmowych, miała kapitalne znaczenie dla
określenia czasu rozpadu Pangei i powstawania oceanów.

Indukcja elektromagnetyczna

Indukcja elektromagnetyczna we wnętrzu Ziemi powoduje przepływ prądu elektrycznego
(prądy teluryczne). Prądy lokalne wywołane mogą być obecnością złóż, np. pirytu lub grafitu.
Przewodnictwo elektryczne skał mierzone jest jest ich oprornością (odwrotność
przewodnictwa) tj. w ohmach (

m) lub om/m:

piryt -0,001

m, woda morska 0,3

m, woda słodka

m, łupki ilaste

m, wapień 400-4000

skały ogniowe 1000 - 10000

m. Własności te wykorzystawane są w geofizyce

poszukiwawczej do badania płytkich stref skorupy ziemskiej (profilowania i sondowania
elektryczne, sondowania magnetoteluryczne). Zróżnicowana oporność skał powszechnie
znajduje zastosownie w geofizyce wiertniczej (karotaże) :boczne sondowanie elektryczne,
samostne potencjały.

Pole geotermiczne

Obserwacje prowadzone w kopalniach i głębokich otworach wiertniczych wykazują na stały
wzrost temperatury z głębokością. Potwierdza to obecność gorących źródeł, gejzerów i
wulkanów. Przy powierzchni Ziemi dobowe zmiany temperatury sięgają do głębkości 1m, a
sezonowe do 20 m. Istnieją dwie miary przyrostu temperatury z głębokością: stopień
geotermiczny-tj. przyrost głębokości powodujący wzrost temperatur o 11 C oraz gradient
geotermiczny, tj. przyrost temperatury w 1 C/ 1 m, 100 m, 1 km. Przykładowo stopień
geotermiczny wynosi: Budapest 15 m, Krosno 41,7 m, Szubin (Kujawy) 33 m, Pisz-96 m,
Krzywy Róg (Ukraina) 112,5 m, Witwatersrand (Transval, S. Afryka)-172,7 m. Podobnie jest
z gradientem geotermicznym, który w obszarach młodego wulkanizmu wynosi 20-30 1 C/
km, podczas gdy w obszarach platform prekambryjskich jest o ponad rząd niższy.

Przepływ strumienia cieplnego uzależniony jest od przewodnictwa cieplnego skał, które jest
niskie i wynosi dla granitu: 0,28 kW/m2 oraz 0,22 kW/m2 dla bazaltu. Przeciętny przepływ
strumienia cieplnego na Ziemi wynosi: 6,28 10-5.kW/m2. W obszarach współczesnego
wulkanizmu (np. Nowa Zelandii, Japonia, Włochy, Islandia) wielkość strumienia cieplnego
jest 10-100 razy wyższa. Na grzbietach oceanicznych wielkość ta jest 2,5-8 razy większa od
przeciętnej. Wartości niższe od przeciętnej zanototowane zostały z platform prekambryjskich
oraz rowów oceanicznych. W obszarach zlodowaconych w plejstocenie obserwowane jest
ochłodzenie do głębokości 2 km i więcej. Prawdopodobny wzrost temperatury z głębokością:
płaszcz litosferyczny 200-700 1 C, astenosfera 900-1000 1 C, granica Gutenberga
4500 1 C, jądro zewnętrzne 3000-60001 C, jądro wewenętrzne 3900-62001 C.

Źródła energii: ciepło rezydualne z okresu akrecji, rozpad pierwiastków
promieniotwórczych, ciepło pochodzące z powolnej krystalizacji jądra zewnętrznego
oraz ciepło pochodzące z rozproszenia energii pływów wywołanych przyciąganiem
Księżyca i Słońca.

WYKŁAD III
ZEWNĘTRZNE PROCESY GEOLOGICZNE CZ. I

A) WIETRZNIE,

Procesy zewnętrzne prowadzą do zrównania powierzchni Ziemi tj. usunięcia wyniesień i
zasypania obniżeń

DENUDACJA=WIETRZENIE +EROZJA +RUCHY MASOWE +SEDYMENTACJA

Na powierzchni Ziemi skały są pod działaniem powietrza, wody i promieniowania

słonecznego . Czynniki te działają fizycznie i chemicznie

WIETRZENIE=MECHANICZNE + CHEMICZNE >STREFA WIETRZENIA

WIETRZENIE MECHANICZNE>ROZPAD MINERAŁÓW I SKAŁ

WIETRZENIE CHEMICZNE>ROZKŁAD MINERAŁÓW I SKAŁ

WIETRZENIE MECHANICZNE>INSOLACJA + ZAMRÓZ

Pod wpływem nasłonecznienia (insolacji) minerały i skały nagrzewają się, a zmiany
temperatury powodują rozszerzanie i kurczenie. Na powierzchni skalnej temperatura
jest dwukrotnie wyższa od temperatury powietrza. Skały i minerały zazwyczaj
odznaczają się słabą przewodnością i rozszerzalnością cieplną, ale różną dla różnych
minerałów i skał, np. kwarc 2X>skaleni, minerały ciemne>minerały jasne. Dobowe
wahania temperatury zaznzcają się do głębokości 1m, sezonowe do 20 m. Największe
dobowe wahania temperatury obserwowane są w wysokich górach, pustyniach i
stepach.

INSOLACJA (∆T> ∆V) >ROZPAD ZIARNISTY+ ROZPAD BLOKOWY (EKSFOLIACJA)

Rozpad ziarnisty>dezintegracja granularna; eksfoliacja >wietrzenie sferoidalne

Przykłady eksfoliacji

DZIALNIE ZAMROZU

Skały zwłaszcza osadowe odznaczają się porowatością i szczelinowatością = zlepieńce,

piaskowce i niektóre wapienie do 40-50%, najniższą porowatość wykazują skały magmowe,

metamorficzne i piaskowce o przekrystalizowanym spoiwie. Woda zamarzając w przestrzeni

porowej zwiększa objętość o 9 % (zamróz) i wywiera ciśnienie na ścianki szczeliny (0º C=10

Mpa, -22º C= 210 Mpa. Wpływ zamrozu w Polsce do 1,5 m, w krajach polarnych do 7 m.

Rysunek ilustrujący działanie zamrozu

Współczesne przejawy: przełomy drogowe i wysadziny. Ogromny wpływ zamrozu zanczaył

się w okresie plejstoceńskim (wietrzenie peryglacjalne-np. gołoborza w G. Świętokrzyskich).

Fotografia gołoborzy

Obszary wiecznej marzłoci: na półkuli N jej zasięg wyznacza izoterma -2º C:

Alaska –środkowy bieg Jukonu-120 m

Spitsbergen-230 m

Jakucka 600 m

E Syberia 1000 m

Na Syberii wieczna marzłoć pochodzi z okresu plejstoceńskiego (znaleziska mamutów).

Krioturbacja –zaburzenia wywołane tworzeniem się lodu,

Soliflukcja-płynięcie w okresie letnim przesyconej wodą warstwy przypowierzchniowej

Przykłady

Gleby poligonalne-przykłady

Gleby smugowe-przykłady

Bugor-Pingo-przyklady

Wietrzenie mechaniczne wywołane działaniem:

a) organizmów (robaki) spulchniających glebę

b) korzeniami drzew

c) krystalizacją roztworów-przykłady

WIETRZENIE CHEMICZNE

Głównym czynnikiem wietrzenia chemicznego jest wsiąkająca w grunt woda opadowa

zawierająca tlen (O

) i dwutlenek węgla (CO

). Woda rozpuszcza w sobie gazy, ciecze i

ciała stałe. Zazwyczaj rozpuszczanie ciał stałych połączone jest z reakcja endotermiczną.

Rozpuszczalność wzrasta z temperaturą i stopniem rozdrobnienia.

Ługowanie wapieni:

CaCO

+CO

+ H

+ + 2HCO

-bierny, zrównoważony przez HCO

-agresywny, nie zrównoważony przez HCO

fotografia skorodowane wapienie

Główne przeobrażenie chemiczne w strefie wietrzenia: 1-utlenianie, 2-uwodnienie, 3-
redukcja, 4-uwęglanowienie (karbonatyzacja);
Utlenianie:

Fe

>Fe

+ H

O>2Fe

magnetyt hematyt limonit

magnetyt 2 wart.-czarny, hematyt 3 wart. –czerwony, limonit-żółty;

witriolizacja:
FeS

(piryt)> FeSO

> hydroliza (limonit);

PbS (galena) > PbSO

(anglezyt);

C>CO

Uwodnienie:
Fe

+ H

O> 2Fe

(braunit) > Mn

CaSO

(anhydryt) > CaSO

Hydrolityczne uwodnienie krzemianów:

Wietrzenie sialitowe (ilaste)

2KAlSi

+ 2H

+ H

0 >2K

+ Al

(OH)

+4 SiO

ortoklaz kaolint residuum

Klimat umarkowany -obecność K

> kaolinit

Klimat ciepły, wilgotny (pH 5-7)> kaolinit

Klimat suchy (pH>7) > montmorylonit

Wietrzenie alitowe –laterytowe, klimat subtropikalny i tropikalny:

2KAlSi

+ 2H

+ 14 H

0 >2K

+ 6Si(OH)

+ 2K

+ Al

ortoklaz do roztworu gibbsyt

Boksyt –ruda –mieszanina uwodnionych tlenków glinu

Redukcja (materia organiczna, bakterie):
Fe

> Fe0

czerwony zielony

(3 wart.) (2 wart.)

2Fe

O + C > 4 FeO + CO

+ 3 H

(limonit)
FeO + CO

>FeCO

(syderyt)

CaSO

+ 2C = CaS + 2CO

2CaS + 2H

O = Ca(OH)

+ Ca(HS)

Ca(OH)

+ Ca(HS)

+2CO

> CaCO

+2H

wapień pogipsowy
2H

S + O= H

O +S

siarka rodzima (Tarnobrzeg)

Karbonatyzacja:
K

+2H

0 >H

O + K

+ 5 SiO

ortoklaz kaolint do roztworu residuum
rysunki

Produkty wietrzenia:
1) skorupa wietrzeniowo-zmiana zabarwienia, chropowata powierzchnia>regolit,

pierścienie Lieseganga;

2) rumorze gołoborza, maliniaki (Tatry)
3) na skutek eksfoliacji zaokrąglone góry (Rio de Janeiro), grzyby skalne,
4) gliny zwietrzelinowe,
5) gleby (bielice, orsztyn)-rysunki

Gleby

Z procesami wietrzenia związany jest rozwój poziomów glebowych. Powstają one w
miejscach gdzie produkty wietrzenia nie są usuwane przez erozję. O charakterze powstających
gleb decyduje: rodzaj skały macierzystej, klimat, roślinność, rzeźba terenu oraz stosunki
wodne.
Skała macierzysta warunkuje skład mineralny i granulometryczny gleby oraz jej właściwości
chemiczne i fizyczne.
W klimacie wilgotnym przewaga opadów nad parowaniem prowadzi do wypłukiwania
składników alkalicznych ze zwietrzeliny, natomiast intensywne parowanie w klimacie suchym
prowadzi do migracji roztworów glebowych ku powierzchni, co powoduje zasolenie gleb.
Klimat wpływa także na rozwój mikro i makroorganizmów. Rzeźba górska sprzyja erozji
profili glebowych na stokach oraz ich nadbudowę u podnóża stoków.
W obszarach podmokłych powstają gleby torfowe, glejowe (zabagnione) lub murszowe.

Profile glebowe

Profil glebowy stanowi przypowierzchniowa część zwietrzeliny o grubości od 0,5 do 2 m. W
profilu tym poszczególne warstwy wyróżniają się zabarwieniem:
A (akumulacja)- przypowierzchniowa, aktywna biologicznie warstwa z której systemy
korzeniowe roślin czerpią składniki pokarmowe i wodę:
O (organiczna)- warstwa ze słabo rozłożoną materią organiczną;
B- podpowierzchniowa warstwa, intensywnych przemian geochemicznych skał i minerałów;
C-skała macierzysta gleby;
Ees (eluwium) zamiast warstwy B- wyróżniamy w przypadku przemian prowadzących do
zakwaszania oraz rozkładu i wymywania z poziomu podpróchicznego, co ma miejsce w
procesie bielicowania. Przy wymywaniu frakcji koloidalnej bez jej rozkładu wartwę taką
oznaczamy sumbolem Eet.
Bhf (iluwium)- poziomy wmycia występujące poniżej poziomu eluwialnego w przypadku
bielicowania związków żelaza;
Bt (gleby płowe)- jw. w przypadku wmycia frakcji koloidalnej.

Profile glebowe

Rozmieszczenie geograficzne gleb:

W klimacie tropikalnym wskutek b. szybkiego gnicia substacji humusowej następuje
wyługowanie substancji rozpuszczalnych. W residium pozostają tlenki i wodorotlenki Si, Fe,
Al-barwa czerwona i żółta-lateryt i terra rosa,

W klimacie półpustynnym- nadmiar substancji humusowej-czarnoziemy,

W klimacie pustynnym-brak humusu, gleby zasolene (sołonczaki)- węglanowe, siarczanowe
lub chlorkowe, barwy czerwonej lub brunatnej,

W klimacie umiarkowanym powstają gleby bielicowe, rędziny, mady napływowe,

W klimacie polarnym-gleby poligonalne.

Wietrenie/klimat

EROZJA I AKUMULACJA

EROZJA= DESTRUKCJA + TRANSPORT

Wyróżniamy następujące rodzaje erozji: 1- deszczową (ablacja), 2- rzeczną, 3- eoliczną,

4- lodowcową (egzaracja), 5-morska (abrazja)

Erozja deszczowa (ablacja)-proces wypłukiwania miękkich osadów (pył, drobny piasek,

glina, ił: piramidy ziemne

Holmes: 304, 306, Encyklopedia

EROZJA RZECZNA

Charakterystyka rzeki:

Przepływ (debit):

Q=FxV

śr

[

/s, m

/s, l/s

), gdzie:

F-powierzchnia przekroju rzeki,

V-prędkość przepływu, będąca funkcja spadku hydraulicznego ( I=∆H/L) oraz

promienia hydraulicznego (Rh=przekrój/obwód zwilżony):

Rodzaje ruchu: laminarny i turbulętny

Dunajec

(Czorsztyn)

Qmax = 2 000

/s, Qmin=3-4 m

Jangcy –Kiang Q

śr

= 28 000 m

/s;

Orinoko Q

śr

= 30 000 m

/s;

Kongo-Zair Q

śr

= 39 200 m

/s;

Amazonka Q

śr

= 175 000 m

/s (15% wszystkich rzek świata)

Siła transportowa rzeki (P) jest wprost proporcjonalna do kwadratu

prędkości przepływu i gęstości wody. Transport materiału w rzece ma

miejsce wtedy gdy siła transportowa rzeki P jest większa od siły tarcia (F)

P>F

Rzeka w zależności od prędkości eroduje, transportuje lub osadza materiał (diagram

Hjulströma)

Plummer str. 210 Fig. 1

Rodzaje erozji rzecznej: denna, boczna i wsteczna

Erozja denna ma miejsce w górnym biegu rzeki i prowadzi do pogłębienia koryta (V-

kształtne doliny), na skutek działania hydraulicznego, rozpuszczania oraz ścierania dna

przez transportowany materiał (abrazja rzeczna). Wirujące na dnie głazy żłobią kotły

eworsyjne (potholes). Natężenie erozji zależy od prędkości rzeki i odporności skał

tworzących koryto.

Plumer str. 207, fig. 10.12, 10.13, 10.14

Erozja\ boczna –środkowy bieg rzeki, mniejszy spadek hydrauliczny, mniejsza

prędkość. Materiał pochodzący z niszczenia brzegów nie jest w całości transportowany

w dół rzeki, część jest deponowana na miejscu (odsypy). Prowadzi to do powstwania

zakoli rzecznych (meandry) i starorzeczy.

Mizerski Rys. 71 str. 116. Plumer str. 213-214, fig. 10. 23, 10.24, 10.25,1026)

Erozja wsteczna, ma miejsce głównie w obszarach źródłowych zbudowanych z płasko

zapadających warstw o zróżnicowanej odporności. Erozja wsteczna może prowadzić do

przecięcia działu wodnego i przechwycenia innej rzeki o mniejszym spadku (kapotaż)

np. Lubrzanki przez Pokrzywiane ( G. Świętokrzyskie), Mozę przez Mozelę

Wodospad Niagara (Mizerki str. 117,. Rys.720, Plummer, str. 229. Fig.4

Profil podłużny rzeki, zawarty pomiędzy jej źródłami a podstawą erozyjną ( inna rzeka,

jezioro lub morze, nosi nazwę

profilu erozyjnego.

Rzeki dążą do profilu równowagi

(stadium młodociane, dojrzałe i starcze).

Mizerski str. 118,rys. 74

Stadium młodociane:

1) rzeka płynie po podłożu skalnym, duży spadek rzeki, erozja denna, doliny V-

kształtne;

2) podcinanie brzegów-obrywy, osuwiska- poszerzanie doliny;

Stadium dojrzałe:

1) mały spadek rzeki, w miejscach wklęsłych-erozja boczna, w miejscach wypukłych

odsypy;

2) rzeka eroduje głównie w odsypach-meandry;
3) odcinanie meandrów-starorzecza;
4) równia zalewowa, rzeka transportuje głównie zawiesinę.

Rzeki o zbyt małym obciążeniu (degradujące), erodują. Rzeki o zbyt dużym obciążeniu
(agradujące), osadzają materiał (aluwia).

Odmłodzenie erozji
W dolinach rzecznych obserwuje się wielokrotnie kilka poziomów terenowych (równie
zalewowe) świadczących o kilku okresach dojrzewania i odmładzania profilu rzeki.
Przyczyny klimatyczne:

1) klimat wilgotny >wzrost przepływu (Q)>wzrost erozji;
2) klimat polarny>wzrost wietrzenia mechanicznego>wzrost obciążenie>spadek

erozji> akumulacja;

3) spadek obciążenia>wzrost erozji;
4) klimat suchy-uboższa roślinność >wzrost obciążenia rzeki>spadek erozji

(akumulacja);

Przyczyny geologiczne:
1) podnoszenie obszaru źródłowego;
2) obniżenie bazy erozyjnej:
Przełomy rzeczne:
Epigenetyczne (ekshumowane) powstają -poprzez stopniowe rozcinanie (na skutek
obniżenia bazy erozyjnej) młodszej pokrywy akumulacyjne, kryjącej stare struktury
geologiczne.
Antecedentne powstają przy udziale ruchów górotwórczych.
Plummer str. 228 fig. 1, 2 oraz str. 229 fig. 3

TRANSPORT W RZEKACH

1) Roztwór (g/dm

, g/l)

2) Zawiesina (0,001mm-0,1 mm) g/m3

3) materiał wleczony (trakcja): ślizganie, saltacja, toczenie
Obciążenie rzeki= 1+2+3
Mizerski, str.120, rys. 76
Średnie roczne obciążenie Missisipi:

1) roztwóry: 200 mil. ton/rok
2) zawiesina :500 mil. ton/rok
3) trakcja: 50 mil. ton/rok
Razem: 750 mil. ton/rok

AKUMULACJA RZECZNA

Osady facji kanałowej

Plummer str. 211, fig.10.71-10.20

Osady równi zalewowej

Plummer str. 215, fig.10.71-10.29

Terasy rzeczne

Terasy akumulacyjne

Mizerski str. 121, rys. 77

Terasy włożone

Mizerski str. 122, rys. 78

Terasy erozyjne i terasy akumulacyjno-erozyjne

Mizerski str. 123, rys. 79 i 80

Osady deltowe

Plummer str. 218, fig. 10.31A-C, 10.32

Osady stożków aluwialnych

Plummer str. 219, rys. 10,33, 10.34.

Uwarstwienie osadów rzecznych

Przykłady

Podział frakcji osadów klastycznych (Wenthworth, 1935)

Ǿ mm

Frakcja

Angielsk

skały

>256

b.grubaziarn.

boulder

zlepieniec

conglomerate

64-256

Gruboziarn.

cobble

zlepieniec

conglomerate

4-64

Średnioziarn.

pebble

zlepieniec

conglomerate

2-4

Drobnoziarn.

granule

zlepieniec

conglomerate

1-2

b.grubaziarn

VCS

piaskowie

sandstone

0,5-1

Grubaziarn.

piaskowie

sandstone

0,25-0,5

Średnioziarn.

piaskowie

sandstone

0,125-0,25

drobnoziarn.

piaskowie

sandstone

0,062-0,125

drobnoziarn.

VFS

piaskowie

sandstone

0,004-0,062

silt

mułowiec

mudstone

<0,004

clay

iłowiec

claystone

IV) EROZJA I AKUMULACJA LODOWCOWA

Lodowce powstają powyżej granicy wiecznego śniegu:
Himalaje-4900-5600 m npm, Pamir 3800 m npm, Alpy-2500-3000 m npm, Tatry-2300 m
npm, Norwegia-1500 m npm, Spitsbergen-100-1000 m npm, Grenlandia, Antarktyda 0
m npm.
Lód lodowcowy:

1) firn-szreń (0,5-0,6 g/cm

) Ǿ 1 mm;

2) lód firnowy (0,6-0,9 g/cm

) Ǿ kilka mm;

3) lód lodowcowy (ca 0,9 g/cm

) Ǿ 10-50 mm (pod pokrywą > 30 m)

Podział lodowców:
A) górskie- alpejski (dolinne);
-piedmontowy;
-turkmeński;
-norweski (wiszący);
B) kontynentalne (lądolody):
Grenlandia-1 650 000 km

(grubość do 3048 m);

Antarktyda 17 353 000km

(grubość do 4266 m);

Mechanizm ruchu lodowca:
Pod ciśnieniem nadkładu większym od 0,4 Mpa (głębokość około 50 m)-lód
uplastycznia się. Ruch lodu jest zazwyczaj laminarny. Rozróżniamy płynięcie
translacyjne i granularne , a jego prędkość wynosi od 0, 14 m/d do 21 m/d, wyjątkowo
100 m/dobę.
Rysunek
Płynięcie czynne i bierne rysunek
Regelacja-w najniższej części lodowca występują często agregaty lodu i wody,
tworzące smar poślizgowy. Jest to następstwem zmiany punktu zamarzania pod
wpływem zmiany ciśnienia (zmiana grubości lodu).
Jęzor lodowcowy oraz przekrój przez lodowiec
EROZJA LODOWCOWA:
1) detrakcja (wyrywanie);
2) abrazja lodowcowa (ścieranie)
Wyrywanie i abrazja prowadzą do żłobienia terenu (egzaracja lodowcowa).
Skutki erozji lodowcowej:
1) rysy;
2) wygłady;
3) barańce (mutony); M. str. 140, rys. 100
4) doliny zlodowacone (żłoby)- U-kształtne doliny;
rygle, doliny wiszące (boczne), kary (cyrki lodowcowe), jeziora karowe-M. str. 140,
ryc. 101, 102.

EROZJA WÓD LODOWCOWYCH
1) garnce lodowcowe (marmity);

2) rynny (jeziora);
3) rynny zatopione przez morze (fjaerdy);
4) zatopione przez morze doliny U-kształtne (fjordy, Norwegia, Wyspy Południowej

Nowej Zelandii).

AKUMULACJA LODOWCOWA
Moreny: boczna, środkowa, denna, czołowa (końcowa)> jeziora morenowe (Morskie
Oko), morena denna>gliny morenowe (zwałowe)> rozmycie> bruk
morenowy>erotyki (TRYGŁAW- o średnicy 17 m, Wybrzeże Słowińskie);
Morena końcowa>zlodowacenia kontynentalne;
Morena czołowa= morena denna + morena ablacyjna>lodowce górskie;
Drumliny> pagórki (glina morenowa + bloki skalne).
AKUMULACJA WODNOLODOWCOWA-FLUWIOGLACJALNA
Sandry, pradoliny, ozy (eskery), kemy, terasy kemowe, pradoliny: Odra-Łaba
(zlodowacenie środkowopolskie), pradolina warszawsko-berlińska, pradolina
toruńsko-eberswaldzka, pradolina baryłko-głogowska.
M. str. 141, ryc. 103, 104, 108.
UTWORY LIMNOGLACJALNE-jeziora na przedpolu lodowca >iły warwowe.
GLACITEKTONIKA-deformacje podłożą pod naciskiem lądolodu.

ZLODOWACENIA DAWNYCH EPOK GEOLOGICZNYCH:

proterozoik, ordowik (Sahara), karbon (Gondwana), plejstocen

1) faza transgresji lodowca-oziębienie klimatu, zamarzanie rzek, spadek akumulacji
2) faza postoju-równowaga,
3) faza recesji-ocieplenie klimatu, topnienie lodowca-intensywna akumulacja
a) trwałe ocieplenie-interglacjał
b) chwilowe ocieplenie-interstadiał

Przyczyny zlodowaceń (Ch. C. Plummer & D. McGeary, Physical Geology, 1988, wyd. IV:
274-276)

1)Astronomiczne:
Ilość ciepła pochodzącego z promieniowania słonecznego
jest głównie uzależniona od kąta padania promieni słonecznych,
w mniejszym stopniu od odległości do słońca
a) zmiany ekscentryczności orbity ziemskiej: okres zmian 91 800 lat,
w perihelium (szybszy ruch po orbicie)-pory roku krótsze i cieplejsze,
w aphelium (wolniejszy ruch po orbicie)-pory roku dłuższe i chłodniejsze
b) zmiany skośności: okres zmian 40 400 lat

Wpływ czynników astronomicznych na epizody glacjalne i interglacjalne potwierdziły
badania rdzeni wiertniczych z osadów oceanicznych z okresu ostatnich kilkuset tysięcy lat.
Zapisane w rdzeniach oscylacje klimatyczne są zgodne z przewidywaniami astronomicznymi i
potwierdziły wcześniejsze obliczenia M. Milankovica z 1920 r.

2) Zmiany w amosferze
a) wzrost CO2 powoduje "efekt cieplarniany"-interglacjał,
spadek CO2-okres glacjalny

b) erupcje wulkaniczne-po wybuchu Krakatoa w 1886r przez kilka lat temperatura była niższa
od 2o C

3) Zmiana pozycji kontynentów- kontynenty bliżej biegunów-okresy glacjalne (M. 152, ryc.
110)

4) Zmiana cyrkulacji oceanicznej

5) Ześlizgiwanie się wielkich fragmentów lądolodu antarktycznego do oceanu-

odbicie znacznej części promieniowania słonecznego spowoduje spadek temperatury,
co może zainicjować okres glacjalny.

EROZJA I AKUMULACJA EOLICZNA

Deflacja –wywiewanie drobnych cząstek mineralnych przez wiatr. Jej intensywność
uzależniona jest od siły (prędkości) wiatru i wielkości cząstek mineralnych.
Przy prędkości wiatru nie przekraczającej 54 km/h unoszony jest piasek o średnicy
poniżej 1 mm, przy prędkości od 66 do 100 km przenoszony jest drobny żwirek o
średnicy od 3 mm do kilku cm.
Przy tej samej średnicy ilość transportowanego materiału jest proporcjonalna do
sześcianu prędkości wiatru.
Transport eoliczny odbywa się poprzez toczenie ziaren po powierzchni (trakcja),
poprzez odbicie (saltacja) i w zawiesinie (suspensja). Ziarna najwyżej odbijają się
od powierzchni kamienistych (do 1,5 m ponad powierzchnię). W zawiesinie
unoszonej na wysokość do 2000 m transportowany jest tylko bardzo drobny
materiał (poniżej 0, 2 mm), pochodzący niekiedy z bardzo odległych źródeł. W roku
1901 oraz w lutym 1979 roku zanotowano w Europie opad czerwonego pyłu
pochodzącego z Sahary. Głównym obszarem działalności eolicznej są pustynie i
piaszczyste wybrzeża. Deflacja powoduje wywiewanie materiału piaszczystego i
pylastego, pozostawiając grubsze frakcje (bruk deflacyjny).
Ilustracja
W ten sposób powstają kamienne pustynie (hamada-(arab). Na skutek deflacji teren
może się obniżać do zwierciadła wód gruntowych (depresja Qattara w Egipcie,
bolsony- bezodpływowe kotliny w Ameryce) (Encyklopedia str.86, rys. 55)
Korazja- ścieranie i żłobienie powierzchni skalnych przez wiatr naładowany
cząstkami mineralnymi. Piasek zazwyczaj wędruje na wysokości 1-3 m. Powoduje to
powstawanie charakterystycznych form erozyjnych (grzyby skalne, ambony).
Ilustracja
Korozyjna działalność wiatru widoczna jest na luźnych okruchach skalnych
(wielograńce), mających zazwyczaj ścięte dwie powierzchnie. Ilustracja
Wielograńce spotyka się w dawnych formacjach Geologicznych, pochodzenia
pustynnego (proterozoik (Szkocja), old red –dewon dolny, czerwony spągowiec –
perm, pstry piaskowiec-dolny trias).

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI EOLICZNEJ

Powstanie dużych nagromadzeń osadów eolicznych jest uwarunkowane obecnością
obfitego źródła materiału klastycznego, podatnego na deflację. Pył unoszony w
zawiesinie może być daleko transportowany, podczas gdy piaski gromadzone są w
pobliżu obszaru deflacji. Obszarem akumulacji piaszczystej są piaszczyste pustynie
nazywane ergami. Są one usytuowane na obu półkulach, pomiędzy 20º i 30º
równoleżnikiem. (mapa) . Ergi zajmują obniżenia i są otoczone pustyniami kamiennymi

i intensywnie niszczonymi górami, na skutek wietrzenia fizycznego. Oprócz transportu
eolicznego ważną role odgrywają okresowe cieki (wadi), powodujące wstępną
koncentrację materiału klastycznego. Akumulacja eoliczna może mieć miejsce także na
wybrzeżach z piaszczystymi plażami, a także w obszarach rozległych pokryw
fluwioglacjalnych z ubogą szatą roślinną.

Formy akumulacji eolicznej: riplemarki, wydmy, draasy. Szybkość migracji tych form
jest odwrotnie proporcjonalna do ich wielkości: riplemarki-cm/minutę, wydmy-metry
lub dziesiątki metrów/ rok, draasy cm lub dcm/rok.
Piasek unoszony przez gromadzi się na przeszkodach (głazy, pagórki, krzewy) usypując
-wydmy – łagodnie nachylone pod wiatr (3-10 º) i stromo (25-30º) w kierunku
przeciwnym. Wydmy powstają:
1) na wybrzeżach morskich, 2) przed czołem lodowca, 3) na pustyniach,4) w dolinach
rzecznych, w klimacie pustynnym.
W zależności od kierunku i siły wiatru, ilości piasku, wilgotności i rodzaju roślinności
powstają różne wydmy Encyklopedia str.85, rys. 53:
1) sierpowate (barchany)-typowe dla pustyń z przewagą jednego kierunku wiatru,
wysokość do 30 m;
2) paraboliczne – częste w obszarach nadmorskich i na terasach rzecznych;
3) podłużne – równoległe do wiatru (doliny rzek, pustynie-sejfy), wymagają silnych
wiatrów i obfitego materiału piaszczystego, wysokość do 100 m;
4) poprzeczne-prostopadłe do wiatru-wybrzeża, przed czołem lodowca, powstają przy
umiarkowanych wiatrach i obfitym materiale klastycznym. Ilustracje.
Uwarstwienie osadów eolicznych-przekątne-klinowe (ilustracje);

Lessy: Pylaste osady eoliczne, wywiewany z obszarów pustynnych, są akumulowane
głównie w obszarach stepowych. Less jest skałą barwy żółtej, złożoną z bardzo drobnych
cząstek (0,003-0,1 mm) pyłu kwarcowego (60-70%), węglanu wapnia (10-30%). Lessy
nie są uwarstwione a ich porowatość dochodzi do 40%. Erozja wytwarza w lessach
głębokie jary, a ługowany węglan wapnia gromadzi się w postaci kukiełek wapiennych.
Współcześnie less powstaje w Chinach i Mongolii, ale większość lessów pochodzi z
suchych faz (interglacjalnych) klimatu plejstoceńskiego. W Chinach grubość lessów
dochodzi do 300 m, przeciętnie 50-60 m. W Europie lessy ciągną się od Morza
Kaspijskiego, poprzez SE Rosję, Ukrainę (nad Dnieprem i Donem ich grubość dochodzi
do 50 m grubości), Rumunię, S Polskę (pogórza karpackie, Wyżyna Krakowska, N
zbocza Sudetów) po S Niemcy. Lessy znane są również z Ameryki Północnej (doliny
Missisipi i Missouri, prerie) oraz z Południowej Ameryki (pampasy). Lessy stanowią
podłoże bardzo żyznych gleb, a po odwapnieniu staja się gliną lessowatą. (Ilustracje)

EROZJA I SEDYMENTACJA MORSKA

Falowanie-ruch wody morskiej spowodowany przez wiatr;
Przypływy i odpływy- ruch wody morskiej spowodowany przyciąganiem Księżyca i
Słońca;
Prądy morskie-wywołane prądami oraz różnicami w gęstości wody morskiej;
Oceany i morza otwarte-falowanie i przypływy;
Morza zamknięte (M. Czarne, Bałtyk)-tylko falowanie;
Falowanie pojawia się przy prędkości wiatru>0,25 m/s (0,9 km/h) (Fala oscylacyjna)

Wysokość fali (H)-oceany 2-6 m, fale sztormowe 12-15 m (Bałtyk), Bell Rock (Szkocja)-
34 m, amplituda fali A=H/2;
Długość fali (L) -40 do 400 m(760 m);
Podstawa falowania h = L/2, gdzie głębokość h- głębokość morza;
H/L-stromość fali, przy stromości 1:7, fala „rozsypuje się”;
Prędkość fali wiatrowej wynosi przeważnie kilka-kilkadziesiąt km/h;

„Martwa fala”-

L=400-800 m, H= 20-30 m; Przylądek Horn > Kornwalia;

Fala translacyjna-rysunek
Fala oscylacyjna (h>1/2 L) –ruch kołowy; brak erozji
Fala pośrednia (h<1/2L>1/20 L) –ruch elipsoidalny; riplemarki oscylacyjne
Fala translacyjna (h< 1/20 L)- powstawanie grzywaczy (breakers), ruch w kierunku
brzegu, strefa zmywu. Ruch fali w kierunku brzegu, powoduje spadek prędkości
(hamowanie), wzrost wysokości fali oraz w intensyfikację erozji;
Długość „rozbiegu” fali prędkość wiatru wysokość fali
5 km 60 km/h 0,9 m
500 km 60 km/h 6 m

Prądy przybrzeżne (litoralne)

rysunek

Bałtyk: 5-6 º Bouforta - v=0,5 m/s, 7 º Bouforta - v=1,3 m/s

Energia falowania

: jest proporcjonalna do kwadratu wysokości fali i wprost

proporcjonalnie do masy wody i długości fali;

Przypływy i odpływy morza-

są wywołane przyciąganiem Księżyca i Słońca (pływy).

Pływy są proporcjonalne do masy Słońca i Księżyca i odwrotnie proporcjonalne do
trzeciej potęgi odległości do Ziemi. Wobec tego przyciąganie Księżyca jest dwa razy
większe od Słońca.

Amplituda pływów -wybrzeża oceanów i mórz otwartych- 2m, w zatokach, cieśninach i
ujściach wąskich rzek- do kilkunastu metrów: Kanał Bristolski-10 m, Zatoka Fundy
(Nowa Szkocja)-18 m.
Morze Czarne i Bałtyk-kilkanaście cm;

Prędkość prądów pływowych: Kanał Bristolski-4,5 m/s Kanał La Manche -4 m/s,
Cieśnina Sundajska -8 m/s;

Fala Tsunami

-fale powstające w następstwie podmorskich wstrząsów sejsmicznych,

gwałtownych erupcji wulkanicznych i wielkich osuwisk podmorskich. Długość fal
tsunami do 200 km, wysokość kilkanaście metrów na oceanach i do 40-70 m w strefach
przybrzeżnych (Lizbona (1755)-25-30 m), prędkość do 800 km/h.

Prądy oceaniczne-powierzchniowe

Prąd równikowy Oceanu Spokojnego: v=0,5 m/s
Kuro-Siwo : v=0,9 m/s
Prąd zatokowy Floryda : do 3 m/s
Koło Baltimore na głęb. 100 m –v=0,25 m/s;

Prądy denne (gęstościowe):

Atlantyk- pobliżu równika -0,3 m/s;

Cieśnina Gibraltarska- prąd powierzchniowy z Atlantyku v=2m/s
- prąd denny z M. Śródziemnego v=1m/s

Mechanizm erozji morskiej-falowanie i prądy pływowe-powodują erozję dna i brzegów
-jest to zarówno działanie hydrauliczne (mechaniczne kruszenie) jak i abrazja morska-
większe na przylądkach, mniejsze w zatokach (ilustracja).

Siła transportowa przyboju: w porcie Plymouth -blok o wadze 7 t został przesunięty o 50
m, a w Oregonie (USA) 61 kg głaz wyrzucony został na dach 30 metrowej latarni
morskiej.

Skutki erozji morskiej

: klif, wał brzegowy, platforma abrazyjna >terasa morska

akumulacyjna > terasy podmorskie > strand flat (Norwegia)-50 km szerokości
>transgresja morska (Encyklopedia str.88 rys. 56, 570);
Erozja pomorska –powyżej podstawy falowania, rynny na szelfie (prądy pływowe),
Prądy zawiesinowe > erozja > akumulacja.
Ilustracja

Główne elementy rzeźby dna oceanicznego
Krzywa hipsograficzna (Oceany, str, 139, ryc. 3.16.)
Wybrzeża pasywne i aktywne (Oceany, str, 74-75, ryc. 2.7.)

Podział morskich środowisk depozycyjnych:
I ) w zależności od głębokości:
a) strefa litoralna (eulitoralna i supralitoralna),
b) strefa nerytyczna,
c) strefa batialna od krawędzi szelfu 200 m (130 m) do 2000 m (4000 m),
d) strefa abisalna 2000m (4000 m) do 6500 m,
e) strefa hadalna poniżej 6500 m.

II) w zależności od intensywności dostawy materiału z lądu:
a) strefa litoralna,
b) strefa sublitoralna = strefa nerytyczna,
c) strefa hemipelagiczna –skłon i podnóże kontynentalne,
d) strefa pelagiczna –baseny oceaniczne.
Oceany, str, 145, ryc. 3.21 Oceany, str, 466, ryc. 13.8.)

Pochodzenie osadów morskich:

a) Terygeniczne-dostarczone z lądu,
b) Biogeniczne-powstałe z nagromadzenia szczątków obumarłych

organizmów,

c) Chemiczne-powstałe w następstwie zmian koncentracji wody

morskiej,

Skład osadów:

a) Mineralne -allogeniczne –przyniesione z lądu,
-autegeniczne -powstałe w morzu (glaukonit, ortoklaz, kwarc, piryt i inne),
c) Biogeniczne – bentoniczne (glony, korale, jeżowce, liliowce, małże, ramienionogi,
-trylobity, otwornice bentoniczne),
nektoniczne (ryby, głowonogi),
Planktoniczne (otwornice, promienice, okrzemki, nanoplankton, graptolity).

Oceany, str, 488 ryc. 14.12)

Skład chemiczny wody morskie (mineralizacja)-przeciętna 34, 262 g/dcm

, przeciętna

gęstość-1,025 g/cm

: wody polarne-1,028 g/cm

, tropikalne-1,022 g/cm

Mizerski str. 189-ryc. 136.
PŁYTKOWODNE ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ
Wybrzeża morskie są bardzo zróżnicowane pod względem rzeźby, klimatu, dynamiki
morza i procesów sedymentacyjnych. Na wybrzeżach z dominacją akumulacji
klastycznej czynnikiem decydującym o transporcie i akumulacji jest falowanie lub
pływy. Zazwyczaj jeden z tych czynników dominuje. Warunki sprzyjające powstaniu
plaż piaszczystych:
1) obfita dostawa piasku, 2) niewielkie nachylenie dna, 3) małe lub umiarkowane

działanie pływów. Na wybrzeżach bez zazwyczaj występuje kilka podwodnych
piaszczystych wałów (rewy, bary). Ilustracja

Bariery piaszczyste i laguny powstają na wybrzeżach z małymi pływami. Bariery to
stosunkowo wąskie, długie wyspy, ciągnące równolegle do wybrzeżą. Oprócz obfitej
dostawy piasku konieczna jest obecność prądów litoralnych oraz niewielkie
nachylenia dna. Na Bałtyku bariery nazywane są mierzejami. ilustracja
Terygeniczne osady szelfowe (ilustracja)

ŚRODOWISKA PŁYTKOWODNEJ SEDYMENTACJI WĘGLANOWEJ-
uwarunkowania:
1) obfitość bentosu węglanowego, 2) czysta woda, 3) ciepłe wody (tropikalne lub

subtropikalne), 4) subsydencja.

Platformy węglanowe: 1) szelfowe (Zatoka Perska), 2) izolowane platformy (Wielka
Lawica Bahamska).
ZATOKA PERSKA:

[23-30º N]

, długość ca 1000 km, szerokość 200-300 km, śr.

głębokość 35 m. Wybrzeże irańskie-strome skaliste, wybrzeże arabskie-niskie, płaskie
równie zalewowe (sebha) do 10 km szerokości. Suchy kontynentalny klimat, silne NW i
W wiatry, temperatura lata 45-50 º C, zimą temperatura spada do 0º C, opad < 50
mm/rok, intensywne parowanie > ewaporacja w strefach sublitoralnych (sebha), prądy
pływowe do 0, 5 m/s.
Fauna i flora: skaliste dno-korale, krasnorosty, małże, ślimaki, jeżowce gąbki; muliste
dno: małże, ślimaki, jeżowce, otwornice bentoniczne, małżoraczki; równie pływowe:
maty sinicowe. ilustracje
WIELKA LAWICA BAHAMSKA

[23-28º N]

, długość ca 700 km, szerokość 300 km, śr.

Głębokość 35 m, temperatura wód 22-31 º C. Miąższość osadów węglanowych (od kredy)
do 4500m, miąższość osadów współczesnych do 3,5 m.
Fauna i flora: litofacja koralowo-glonowa, mięczki, otwornice, peloidy ooidy, litofacja
oolitowa-zachodnie wybrzeże, prady pływowe do 1,5 m/s oolity-mega riplemarki.
Litofacja mulowa (laguna): muł aragonitowy w strefie pozbawionej pływów, peloidy-
grudki typu feralnego. Fauna nielicza: małże, ślimaki, jeżowce, gąbki, wieloszczety,
otwornice bentoniczne, glony, trawy morskie (Thallasia), lokalnie maty sinicowe.
Ilustracje
RAFY KORALOWE:

[do 30º N/S]

, temperatura 23-25º C , min. 18º C, czyste wody,

korale żyją zazwyczaj do głębokości 30 m, wyjątkowo do 260 m. Optymalna głębokość 5-
13 m, powyżej podstawy falowania i poniżej granicy odpływu. Rafy budują korale z
grupy Madrepora, Pocillopora, Astrea, Meandrina oraz glony czerwone i zielone, robaki
rurkowate (serpula), mszywioły, małże gruboskorupowe, jeżowce oraz otwornice
bentoniczne. Glony rosną w strefie między pływowej. Wyróżnia się rafy przybrzeżne,
barierowe, rafy platformowe oraz atole. Ilustracje

OSADY SKŁONU i PODNÓŻA KONTYNENTALNEGO –spływy grawitacyjne.
W roku 1929 wskutek trzęsienia na obszarze Wielkiej Lawicy Nowofunlandzkiej
powstało wielkie osuwisko o szerokości 470 km i długości potoku 1100 km. Początkowa
prędkość osuwiska wynosiła 103 km, a w odległości 370 km od epicentrum 320 km.
Podmorskie osuwiska po rozdrobnieniu tworzą wielkie chmury prądów zawiesinowych
schodzących w dół skłonu. (mapka, profil)
Spływy grawitacjne (rysunek)
Sekwencja Boumy (rysunek, fotografia warstw beloweskich),
Stożki podmorski (ilustracje)
Flisz.

OSADY HEMIPELAGICZNE:

1) muły szare, niebieskie i czarne (15% oceanów)- C>Fe
C>H

S + Fe> FeS

skład: kwarc do 26%, cząstki koloidalne do 60%, otwornice

pelagiczne 7-8%, CaCO

do 30%. Iły czarne M. Czarne poniżej 300 m.

2) muły czerwone Fe>C; ujścia rzek tropikalnych (Gujana-Brazylia, atlantycki

skłon kontynentu afrykańskiego), M. Żółte, Zatoka Kalifornijska-muły
laterytowe; CaCO

do 6-60%.

3) Muły zielone i piaski glaukonitowe Fe>C; czyste wody (Australia, Hiszpania,

Portugalia), wybrzeża zbudowane ze skał krystalicznych; CaCO

do0-56%,

otwornice pelagiczne oraz igły gąbek.

4) Muły wapienne w pobliżu raf koralowych, otwornice bentoniczne, pteropody.
OSADY PELAGICZNE mapka
1) muły globigerynowe (35 % oceanów) na głębokości do 5600 m. (globigerinoides);
Oprócz otwornic pelagicznych (globigeryn), muł kwarcowy do 34%, CaCO

do 60%

SiO

do 25%,

2) muł pteropodowy (Atlantyk), pteropody do 30%, głębokość 700-2800 m.
3) czerwony ił głębinowy, poniżej 3500 m, CaCO

Cdo 28%, konkrecje manganowe

(fofografie łupki czerwone + konkrecje).

4) Muł radiolariowy (foto) , 4200-8200 m, CaCO

do 4%, organiczna krzemionka

20-60%

5) Muł okrzemkowy, 95 planktoniczne glony (Diatomeae), głębokość 1000-6000 m.

Granica kompensacji węglanu wapnia (CCD) -głebokość na której ilość dostarczanego
do osadu materiału węglanowego jest równoważona przez tempo jego rozpuszczania.
(rysunki)

Czas geologiczny

Procesy geologiczne zachodzą w czasie geologicznym, zazwyczaj bardzo powoli, niekiedy
tylko b. szybko (katastrofy): trzęsienia Ziemi (zagłada Lizbony, 1755, San Francisco, 1906),
wybuchy wulkanów (np. zagłada Krakatau, Indonezja, 1883), osuwiska/obrywy (Vaiont,
Alpy, 1963, 3 100 ofiar) itd. Analizą zmian skorupy ziemskiej w dziejach Ziemi zajmuje się
geologia historyczna.

Wyobrażenia o dziejach Ziemi i czasie jej powstania zmieniały się bardzo wolno. Do XVII
stulecia dominowały poglądy nawiązujące do wydarzeń biblijnych. Ponawało przekonanie o
jednorazowym akcie stworzenia Ziemi, a upływ czas liczono sumując kolejne pokolenie
potomków Abrahama. W ten sposób w XVI stuleciu doliczono się nieco ponad 6 000 lat
dziejów Ziemi. Za ojczyznę geologii historycznej i stratygrafii uważa się Anglię.

Podstwą wnioskowania o czasie geologicznym stała się zasada uniformitaryzmu
sformułowana przez Jamesa Huttona w 1785 roku. Idea ta rozwinięta została w 1830 r przez
Ch. Lyella jako zasada aktualizmu geologicznego, wyrażająca się w hasle

"teraźniejszość kluczem do przeszłości".

Przyjęcie tej zasady pozwoliło rekonstruować procesy geologiczne dawnych epok
geologicznych na podstawie współczesnych obserwacji.

W naukach geologicznych rozróżniamy pojęcia czasu (wieku) względnego i
"bezwzględnego".

Metody ustalania wieku względnego:

1) metody litologiczne, opisujące następstwo warstw z zastosowaniem zasady superpozycji
(nadległości) wprowadzonej przez duńskiego mnicha Nilsa Stenssena (1669). Według tej
zasady w nie zaburzonych tektonicznie skałach osadowych i wulkanicznych warstwa niżej
leżąca jest starsza od wyżej leżącej. W korelacji litologicznej pomocne są badania
sedymentologiczne, petrograficzne, mineralogiczne (minerały ciężkie) i geochemiczne.

2) metody paleontologiczne (paleozoologia, paleobotanika) opierające się na wykorzystaniu
następstwa zespołow skamieniałości fauny i flory (William Smith, 1769-1839 w Anglii i J.
Cuvier, 1769-1832 i A. Brongiart, 1770-1847 we Francji). W. Smith wyraził pogląd, że skały
zawierające te same skamieniałości są równowiekowe.

Dalsze badania paleontologiczne wykazały, że skamieniałości zmieniają co pewien czas,
ustalono następstwo zespołów faunistycznych i florystycznych, będące podstawą
współczesnej stratygrafii.

3) metody tektoniczne (diastroficzne) opierające się ustaleniu cykli orogenicznych ( na
podstawie analizy niezgodności) oraz następstwa zjawisk wulkanicznych procesów
matemorficznych.

4) metody geofizyczne: geofizyka wiertnicza, sejsmika (stratygrafia sekwencyjna).
Badań wieku względnego pozwoliły na skonstruowanie tabeli stratygraficznej.

Metody ustalania wieku "bezwzględnego":
Pierwsze próby:

De Geer (1884) liczenie lamin letnich i zimowych w iłach warwowych, powstałych z
jeziorach na przedpolu lodowca skandynawskiego. W ten sposób obliczono że lodowiec
opuścił wybrzeże południowej Szwecji 1350 lat temu.

Lord Kelvin (1897) czas stygnięcia globu ziemskiego ( 20 - 40 ma, początkowo, 20-400 ma,
1862)

metody radioaktywne:

1896-odkrycie promieniotwórczości uranu przez`Becquerela

1898-odkrycie radu przez Piotra i Marię Curie-Skłodowską

1906-odkrycie cząstek elementarnych przez Ernesta Rutherforda

Niektóre izotopy (atomy tego samego pierwiastka różniące się liczbą neutronów) ulegają
samoczynnemu rozpadowi tworzą atomy innego pierwiastka. Towarzyszy temu emisja
energii. Tempo rozpadu jest stałe i określone przez czas połowicznego rozpadu: w którym
połowa atomów macierzystych ulega rozpadowi na atomy pochodne.

N = Noe-lt

, gdzie l-stała rozpadu radioaktywnego, t-czas, N-liczba atomów pierwiastka po

upływie określonego czasu, No-początkowa liczba atomów w próbce.

Najstarsze skały:
meteoryt -chondryt (1969, Meksyk) 4, 566 mld.+/- 2 mil. lat,
powstanie Ziemi-około 100 Ma poźniej: 4,550-4,450 mld. lat,
Grenlandia (Issua)-zlepieńce plażowe, powstałe w wyniku falowania-3,8 mld. lat, bakterie
fotosyntetyczne ?,
Afryka Południowa-skały piroklastyczne, lawy poduszkowe- 3,7-3,5 mld lat wulkany
błotne-slady bakterii-3,5 mld. Podobne bakterie spotyka się współcześnie w pobliżu gorących
źródeł (230 1 C). W tym czasie 95 % Ziemi zajmowały płytkie oceany.
Stromatolity grupy Warrawoona (Pilbara, NW Australia)-3,5-3,4 mld.lat,
Cyjanobakterie produkujące tlen-2,5mld. lat,
Eukaryota (Metazoa)-komórki zawierające jądro i ciało komórkowe-1,5-1,4 mld. lat
organizmy wielokomórkowe-700 mln. lat.

Gleby

Z procesami wietrzenia związany jest rozwój poziomów glebowych. Powstają one w
miejscach gdzie produkty wietrzenia nie są usuwane przez erozję. O charakterze powstających

gleb decyduje: rodzaj skały macierzystej, klimat, roślinność, rzeźba terenu oraz stosunki
wodne.
Skała macierzysta warunkuje skład mineralny i granulometryczny gleby oraz jej właściwości
chemiczne i fizyczne.
W klimacie wilgotnym przewaga opadów nad parowaniem prowadzi do wypłukiwania
składników alkalicznych ze zwietrzeliny, natomiast intensywne parowanie w klimacie suchym
prowadzi do migracji roztworów glebowych ku powierzchni, co powoduje zasolenie gleb.
Klimat wpływa także na rozwój mikro i makroorganizmów. Rzeźba górska sprzyja erozji
profili glebowych na stokach oraz ich nadbudowę u podnóża stoków.
W obszarach podmokłych powstają gleby torfowe, glejowe (zabagnione) lub murszowe.

Profile glebowe

Profil glebowy stanowi przypowierzchniowa część zwietrzeliny o grubości od 0,5 do 2 m. W
profilu tym poszczególne warstwy wyróżniają się zabarwieniem:
A (akumulacja)- przypowierzchniowa, aktywna biologicznie warstwa z której systemy
korzeniowe roślin czerpią składniki pokarmowe i wodę:
O (organiczna)- warstwa ze słabo rozłożoną materią organiczną;
B- podpowierzchniowa warstwa, intensywnych przemian geochemicznych skał i minerałów;
C-skała macierzysta gleby;
Ees (eluwium) zamiast warstwy B- wyróżniamy w przypadku przemian prowadzących do
zakwaszania oraz rozkładu i wymywania z poziomu podpróchniczego, co ma miejsce w
procesie bielicowania. Przy wymywaniu frakcji koloidalnej bez jej rozkładu warstwę taką
oznaczamy sumbolem Eet.
Bhf (iluwium)- poziomy wmycia występujące poniżej poziomu eluwialnego w przypadku
bielicowania związków żelaza;
Bt (gleby płowe)- jw w przypadku wmycia frakcji koloidalnej.

Rozmieszczenie geograficzne gleb:

W klimacie półpustynnym- nadmiar substancji humusowej-czarnoziemy,

W klimacie pustynnym-brak humusu, gleby zasolene (sołonczaki)- węglanowe, siarczanowe
lub chlorkowe, barwy czerwonej lub brunatnej,

W klimacie umiarkowanym powstają gleby bielicowe, rędziny, mady napływowe,

W klimacie polarnym-gleby poligonalne.

Spękania (minor-fractures) ich nazewnictwo i wiek (s. 42-59)

(Price N. J. & Cosgrove J.W., 1991-ANALYSIS OFV GEOLOGICAL STRUCTURES,
Cambridge University Press, pp 502)

Wstęp
Z punktu widzenia hydrogeologii, eologii inżynierskiej, górniczej i naftowej, nalężą do
najważniejszych struktur geologicznych. Ale paradoksalnie wciąż są one zaniedbywane

przez`większość geologów i są ostatnimi dobrze badanymi własnościami geologicznymi.
Wzajemne oddziaływanie procesów geologicznych ktore prowadzą do powstawania różnego
rodzaju i wielkosći spękań są wyjątkowo złożone, z uwagi na wiele oddziaływujących na
siebie czynników i zmieniających się w czasie parametrów skał, w wyniku regionalnej
ewolucji geologicznej. Są trzy najważniejsze procesy geologiczne prowadzące do
powstawania spękań:
1) deformcje związane z procesami orogenicznymi,
2) deformacje zwiążane zprocesmai epejrogenicznymi
3) spęknaa powstajace w wyniku stygnięcia i wysychania.
W poszczególnych sekwecjach skalnych mogą występować spękanian postwałe w wyniku
nakładania się tych procesów. Istotne znaczenie ma nazewnictwo , ale najważniejsze są
kryteria pozwalajace oszacacować zależności wiekowe spękań. Ta czysto akademicka kwestia
ma często istotne znaczenie z geologii stosowanej. Postaramy się to pokazać rownież w roz.
3.4.9, że spękania mogąpowstawać w różnych okresach ewolucji poszcególnych formacji.
Wskutek tego pożądane jest wyjaśnić kiedy poszczególne typy spękań powstały. Wiele spękań
powstaje w strefie przypowierzchniowej na skutek wietrzenia. Ich rozpozananie ma isttne
zbaczenie w geologii stosowanej (hydrogeologia, geol. inż., geol. naftowa).
Podstawowe typy spękań
Większość spękań (ponad 95 %) które powstają w skałach osadowych jest zorientowana w
przedziale do 10 stopni do kąta normalnego do uławicenie. Poszczególne spękania mogą być
płaskie (planar), a ich przecięcie z powierzhnią uławicenia doją prosty slad (s. systematic) lub
zakrzywiony ślad ( non-systematic) . Spękania rownoległe tworzą zespół . Często spękania
niesystematyczne układają się w przybliżeniu ortogonalny wzór (pattern) do zespołu spękań
systematycznych. Zazwyczaj jednak w przy dużych odsłonięciach mamy do czynienia z
kilkoma zespołami spękan systematycznych (co czasami błędnie nazywane jest systemem
spękań). Spękania niesystematyczne wiążą się głownie ze strefą wietrzenia. Na podstawie
geometrii powierzchni spękań można wnioskować, ze takie spekania są głównie pochodzeni
dylatacyjnego, zaś dla form zakrzywionych udział scinania. Nawet niewielki udzial
scinanającego przemieszczenie n atak zakrzywionym spękaniu spowoduje rozwój .
przerywanych pustych przestrzeni, co zazwyczaj rzadko sie obserwuje. Według Griggs&
Handin (1960) spękania ze sladami przemieszczeń scinających to uskoki, a spękani
dylatacyjne bez oznak ścinania to joints. Taka definicja w praktyce może powodować mylne
interpretacje. Wadą tej definicji jesr to że nie uwzględnia ona skali obserwacji. W czasie
badań terenowych bardzo trudno jest stwierdzić małe scięciowe przesunięcia (np.
mikrospękania zalełnione kalcytem, fig. 2.2). Na tej fotografii widoczne jest mikroskopijne
przemieszcznie zyłki kwarcowej wzdłuż żyłki kalcytowej. Definicja Griggs & Handin
stwarza niebezpieczństwo,że geolodzy nie bedąc w stanie stwierdzić przemieszceń
sconających będa talkie sczeliny klasyfikować jako dylatacyjne, czyli ekstensyjne. W
roździale 9 zalecamy uwzględnienie innych dowodów (orientacja płaszczyzn spękań w
stosunku do osi fałdów lub znanych lub wnioskowanych głownych osi naprężeń), aby można
było stwierdzić z`pewnością, że spękanie bez śladów scięciowego przemieszcenie mogło być
sklasyfikowane jako śpękanie ścięciowe. Klasyfikacja Griggs & Handin zignorowała trzeci, z
interpretacyjenych wzglęów ważną grupę spękań. Są to spękania "hybrydowe", ktore
wskazują zarówno na ekstensję jak i scinanie. Zyłka kalcytowa na fig. 2 jest właśnie taką
"hybrydowa" szczeliną. Aby zrozumieć jak różne typy spękań powstają i jak można je
interpretować, niezbędne jest poznanie kryteriów zniszczenia, ktore powszechnie
akceptowane są dla skał. Sczególy podano w roz. 1. A poniżej na fig. 2.3 pokazano układ
naprężen umożliwijący powstanie trzech podstawowych rodzjów spękań. Z figury tej
możana wnioskoważ, że powstanie hybrydowych scięciowo/dylatacyjnych spękan ma miejsce
gdy efektywn normalny stres działającyw poprzek plaszczyzny spękania ma wartość ujemną
(tj. tensyjną). Wskutek tego że spekania takie mają tendencja do otwarcia powierzchni, to

niezbędne są względnie wysokie ciśnienia fluidów do wywołania efektywnego cisnienia
tensyjnego w skorupie ziemskiej. Jeżeli temperatura, ciśnienie, uwarunkowania chemiczne
oraz ilości wody do drenażu szczelin są wystarczające to istnie warunki do przemieszczenia
materiału żyłowego. Tak więc scinające przemieszczenie materiału zyłowego może nastąpić
wczasie lub natychmiast po powstaniu szczeliny. Z geometrii otoczenia szczeliny na (fig. 3)
wynika, że kąt ostry (2/0 ) pomiędzy sprężonymi hybrydowymiścieciami jet mniejsyz od 35
stopni, lub 0 jest mniejszy od 22,5 stopni. W warunkach polowych można znależć przykłady,
gdy kąt ostry (20) pomiedzy zespolami spekan jest wiekszy od 45 stopni, a szczeliny są
zabliznione (zylki). Można to
interpretaować ,ze spekania byly początkowo zamknięte, a nastepnie w miarę wzrostu
cisnienia porowego otwarte i wypełnione substancja mineralną. W` tych przypadkach istnaila
przerwa czasowa pomiędzy otwarciem spękan i wypelnieniem mineralizacją.
Terminologia
Zgodnie z definicja Griggs & Handin (1960) materiał który uległ spekaniu pod dzialaniem
stresu pozbawiony jest spojnosci (kohezji) wzdłuż pewnych płaszczyzn. W terenie można,
na podstawie makroskopowego oglądu, mozna odniesc wrażenie ze niektore spękania
pozbawione zostały spojnosci, tym niemniej material zawrty w szczelinach zawsze achowuje
pewną spojnośc lub wytrzymałośc na scinanie (tensile strength). Widać to na okazach
spekanych skał, które nio ulegają rozpadowi na bloczki. Oczywiscie speknia reprezentują
powierchnie osłabione w stosunku do skaly nie spekanej, ale wciąż zachowują pewną
spojnośc. W skalach nie zwietrzałych spekania pozbawione kohezji należa do rzadkości. W
rozd. 1 dowodzilismy ze istnieje ciąglość w zależności cisnienie/odksztalcenie przy przejsciu
od kruchych (brittle), do polkruchych do potanych (ductile) zniszczeń (deformacji) (fig. 2,4).
POnieważjest taka gradcja pomiędzy róznymi typami powierzchni scięcia to trudno jest podać
jednoznaczną definicję " spękania". Aby tego unikną przy terminie spekanie podawne będzie
przymiotnik, kruche lub podatne. Kryteria zniszczenia dyskutowane w rozd. 1 i zastosowane
do fig. 2.5 (a) osnosza sie do kruchych deformacji. Ale mogą one byc uzyte rowniez do
scinania semipodatnego (fig. 2.5 b). Czasmi trudno jest zdecydować jaki ropdzaj deformacji
maił miejsce (semibrttle lub semiductile).
Cechy powierzchni spekania
Cechy powierchniowe mozemy podzielic na dwie grupy: Rib-marks ( struktury zeberkowe
(slady, koliste lub eliptyczne) oraz Plumose (struktury plomieniowe) lub Hackle marks
(struktury pierzaste). Jest rzeczą znaną ze rib-marks powstają przy szybkiej propagacji spekań,
w ciele stalym przy wibrującym polu naprżężęń. Morfologia struktur plomieniowych jest
złżona (Fig. 2.7). Struktury takiem powstają w dobrze-indurated skałach, które z łatwościa
moga byc zaliczone do kruchych (2.8a). Jednakze mogą one powstwać na powierzchni w
osadach slaboskonsolidowanych, jak np. w częściowo wyschnietych pylach.
Shoulder struktury. Struktury stanowią strome spekania wystepujące na przedłużeniu
struktur plomieniowych w warstwach poziomoych (np powyzej powierzchni eksfoliacj w
granitach). Natomiast struktury plomieniowe powstają na skutek elastycznej fali refleksyjnej
wywołanej w kruchym srodowisku pojedynczym ognisku.. Fala ta wywołuje zarowno
powstanie stref stresu sinającego jak i strefę kompresji i scinania na obrzeżeniu.(przy
powierzchni). Struktury te pozwalają okreslic kierunki propagacji spekan. Zdaniem autorow w
warunkach terenowych trudno jest decydować ktore z tych struktur powierzchniowych są
pochodzenia ekstensyjnego , a ktore ze scinania.
Czas powstwania spękań
Spękania powstająw różnym czasie i z różnych powodów. Kiedy i które spekania
powstnąuzależnione jest od sytuacji w jakiej znalazły się konkretne skały. W skalach
magmowych spękania nie powstją przed ich znacznym wystygnięciem kiedy to przyjmują
cechy ciała stałego. Spekania te mogą powstawać w różny sposo , askutek stygnięcia oraz
procesów orogenicznych i epejrogenicznych i wietrzenia. Najbrdziej zanym efektem

stygniecia tabularnych intruzji są polygonalne columnowe bloki. Ten rodzaj struktur
dyskutowany jest w rozd. 3 gdzie jopisany jest rowniez mechanizm powstwania takich spekan
w mlodych osacach (recemtly deposited), ktore powstają w wyniku wysychania tych utworów
na powierzchni. Takie struktury wysychania czesto później ulegają zniszczeniu przez
poźniejsze procesy, ale niekiedy są dobrze zachowane. Inne strukury powstające w osadzie
swieżym (non -indrated) to dajki neptuniczne oraz inne dobne uskoki i spękania. Struktury te
powstają na drodze wczesnedo odwodnienia osadu zanim osiągnie on znaczący stopień
induracji (kompakcji ?). Piasek introdujący w iły (fg. 2.11a ) to dajka piaszcyzsta ktore
nastepnie ulegla niewielkiemu sfalowaniu (bucling) w wyniku kompakcji iłów. Przy
niecowiększym stwardnieiu ossadu (samwhat higher degree of sand or siltstone induration),
muły lub iły moga intrudować w piaski (2.11.b). Skaly mogą ulec metamorfizmow i/lub
deformacjom orogenicznym, lącznie z takimi strukturami jak dajki neptuniczne, zyły
mineralne i różne uskoki i puste szczeliny . Kolejne speknia mogą powstawac w fazie upliftu i
ekshumacji oraz wreszcie na skutek wietrzenia. Zgadnieniom tym poświęcone są kolejne
rożdiały ksiązki.
Nomenklatura spekań oraz kryteria wiekowe.
Słownictwo jest podstwą naukowego myślenia. Do opisu spękań używa się terminów: uskok,
cios, szczelina, blizna (gash, sciecie i żyła. Kazdemu z tych terminów można przypisać
ogólną definicję. Jednakże istnie wiele malych spękań do których powzsze definicje nie
pasują.
Użycie powyższych terminów prowadzi niekiedy do nieporozumień. Proponujemy następują
ce kryteria przy opisie spekań:
1) obecnoć lub brak wypełnienia mineralnego,
2) Wzjemne stosunek różnych spękan
3) morfologia spękań
4) ilościowy aspekt spękań
5) oddzielność spękań oraz grubość ławic

Obecność lub brak materiału wypełnijącego i przemazów
Jeżeli pewne spękania zawierają wypełnienia żyłowe kwarcem lub kalcytem oraz istnieją
spękania do nich równoległe lub subparalelne pozbawione wypęłnienia, to niewiele się myląc
można oczekiwać, iż te ostatnie spękania są młodsze. Jeżeli brak jest zył mineralnych w
spękaniach to przepływ fluidów przez szczelinę może pozostawic slady przejścia. Obecność
przemazów na sciankach szczelin (staining) lub przebarwień może wskazywać że ciśnienie
fluidów w spękaniach była większa niż w skałach otaczających (country rocks lub host rocks).
Obecvność lub brak przemazów na ściankach możę służyc do różnicowania wieku spękąń
pozbawionych wypełnienia. Należy jednak do tego podchodzić z dużą ostrżnością, szcególnie
gdy przemazy lub przebarwienia mogą być związane z przypowierzchniowym przepływem
wód podziemnych (vide Oszczypko et al., 1980).
Możliwe jest równięż odtworzenie warunkow geologicznych (temperatury i ciśnienia) w
których zyły powstały, poprzez określenie homogenisation temperature (przy której
płynno/gazowa faza pierwotnej inkluzji zamknięta została w minerale żylnym, jest widoczna
złączona w pojedynczą faze,kiedy jest obserwowana na podgrzanym obrazie
mikroskopowym). Zmana temperatury może być także określona poprzez ustalenie skladu
izotopowego 016/018 w mineralach zyłowych. Interpretacja tych danych pozwala określić
gradient geotermiczny, kiedy zyła powstawała.
Współzależność pomiędzy szcelinami różnych zespołów.
Kryterium to musi być uwzględnione przez geologów do określenia względnego wieku
spękań. Ogólnie kryterium to używa się do "datowania" spękań scięciowych, które oczywiście
przecinają i przesuwają starsze spękania. Zajmując się "ciosem, przesunięcia scięciowe, jeżeli
istnieją, to są tak małe,że trudno jest je stwierdzić w terenie. Ponadto (morever) "pozorne

(apparent)" przesunięcia mogą być błędnie użute jako kryterium. Na przyład rozważając
przecięcia spękań na fig. 2.12(a) i (b), które pokazują (obie) spękania na górnej powierzchni
ławicy turbidytowej. Fig. 2.12 (b) jest powiększeniem reprzezentatywnych spękąń różnych
zespołow pokazanych na fig. 2.12 (a). Grupują się one w trzy zespoły (A,B, C, Fig. 2.12 (c).
Ilustracja ta była używana na ćwiczeniach studenckich przez wiele lat (przez N.J.Price) do
testowania przez studentów wzjemnej relacji spękań. Tabl. 2.1 pokazuje osiem opcji, które
używał autor " do głosowania". Może to zrobić także czytelnik.
Znaczna ilość studentow wybierała opcję 7 (nie wiem), kilka osób uważąło że problem jest
nierozwiązywalny (opcja 8). Jednakże ponad 70% badanych, podobnie jak NO, wybierało
(opcja 2) tj. następstwo A/C/B. Uzasadniali to następująco: porównując Fi. 2.12 (d) i (e)
która są reprezentacją sladow spękań na fig. 2.12 (a i b) argumentowali,że spękania 1 i 1a
oraz 2 i 2a, były dawniej pojedynczą linią (A), która nastepnie ,przesunięta została linia 3a (C)
i dlatego spekanie A jest starsze od C. I wreszcie spekania B przecinają dwa poprzednie a
same nie są przesunięte, a zatem są najmłodsze.
Niestety taka argumentacja opiera się na niepełnych obserwacjach i niewłaściwych relacjach
miedzy spękaniami. Tak więc spekanie 4a ( Fig. 2.12.(d) przecina szcelinę 3a bez
widocznych przesunięć. Ponadto w punkcie 5, wystąpiło przesunięcie na spękaniu C, które
jest przeciwne to tego na spękaniu 1i 1a. Nie można oczewkiwać ,że przesunięcie na 3a
zmniejsza się od 7-8 cm do 0 (4a) na odcinku tylko 30 cm. Co więcej scięciowy offset
( ramię, idrośl) na równoległych spękaniach ma ten same podobny sens. W następstwie tego
można wywnioskować ze spękania zespołu A nie są przesunięte przez`spękania zespołu C
oraz że spekania 1 i 1a nigdy nie stanowiły jednej płaszczyzny, ale były dwoma oddzielnym
spękaniami, późniejszymi od spękania 3a., a rozwój spękań 1 i 1a został aztrzymany po
dojściu do spękania 3a. Spekanie 4a, jednakże mogło przeciąć spekanie 3a lub zatrzymac się i
ulec bifurkacji po dotarciu do spękania 3b.Powróćmy do rysunku ( Fig. 2.12.(b), gdzie
spękanie B jest faktycznie zyłka waypełnioną kwarcem. Jeżeli popatrzymy na inne
stowarzyszone spękania (por Fig. 2.5(c) wskzaujące na hybrydową ekstensensyjną scięciową
szcelinę, gdzie górny blok razem z monetą został przesunięty w prawo w stosunku do dolnego
bloku. Rakie małe opierzające spękania (feather fractures)są obecne w odsłonięciach , lecz są
tylko postrzegane na fotografii, na wszystkich rownoległych żyłach zespołu B pokazanego na
fig. 2.12 (a). Te wszystkie zyly zespołu B wskazują scinanie. Jednakże jest dowo że nie
przesuwają one zespołow A iC (otwarte spekanie z monetą 2.12 (b), jest wynikiem wietrzenia
i działalności fal, a` efekty wzajemnej relacji spękań należy nie brac pod uwage, czyli
odrzucić). W następstwie tego zespół B poprzedził powstanie zespołu A, w właściwa
odpowiedz w głosowwaniu jest opcja 4: spękania B są starsze od zespolu C, a te są starsze od
zespołu A. Wybór opcji 4 wynika z porównań stosunku zepołu C i A. Jerdnakże należy
zaznaczyć, że drobne (małe) 3c, subrównoległe do zespołu C końcża się na spękaniu 1a, a
więc spękanie 1a jest starsze od 3c.
Kazdy kto coś przeciwko powyższym sześciu opcjom może obecnie porównać zwłasną
opinią. Jednakże zawsze istnieje możliwośc pokazać relacje wiekowe pomiędzy spękaniami.
Jenakże to pytanie opierało się na cichym założeniu , że spękania równoległe są
rownowiekowe. Z naszych rozwa żań wynika że spekania równoległe nie koniecznie muszą
być równowiekowe. Dluższe bardziej dominujące spekania w każdym zespole powinne być
starsze od krótszych spękań zespołu, im krotsze tym młodsze spękanie.
Morfologia spękan
Studjują morfologię spękań możemy niekiedy wnioskować o sposobie ich powstania. Na
przykład spękanie może wykazywać cechy pozwalające zaliczyć je do podatnych,
pólpodanych czy kruchych. Deformacja podatne odbywają się na znacznych głębokościach
gdzie ciśnieni i temperatury są wysokie zanim osad stanie się całkowicie indured
(zwartym ?). Skały badane są zazwyczaj blisko powierzchni, askały silnie zdeformowane i
zostały indurowane, to ku powierzchni musiały przejśc przz niższe tempreratury i ciśnienia.

Spękania powstają zarówno przy postępowaych jai wstecznych (retrograde) deformacjach.
Deformacje progradacyjne powstają przy pogrążaniu i /lub orogenezie, a retrogradacyjne
deformacje przy wynoszeniu i ekshumacji i następują po bardziej podatnym typie spękań,
ktore poprzedzają kruchy typ spękan. Te proste zależności mogą byc skoplikowane poprzez
`wielofazowe deformacje. Jednakże kruche szczeliny istniejące przed powstaniem podatnych
spękań powinne nosić slady późniejszych deformacji lb nawet ulec przemianie w podatną
deformację. Spękani pokazane na fig. 2. 13 a mozna uznać za semi-podatne, są starsze od
kruchych spękań (2.13. b) są oddlane od siebie tylko kilka metrów i występują w tych samych
skałach.

Tektonika płyt (Ch. C. Plummer & D. McGeary, Physical Geology, 1988, wyd. IV: 412-434)

Od połowy lat 60-tych wspołczesne myslenie geologiczne zdominowała hipoteza tektoniki
płyt. W sposób ogólny tłumaczy ona większość procesów i zjawisk geologiczych. Jej
punktem wyjścia jest stwierdzenie, że litosferę tworzy osiem dużych i kilka tuzinów
mniejszcych płyt (Fig. 19.1) znajdujących się w powolnym ruchu, a intensywne procesy
geologiczne mają miejsce na granicach płyt, które mogą mieć charakter dywergentny,
konwergentny lub przesuwczy.

Koncepcja tektoniki płyt narodzila się przy końcu lat 60-tych jako kombinacja istniejących już
hipotez dryftu kontynentalnego i rozszerzania się dna oceanicznego. Idea dryft
kontynetów przyjmuje, że kontynenty przemieszcają się swobodnie po powierzchni ziemi i
zmieniają pozycję w stosunku do innych kontynentów. Hipoteża spreadingu zakłada, że na
grzbietach oceanicznych powstaje nowe dno oceaniczne, które następnie przemieszcza się od
od osi grzbietu w kierunku rowów oceanicznych, a dwie strony grzbietu oddalają się od siebie
w przeciwną stronę podobnie jak wolnoprzesuwające się pasy transmisyjne.

Wczesne przesłanki dryftu kontynentów.
Idea wędrówki kontynentów nie jest nowa. Na podobieństwo zarysu atlatyckiej linii
brzegowej S Ameryki i Afryki po raz pierwszy zwrócił uwagę w 1620 Francis Bacon,
angielski filozof i twórca naukowej indukcji. W 1858 Antonio Snider Pelegrini na mapach
nakreslił usytuowanie kontynentów po obu stronach Atlantyku przed ich rozdieleniem. W tej
układance atlantyckie wubrzeże USA doskonale pasowało do NW Afryki.
Poglądy Alfreda Wegenera. Na początku naszego stulecia niemiecki meterolog Alfred
Wegener studiując podobieństwo wybrzeżu atlantyckich znalazł również inne dowody
wskazujące na dryft kontynentów. W swojej rekonstrukcji z 1912 roku odtworzył pierwotny
gigantyczny superkontynet Pangea (Fig. 19.2).
Skamieniałości i paleoklimaty. Wegener wskazał na podobieństwo skamieniałej paleozoicznej
flory znalezionej na kilku kontynentach. Dotyczyło to liści kopalnej rosliny Glossopteris,
którą znaleziono w skałach S Ameryki, Afryki, Indii i Australii(Fig. 19.3). Zdaniem Wegenera
roślina ta zasiedlala Pangee przed jej podziałem. Oprócz skamieniałości znaleziono również
podobne skały w Indiach, Afryce, S Ameryce, Australii i Antarktydzie. We wszystkich
miejscach profil zaczynały późnopaleozoiczne tyllity (moreny) przykryte grubymi seriami skał
pochodzenia lądowego z pokładami węglami i szczątkammi Glossopteris. Profil kończyły
wczesnomezoziczne potoki lawowe (Fig. 19.4). Natomiast wyżej lężące we wszystkich
profilach młodsze skały różniły się między sobą. Wegener tłumaczył, że podobne profile
utworow powstały przed podziałem superkontynentu, który zaczął się w mezozoiku.
Wegener wierzył ponadto, że ślady póżnopaleozoicznego zlodowacenia półkuli południowej
przemawiają na korzyść jego terorii (Fig. 19.5). Gdyby w okresie paleoozoiku S Ameryka,

Afryka, Indie i Australia znadowały się w obecnej pozycji to ówczesny klimat byłby na tyle
chłodny, że zlodowacenie mogłoby objąc prawie cały glob ziemski. Tymczasem brak jest
dowodów, że ówczesne zlodowacenia powstały na półkuli N. Wprost przeciwnie
paleozoiczne pokłady węgowe w N. Ameryce i Europie wskazują na klimat ciepły i wilgotny.
Jeżeli natomiast zgodnie z Wegener zgrupujemy kontynenty w Pangea to paleozoiczne
zlodowacenia S półkuli są całkowicie zrozumiałe (Fig. 19.5 B).
Wegener próbował również zrekonstruować klimaty minione epok geologicznych .
Współczsmie na Ziemi są bardzo wyrażne strefy klimatyczne; chłodne obszary polarne i
cieple tropikalne regiony. Pustynie znajdują się głownie w strefach zwrotnikowych, a korale
występują w ciepłych wodach blisko równika (Fig. 19.6). Wegener skatalogował klimatyczne
zapisy w skałach wszystkich epok geologicznych: obecność tylitów i wygładów
lodowcowych, które mogłyby wskazywać połóżenie ówczesnych biegunów, kopalych korali,
ktore powinne być usytuowane w pobliżu równików, oraz przekątnie uwarstwionych piasków
wydmowych znanych z obszarów zwrotnikowych pustyń.
Wędrówka biegunów. Na podstawie przesłanek klimatycznych Wegener odtworzył
usytuowanie stref paleklimatycznych, bardzo różniących się od współczesnych (Fig. 19.7).
Przesunięcie stref klimatycznych można było wytłumaczyć tylko poprzez`wędrówkę
biegunów geograficznych. Wegener (1928) wykreślił krzywe wędrówki biegunów i doszedł
do przekonania, iż potwierdzają one jego hipotezę o dryfcie kontynentów (Fig. 19.8).
Zastrzeżenia do dryftu kontynentów. Argumenty Wegenera nie zostały jednoznacznie przyjęte,
a przeciwnicy sądzili, że ta sama roślinnośc mogła być się rozprzestrzeniać na inne
kontynenty z pomocą wiatrów i prądów oceanicznych, a zamiany stref klimatycznych mogły
być wywołane wędrówką biegunów. Sprzeciw wzbudzał również mechanizm przesuwania
się kontynentów. Wegener przyjmował, że kontynenty złobią oceaniczne skorupę i mogą
fałdować się w górskie pasma na krawędziach kontynentów (Fig. 19.9). W USA większośc
geologów odrzuciła tę ideę burzącą ówczesną wiedzę o wytrzymałości skał. Ponadto
geologom trudno było wyobrażic sobie siły przesuwające kontynenty. Tak więc w pierwszej
połowie stulecia hipoteza Wegenera uzyskała słabe poparcie w USA i nieco większe w
Europie. Na S półkuli skąd pochodziły dowody Wegenera hipoteza dryftu kontynentów
cieszyła się większym powodzeniem.
Paleomagnetyzm i nawrót idei dryftu kontynentów. Wiele prac z lat 40 i 50 stworzyło
podstawy do nawrotu idei dryftu i późniejszej jej włączenia poprzez kocepcję spreadingu dna
oceanicznego w nową hipotezę tektoniki płyt. Nowe odkrycia dotyczyły dwóch obszarów:
badań dna morskiego oraz badań geofizycznych skał magmowych. Przekonywujących
informacji o naturze węrówki biegunów dostarczyły studia nad magnetyzmem skał. Powstanie
ziemskiego pola magnetycznego jest prawdopodobnie związane z ruchem obrotowym Ziemi.
Na tej podstawie można przyjąć że bieguny magnetyczne zawsze były usytuowane w pobliżu
biegunów geograficznych, a zespół obu biegunow podczas " wędrowówki" zajmował w
przybliżeniu tę samą pozycję.
Jak już wiemy wiele skał podczas ich formowania zapisuje kierunek i natężenie ziemskiego
pola magnetycznego (np kryształki magnetytu w czasie krystalizacji lawy, lub ziarna hematytu
w piaskach pustynnych, Fig. 19. 10). Studia nad pomiarami dawnego pola magnetycznego
nazywane są paleomagnetyzmem. Biorać pod uwagę, że nachylenie linii pola magnetycznego
(inklinacja) wzrasta w pobliżu N bieguna magnetycnego, to inklinacja namagnetyzowanych
kryształów w lawie, może być przydatne do określena odległeglości potoku lawowego od
bieguna magnetycznego. Dawna pozycje biegunów może być precyzyjnie określona,
ponieważ kryształy magnetytu zorientowane są w kierunku biegunów, a ich odległośc od
biegunów wyznacza inklinacja (Fig. 19. 11). Pomiary paleomagnetyczne permskich potoków
lawowych N Ameryki (Fig. 19.12) wskazują, ze biegun magnetyczny N był wówczas
usytuowany w NE Azji. Jeszcze inne usytuowania biegunów wykazały pomiary
paleomagnetyczne sylurskich (zachodni Pacyfik) oraz kredowych law N. Ameryki (Fig.

19.13). Pomiary te zweryfikowały poglądy Wegerenera na temat wędrówki biegunów
wynikające z dowodów paleklimatycznych. Zarówno dowady paleoklimatyczne Wegenera jak
dowody palemagnetyczne pochodzące z jednego kotynentu można tłumaczyć dwojako: albo
kotynent był w tym samym miejscu, a bieguny magnetyczne wędrowały, lub bieguny
magnetyczne były w tym samym miejscu a kontynenty wędrowały. Istotne odkrycie
dokonano porównując trajektoria "wedrówki" biegunów na różnych kontynentach. Z
porównań tych wynika, że istniał tylko jeden N biegun magnetyczny, a przemieszczając
kontynenty trajektoria zróżnych kontynentów pokrywają się.
Dodatkow dowody na dryft kontynentów. Od czasów Wegenera uzyskano dodatkowe dowody
na wędrówke kontynentów:1) obecność identycznych słodwodnych zwierząt na różnych
kontynentach S połkuli, obecnie rozdzielonych oceanami, 2) lepsze dopasowanie skłonów
kontynentalnych od zarysu linii brzegowych. 3) identyczność szczegółów paleozoicznej i
wczesnomezozoicznej budowy geologicznej w różnych miejscach wybrzeżą afrykańskiego i S
Ameryki, w tym dane o wieku radiometrycznymo raz kierunkach wygladów lodowcowych
(Fig. 19. 14).
Pozycja kontynentów w przeszłości. Na podstawie "wędrówki"biegunów można określić
kierunki ruchu kontynentów od czasu Pangei (200 ml lat) do chwili obecnej (Fig. 19. 15).
Począkowo Pangea roździeliła się na dwie części: Laurazję (na N hemisferze) tj.N Ameryką i
Eurazje (z wyłączeniem Indii) oraz Gondwanę (S hemisfera) z Indiami.
Spreading dna oceanicznego. Mniej więcej w tym samy czasie geolodzy zaczęli się ponownie
interesować ideą dryftu kontynentów. Harry Hess (1962) z Pricetown Univeristy wyraził
pogląd, że dno oceaniczne także może się przemieszczac, pod wpływem prądów
konwekcyjnych (Fig. 19. 16) na zewnatrz od grzbietów oceanicznych (pogląd A. Holmesa,
1944). Ten pogląd kontrastował w cześniejszmi pogłądami Wegenera, który uważał że
podczas ruchu kontynentow dna oceaniczne zachowywały stałą pozycje. Zgodnie z poglądami
Hessa dno oceaniczne przesuwa się jak pas trasmisyjne od środka grzbietu (spreading center),
poprzez jego skrzydła, równiny abysalne, znikając ostatecznie, zanurzając się pod
kontynetami lub łukami wyspowymi (subdukcja). Szybkość tego ruchy wynosi od 1 do 6 c/y.
Siły napędowe. Według poglądów Hessa spreading dna oceanicznego powodowany jest
przez`głęboką płaszczową konwekcję. Konwekcję można łatwo zademonstrować w
podgrzewanym naczyniu, trudno jednak wyobrazić sobie w ciałach stałych, zachowujących
się jak ciecze. Jednakże w długim czasie geologicznym gorące skały mogą płynąć
plastycznie. Przyjęcie takiego poglądu wyjasnia wiele cech dna oceanicznego oraz jego młody
wiek.
Objaśnienia:
Grzbiet śródoceaniczny. Jeżeli konwekcja steruje spreadingiem dna oceanicznego to gorące
skały płaszcza muszą podnosić się pod grzbietem oceanicznym, a grzbiet oceaniczny i jego
wysoki strumień cieplny jest spowodowany podnoszeniem się gorących skał płaszcza.
Bazaltowe erupcje na grzbiecie także są powiązane z podnoszeniem się skał płaszcza. Erupcje
te powstają na skutek przetopienia skał płaszcza, które osiągnęły punkt topienia na skutek
spadku ciśnienia. Podnoszące się pod przegubem grzbietu gorące skały płaszcza rozdzielają
się i płyną poziomo na zewnątrz przegubu, wytwarza to tensję i pękanie skorupy oceanicznej,
prowadące do powstania doliny ryftowej. Towarzyszą temu płytko-ogniskowe trżęsienia
ziemi.
Rowy oceaniczne. Skały płaszcza poziomo przesuwające się na zewnatrz od przegubu
grzbietu oceanicznego, ochładzają się i stają się gęstsze. Ostatecznie stając się chłodniejsze i
gęstsze, pogrążają się w płaszczu.Tłumaczy to powstawanie rowów oceanicznych oraz ich
niski strumień cieplny oraz ujemne anomalie grawimetryczne. Schodzące w dół wzdłuż strefy
subdukcji dno oceaniczne wchodzi w interakcję z wyżej usytuowanymi stacjonarnymi skałami
powoduje powstanie sejsmicznej strefy Benioffa. Może to też prowadzić do andezytowego
wulkanizmu i rozwoju wulkanów na krawędzi kontynentu lub łuku wyspowego (Fig. 19.16).

Wiek dna oceanicznego. Młody wiek skał dna oceanicznego tłumaczy spreading dna
oceanicznego oraz ciągłe powstawanie erupcji na grzbiecie oceanicznym. Bazalt ten jest
następnie przemieszczany przez konwencję w strefie subdukcji. W ten sposób powstawaniu
nowego dna towarzyszy stała destrukcja starego dna oceanicznego. Przemieszczaniu się dna
oceanicznego towarzyszy stały wzrost grubości osadów od grzbietu do rowu oceanicznego. W
tym samym kierunku wzrasta wiek dna oceanicznego. Fakt ten nie był znany Hessowi i został
udokumentowane kilka lat później.
Płyty i ruch płyt.Płyty są wielkimi ruchomymi fragmentami litosfery. Powierzchnia płyty
może być zbudowana wyłącznie ze skorupy oceanicznej (np Nazca) lub łącznie
kontynentalnej i oceanicznej (np. N. Ameryka). Niektore małe płyty są wyłącznie
kontynentalne. Poniżej sztywnej litosfery (70-125 km grubej) znajduje się astenosfera o
grubości około 100 km.Na skutek temperatury i ciśnienia zachowuje się ona plastycznie.
Astenosfera zachowuje się jak warstwa smaru umożliwiająca przemieszczanie się płyt.
Poniżej astenosfery znajduje się bardziej sztywny dolny płaszcz. Idea przemieszczania się płyt
jest powszechnie akceptowana przez geologów. Płyty oddalają się od grzbietow oceanicznych
lub innych ośrodków spreadingu. Część płyt przesuwa sięw kierunku rowów oceanicznych.
Płyty oceaniczne subdukują do płaszcza tworząc rowy oceaniczne i wywołuja towarzyszące
im procesy geologiczne. Jeżeli krawędz płyty tworzy kontynentalny blok (np. płyta S
Ameryki), to płyta nie subdukuje, ponieważ jej gęśtość (2,7) jest mniejsza od skał
oceanicznych (3,0). Sztywna płyta przesuwa się jako całość. W zwiążku z tym interior płyty
jest stosunkowo mało tektonicznie aktywny (brak trzęsień ziemi, wulkanów, młodych gór i
innych oznak aktywności geologicznej). Taki rodzaj aktywności jest charakterystyczny dla
granic płyt, które mogą mieć charakter dyvergentny, konwergentny lub przesuwczy.
Jak płyty się przesuwaja. Pomiary magnetyczne w połowie lat 60-tych wykryły
charakterystyczne morskie anomalie magnetyczne. Większość tych anomalii, na przemian
dodatnich i ujemnych, tworzy pasma równoległe do doliny ryftowej.
Hipoteza Vine-Matthews. Dwaj geolodzy brytyjscy Fred Vine i Drummond Matthews
zauważyli, że anomalie te zarówno na Atlantyku jak i Pacyfiku są symetryczne do osi grzbietu
(Fig. 19.18). Dodatnie i ujemne anomalie skorelowane zostały ze znanymi z lądów okresami
normalnego (dodatnie) i odwróconego( ujemne) namagnesowania. Anomalii te układa się na
przemian, tworząc lustrzane odbicie po obu stronach doliny ryftowej. Zestawiając te
obserwacje z koncepcją Hessa o spreadingu dna oceanicznego Vine & Matthews doszli oni
do konkluzji, że anomalie te zapisują w sposób ciągły powstawanie tensyjnych szczelin w
doliniach ryftowych, wypełnionych dajkami bazaltowymi. Zastygająca magma dajek zapisuje
ziemskie pole magnetyczne w powstających kryształach (Fig. 19.19, 19.20). Hipoteza Vine-
Matthews pozwoliła ustalić stopę spreadingu, które wynoszą od 1 do 6 cm/y (Fig. 19.21).
Pozwoliło to także przewidzieć wiek dna oceanicznego. Magnetyczne odwróconia znane są z
wystąpień w Kenoziku, Mezozoiku, a być może nawet od pleozoiku. Dno oceaniczne
powstające na przegubie grzbietu oceanicznego w czasie mezoiku i wczesnego kenozoiku
charakteryzowało się rónoległymi pasmami anomalii magnetycznych, tak jak dno oeceniczne
uformowane w okresie ostatnich 4,5 mil lat. Wiek anomalii magnetycznych jak i odwrócenia
które je spowodowały zostały detalicznie rozpracowane (Fig. 19. 22). Wyraźne zróżnicowanie
tych anomalii w czasie pozwala łatwo je zidentyfikować i przypisać im wiek. Tak więc
mierząc anomalie na dnie oceanicznym można przewidzieć wiek skał wywołującyh anomalię.
Poprzec porównanie mierzonego wzorca anomalii ze znanym wzorcem (Fig. 19.22) można
przewidzieć wiek dna morskiego w danym rejonie , tak jak to jest na Fig. 19. 23. Hipoteza ta
Hessa i Vine-Matthewsa zostały przetestowane poprzez liczne wiercenia podmorskie w
ramach Programu JDSDP. Stwierdzony w rdzeniach wiek metodami biostratygraficznymi i
radiometrycznymi nie odbiegał znacznie od przewidywanego. Tak więc dowody te sprawiły,
że znakomita większośc geologów uważa,że nie jest to już hipotezy lecz teoria.

Inny test: Strefy pęknięć i uskoki transformujące. Wiercenia morskie (JDSDP) pozwoliły
porównać aktualny wiek dna oceanicznego z przewidywanym na podstawie anomalii
magnetycznych wiekiem. Inny ważny test pochodził ze studiów sejsmiczności stref pęknięć.
Grzbiety śródoceaniczne poprzesuwane są wzdłuz stref pęknieć. Można sobie wyobrażić, że
grzniety te kiedys były ciągłe, ale zostały poprzesuwane wzdłuż pęknięć przez ruchy
przesuwcze. Jeżeli tak było to należy się spodziewać dwóch rzeczy: 1-trzęsienia powinne być
usytuowane wzdłuż całej długości strefy pęknięcia, 2) kierunek przesunięcia po obu stronach
pęnięcia powinien być jak na Fig. 19.24 A. W rzeczywistości jest inaczej. Trzęsienia
występują tylko na odcinku pomiędzy grzbietami. Aktualne ruchy potwierdzone zostały
poprzez badania pierwszego ruchu, są one zgodne z Fig. 19.24 B. Aktywna część pęknięcia
nazwana została uskokiem transformującym. Ruch po obu stronach uskoków
transformujących został przewidziany przez hipotezę ruchu dna oceanicznego.
Dywergentne granice płyt. Granice te powstają gdy płyty oddalają się od siebie, co ma miejsce
na grzbietach oceanicznych lub na lądach. Gdy superkontynenty takie jak Pangea rozpadają
się to granica dywergentna może występować w środku kontynentu. W stadium
pocżątkowym kontynent w tym miejscu jest prawdopodobnie podniesiony przez gorące skały
płaszcza. Powoduje to rozciąganie skorupy, jej scienienia i mpękniecię. Tensja wytwarza
płytkoogniskowe trzęsienia ziemi wzdłuż uskoków normalnych, a dolina ryftowa tworzy rów
centralny (graben) (Fig. 19.25 A). Dolina ryftowa odznacza się wysokim strumieniem
cieplnym i bazaltowym wulkanizmem. Magma podnosi się wzdłuz pęknięć tensyjnych i
wylewa się w dolinie ryftowej, na początku w postaci izolowanych stożków żużlowych, a
później bardziej rozległych plateau bazaltów. Zródłem magmy bazaltowej jest
prawdopodobnie niżej lężacy płaszcz, podobnie jak to ma miejsce na grzbietach
oceanicznych. Przykładem takiej granicy jest E afrykańska dolina ryftowa, wyznaczająca
przyszły rozpad Afryki. Jeśli rozchodzenie trwa nadal płyty oddzielają się i morze zalewa
wydłużony basen pomiędzy kontynentami (Fig. 25 B). Wzdłuż krawędzi kontynentów
powstaje szereg bloków uskokowych, prawdopodobnie wzdłuż wygiętych powierzchni
uskokowych, powodujących rotację bloków. Podniesione krawędzie kontynentów są
intensywnie erodowane, wypełnijąc zapadlisko osadami lądowymi takimi jak piaski i żwiry.
Krawędzie kontynentów są scienione z dwóch powodów: rozciągania i erozji wyniesionych
krawędzi. Pomiędzy nowymi krawędziami kontynentalnymi ciągły bazaltowy wulkanizm
zaczyna budować prawdziwe oceaniczne dno, a środek wąskiego oceanu jest wyznaczony
przez dolinę ryftową z typowym wysokim strumieniem cieplym i płytkimi trzęsieniami ziemi.
Morze Czerwone jest postrzegane jako przykład dywergentnej granicy w tym stadium (Fig.
19.26, 19.27). Podnosząca się ku górze magma bazaltowa tworzy skorupę oceaniczną
pomiędzy rozchodzącymi się kontynentami jest analogią podnoszącej się wody pomiędzy
dwoma zanurzonymi blokami drewna, które oddalają się od siebie (Fig. 19.28). Nowy ocean
jest wąski, a otaczające go lądy są przechylne w stronę lądów, gdzie rzeki płyną (tzn w
kierunku lądów, Fig. 19.25 B). W tym stadium morza które się wlało w dolinę ryftową może
ewaporowac, osadzająć cienką warstwę soli przykrywającą osady lądowe.
Prawdopodobieństwo ewaporacji wzrasta jeżeli kontynenta znajduje się w pasie pustynnym,
lub jedno lub dwa zakończenia basenu są okresowo blokowane np. przez wulkanizm.
Jednakże nie na wszystkich granicach dywetgentnych powstają sole. Jeżeli płyty rozchodzą
się nadal, morze poszerza się i w końcu warstwa soli ulega rozerwaniu na dwie części. Ocean
wkrótce staje się tak szeroki, że ewaporacja staje się niemożliwa, a nowoutworzony grzrbiet
śródoceaniczny powstaje (Fig. 19.15 C). Wleczone krawędzie kontynentów obniżają się na
skutek erozji i subsydencji na skutek ochłodzenia. Subsydencja trwa aż znajdujące się po
dwodą krawędzie kontynentalne uformują szelf i skłon kontynentalny. Jeżeli ocean poszerza
się nadal, to skrzydła grzbietu oceanicznego obniżają (subsydują) się, aż szerokie,
płaskodenne baseny powstają po obu stronach grzbietu. Ciągła subsydencja krawędzi
kontynetalnych umożliwia rozwój grubej pokrywy osadowej na szelfie. Głebokie

kontynentalne podsniesienie zaczyna się tworzyć na dnie oceanicznym, gdy osady są
znoszone w dół stoku kontynentalnego przez`prądy zawiesinowe. Ocean Atalantycki jest
obecnie w takim stadium dywergencji (Fig. 19.25, 19.29). Inny przykład to granica płyt Nazca
i Plyty Pacyfiku (Fig. 19.1). Granica dywergentna usytowana jest w dolinie ryftowej, gdzie
podobnie jak na lądzie powstają szczeliny, uskoki nornalne, płytkie trzęsienia i bazaltowe
wylewy. Bazalt tworzy dajki w szczelinach oraz lawy poduszkowe na dnie, formują one nowe
oceaniczne dno wleczone następnie przez krawędzie płyt. Wyniesienie morfologiczne
grzbietu oceaniznego (podobnie jak osrodek ryftu na lądzie) jest prawdopodobnie wynikiem
termalnej ekspansji gorącego płaszcza skał poniżej.
Granice konwergentne.
Ocean-Ocean konwergencja. Gdy dwie płaty z dnem oceanicznym schodzą się, jedna
subdukuje pod drugą np. pacyficzna pod japońska. Płyta subdukująca tworzy zewnętrzną
scianę rowu, ktara jest zwykle wypukla. Gdy jedna plyta subdukuje pod drugą powstają
płytkie, pośrednie i głębokie ogniska trzęśień ziemi. Obecność ognisk do głebokości 670 km
świadczy, że płyta zachowuje swą kruchość(brittle )do tej głebokości (Fig. 19.30). Schodząca
płyta niekiedy generuje andezytową magme wzdłuz strefy subdukcji. Niższa temperatura,
wiecej bogatych w krzemionkę minerałów w bazalcie może prztapiać i tworzyć andezyty (być
może na skutek dyferencjacji magmmy), pozostawiając cięższe, bardziej maficzne minerały,
które powodują wzrost gęśtości schodzącej płyty. Część wody w bazaltach dna oceanicznego i
w osadach schodzi do strefy subdukcji i uwalnia się powodująć wzrost temperatury i ciśnienia
zgłebokością. Uwolniona woda podsnosi się do wyższej płyty inicjując przetopienie (być
może częściowe) obniżając punkt przetopienia. Nawet jeśli pierwotna magma nie jest
andezytoa, to część jej różnicuje się w andezyty. Magma andezytowa tworzy na powierzchni
łuk wyspowy, równoległy do rowu oceanicznej. Magma andezytowa tworzy się gdy strop
schodzącej płyty wchjodzi w kontakt z astenosferą (Fig. 19.31). Jeżeli kąt subdukcji jest
stromy to łuk wyspowy powstaje blisko rowu (Fig. 19.31 A). Jeżeli kąt ten jest niewielki
odległość rów-łuk wyspowy jest większa (Fig. 19.31 B). Jeżeli kąt jet za mały to płyty dolna
slizga się pot górną płytą nie osiągając astenosfery. Łuk wyspowy wówczas nie powstaje (Fig.
19.31C). Subdukująca płyta jest chłodna i gęsta, a osiągnąwszy odwowiednią gęstość zaczyna
się pogrążąć do płaszcza. Pod własnym ciężarem będzie się zanurzać aż do osiągnięcia stany
równowagi izostartycznej. Rów natomiast odznacza się silną ujemną anomalią
grawimetryczną. Obecność tej anomalii świadczy,że pogrążanie się rowu nie osiągnęło
równowagi izostatycznej. Coś musi ciągnoąć płytę w dół do tego punktu. To coś jest
przedmiotem żywej dyskusji geologów. Jeżeli częściowe przetopienie zwiększa gęstość
schodzącej płyty, to rów może być pchnięty daleko dół przez prowadzącą krawędź.
Wewnętrzna ściana rowu. Wenętrzna ściana rowu jest bardzo skomplikowaną strukturą.
Bezpośrednio do rowu przylega kompleks subdukcyjny, utworzony z sfałdowanych, thrust-
faulted osadów morskich (Fig. 19.32). Ciągły ruch subdukującej płyty wciąga dolnączęść tego
kompleksu w dół, tworząc klinokształtną łuskę. To podsuwanie nowej łuski dodanej do dna
stack popucha subdukowany kompleks do góry, formując basen typu for-arc `basen,
znajdujący się pomiędzy kompleksem subdukcyjnym i łukiem wulkanicznym. Nowe osady
morskie dodawane są w spągu to kompleksu subdukcyjnego poprzez podsuwanie (Fig. 19.33)
. W następstwie tego kompleks powiększa się na zewnatrzod łuku. Ten wzrost powoduje, że
rów oceaniczny odsuwa się od łuku wulkanicznego.
Konwergencja ocean-kontynent. Kiedy płyta oceaniczna podsuwa się pod płytę kontynentalną
to kompleks subdukcyjny i for-arc basen tworzy wewnętrzną ścioanę rowu i krawędz
kontynentu deformuje się w młode pasmo górskie. Podnosząca się ze strefy subdukcji magma
andezytowa tworzy raczej magmatyczny łuk" wśród skorupy kontynentalnej niż łuk wyspowy
(Fig. 19.34). Subdukcja płyty Nazca pod kontynent S Ameryki jest przykładem takiego typu
konwergencji. Termin łuk magmatyczny to szeroki użyteczny termin pozwalający opisywać
zarówno łuki wyspowe na morzu jak pasma ogniowej aktywności na lądzie. Widoczną częścią

łuku wyspowego jest linia wulkanicznych wysp, ale wewnątrz grubej skorupy są to wielkie
plutony. Łuk magmatyczny na kontynencie powstaje jako linia andezytowych wulkanów
takich jak wulkany Pasma Kaskadowego na NW wybrzeżu Pacyfiku, lub jako starsze i
głęboko zerodowane pasmo batolitów. Chociaż zazwyczaj mówimy o "granitowych"
batolitach to budowa poszczegółnych batolitów zmienia się od diorytów (plutoniczny
odpoiednik andezytu) do granitu. Jak powstają granity długo już trwa dyskusja w geologii. Z
uwagi na to,że część batolitów zbudowana jest z diorytów to można przypuszczać, że
reprezentują one żródłówą magmę nieistniejących już wulkanów andezytowych. W ten sposób
łuki wyspowe i łuki magamtyczne wykazują pewne podobiństwo. Podnosząca się ku górze
gorąca magma ze strefy subdukcji pogrubia skorupę kontynentalną i czyni ją słabszą i
bardzie mobilną niżchłodna skorupa. W tych mobilnych gorących strefach ma miejsce
regionalny metamorfizm. Skorupowe zgrubienie powoduje podnoszenie, a młode pasma
górskie powstają kiedy zgrubiona skorupa podnoszona jest izostatycznie. Inną przyczyną
wzrostu pasma górskiego jest przyrastanie łusek (thrust-sheets) po kontynentalnej (backark
thrust fold) stronie łuku magmatycznego (Fig. 19.34). Kiedy chłodna skorupa kontynentalna
kontynentalnego interioru przesuwa się w kierunku rowu oceanicznego (ponieważ płyty
schodzą się) nasuwają się na siebie na krótkim odcinku pod gruby mobilne jądro pasma
górskiego powodując powstanie szeregu łusek, zgrubienie skorupy i podnoszenie pasma.
Zwróć uwagę, że na krawędzi kontynentu istnieją dwa obszary nasuwania związanego z
młodym pasmem górskim. Po stronie oceanicznej łuku (forarc) w pobliżu rowu kompleks
subdukcyjny wciągnięty jest przez subdukcję a bardzo intensywne nasunięcia. Tysiące
kilometrow dna oceanicznego może zniknąć schodząc w dół strefy subdukcji. Prowadzi to do
bardzo intensywnych fałdowań, powstawania uskokow i stref ścinania w kompleksie
subdukcyjnym. Od strony lądu (backarrc) powstaje pasmo nasuwwcze z zimnego
kontynentalnego inetioru podsuwanego pod mobilne jądro łuku. Podsuwanie powoduje
zgrubienie i skrócenie skorupy. Wielkość skrócenia i obszarze załukowym (backarc) jest
mniejsze niż w strefie subdukcji, prawdopodobnie tylko 100-200 kmm a backthrust sheets
sąmniej zdeformowana niż kompleks subdukcyjny. Przed czołem pasma złukowego powtaje
backarc basen. Ponieważ sztywny, chłodny kontynentalny interior (craton) przesuwa się na
krotki dystans pod łuk magamtyczny , waga backarc nasunięć obniża craton izostatycznie.
Basen załukowy zasilany jest osadmia zawrówno od strony łuku jak i kratonu. Osady mogą
być zarówno morskie jak i lądowe, lub wzajemnie przekładające się w zależności od
wielkości subsydencji kratonu. Basen złuukowy rozszerza efekt subdukcji daleko w kierunku
lądu. Subdukcja dna oceanicznego w Kalifornii w mezozoiku wytrowrzyła basen załukopwy
środkowej Wielkiej Róniny (Great Plains).
Kontynent-Kontynent konwergencja. Dwa kontynenty mogą znaleźć się w kolizji. Muszą one
być rozdzielone oceanicznym dnem, które zaczyna subdukować pod jeden z kontynentów brak
jest również centrum spreadingu, tworzącego nową skorupę oceaniczną (Fig. 19.35).
Krawędz kontynentu początkowo będzie mieć łuk magamatyczny i wszystkie inne cechy
konwergencji ocean-kontynent. W miarę jak dno oceaniczne ulegać będzie subdukcji ocean
będzie się stawał czymraz węższy i w konću kontynenty zderzą się. Ciężka oceaniczna
litosfera zanurzay się w płaszczu. Litosfera kontynentalne nie subdukuje. Kontynentalna
litosfera może jedynie slizgać sie na krótkim odcinku po innej kontynentalnej litosferze. Po
kolizji ciężka oceaniczna skorupa odrywa się od litosfery kontynentalnej z znaurza w
astenosferze. Dwa kontynenty spajają się wzłuż zanurzającej się strefy szwu, markującego
stare miejsce subdukcji. Pasmo nasuwcze i baseny występująpo obu stronach pierwotnego,
wugasłego już łuku magmatycznego. Obecnośc pierwotnego łuku pogrubia skorupe w
miejscu zderzenia. Skorupa jest nadal pogrubiana w następstwie podsuwania się kontynetu
pod kontynent oraz poprzez przysrost obu pasm nasuwczych. W rezultacie powstaje wielkie
pasmo górskie wewnątrz kontynentu, który powstał na skutek kolizji. Cały obszar zderzenie
znajduje się w obrębie szerokiego pasma płytkich ognisk trżęsień ziemi wzdłuż licznych

uskoków. Kilka głębokich ognisk możę się wiążać z zanurzającej się oceanicznej litosfery.
pod pasmem górskich. W ten sposób powstały Himalaje poprzez kolizję Azji z pólwyspem
idyjskim. Pomary palemagnetyczme wskazują że Indie pierwotne znajdowały sie na S półkuli
a następnie dryfowały na N do obecnej pozycji. Do kolizji doszło po subdukcji rozdielającego
kontynety oceanu, który uległ zniszczeniu w strefie subdukcji.

Zlodowacenia dawnych epok geologicznych:
proterozoik,ordowik, karbon, plejstocen

Przyczyny zlodowaceń (Ch. C. Plummer & D. McGeary, Physical Geology, 1988, wyd. IV:
274-276)

2) Zmiany w amosferze
a) wzrost CO2 powoduje "efekt cieplarniany"-interglacjał,
spadek CO2-okres glacjalny
b) erupcje wulkaniczne-po wybuchu Krakatoa w 1886r przez kilka lat temperatura była niższa
o 2o C

3) Zmiana pozycji kontynentów- kontynenty bliżej biegunów-okresy glacjalne

4) Zmiana cyrkulacji oceanicznej

5) Zeslizgiwanie się wielkich fragmentów lądolodu antarktycznego do oceanu-odbicie
znacznej częsci promieniowania słonecznego spowoduje spadek temperatury, co może
zainicjować okres glacjalny.

Wyszukiwarka

Podobne podstrony:
małe kompendium wiedzy o wulkanach, Geografia, Geologia dynamiczna
makroskopowe rozpoznawanie skał, Geologia, Geologia dynamiczna
ZAGADNIENIA Z GEOLOGII DYNAMICZNEJ I HISTORYCZNEJ, ! uczelnia, Geologia
wulkany procesy wulkaniczne, Geografia, Geologia dynamiczna
Geologia Dynamiczna
ZAGADNIENIA Z GEOLOGII DYNAMICZNEJ I HISTORYCZNEJ 2011, Studia, geologia
Środowisko Geologiczne, STUDIA BD, GEOLOGIA BD, Geologia dynamiczna
główne skały metamorficzne, Geografia, Geologia dynamiczna
GEOLOGIA KOLOS, NAUKA, Geografia i Geologia, geologia dynamiczna
Geologia dynamiczna, budownictwo, geologia
GEOLOGIA DYNAMICZNA, Inżynieria Środowiska, Geologia
Geologia dynamiczna
małe kompendium wiedzy o wulkanach, Geografia, Geologia dynamiczna
GEOLOGIA DYNAMICZNA 2

więcej podobnych podstron