plik

Główne rysy ukształtowania

powierzchni Ziemi

2zzX Formy planetarne i ich związek z tektoniką płyt

Największymi f o r m a m i rzeźby wyróżnianymi na powierzchni Z i e m i są kontynen

ty i obszary oceaniczne, o k r e ś l a n e j a k o formy p l a n e t a r n e . Podział taki jest oczywisty

w świetle fizycznej m a p y globu, k t ó r a pokazuje zasięg obszarów lądowych i mor

skich, ale ma też swoje głębsze  u z a s a d n i e n i e . Dwudzielność rzeźby  Z i e m i jest wyraź
na na histogramie częstości występowania różnych przedziałów wysokościowych,
a także na jej przetworzonej postaci - krzywej hipsograficznej  ( R A M K A 2.1). Z wy
kresów tych wynika, że największe obszary na powierzchni  Z i e m i zajmują dna oce
aniczne na głębokości 4000-5000 m poniżej  p o z i o m u  m o r z a oraz obszary lądowe

w przedziale wysokości 0-1000 m. Wysokości (głębokości) p o ś r e d n i e pojawiają się ze

z n a c z n i e niższą frekwencją,  n a t o m i a s t  f r a g m e n t y  d e n  o c e a n i c z n y c h poniżej
7000 m oraz lądy wzniesione powyżej 5000 m mają  z u p e ł n i e marginalne znaczenie.
Z ryciny 2.Ib wynika, że lądy zajmują  o k o ł o  2 9 % powierzchni planety, ale wyraźne
z a ł a m a n i e krzywej, występujące już w obszarze  p o d m o r s k i m ,  „ o d c i n a " około 37%
powierzchni.  Z a ł a m a n i e to określa zasięg bloków kontynentalnych, w skład których

Ryc. 2.1. Główne rysy ukształtowania powierzchni Ziemi przedstawione w postaci histogramu (a) i krzywej

hipsograficznej (b)

Ramka 2.1

Krzywa hipsograficzna

Krzywa hipsograficzna jest graficznym przedstawieniem struktury wysokościowej dane
go obszaru i może być wykonana dla całej powierzchni Ziemi, poszczególnych kontynen
tów i dowolnych mniejszych obszarów. Jest wykresem w prostokątnym układzie współ
rzędnych, w którym na osi pionowej (y) znajduje się wysokość nad poziom morza, a na
osi poziomej (x) powierzchnia wyrażona w procentach. Powierzchnię zajmowaną przez
odpowiednie przedziały wysokościowe odczytujemy przez odjęcie od siebie wartości na
osix (punkty A i B), wyznaczonych przez zrzutowanie punktów przecięcia krzywej hip-

sograficznej z liniami odpowiadającymi danym wysokościom bezwzględnym (punkty
C i D ) .

Na krzywej hipsograficznej można odczytać główne cechy ukształtowania powierzchni da
nego obszaru. Długie, nieznacznie nachylone odcinki krzywej wskazują na duże po
wierzchnie zajmowane przez wąskie przedziały wysokościowe (np. rozległe niziny w prze

dziale 0-300 m n.p.m. w nadwodnej części krzywej). Odcinki strome i krótkie wskazują na
gwałtowne obniżanie się wysokości (np. stok kontynentalny).

wchodzą obszary lądowe oraz płytkie m o r z a przybrzeżne, p o ł o ż o n e w o b r ę b i e szelfu

(zob. rozdział 2.4).

Podział na kontynenty i oceany odzwierciedla występowanie dwóch typów litos

fery, a więc nawiązuje do f u n d a m e n t a l n e g o zróżnicowania budowy geologicznej Zie
mi. Pod oceanami występuje litosfera oceaniczna, w której m a t e r i a ł g ó r n e g o płaszcza

jest przykryty cienką (5-10 k m ) warstwą skorupy oceanicznej o dużej gęstości (śred

nio około 3000 kg m~

) i składzie bazaltu. D l a kontrastu, s k o r u p a k o n t y n e n t a l n a jest

nie tylko lżejsza (średnia gęstość o k o ł o 2700 kg m~

), ale też znacznie grubsza. Jej gru

bość wynosi średnio około 35 km, ale osiąga 70 km  p o d niektórymi wysokimi łańcu
chami górskimi, np.  p o d Wyżyną Tybetańską. O wysokości, do jakiej wznosi się
powierzchnia Ziemi  z b u d o w a n a z tych dwóch różniących się od siebie rodzajów sko

rupy, decyduje zjawisko określane j a k o izostazja ( R A M K A 2.2). Ogólnie rzecz ujmu

jąc, mniejsza gęstość i większa grubość skorupy znajduje swój wyraz w większej wyso-

Ramka 2.2

Modele izostazji

Izostazja oznacza stan równowagi hydrostatycznej w litosferze, czyli w skorupie ziemskiej
i górnym płaszczu. Fragmenty litosfery można traktować jak ciała sztywne, „pływające" po
powierzchni astenosfery znajdującej się poniżej i zachowującej się jak gęsta ciecz. W po
łowie XIX w. zaproponowano dwa modele izostazji, nazwane od ich twórców.

Według modelu Pratta litosfera ma mniej więcej jednakową grubość, ale składa się z blo
ków o różnej gęstości, które dlatego są w różnym stopniu pogrążone w astenosferze.
Obecność pasm górskich i wysokich wyżyn ma wynikać z najmniejszej gęstości litosfery

w tych obszarach. Ich partie korzeniowe znajdują się na mniejszej głębokości niż litosfery
oceanicznej. W modelu Airy'ego bloki litosfery mają podobną gęstość, lecz zróżnicowaną
grubość. Z zasad hydrostatyki wynika, że bloki grubsze będą podniesione wyżej. Model
Airy'ego na ogół odpowiada zachowaniu litosfery kontynentalnej.

Skorupa

kontynentalna

2700 kg m-3

Skorupa

oceaniczna

3000 kg m-3

Procesy wewnętrzne (np. posuwanie się jednej płyty pod drugą) i zewnętrzne (np. erozja,
obciążenie lądolodem) ustawicznie zakłócają równowagę litosfery, a dążenie do ponow
nego osiągnięcia równowagi objawia się ruchami pionowymi.

kości osiąganej przez poszczególne fragmenty litosfery. Powierzchniowa przewaga
o c e a n ó w n a d k o n t y n e n t a m i wskazuje, że skorupa oceaniczna jest bardziej rozpo

wszechniona niż k o n t y n e n t a l n a .

Dalsza analiza m a p y fizycznej globu p r o w a d z i do spostrzeżenia, że k o n t y n e n t y

są rozmieszczone na powierzchni  Z i e m i  n i e r ó w n o m i e r n i e i są całkowicie lub przy
najmniej w znacznej części  o t o c z o n e  o c e a n a m i .  P o d  w z g l ę d e m geologicznym cha
rakter kontynentalny mają także największe wyspy na  o c e a n a c h  ( G r e n l a n d i a ,  M a
dagaskar).

Powierzchnia o b s z a r ó w z b u d o w a n y c h ze s k o r u p y k o n t y n e n t a l n e j nie jest jed

nakowa. Zajmują o n e (ich części l ą d o w e ) od p o n a d 50 m i n k m

( E u r a z j a ) do mniej

niż 2 min k m

( M a d a g a s k a r ) . W ś r ó d o b s z a r ó w o c e a n i c z n y c h wielkością wyróżnia

się Ocean Spokojny, zajmując p o w i e r z c h n i ę większą niż wszystkie obszary l ą d o w e
łącznie.

Rozmieszczenie bloków kontynentalnych i obszarów oceanicznych, a także ich

pochodzenie, pozostawały przez długi czas niewyjaśnione.  O d p o w i e d ź przyniosła do
piero „rewolucja  n a u k o w a " w geologii, którą  o k a z a ł a się rozwijana od połowy lat 60.
XX w. koncepcja tektoniki płyt litosferycznych, określana także  m i a n e m tektoniki
globalnej. Obecnie  w i a d o m o , że główne rysy ukształtowania powierzchni  Z i e m i na
wiązują ściśle do zróżnicowania litosfery na  p o n a d dwadzieścia płyt o różnej wielko

ści (ryc. 2.2). Część z nich obejmuje z a r ó w n o s k o r u p ę kontynentalną, jak i oceanicz
ną, część zbudowana jest wyłącznie ze skorupy oceanicznej (m.in. płyta pacyficzna, fi
lipińska, Nazca). N i e k t ó r e kontynenty są p o ł o ż o n e w całości w o b r ę b i e jednej płyty

(np. płyta południowoamerykańska), podczas gdy Eurazja tworzona jest przez kilka
płyt przylegających do siebie. Najważniejszą cechą płyt litosferycznych jest ich r u c h

względem siebie, odbywający się w t e m p i e do kilkunastu c e n t y m e t r ó w na rok i gene

rowany przez termiczne prądy konwekcyjne w płaszczu  Z i e m i .  J e g o konsekwencją są
zmiany położenia kontynentów na globie,  z a t e m rozmieszczenie form  p l a n e t a r n y c h
nie jest stałe. W historii  Z i e m i powtarzały się okresy rozdzielania się i przybliżania
kontynentów do siebie, a więc także i rozrostu i zaniku oceanów.

Ryc. 2.2. Budowa płytowa litosfery. Granice płyt: 1 - zbieżne, 2 - rozbieżne, 3 - transformacyjne

2 . 1 . 1 .

Granice płyt litosferycznych

Z p u n k t u widzenia procesów kształtujących wielkie formy powierzchni Ziemi

kluczowe znaczenie mają granice płyt. Wyróżniane są trzy rodzaje granic:

• zbieżne ( k o n w e r g e n t n e ) , wzdłuż których płyty zbliżają się do siebie;
• rozbieżne (dywergentne), wzdłuż których płyty oddalają się od siebie;
• transformujące, wzdłuż których płyty przesuwają się względem siebie w poziomie.

Na granicach różnego typu zachodzą różne procesy tektoniczne, czego konsekwen

cją jest także zróżnicowanie morfologiczne obserwowane na granicach płyt litosfery.

Ryc. 2.3. Modele subdukcji na granicach płyt: (a) dwóch płyt litosfery oceanicznej, (b) płyty oceanicznej

i kontynentalnej

Ryc. 2.4. Wielkie rowy tektoniczne wschodniej
Afryki wyznaczają przebieg kontynentalnej strefy

ryftowej

Zbliżanie się płyt do siebie na granicach zbieżnych powoduje skracanie litosfery,

przy czym odbywa się  o n o na  r ó ż n e sposoby, w zależności od  c h a r a k t e r u płyt (ryc.
2.3). Zbieżność dwóch płyt litosfery oceanicznej powoduje pogrążanie się jednej pły
ty pod drugą, co nazywamy subdukcją. W miejscu subdukcji powstaje rów oceanicz
ny, a towarzyszy mu łuk wysp wulkanicznych.  P r z y k ł a d e m jest granica płyty Scotia
i płyty południowoamerykańskiej Do subdukcji dochodzi także wzdłuż  k o n t a k t u pły
ty oceanicznej z kontynentalną. Pogrąża się wówczas cięższa płyta oceaniczna, tworzy

się rów oceaniczny, a po jego zewnętrznej (kontynentalnej) stronie powstaje  ł a ń c u c h
górski, w znacznej mierze zbudowany ze skał plutonicznych i wulkanicznych. Przykła
dem jest granica płyty Nazca z płytą południowoamerykańską, a odbiciem w rzeźbie
- Rów Atakamski i łańcuch górski  A n d ó w . Kolizja dwóch płyt zbudowanych ze sko
rupy kontynentalnej powoduje jedynie płaskie  p o d s u w a n i e się jednej płyty  p o d dru
gą, przede wszystkim zaś wzrost grubości litosfery. Zjawisko izostazji sprawia, że ro

śnie wówczas wysokość bezwzględna i powstają wysokie góry oraz płaskowyże. Przy
kładem takiej granicy jest strefa kolizji bloku  D e k a n u , wchodzącego w skład płyty in-
doaustralijskiej z płytą azjatycką, wzdłuż której powstały Himalaje i  K a r a k o r u m , a na
zapleczu doszło do wy dźwignięcia Wyżyny Tybetańskiej. Większość  ł a ń c u c h ó w gór
skich i wysokich wyżyn w obrębie  k o n t y n e n t ó w jest związana właśnie ze zbieżnymi
granicami płyt litosferycznych.

Istotą granic rozbieżnych jest o d d a l a n i e się płyt od siebie, przy czym ich wektory

mają w zasadzie  t e n sam kierunek, lecz przeciwstawny zwrot.  D o c h o d z i zatem do pę
kania skorupy ziemskiej, a powstające w  t e n sposób rozpadliny określane są jako ry-
fty.  W o l n e przestrzenie są wypełniane podpływającym do powierzchni materiałem
p o c h o d z ą c y m z  g ó r n e g o płaszcza, tak więc na granicach rozbieżnych powstaje nowa
litosfera. Jej stałe tworzenie  k o m p e n s u j e ubytek litosfery w strefach subdukcji. Gra
nice rozbieżne występują w dwóch położeniach. Część z nich znajduje się w obrębie
o c e a n ó w i jest także określana  j a k o ryfty śródoceaniczne (zob. rozdział 2.4.3), część
zaś przebiega w  o b r ę b i e kontynentów, tworząc ryfty kontynentalne. Przykładem

współczesnego ryftu k o n t y n e n t a l n e g o jest system wielkich rowów wschodnioafrykań-

skich (ryc. 2.4).

G r a n i c e transformujące przebiegają z a r ó w n o w obrębie basenów oceanicznych,

jak i na lądach. W z d ł u ż nich tworzą się wielkie systemy uskoków przesuwczych. Przy

k ł a d a m i granic tego typu są uskok San  A n d r e a s w Kalifornii i strefa uskokowa Morza
M a r t w e g o na Bliskim Wschodzie.  W z d ł u ż systemu uskoków rozciągającego się od
M o r z a  C z e r w o n e g o po góry Taurus w Turcji płyta arabska przesuwa się na północ,
a mikropłyta  L e w a n t u na  p o ł u d n i e .  R u c h  t e n odbywa się w średnim tempie około
0,7-1 cm w ciągu roku, a całkowita  a m p l i t u d a przemieszczeń od powstania uskoku we

wczesnym miocenie wynosi p o n a d 100 km.

2 . 2

Główne rysy ukształtowania kontynentów

Najprostszy podział geomorfologiczny k o n t y n e n t ó w jest dokonywany według

kryterium hipsometrycznego. Zestawienia tabelaryczne pokazują, że kontynenty róż
nią się od siebie u d z i a ł e m obszarów położonych w różnych przedziałach wysokości
bezwzględnych (tab. 2.1). Najniższym k o n t y n e n t e m jest Australia, najwyższym - Afry
ka. Szczególna jest pozycja Antarktydy, której charakterystyka hipsograficzna
uwzględnia pokrywę lodową grubości przekraczającej w niektórych obszarach
4500 m.

R ó ż n e kształty prawej części krzywych hipsograficznych odzwierciedlają różny udział

obszarów położonych w przedziale 0-300 m, określanych jako niziny. Niziny zajmują
znaczne powierzchnie w Eurazji (Zachodniosyberyjska, Wschodnioeuropejska, Środko

woeuropejska, Turańska, Chińska, Gangesu, Mezopotamska), Ameryce Południowej

(Amazonki, La Platy, Orinoko) i Australii (niecka Wielkiego Basenu Artezyjskiego, Nul-

larbor). Są mniej liczne w Ameryce Północnej, a w Afryce mają znaczenie marginalne.
Na każdym kontynencie występują także depresje, czyli obszary położone poniżej pozio
mu oceanu światowego. Największy zasięg mają one w Azji, gdzie są także najgłębsze (lu
stro wody M o r z a Martwego na Bliskim Wschodzie leży na wysokości -413 m

) .

N i z i n o m tradycyjnie przeciwstawia się wyżyny oraz góry. Postawienie jedno

znacznej granicy wysokościowej między nimi nie wydaje się j e d n a k możliwe, ponie-

Dane wg Wielkiej Encyklopedii PWN. Zmniejszanie się zasobów wody w Morzu Martwym, wywo

łane przyczynami naturalnymi i antropogenicznymi, powoduje szybkie obniżanie się wysokości lustra wo
dy. Jeszcze w latach 60. XX w. było ono położone na wysokości -393 m.

Tab. 2.1. Hipsometria kontynentów

Źródło: Balon J., Desperak J., 2003. Tablice geograficzne. Świat Książki, Warszawa, s. 222.

waż określenia te bardziej charakteryzują typ rzeźby niż wysokość bezwzględną. Za
wyżyny są uważane obszary p o ł o ż o n e na wysokości p o n a d 300 m n.p.m., ale o m a ł o
urozmaiconej rzeźbie, na ogół pagórkowato-falistej, lecz w pewnych obszarach całko
wicie równinnej. Występuje o n a między innymi w Tybecie na wysokości p o n a d

4000 m n.p.m., dlatego obszar  t e n określa się  m i a n e m Wyżyny Tybetańskiej.  G ó r y od
różnia od wyżyn znacznie większy zakres wysokości względnych i znacznie większe na
chylenia terenu, co  d o d a t k o w o  u t r u d n i a charakterystykę hipsometryczną. Bardziej
odpowiednie do scharakteryzowania głównych cech rzeźby obszarów lądowych jest
kryterium hipsometryczno-morfograficzne, uwzględniające równocześnie wysokość
bezwzględną i ukształtowanie  t e r e n u (tab. 2.2). Na jego podstawie  m o ż n a wyróżnić
w obrębie obszarów lądowych niziny o różnym typie rzeźby, obszary wyżej  p o ł o ż o n e ,

lecz zachowujące równinny lub co najwyżej pagórkowaty  c h a r a k t e r rzeźby powierzch
ni wododziałowych (wyżyny), dwa główne typy obszarów górskich oraz kotliny,  k t ó r e
mogą występować zarówno wewnątrz wyżyn, jak i gór. Klasyfikacja ta nie uwzględnia
w sposób bezpośredni sposobu powstawania (genezy) głównych typów rzeźby; w rze
czywistości powiązania genetyczne są  b a r d z o silne.  G ł ó w n e rysy rzeźby  k o n t y n e n t ó w
mają pochodzenie tektoniczne lub wulkaniczne, a więc są związane z  d z i a ł a n i e m

czynników endogenicznych. Poszczególne typy rzeźby odpowiadają w większości przy
padków wielkim s t r u k t u r o m geologicznym.

W tradycyjnym (klasycznym) ujęciu j ą d r e m obszarów k o n t y n e n t a l n y c h są stabil

ne kratony, czyli „sztywne" bloki  z b u d o w a n e ze skał  m a g m o w y c h i metamorficznych,
o wieku sięgającym er prekambryjskich. Na krystalicznym  p o d ł o ż u  m o ż e zalegać
młodsza,  n i e z d e f o r m o w a n a fałdowaniami lub słabo  z d e f o r m o w a n a pokrywa  o s a d o
wa - wówczas mówimy o platformie. Skały krystaliczne  m o g ą też występować  b e z p o
średnio na powierzchni, tworząc tarczę, jak na większości  t e r y t o r i u m Szwecji i Fin

landii. Kratony są na niektórych obszarach k o n t y n e n t a l n y c h o t o c z o n e przez oroge-

Tab. 2.2. Główne typy rzeźby lądów

* Charakter nizin płaskich lub falistych mają też niektóre obszary położone poniżej 0 m n.p.m.

ny (pasy m o b i l n e ) cechujące się, w przeciwieństwie do kratonów, znacznymi defor
macjami fałdowymi serii osadowych i mniejszym u d z i a ł e m skał magmowych i meta
morficznych.

W rzeczywistości b u d o w a geologiczna k o n t y n e n t ó w jest bardziej złożona. W geo

logicznej przeszłości obszary kratoniczne rozrastały się stopniowo przez przyłączanie

(akrecję) „usztywnionych" (metamorfizowanych) obszarów orogenicznych. Na przy

kład, platforma obejmująca m.in. południową i zachodnią część Polski ma podłoże
z d e f o r m o w a n e w erze paleozoicznej, w  e p o c e waryscyjskiej została przyłączona do
platformy wschodnioeuropejskiej, a  n a s t ę p n i e przykryta  o s a d a m i wieku mezozoicz-
n e g o i kenozoicznego. Możliwy był też proces odwrotny, czyli włączanie fragmentów
r o z c z ł o n k o w a n e g o  k r a t o n u w  o b r ę b pasów orogenicznych. Krystaliczne masywy Kar
p a t Wewnętrznych, w tym obszar tatrzański, stanowią część starego bloku kratonicz-
n e g o włączonego w  o r o g e n alpejski.

W s p ó ł c z e s n e orogeny - to strefy cechujące się kompresyjnymi deformacjami

skał, a więc n a s u n i ę c i a m i i intensywnym fałdowaniem. W ich obrębie odbywa się
skracanie litosfery. Z tymi strefami, przestrzennie tożsamymi ze zbieżnymi granica
mi płyt litosferycznych, jest związana większość ł a ń c u c h ó w górskich na Z i e m i i nie-

mai wszystkie obszary o k r e ś l a n e j a k o góry wysokie ( n p . Himalaje, Andy, Alpy, Kar
paty i in.).

W przeciwieństwie do o r o g e n ó w współczesne platformy i tarcze nie podlegają

deformacjom kompresyjnym. W ich obniżanych częściach powstają niziny  ( n p . Nizi
na Wschodnioeuropejska, Nizina Chińska).  I n n e fragmenty, niekiedy o znacznej po
wierzchni, mogą natomiast podlegać  r u c h o m  p o d n o s z ą c y m  ( n p . Wyżyna Gujańska,
wyżyny zachodniej Australii). Dźwiganiu mogą towarzyszyć silne deformacje eksten-

syjne, tzn. dochodzi w ich obrębie do rozciągania litosfery. Dominującymi struktura
mi tektonicznymi są uskoki n o r m a l n e , rowy i zręby tektoniczne. Takie obszary nazy
wane są tafrogenami. Występują o n e na zapleczu o r o g e n ó w i w strefach ryftów kon
tynentalnych. W wielu przypadkach strefy tafrogeniczne cechują się znacznymi wyso
kościami i wyżynną lub nawet górską rzeźbą. Obszary tafrogeniczne w pobliżu zbież

nych granic płyt litosferycznych mogą być p o d n i e s i o n e na znaczną wysokość wskutek
izostatycznej reakcji na pogrubienie litosfery. O p r ó c z wymienianej już Wyżyny Tybe
tańskiej, gdzie niektóre masywy górskie osiągają wysokości powyżej 6000 m n.p.m., do

takich obszarów należy Altiplano w centralnych  A n d a c h ,  p o ł o ż o n a na wysokości  p o
nad 3000 m n.p.m. i Wyżyna  K o l o r a d o w  A m e r y c e Północnej (1500-2500 m n.p.m.).
Największą strefą tafrogeniczną na kuli ziemskiej jest wyżynny obszar wschodniej
Afryki, obejmujący obrzeżenie  M o r z a Czerwonego, Wyżynę Abisyńską i Wyżynę
Wschodnioafrykańską,  p o ł o ż o n y na wysokości  p o n a d 2000 m n.p.m. System ryftów

kontynentalnych będący osią całej strefy jest inicjalną, rozbieżną granicą płyt afrykań
skiej, arabskiej i somalijskiej.

Prawdopodobnie znaczną rolę w kształtowaniu rzeźby k o n t y n e n t ó w odgrywają

duże strefy uskoków przesuwczych, występujące z a r ó w n o w strefach orogenicznych,

jak i tafrogenicznych. Ich rzeźbotwórcza rola nie została jeszcze do k o ń c a wyjaśnio

na, można j e d n a k podejrzewać, że odegrały o n e znaczną rolę w wypiętrzaniu na
znaczne wysokości bloków litosferycznych w tafrogenie Azji Centralnej (łańcuchy
górskie Tien Szan, Pamir, K u n l u n ) , w strefie M o r z a M a r t w e g o i w Kalifornii.

W niektórych fragmentach k o n t y n e n t ó w m e c h a n i z m y dźwigania (i obniżania)

mogą być  b a r d z o złożone.  D o b r y m  p r z y k ł a d e m są Sudety i  i n n e masywy Sredniogó-
rza Europejskiego oraz fragmenty  A p p a l a c h ó w w  A m e r y c e  P ó ł n o c n e j . Takie obszary
rozbite są na mniejsze bloki,  k t ó r e wskutek wyraźnego podniesienia w stosunku do
otoczenia są w szczególnym stopniu  n a r a ż o n e na erozję. Prowadzi  o n a do rozczłon

kowania rzeźby i powstaje rzeźba gór średnich, z gęstą siecią głębokich dolin o stro
mych zboczach i fragmentarycznie zachowanymi równinnymi powierzchniami w o d o
działowymi. W tych obszarach rzeźba wyżynna i górska występuje o b o k siebie, a gra
nice między poszczególnymi obszarami są często nieostre.

Góry tworzą się j e d n a k nie tylko w wyniku procesów tektonicznych. W Afryce du

że obszary zajmują masywy górskie związane z intensywnym wulkanizmem w oddaleniu
od granic płyt (Ahaggar, Tibesti). Górski krajobraz cechuje też wiele wysp wulkanicz
nych. Wielkie wylewy law znacznej grubości prowadzą także do powstania obszarów wy
żynnych o cechach płaskowyżu. Przykładami są płaskowyż Kolumbii w północno-za

chodniej części Stanów Zjednoczonych i północno-zachodnia część wyżyny D e k a n .

Z procesami wewnętrznymi jest też związana większość wielkich i dużych kotlin.

Powstają o n e w miejscach wginania skorupy ziemskiej w o b r ę b i e k r a t o n ó w ( n p . afry-

kańskie kotliny Konga, Kalahari, jeziora Czad), są powierzchniowym odzwierciedle
n i e m rowów tektonicznych ( n p . rów M o r z a Martwego, Dolina Śmierci w Kalifornii)
i zapadlisk w o b r ę b i e m ł o d y c h stref orogenicznych (np. kotlina Kaszmiru w Himala

jach). G e n e z a mniejszych kotlin jest n a t o m i a s t często związana z procesami zewnętrz

nymi, n p . z selektywnym niszczeniem skał o mniejszej odporności.

R z e ź b a nizin, wyżyn i gór, rozpatrywana w mniejszej skali (różnice wysokości,

kształty stoków, typy dolin, intensywność procesów), odzwierciedla głównie cechy
p o d ł o ż a skalnego oraz c h a r a k t e r procesów zewnętrznych, w tym akumulacyjnych.
O ile rzeźba wyżyn i gór jest zawsze efektem niszczenia powierzchni ziemi, o tyle ob
raz geomorfologiczny nizin i kotlin m o ż e być związany z akumulacją osadów, zwłasz
cza rzeczną. Dotyczy to zwłaszcza nizin w zewnętrznych częściach kontynentów.

2.3, Zróżnicowanie krawędzi kontynentów

Analiza rzeźby bloków kontynentalnych w skali globalnej prowadzi do spostrze

żenia, że istnieją dwa główne rodzaje ich zewnętrznych krawędzi. Krawędzie aktywne

(ang. active margins) przylegają do zbieżnych granic płyt litosferycznych, na których
dominuje subdukcja lub pogrubianie skorupy kontynentalnej. Ich przeciwieństwem są

krawędzie pasywne (ang. passive margins), wyznaczające granicę pomiędzy litosferą
kontynentalną i oceaniczną w obrębie jednej płyty. Ich rozwój jest inicjowany powsta
n i e m rozbieżnej granicy płyt, ale wraz z upływem czasu oddalają się o n e coraz bar
dziej od strefy ryftowej. Przykładami krawędzi pasywnych są wschodnie obramowania
Ameryki Południowej i Północnej, p ó ł n o c n o - z a c h o d n i e o b r a m o w a n i e E u r o p y i kra

wędzie k o n t y n e n t u afrykańskiego, z wyjątkiem granicy północnej (ryc. 2.5). Te dwa

rodzaje krawędzi, kształtowane w  o d m i e n n y c h  w a r u n k a c h geotektonicznych, cechują
się  o d m i e n n y m  z e s p o ł e m wielkich form rzeźby, co  d o d a t k o w o przyczynia się do zróż
nicowania rzeźby  k o n t y n e n t ó w w skali  p l a n e t a r n e j .

Wzdłuż krawędzi aktywnych tworzą się łańcuchy górskie, stale dźwigane i równo

cześnie podlegające intensywnej erozji, co powoduje największą w skali globu dynami
kę rozwoju rzeźby. Na przykład, w  A n d a c h  t e m p o podnoszenia tektonicznego wynosi
nawet do 1 cm na rok, co oznacza, że w ciągu miliona lat góry te mogłyby ulec wydźwi-
gnięciu na wysokość 10  k m !  P o d o b n e wartości dźwigania  o d n o t o w a n o w górach Tajwa
nu i w Alpach Japońskich. Równocześnie  j e d n a k w  p o d o b n y m tempie rzeki wcinają się

w skalne podłoże; z wielkim natężeniem zachodzą także ruchy masowe (obrywy, osuwi

ska). Powoduje to, że góry te znajdują się w swoistym stanie równowagi i choć ich rzeź

ba zmienia się b a r d z o szybko, wysokość nie rośnie ani nie maleje. W rozwoju łańcuchów
górskich wzdłuż stref subdukcji ważną rolę odgrywa wulkanizm. W A n d a c h w ciągu

ostatnich 2 min lat było czynnych prawie 1000 wulkanów, a na andyjskich płaskowyżach

warstwy popiołów wulkanicznych zajmują p o n a d 200 000 km

, osiągając grubość do

1500 m. Oprócz wyżej wymienionych łańcuchów górskich do gór związanych z krawę

dziami aktywnymi należą między innymi Kordyliery Ameryki Północnej, łańcuchy gór
skie Kamczatki, góry M a k r a n , Zagros i Taurus w południowej i południowo-zachodniej

Azji. C h a r a k t e r krawędzi aktywnej, lecz o bardzo złożonej strukturze, ma także grani

ca E u r o p y i Afryki przebiegająca w obrębie basenu M o r z a Śródziemnego.

Ryc. 2.5. Krawędzie kontynentów: 1 - aktywne, 2 - wielkie progi kontynentalne wzdłuż krawędzi pasywnych

W przeciwieństwie do krawędzi aktywnych, aktywność tektoniczna wzdłuż krawę

dzi pasywnych jest niewielka, a wulkanizm - jeśli krawędź jest już znacznie o d d a l o n a
od strefy ryftowej - praktycznie nie występuje. Typowymi f o r m a m i ukształtowania p o

wierzchni kontynentów są rozległe równiny n a d b r z e ż n e , przedłużające się w szeroki

i łagodnie opadający szelf  p o d m o r s k i (zob. rozdział 3.4.1). Na pewnych odcinkach,
liczących nawet tysiące kilometrów długości, krawędzie pasywne mają  j e d n a k od
mienny charakter.  R ó w n i n a  n a d b r z e ż n a jest  z r e d u k o w a n a do wąskiego  p a s a szeroko
ści 10-50 km, a za nią ostro wyrasta skalny próg,  k t ó r e g o całkowita wysokość  m o ż e
przekraczać 2000 m, a powszechnym  e l e m e n t e m są wysokie urwiska skalne (fot. 1).
Te wielkie formy rzeźby nazywane są wielkimi progami kontynentalnymi (ang. Great
Escarpments).

W klimacie wilgotnym są o n e m o c n o r o z c z ł o n k o w a n e dolinami krót

kich rzek o dużym spadku. Nachylenie t e r e n u w k i e r u n k u w n ę t r z a k o n t y n e n t u jest
bardzo małe, co powoduje ogólną znaczną asymetrię rzeźby (ryc. 2.6). Przykładami
progów kontynentalnych są Wielkie G ó r y W o d o d z i a ł o w e w Australii, G h a t y Z a c h o d

nie na Półwyspie Indyjskim i  G ó r y Smocze w południowej Afryce, a także  G ó r y Skan
dynawskie w  E u r o p i e , przy czym tu rzeźba została w znacznym stopniu przekształco
na przez lodowce. W celu wyjaśnienia powstania wielkich  p r o g ó w kontynentalnych
zaproponowano kilka różnych teorii, ale  ż a d n a nie tłumaczy w  p e ł n i przyczyn znacz
nego wydźwignięcia fragmentu  k o n t y n e n t u w znacznym  o d d a l e n i u od granic płyt.

Z krawędziami pasywnymi są związane ujścia wielkich rzek, będących głównymi arte
riami transportu osadu z wnętrza k o n t y n e n t ó w do o c e a n ó w ( n p . Missisipi, A m a z o n
ka, Kongo, Ganges).

Ryc. 2.6. Wielkie progi kontynentalne na przekrojach poprzecznych przez części kontynentów (wg C.D.

Olliera, zmieniona)

2A.

Przewodnie rysy rzeźby dna morskiego

Ukształtowanie d n a morskiego w obrębie bloków kontynentalnych i basenów

oceanicznych cechuje się dużym zróżnicowaniem, a w jego obrębie wyróżnić można
kilka szczególnie charakterystycznych elementów. Krzywa batygraficzna pokazuje
obecność trzech głównych obszarów dna, różniących się głębokością:

• strefa otaczająca lądowe obszary k o n t y n e n t a l n e , b ę d ą c a jak gdyby ich podmorskim

p r z e d ł u ż e n i e m i określana j a k o obrzeże k o n t y n e n t a l n e lub krawędź kontynentalna;

• baseny oceaniczne, p o ł o ż o n e na głębokości 4000-6000 m, stanowiące główny skład

nik d e n oceanów;

• strefy głębokich rowów w dnie oceanicznym.

Sposób konstrukcji krzywej powoduje jednak, że nie ujawnia się na niej czwarty

element, niezwykle ważny nie tylko dla o b r a z u rzeźby d e n oceanicznych, ale ewolucji

catej planety, a mianowicie związane z rozbieżnymi granicami płyt grzbiety śródoce-
aniczne. Krzywa nie wskazuje także  j e d n o z n a c z n i e na obecność  b a s e n ó w  m ó r z ze
wnętrznych i łuków wyspowych, tworzących wraz z  r o w a m i oceanicznymi tzw. strefę
przejściową pomiędzy  k o n t y n e n t a m i a  b a s e n a m i oceanicznymi.

2 . 4 . 1 .

Obrzeże kontynentalne

Obrzeże kontynentalne składa się z trzech podstawowych elementów: szelfu, sto

ku kontynentalnego i  p o d n ó ż a kontynentalnego (ryc. 2.7). Szelf jest najpłytszą częścią,
przylegającą bezpośrednio do lądu. Jest to łagodnie nachylona w kierunku otwartego
morza powierzchnia (średnio poniżej 1°), rozciągająca się do głębokości  o k o ł o 150 m,
chociaż w poszczególnych obszarach krawędź szelfu  m o ż e znajdować się na głęboko
ści od 60 do 400 m poniżej  p o z i o m u morza. Szerokość szelfu jest zróżnicowana, od kil
ku do kilkuset kilometrów, wykazując zależność od  c h a r a k t e r u krawędzi kontynental
nej i ukształtowania  t e r e n u przyległego lądu.  G d y przybrzeżne części lądów są tworzo

ne przez wysokie łańcuchy górskie rozwinięte wzdłuż krawędzi aktywnych, szerokość
szelfu jest bardzo m a ł a (np. zachodnie wybrzeże Ameryki Południowej). Wzdłuż kra

wędzi pasywnych szelfy osiągają znaczne szerokości. Na przykład, w zasięgu szelfu le

ży całe Morze Północne w E u r o p i e i m o r z a wewnętrzne pomiędzy Półwyspem Malaj-
skim, wyspami Borneo, Jawą i Sumatrą w południowo-wschodniej Azji.

Na rzeźbę obszarów szelfowych składają się formy powstające przez akumulację

osadów na dnie morskim oraz formy stworzone przez procesy działające na lądach.
Trzeba bowiem pamiętać, że wielokrotne znaczne obniżenie p o z i o m u o c e a n u świato

wego w plejstocenie, sięgające 100-150 m, wywołane uwięzieniem znacznych objęto

ści wody w lądolodach i lodowcach (zob. rozdział 15.10), s p o w o d o w a ł o odsłonięcie
szerokich powierzchni szelfowych. D l a t e g o w ich obrębie występują formy dolinne,
będące przedłużeniem dolin z dzisiejszych obszarów lądowych. Na szelfach odbywa
się także depozycja osadów przynoszonych z lądu. Część z nich tworzy pokrywę osa-

1 2 3 4 6 7 5 5 8 9

Ryc. 2.7. Główne rysy rzeźby dna oceanicznego: 1 - szelf, 2 - stok kontynentalny, 3 - kanion podmorski,

4-podnóże kontynentalne, 5 - gujot, 6 - równina abisalna, 7 - góry podwodne, 8 - łuk wyspowy, 9 - baseny

mórz przybrzeżnych

dową szelfu, część n a t o m i a s t jest dalej przemieszczana w kierunku otwartego morza.
G r o m a d z e n i u osadów na szelfie sprzyjają obniżenia d n a oraz obecność naturalnych
przeszkód: raf koralowych, wzniesień wulkanicznych, pasów wysp przybrzeżnych.

Z e w n ę t r z n ą granicę szelfu wyznacza stok kontynentalny. W jego obrębie rośnie

nachylenie  d n a od 1 do 6°. Stok jest rozcięty głębokimi dolinami, określanymi jako
kaniony  p o d m o r s k i e . Ich głębokość i stromość zboczy jest porównywalna z najgłęb
szymi dolinami rzecznymi na  k o n t y n e n t a c h . Na ogół występują  o n e na przedłużeniu
dolin rzecznych na lądzie. Położenie  d e n kanionów na głębokości od 100 do
3000-4000 m poniżej  p o z i o m u  m o r z a wyklucza  j e d n a k ich powstanie wskutek erozji
rzecznej. Przyjmuje się, że ich geneza związana jest z erozyjnym oddziaływaniem gę
stych  p r ą d ó w zawiesinowych (turbidytów), spływających z szelfu po stoku kontynen
talnym. Są  o n e wyzwalane przez trzęsienia ziemi lub ruchy masowe w obrębie pokry

wy osadowej na szelfie. G ę s t o ś ć tych p r ą d ó w m o ż e osiągać do 300 kg piasku i pyłu na

1 m e t r sześcienny.

U p o d n ó ż a stoku k o n t y n e n t a l n e g o rozciąga się podnóże kontynentalne, które

jest strefą przejściową do d n a b a s e n u o c e a n i c z n e g o . J e g o nachylenie wynosi średnio

o k o ł o 0,5°.  P o d n ó ż e jest  o b s z a r e m akumulacji  m a t e r i a ł u znoszonego z szelfu i sto
ku  k o n t y n e n t a l n e g o i  m o ż n a w jego  o b r ę b i e wyróżnić nakładające się na siebie pła
skie stożki,  z b u d o w a n e z piasku i pyłu  n a n i e s i o n e g o przez prądy zawiesinowe. Pod
n ó ż e  k o n t y n e n t a l n e nie występuje wszędzie. Na aktywnych krawędziach kontynen
tów stok  k o n t y n e n t a l n y  m o ż e  p r z e c h o d z i ć  b e z p o ś r e d n i o w  s t r o m e zbocza rowów
oceanicznych.

2.4.2. Baseny oceaniczne

Baseny oceaniczne są tym e l e m e n t e m ukształtowania powierzchni Ziemi, który

w skali globalnej zajmuje największą powierzchnię ( p o n a d 3 0 % ) . Rozmieszczenie

Ryc. 2.8. Ukształtowanie dna oceanicznego: 1 - baseny oceaniczne, 2 - rowy oceaniczne, 3 - grzbiety śród-

oceaniczne i wyniesienia podmorskie

Rafa Wyspa

Strefa subdukcji Gujot Gujot Atol przybrzeżna wulkaniczna

Ryc. 2.9. Rozwój oceanicznych wysp wulkanicznych i gór podmorskich - gujotów (wg K.-U. Schmincke,

2004, zmieniona)

głównych basenów przedstawia rycina 2.8. Ich o b r a m o w a n i a tworzą p o d n ó ż a i stoki
kontynentalne od strony bloków lądowych oraz p o d m o r s k i e grzbiety i wzniesienia

śródoceaniczne. Wielkość b a s e n ó w jest zróżnicowana; największe zajmują powierzch
nię ponad 10 min k m

W dnach basenów oceanicznych m o ż n a wyróżnić dwa główne typy rzeźby. Rozle

głe powierzchnie, zwłaszcza w częściach zewnętrznych, są zajmowane przez równiny

abisalne (ang. abyss - głębia).  Z b u d o w a n e są  o n e z materii mineralnej i organicznej
opadającej na  d n o . Osady te noszą nazwę pelagicznych i są to głównie czerwone i bru
natne iły (produkty wietrzenia  p o d m o r s k i e g o ) oraz  m u ł y  k r z e m i o n k o w e i  w a p i e n n e
pochodzenia planktonicznego.  P o d pokrywą osadową występuje  p o d ł o ż e bazaltowe
skorupy oceanicznej.

Oprócz równin abisalnych na rzeźbę d n a b a s e n ó w oceanicznych składają się

wzniesienia i góry p o d w o d n e . Wzniesienia abisalne - to szerokie wyniesienia o wyso

kości względnej do 1000 m. Z n a c z n i e większe są góry p o d w o d n e , których wysokość
może sięgać kilku tysięcy metrów, a stoki są s t r o m e . Są o n e p o c h o d z e n i a wulkanicz

nego i powstają w miejscach, gdzie płyta oceaniczna przesuwa się  n a d  p l a m ą gorąca.
Znaczna intensywność zjawisk magmowych  m o ż e spowodować, że  p o d m o r s k i  w u l k a n
rośnie  p o n a d poziom morza, tworząc wulkaniczną wyspę oceaniczną. Szczególnym

rodzajem gór podwodnych są gujoty, wyróżniające się płaską, ściętą powierzchnią
szczytową oraz obecnością pozostałości raf koralowych. Cechy te wskazują, że góry te

wznosiły się niegdyś powyżej powierzchni o c e a n u i podlegały niszczeniu wskutek fa

lowania, a następnie zostały p o g r ą ż o n e w oceanie, wraz z p o g r ą ż a n i e m się stygnącej
skorupy oceanicznej (ryc. 2.9).

2.4.3. Grzbiety śródoceaniczne

Grzbiety śródoceaniczne występują we wszystkich o c e a n a c h Z i e m i , a ich całkowi

ta długość wynosi o k o ł o 65 000 km (ryc. 2.8). Są to długie systemy p o d m o r s k i c h gór
o specyficznej rzeźbie. Ich oś wyznaczają głębokie rozpadliny - doliny ryftowe, będą

ce miejscem aktywnego wulkanizmu p o d m o r s k i e g o i wydostawania się bazaltowej la
wy na dno oceaniczne. G ł ę b o k o ś ć tych rozpadlin wynosi od kilkuset m e t r ó w do kilku

kilometrów. Po o b u stronach doliny ryftowej znajdują się wzniesienia, biegnące rów
nolegle do siebie. Są asymetryczne i opadają łagodniej na zewnątrz. Grzbiety śród-
oceaniczne są p o p r z e c i n a n e r o z p a d l i n a m i poprzecznymi do osi grzbietu, o mniejszej
głębokości niż dolina ryftowa.

Przebieg grzbietów śródoceanicznych odzwierciedla położenie rozbieżnych gra

nic płyt litosferycznych (zob. ryc. 2.2 i 2.8), a poszczególne elementy ich rzeźby są
kształtowane przez zjawiska tektoniczne i wulkaniczne zachodzące w skorupie ziem
skiej i g ó r n y m płaszczu. O b e c n o ś ć grzbietu jest związana z podpływaniem ku po

wierzchni m a g m y i izostatycznym wypychaniem lżejszego (cieplejszego) fragmentu

litosfery oceanicznej ku górze.  D o l i n a ryftowa jest głównym pęknięciem w skorupie,
którym z  k o m o r y  m a g m o w e j w górnym płaszczu wydostaje się  m a g m a o składzie ba
zaltu. Z zastygłej lawy bazaltowej są  z b u d o w a n e pasy wzniesień, rozmieszczone syme
trycznie po  o b u  s t r o n a c h ryftu. Stały ruch płyt skierowany na zewnątrz od pęknięcia

powoduje, że n o w o t w o r z o n e fragmenty warstwy bazaltowej oddalają się od strefy
podpływania magmy, czego efektem jest wzrost głębokości dna. D o d a t k o w o lawa ba
zaltowa stygnie i zwiększa gęstość, co potęguje efekt obniżania się dna. Rozpadliny
p o p r z e c z n e są związane z przebiegiem uskoków transformujących o charakterze
przesuwczym.

2.4.4. Rowy oceaniczne

Rowy oceaniczne są niejako przeciwieństwem grzbietów śródoceanicznych i two

rzą się wzdłuż zbieżnych granic płyt, wyznaczając przebieg stref aktywnej subdukcji,
głównie płyt oceanicznych p o d k o n t y n e n t a l n e (ryc. 2.8). Płyta litosfery oceanicznej
ma większą gęstość, dlatego pogrąża się w górnym płaszczu. D n o morskie ugina się
i dochodzi do powstania liniowej formy rowu.

D ł u g o ś ć rowów jest zróżnicowana, od kilkuset (rów Palau na O c e a n i e Spokoj

nym) do prawie 6000 km  ( R ó w Atakamski). Ich średnia szerokość  w a h a się w grani
cach 40-120 km, głębokość  d n a przekracza 7000 m, w skrajnych przypadkach prze
kraczając 10 000 m  ( R ó w Mariański - 11 022 m,  R ó w Tonga - 10 822 m, Rów Kuryl-
ski - 10 524  m ) .  Z b o c z a rowów są  s t r o m e i  p o d a t n e na ruchy masowe w obrębie sła

bo skonsolidowanej pokrywy osadowej. Są także miejscem częstych podmorskich
trzęsień ziemi, k t ó r e generują niszczycielskie fale tsunami. Łączna powierzchnia zaj
m o w a n a przez rowy oceaniczne stanowi j e d n a k zaledwie 1% powierzchni den oce
anicznych.

2.4.5. Wyspy oceaniczne

Wyspy oceaniczne to w istocie p o d w o d n e góry, których wysokość jest na tyle

znaczna, że ich najwyższe partie wystają p o n a d powierzchnię wody. Najwyższa z tych
gór tworzy wyspę Hawaii (Big Island) w archipelagu Hawajów na Oceanie Spokoj
nym. Jej wysokość wynosi prawie 10 000 m, z czego na część nadwodną przypada
4205 m (wysokość szczytu M a u n a K e a ) .

G e n e z a wysp oceanicznych jest związana ze zjawiskami magmatyzmu, dlatego

w ich b u d o w i e geologicznej biorą udział p r z e d e wszystkim skały wulkaniczne: bazalty

i andezyty. Wiele wysp oceanicznych jest czynnymi  w u l k a n a m i lub ich skupiskami  ( n p .
Hawaii i Vanuatu na  O c e a n i e Spokojnym,  R e u n i o n na  O c e a n i e Indyjskim, Tristan da
Cunha i  L a n z a r o t e na Atlantyku).

Ogólnie wyspy oceaniczne m o ż n a podzielić ze względu na genezę na trzy grupy.

Pierwsze z nich to pojedyncze wyspy lub ciągi wysp nawiązujące do p o ł o ż e n i a śród-
płytowych gorących plam, współczesnych lub dawniejszych ( n p . Hawaje, Wyspy Ka

naryjskie).  D r u g a grupa to wystające  p o n a d powierzchnię  o c e a n u fragmenty  b a r d z o
młodych grzbietów śródoceanicznych  ( n p . Islandia). Te dwa typy wysp  z b u d o w a n e są
niemal wyłącznie ze skal wulkanicznych (bazaltów). Trzecia  g r u p a to  ł u k o w a t e zgru

powania - łuki wyspowe, towarzyszące strefom subdukcji. Przykładami są archipela
gi Aleutów, Wysp Kurylskich, M a r i a n ó w i inne. W b u d o w i e niektórych łuków wyspo
wych, oprócz skał wulkanicznych (bazaltów, andezytów), biorą udział silnie zdefor

mowane w strefie subdukcji skały osadowe, a także plutoniczne i m e t a m o r f i c z n e ( n p .
Antyle).

Procesy zewnętrzne kształtujące rzeźbę wysp oceanicznych nie różnią się od tych,

które działają w obrębie zwartych bloków kontynentalnych i dlatego nie będą bliżej
omawiane.

Literatura polska

Dadlez R., Jaroszewski W., 1994. Tektonika, PWN, Warszawa.
Podstawowy, bardzo wysoko ceniony podręcznik tektoniki, zawiera między innymi szczegółowe omówienie
tektoniki płyt, m.in. historii rozwoju tej koncepcji (rozdziały 12-15).

Duxbury A. C, Duxbury A. B., Sverdrup K. A., 2002. Oceany świata, PWN, Warszawa.
Kompendium wiedzy o oceanach, w tym o cechach dna oceanicznego i osadach powstających w różnych
częściach oceanów.

Ollier C. D., 1987. Tektonika a formy krajobrazu, Wyd. Geologiczne, Warszawa.
Polskie tłumaczenie klasycznej pozycji, wydanej w oryginale w 1981 r. Mimo upływu czasu i znacznego

przyrostu informacji o relacjach między tektoniką a rzeźbą jest to wciąż pozycja warta polecenia, zwłasz
cza że ta tematyka jest traktowana marginalnie w większości podręczników geomorfologii.

Literatura zagraniczna

Hamblin W. K., Christiansen E. H., 2001. Earth's Dynamie System, Prentice Hall, Upper Saddle River.
Obszerny, bardzo dobrze ilustrowany podręcznik geologii fizycznej, który doczekał się już dziewięciu wy

dań. Zawiera obszerne, lecz przystępne omówienie granic płyt litosferycznych i procesów geologicznych za
chodzących wzdłuż nich (rozdziały 19-22) oraz związków między tektoniką globalną a rzeźbą (rozdział 23).