grupa 1
1. Budowa wewnętrzna Marsa i struktura jego powierzchni
Mars składa się z jądra o promieniu 1480 km, składającego się głównie z żelaza i w około 14-17% z siarki.
Jest ono częściowo płynne i ma mniejszą gęstośd niż jądro Ziemi. Jądro otoczone jest krzemianowym
płaszczem (zbudowanym głównie z oliwinów). Zewnętrzna warstwa to skorupa, a jej średnia grubośd to
około 50 km (max 125 km). Zabudowana jest z bazaltów.
Jeśli chodzi o powierzchnię, to znaczna jej częśd pokryta jest tlenkiem żelaza. Barwa ta jest spowodowana
wietrzeniem hematytu. Na powierzchni marsa występują takie struktury jak wulkany, kratery, wąwozy,
góry oraz białe czapy polarne.
2. Jakich informacji o budowie skorupy dostarcza sejsmika refrakcyjna, a jakich refleksyjna
Badania sejsmiczne dają wiedzę o budowie wgłębnej Ziemi (np. nieciągłości i dyslokacje), korzystając z
różnych właściwości sejsmicznych skał (a konkretnie - prędkości rozchodzenia się fal sejsmicznych,
wynikającej między innymi z gęstości, ale też np. struktury krystalicznej czy uporządkowania). Różnica
polega na tym, że sejsmika refleksyjna wykorzystuje odbite impulsy pierwotne, sejsmika refrakcyjna -
impulsy wtórne, wzbudzone. Sejsmika refleksyjna pozwala tworzyd pionowe profile sejsmiczne, sejsmika
refrakcyjna jest często wykorzystywana jako metoda uzupełniająca, pozwalająca śledzid horyzontalny
przebieg granicy ośrodków o różnych prędkościach rozchodzenia się fal. Interpretacja profilowao i
tomografii następuje z wykorzystaniem danych eksperymentalnych, modeli oraz z uwzględnieniem
spodziewanej budowy.
W wyniku badao sejsmicznych stwierdzono ze w głębi ziemi istnieją dwie główne strefy nieciągłości,
pozwalające na wydzielenie skorupy ziemskiej, płaszcza i jądra Ziemi. W obrębie kontynentów, jak i
oceanów skorupa ziemska na podstawie badao została podzielona na trzy zasadnicze strefy warstw
skalnych.
sejsmika refleksyjna sejsmika refrakcyjna
3. Omów rolę granic fazowych 400km i 650km dla dynamiki płaszcza Ziemi
Na głębokości 400km i 650km następuje przejście fazowe, które następuje na skutek wzrostu temperatury
i ciśnienia wraz z głębokością. Następują wtedy przekształcenia minerałów w odmiany o gęstszej siatce
krystalicznej, a co za tym idzie, o większej gęstości.
Na głębokości 400km następuje przejście egzotermiczne - oliwin przechodzi w spinel. Wydzielenie ciepła 
przyczynia się to do wzmożonej konwekcji w górnym płaszczu oraz częściowego topienia jego minerałów 
tak tworzą się pierwotne z
ródła magm, które w konwekcyjnych prądach wstępujących przebijają się ku
powierzchni ziemi.
Na głębokości 650km następuje przejście endotermiczne (pochłanianie ciepła z otoczenia, przez co
warstwa staje się bardziej lepka, chłodniejsza i sztywniejsza niż te pod i nad nią) - spinel przechodzi w
perowskit. Na tej granicy występuje nieprzekraczalna granica dla stref subdukcji. Nie występują już na tej
głębokości ogniska trzęsieo ziemi.
4. Omów zjawisko izostazji
Izostazja jest to stan równowagi skorupy ziemskiej a
górnym płaszczem Ziemi (litosfery w stosunku do
astenosfery). Ruchy izostatyczne zależą od: tworzenia i
zaniku lądolodów, gromadzeniu się osadów w basenach,
erozji i denudacji, ruchów górotwórczych, wulkanizmu i
oddziaływaniu płaszcza. Mamy 3 modele zjawiska
izostazji:
- Model Pratta  zakłada on, że skorupa ziemska składa
się z bloków o różnej gęstości. Im wyższy jest dany blok,
tym tworzące go skały mają mniejszą gęstośd i są lżejsze.
Podłoże wszystkich bloków znajduje się na tej samej
głębokości
- Model Airy ego  zakłada, że skorupa zbudowana jest ze
skał o takiej samej gęstości. Mogą one jednak mied różną
wysokośd w zależności od rzez
by powierzchni ziemi, w
taki sposób że morfologia spągu skorupy ziemskiej jest
jakby odbiciem zwierciadlanym rzez
by powierzchni
Model Heiskanena  opisuje faktyczny model izostazji.
Litosfera ma różną gęstośd. Bloki dzięki izostazji są
utrzymywane w równowadze i są zanurzone na różnej
głębokości.
Skutkami ruchów izostatycznych są: pionowe
przemieszczania fragmentów litosfery, zmiany linii
brzegowej (transgresje i regresje) oraz zmiany bazy
erozyjnej rzek itp.
5. Omów główne z
ródła magm rodzących się w płaszczu Ziemi
EM - wzbogacony płaszcz
EMI - słabiej wzbogacony płaszcz + fragmenty skorup oceanicznej lub dolnej kontynentalnej
EMII - bardziej wzbogacony + osady górnej skorupy (terygeniczne)
DM - zubożały płaszcz
DMM - zubożony płaszcz współczesny. Perydotytowy, częśd składników usunięta w wyniku wytopienia.
Charakterystyczne dla skał MORB
HIMU - wysoki stopieo wzbogacenia w uran. Subdukowana i recyklowana skorupa oceaniczna. Wiek < 200
Ma
PREMA - płaszcz dominujący, składa sie z EM1+HIMU i DMM, pióropusz płaszcza + zubożone otoczenie
FOZO - strefa ogniskowa, dolny płaszcz
6. Typy granic litosferycznych i przyczyny zmian w ich konfiguracji
Granice pomiędzy płytami litosfery:
a) dywergentne (rozbieżne) - granice płyt litosferycznych to grzbiety oceaniczne, tam pyty oddalają się od
siebie (granice rozbieżne mają 40 tys km długości, szerokośd 1000-3000 km)  ryfty
b) transformacyjne (przesuwcze) - jest to szczególny rodzaj uskoku przesuwczego, na
którego obu koocach następuje raptowne przekształcenie (transformacja) deformacji
przesuwczej w inny rodzaj deformacji: tensyjną (w osi rozrostu) albo kompresyjną (w
strefie subdukcji lub kolizji). Rozłamy do 10 tys km długości, np. uskok Św. Andrzeja
c) konwergentne (zbieżne) - tam gdzie występuje subdukcja
Zmiany w konfiguracji które mogą występowad to:
- odwrócenie kierunku subdukcji (orogeneza Grenville)
- rozwój ryftu w rejonie dawnej strefy subdukcji lub kolizji (rów Ochrzy)
- zamiana subdukcji na strefę szwu (przy subdukcji płyty oceanicznej, która "ciągnie" za sobą kontynent)
- migracja strefy subdukcji przed dobudowany terran czy łuk wyspowy (Kordyliery Amerykaoskie -
migracja strefy subdukcji na dzisiejszy zachód)
- wygaszenie strefy subdukcji
Granica dywergentna Granica konwergentna
7. Przyczyny metamorfizmu i rozkład stref metamorficznych przy i w obrębie aktywnych krawędzi płyty
litosferycznej ponad strefą subdukcji
Metamorfizm spowodowany jest wzrostem temperatury i ciśnienia, który powstaje przy procesie
subdukcji. Rozkład stref metamorficznych:
Możemy wyróżnid 3 typy pasów metamorficznych:
- HP - wysokie ciśnienie i niska temperatura; pas zewnętrzny od strony morza/oceanu, strefa łupków
błękitnych lub galukofanowych; skały zasadowe i ultrazasadowe sekwencji ofiolitowej
- MP, MT  strefa umiarkowanych ciśnieo i średnich temperatur
- LP - niskie ciśnienie i wysoka temperatura; pas wewnętrzny od strony łuku wyspowego lub kontynentu;
strefa łupków zielonych; wulkanizm andezytowy i ryolitowy.
Dodatkowo pierwszy i trzeci tworzą razem parzysty pas metamorfizmu. Występują one wzdłuż wielu
granic konwergentych.
8. Wskazówki sugerujące istnienie szwu kolizyjnego
- fragmenty ofiolitów
- MP i HP skały metamorficzne
- pary dodatnich i ujemnych anomalii grawimetrycznych
- zdeformowane skały alkaliczne i karbonatyty
- zresetowane układy izotopowe
- granity post-kolizyjne
- tektonika ucieczkowa - ryfty postkolizyjne
- superpozycja reaktywowanych i niereaktywowanych bloków
9. Orogen panafrykaoski
W okresie 750-500 mln lat temu nastąpiła seria wydarzeo kolizyjno-akrecyjnych tworzących Gondwanę. W
wyniku kolizji zachodniej i wschodniej Gondwany, 640Ma powstał Orogen Wschodnioafrykaoski (od
Półwyspu Arabskiego, przez wschodnią Afrykę, po Antarktydę). W części północnej jego części, w okolicy
tarczy arabsko-nubijskiej występują szwy, które podkreślone są ofiolitami. Ponad 600Ma nastąpiła
amalgamacja Gondwany. Zaczął zamykad się ocean i nastąpiła jego subdukcja pod zachodnią Gondwanę.
590-560Ma nastąpiła kolizja Indoantarktydy z zachodnią Gondwaną, w wyniku czego powstał Pas
Mozambicki (występują tu granulity). Następnie 555-530 Ma miał miejsce Orogen Kuunga (po dobiciu do
zachodniej Gondwany Australii z Antarktydą). Orogeneza panafrykaoska niesie ze sobą pewne niejasności
- przede wszystkim niepewne jest dokładne umiejscowienie orogenu i szwu kolizyjnego. Nie wiadomo
także jak kolidowały ze sobą Zachodnia i Wschodnia Gondwana oraz czy była to jednorazowa kolizja, czy
też wielofazowa akrecja.
10. Przedstaw schemat budowy tektonicznej Alp Zachodnich
Alpy Zachodnie obejmują głównie tereny południowo-wschodniej Francji i zachodnią częśd Szwajcarii.
Początek sedymentacji przypada na trias, które wzięły potem udział w ruchach
płaszczowinowych, kiedy doszło do ryftogenezy południowej części płyty europejskiej i powstania
basenów o litosferze oceanicznej. Trias leży na skałach metamorficznych prekambru i paleozoiku
oraz na lądowych osadach karbonu i permu. Sedymentacja fliszowa ciągnęła się do paleogenu.
Ruchy płaszczowinowe nastąpiły w póz
nym paleogenie a ostatecznie wypiętrzone w
neogenie.Wyróżniamy tu trzy strefy:
- Strefę wewnętrzną - składa się z szwajcararskiej strefy penioskiej i francuskiej strefy briabooskiej. Jest
ona utworzona ze sfałdowanych i w znacznym stopniu zmetamorfizowanych skał mezozoicznych. Wzdłuż
jej południowo-wschodniej granicy występują liczne masywy krystaliczne wewnątrzalpejskie, utworzone
ze skał silnie zmetamorfizowanych - gnejsów. Najbardziej charakterystycznymi skałami są łupki lśniące o
dużej zawartości miki. Skały strefy zostały zmetamorfizowane w kredzie (płaszczowiny penioskie)i
trzeciorzędzie.
- Strefa zewnętrzna - zwana helwecką na wschodzie i subalpejską na zachodzie. Położona na NW od strefy
wewnętrznej. Na północy graniczy ona z molasą zapadliska przedalpejskiego, a na południu nasunięte są
na nią płaszczowiny strefy wewnętrznej. Na skałach krystalicznych leżą mezozoiczne skały osadowe, które
na północ od masywów zewnętrzno alpejskich tworzą: na zachodzi fałdy subalpejskie, częściowo odkłute
od podłoża, na wschodzie natomiast płaszczowiny helweckie. Przyjmuje się, że fałdowania nastąpiły w
dolnym i środkowym oligocenie (związane z subdukcją oceanicznej litosfery płyty kornijskiej), a następnie
w miocenie. Ostatnie ruchy, wypiętrzające trwały w miocenie i pliocenie.
- Strefa prealpejska - występuje wyłącznie na obszarze Szwajcarii, gdzie ruchy tektoniczne były najbardziej
intensywne. Stwierdzono tu występowanie szeregu płaszczowin, nasuniętych wraz z fliszem helweckim na
osady molasowe zapadliska północnoalpejskiego. Najstarsze skały należą do karbonu i permu, nad nimi
leżą pstre łupki i wapienie triasu. Jura i dolna kreda wykształcone są jako osady pelagiczne, z
przewarstwieniami ofiolitów. Ruchy tektoniczne trwały od eocenu do neogenu.
grupa 2
11. Podział chemiczny i podział reologiczny globu ziemskiego
Podział reologiczny:
- Litosfera - stan sztywny, głębokośd do 100-200km
- Astenosfera - stan plastyczny, do głębokości 300-500km
- Mezosfera - stan stały, do głębokości od 2900km (pow. nieciągłości Wiecherta-Gutenberga), odznacza
się wzrostem prędkości fal sejsmicznych z głębokością
- Barysfera - daje pole magnetyczne na ziemi. Dzieli się na:
- płynne jądro zewnętrzne(do głębokości 5150km - nieciągłośd Lehmanna), temp. 500oC,
przewodzi elektrycznośd
- stałe jądro wewnętrzne, temp. 700oC
Podział chemiczny:
- Skorupa - składa się z krzemianów. Podzielid ją można na grubszą kontynentalną (30-60 km grubości) i
cieoszą oceaniczną (7 km grubości):
- skorupa kontynentalna - górna jest granitowa (Sial), zaś dolna maficzna (Sima)
- skorupa oceaniczna - występuje trójwarstwowa sekwencja skał: skały osadowe (materiał
terygeniczny, muły pelagiczne), skały wulkaniczne - bazalty oraz gabra.
- Płaszcz składa się z krzemianów. Rozróżniamy płaszcz na:
- Płaszcz górny (150-650km) - ultramaficzny, zbudowany z lercolitu (oliwinów i pirokseny). W
obrębie płaszcza górnego występuje strefa przejściowa (pomiędzy 400km 650km) - dokonują się
tu przemiany fazowe. Na głębokości 400km następuje przejście oliwinu w spinel, a piroksenu w
granat (jest to przejście egzotermiczne), zaś na głębokości 650km spinel przechodzi w perowskit
(przejście endotermiczne)
- Płaszcz dolny (650-2890km) - zbudowany głównie z piroksenów i perowskitu. W obrębie płaszcza
dolnego, przy granicy z jądrem zewnętrznym występuję warstwa D  (grubości 100-200km).
Została ona poznana dzięki sejsmice i prędkościom fali. Występuje bardzo wyraz
ne przejście
fazowe - skład MgSiO3, a struktura CaIrO3.
- Jądro - możemy wydzielid jądro wewnętrzne (6370  5150 km) oraz jądro zewnętrzne (5150  2900 km).
Obydwa składają się przede wszystkim z żelaza. Dodatkowo jądro wewnętrzne zawiera nikiel, a jądro
zewnętrzne dodatkowo siarkę, krzem i magnez.
12. Wyjaśnid pojęcie "korzenie kontynentów"
Są to struktury zbudowane z materii płaszcza. Są bardzo stare i trwałe. Najstarsze są wieku archaicznego i
wczesno proterozoiczne. Występują pod starymi kratonami i są na stałe z nimi związane. Są też
chłodniejsze od kontynentów (zostało to zbadane tomografią sejsmiczną).
Korzenie orogeniczne powstają podczas kolizji orogenicznych. Obecnośd korzenia prowadzi do sytuacji
niestabilnej izostatycznie - w wyniku tego dochodzi po pewnym czasie to oderwania korzenia (odspojenie i
pogrążenie cięższych skał litosfery w cieplejszej materii płaszcza). Zmiana równowagi izostatycznej w
wyniku oderwania korzenia prowadzi do zjawiska kolapsu orogenicznego (wyniesienie na powierzchnię
skał znajdujących się wcześniej na znacznych głębokościach). Wyróżniamy:
- Suchy korzeo - nie chce się oderwad, prowadzi do utrzymania przez długi czas skorupy (np. Ural)
- Mokry korzeo - większośd orogenów (np. kaledonidy, waryscydy, Appalachy)
13. Cechy pasywnej krawędzi kontynentalnej
- typu atlantyckiego
- subdukcja w warunkach ciepłego klimatu
- szelfy są znacznej szerokości
- krawędzie płyt są w ich wnętrzu
- stok kontynentalny przechodzi stopniowo w podnóże kontynentalne (łagodnie nachylone lub płaskie, - -
podnóże graniczy z równią głębi abisalnych
Brzeg pasywny jest niestabilny. Występują aktywne uskoki zrzutowe. Wyróżniamy krawędz
dolnopłatową:
dużo uskoków szelfowych, rowów i półrowów oraz krawędz
górnopłatową: schodowe uskoki normalne o
stromym nachyleniu
14. Typy basenów ryftowych
Basenami ryftowymi są struktury o charakterze
rowów ograniczonych uskokami. Mogą występowad
w skorupie oceanicznej wzdłuż grzbietów
śródoceanicznych, wzdłuż których dochodzi do
ekspansji  wylewów lawy, lub wzdłuż skorupy
kontynentalnej. Mapy trzy typy basenów:
- McKenziego - baseny symetryczne w których
zachodzi czyste ścinanie. Następuje wycienienie
skorupy poprzez podpływanie gorącej materii z
płaszcza, w wyniku czego następuje wypiętrzanie i
rozciąganie. Ten typ basenu ograniczony jest
uskokami normalnymi
- Wernickiego - baseny asymetryczne. Występuje w
nim zapadająca łagodnie strefa ścinania w obrębie
całej skorupy. Obecne jest proste ścianie. Wycienienie
przez rozciąganie i powtórny napływ magmy.
- listryczny - kombinowany basen, uskoki o zmiennym
kącie upadu, łaczy oba modele, rozciąganie ponad
uskokiem skorupowym
15. Struktury kolizji orogenicznej praz póz
niejszego kolapsu ekstensyjnego w kaledonidach
skandynawskich
Orogen składa się ze stosu jednostek allochtonicznych oraz płaszczowin nasuniętych na krawędz
Baltiki
głównie w okresie ok. 435 Ma do ok. 395 Ma = orogeneza skandyjska :
A) upper most allochton  częśd Laurencji,
B) upper allochton- oceaniczne płaszczowiny oraz kontynentalne pochodzenia
bałtyckiego(mikrokontynent lub oderwane fragmenty),
C) middle allochton- kontynentalne bałtyckie(brak elementów oceanicznych tylko te pochodzące z Baltiki),
D) lover allochton- bałtyckie skały osadowe i krystaliczne podłoże(granity porfirowate- tzw. rapakiwi).
Ewolucja:
1) Linnmarkian- akrecja 520- 500 Ma kolizja między Baltiką a mikrokontynentem Barents a. Konstruują się
pierwsze płaszczowiny, na podłoże krystaliczne zaczynają się nasuwad twór dolny i środkowy allochton.
2) Soandian- 420-400 Ma- kolizja Laurencji z Baltiką
Subdukcja krawędzi Baltiki + seria osadowo-wulkanogeniczna pod płytą Laurencji, wczesne płaszczowiny
były również metamorficzne(wysoko ciśnieniowe) i po których doszło do szybkiej ekshumacji, liczne łuski i
pakiety nasuwcze, powstanie najwyższego allochtonu.
Niektóre takooskie terrany allochtoniczne i nasuwanie na wyższe jednostki skandynawskie klina
orogenicznego, obecnie częśd uppermost allochton.
Wykształcone typowe orogeniczne elementy pogrubienie, dało to efekt pogrubienia litosfery, powstał
korzeo orogeniczny- został szybko usunięty przez termiczną erozję lub powstania rozcinania przez uskoki
normalne i powstanie kolapsu ekstensyjnego.
1) Kolaps ekstensyjny  odkucie od podłoża krystalicznego Baltiki o tym wszystkim powyżej- tektonicznym
nakładem wcześniejsze uskoki nasuwcze zamienione na uskoki normalne, wycienione, zmienionej
grubości.
2) wzdłuż lokalnych uskoków normalnych, jako nowe powierzchnie uskokowe - rotacje skrzydeł bloków i
powstają baseny - pojawiają się skały klastyczne wypełniające baseny.
Orogen dąży do usunięcia korzenia poprzez erozję termiczną - proces ten jest hamowany lub
przyspieszany przez materiał płaszczowinowy.
16. Mechanizmy ekshumacji skał HP i UHP
Proces ekshumacji to odsłonięcie skał z głębokich partii skorupy na powierzchni.
Mechanizmy ekshumacji:
a. Erozja - proces niszczenia powierzchni przez wodę, wiatr i
siłę grawitacji (uwarunkowana klimatyczne)
b. Ekstensja - proces prowadzący do poszerzenia (lub
poszerzania). Przejawem ekstensji są uskoki normalne, ryfty i
ekspansja dna oceanicznego
c. Ekstruzja - wyciśnięcie ku górze lżejszej płyty
d. Ekstrakcja - efekt grawitacyjnego topienia skał w obrębie
płaszcza
17. Przedstaw schemat budowy tektonicznej Alp Zachodnich
Odp. Wyżej
18. Pętla P-T-d-t - jakie informacji geotektoniczne można z niej odczytad
Charakteryzuje ona całkowicie badany orogen, a wydarzenia są umieszczone w czasie. Opierają sie o
informacje petrograficzne bez obserwacji w terenie. Aby poszerzyd wynik należy dodad czynnik deformacji
(d) oraz czasu (t). Wykorzystuje sie do tego badania izotopowe minerałów i skał. Ścieżka P (ciśnienie) - T
(temperatura) - d (deformacje) - t (czas) jest wykorzystywana do datowania wydarzeo (zapis
metamorfizmu). Przykładowe pętle:
a. Pętla prawoskrętna daje pogrubienie
skorupy; wskazuje na warunki
kontrakcyjne
b. Wzrasta temperatura, a ciśnienie jest
stałe. Może to wskazywad na
rozciąganie litosfery lub
synmetamorficzną intruzję
c. Górne ciał było gorące i zostało
nasunięte na dolne (zimne) i zaczęło na
nie oddziaływad , stąd wzrost P i T;
wzrost ciśnienia po nasunięcia dwóch
jednostek (pogrubienie)
d. Dolna płyta jest gorąca i podgrzewa tą
górna, dlatego temperatura rośnie.
Górna (chłodna) mogła zostad
przemieszczona
ponad tą dolną
19. Wyjaśnij hipotezę terranów na podstawie Kordylierów Ameryki Północnej
Terran jest to jednostka tektoniczna orogenu, której cechy geologiczne (litologiczne, tektoniczne,
stratygraficzne, paleobotaniczne, petrologiczne, metamorficzne, złożowe, paleomagnetyczne), są
zdecydowanie inne niż właściwości terranów sąsiednich. Granice między terranami są z reguły
strukturalnie ostre. Wyznaczają ją głęboko zakorzenione uskoki lub strefy uskokowe, najczęściej o
charakterze przesuwczym bądz
strefy szwów ofiolitowych lub metamorfizmu wysokich ciśnieo, bądz
też
strefy melanżu tektonicznego. Mamy następujące typy terranów:
- egzotyczny - terran, który przebył daleki transport, powstał poza danym kontynentem, skąd pochodzi
można wnioskowad po boistratygrafii i paleomagnetyzmowi
- proksymalny - podobieostwa do danego kontynentu (podobna budowa), powstawał w jego pobliżu
- podejrzany - fragment skorupy, ograniczony dużymi uskokami, który mógł byd dokowany do kontynentu
lub innego terranu
- superterrany - zespół ternarów powstały jeszcze przed kreacją do krawędzi kontynentalnej (najpierw
złączenie ternarów, a potem dobicie do kontynentu)
Terrany, poza proksymalnymi, nie powinny wykazywad podobieostw i cech do przyległych jednostek
tektonicznych.
Tektonotypem tektoniki terranów są Kordyliery Ameryki Północnej gdzie zjawisko to rozpoznano
najwcześniej i stosunkowo najlepiej. Pasmo to szerokości do 500km i długości 5000km składa sie ze stu
kilkudziesięciu terranów. Historia doczepiania ternarów:
1. Perm - Powstaje łuk wyspowy McCloud podczas fragmentacji SW części Ameryki N, uskok
transformujący połączył łuk McCloud z łukami utworzonymi przy krawędzi bloku Chortis I pd. Ameryki.
2. Trias - A
uk McCloud został rozbity na fragmenty, które dokonują akrecji do Ameryki N- orogeneza
Sonoma (nie odpowiadam za nazwy nie wiem czy dobrze je rozszyfrowałem)
3. Wczesna Jura - Fragmenty dołączone do kontynentu tworzą drugi łuk
4. Jura środkowa -Tworzy się basen załukowy między nimi i dołącza kolejny łuk (trzeci)
5. Jura póz
na - tworzy się płyta obecnie istniejąca, baseny między łukami zostają zamknięte
6. Wczesna Kreda - tworzy się orogen seviar na kontynencie, poprzez napór tych wszystkich łuków
7. Kreda - rozwój orogenu poprzez oddziaływanie łuków i subdukcji, tworzy się Sierra Nevada
8. Kreda - trzeciorzęd - orogeneza laramijska - wynoszenie przedpola i zanik basenów przedgórskich
9. Eocen - zakooczenie - struktura obecna dzisiaj
Wszystkie terrany mają charakter łuków zbliżających się do Ameryki.
20. Omów współczesne rezerwuary magm w płaczu
EMI - słabiej wzbogacony płaszcz + fragmenty skorupy oceanicznej lub dolnej kontynentalnej,
recyklowane osady pelagiczne
EMII - bardziej wzbogacony płaszcz + osady górnej skorupy (recyklowane osady/skały terygeniczne)
DM - zubożony górny płaszcz podlegający konwekcji
HIMU - Subdukowana i recyklowana skorupa oceaniczna typu MORB
FOZO - strefa ogniskowa, dolnego płaszcza, z
ródło pióropuszy
grupa 3
21. Porównaj budowę wewnętrzną planet typu ziemskiego
Do planet typu ziemskiego zaliczają się Merkury, Wenus, Ziemia oraz Mars. Są one planetami skalistymi o
mniejszych rozmiarach i większej gęstości niż planety gazowe (3,933-5,520 kg/m3). Mają mniejszą ilośd
satelitów i nie posiadają pierścieni planetarnych. Budują je cięższe pierwiastki, niż planety zewnętrzne.
Składają się głównie z żelaza oraz minerałów krzemianowych. Cięższe żelazo (wraz z niklem) gromadzi się
w centrum planety tworząc jądro, zaś krzemiany tworzą płaszcz i skorupę. Na ich powierzchni planet typu
ziemskiego występują kratery uderzeniowe. Obecne są także procesy magmowe oraz tektoniczne, które
mogą tworzyd np. rowy tektoniczne, czy też wulkany.
22. Jakie informacje geologiczne można uzyskad dzięki własnościom magnetycznym niektórych
minerałów
Jeśli skały zawierają minerały ferromagnetyczne, to możemy zastosowad metodę namagnesowania skał w
celu zmierzenia pola magnetycznego. Ziarna ferromagnetyków układają się równolegle do linii ziemskiego
pola magnetycznego w trakcie krzepnięcia magmy. W związku z tymi obserwacjami można określid
paleomagnetyzm kontynentów w przeszłości. Wykorzystuje się przy tym zmierzone inklinacje (nachylenie
magnetyczne, w pionie) i deklinacje (odchylenie magnetyczne, w poziomie).
Zapis magnetyczny podzielony jest na pasy różnego namagnesowania, które rozchodzą się od grzbietów
oceanicznych (ponieważ co jakiś czas dochodzi do przemagnesowywania).
Dodatkowo metoda magnetyczna i grawimetryczna powinny się pokrywad.
23. Wyjaśnij pojęcie "korzenie kontynentów"
Była już odp.
24. Rodzaje naprężeo w litosferze i przyczyny ich powstawania
Naprężenia w litosferze:
1. Naprężenia wzdłuż płyt
2. Naprężenia termiczne wynikające ze zmian temperatury
3. Naprężenia membranowe - ruch płyt ku równikowi lub
biegunowi
4. Naprężenia zgięciowe (nieodnawialne)
Przyczyny powstawania:
25. Omów główne cechy tektoniczne litosfery oceanicznej
Skorupa oceaniczna jest młodsza niż kontynentalna i cieosza (grubośd do 7-9km). W oceanach
magmatyzm jest nieporównywalnie większy niż na kontynentach. Jeżeli chodzi o deformacje to na
kontynentach są większe niż na oceanach. Przyrost skorupy oceanicznej wynosi 17 cm3/rok. Litosfera
oceaniczna jest jednorodna pod względem składu, zbudowana ze skał magmowych. Jest trójwarstwowa
sekwencja skał: skały osadowe (materiał terygeniczny, muły pelagiczne: krzemionkowe i węglanowe +
skały krzemionkowe z organizmów żywych), skały wulkaniczne - bazalty (w postaci lawy poduszkowej i
kompleksów dajek pakietowych) oraz gabra.
grzbiet - wzniesienie z doliną ryftową na środku, do 1,5tys km szerokości. Wysokośd średnia - 3km ponad
dno oceanu
seamount - podwodne góry, izolowane obszary, tworzą pasma
guyot - pojedyncza góra o płaskim wierzchołku, pozostałośd podwodnego wulkanu, którego wierzchołek,
został zrównany głównie wskutek abrazyjnej działalności fal morskich
wyspy oceaniczne - bazaltowe, łukowo wygięte, rozcięte uskokami transformującymi. Zazwyczaj układają
się w łaocuchy powstające na granicach płyt tektonicznych lub w obrębie jednej płyty, przemieszczającej
nad plamą gorąca
rowy oceaniczne - w miejscu kolizji płyty oceanicznej z kont. Lub też drugą oceaniczną
26. Geotektoniczna klasyfikacja granitoidów, główne z
ródła magm granitoidowych
Peraluminiowe: Al > (Ca, Na, K) = typ S, zawierają kordieryt, pierwotny muskowit, granit; pochodzą z
przetopienia skał osadowych
Metaluminiowe - Al > (Ca, Na, K) = typ I, zawierają amfibole i biotyt
Peralkaliczne: (Na + K) > Al, minerały alkaliczne, skalenie hypersolwusowe
Typ A - pozaorogeniczne, typ wysokotemperaturowy, bogate w Zr i Fe
Typ M - granity pochodzenia płaszczowego, zawierają amfibole i klinopirokseny
Typ H - mieszane z płaszcza i skorupy
granity pre-, syn- i postektoniczne
z
ródła magm granitowych:
ORG - zubożony płaszcz, bez udziału skorupy kontynentalnej
WPG - wzbogacony płaszcz (procesy wewnątrz płyt), zmienna interakcja ze skorupą kontynentalną
VAG - ogólnie zubożony płaszcz, ze wzbogaceniem przez fluidy z subdukowanej skorupy kontynentalnej
SYN-GOLG - płaszcz lub skorupa wzbogacona przez fluidy z subdukowanej skorupy
Granity postkolizyjne - wzbogacone z
ródło płaszczowe oraz silna interakcja ze skorupą kontynentalną
27. Cechy aktywnej krawędzi płyty litosfery
- inaczej jest to typ pacyficzny
- krawędzie płyt są w pobliżu granic płyt
- szczątkowy szelf
- stok kontynentalny graniczy bezpośrednio z wąskim linijnym rowem oceanicznym, poza którym dopiero
rozpościera się równia abisalna
- tego typu granica pokrywa się z granicą płyt.
Struktury aktywnej krawędzi:
- ryft
- rów oceaniczny i jego skłon
- pryzma akrecyjna ( struktura geologiczna powstająca przed strefami subdukcji, gdzie gromadzi się
materiał skalny zdarty z zanurzającej się płyty tektonicznej)
- basen przedłukowy, łuk magmowy i basen załukowy
28. Orogen kadomsko-awalooski w Europie
Pas awaloosko-kadomski jest złożony częściowo z juwenilnego łuku magmowego, a częściowo z
Gondwanay. W ordowiku od Gondwany odrywa się wspomniany pas, który zaczyna przemieszczad się ku
północy, ku Baltice i Laurencji. Blok ten uległ póz
niej rozczłonkowaniu i zderzył się pod koniec ordowiku z
Baltiką i Laurencją, czego efektem były ruchy tektoniczne fazy takooskiej. W wyniku subdukcji
południowo-wschodniej części oceanu Iapetus (zwanego Morzem Tornquista) pod wschodnią Awalonię,
pod koniec ordowiku (450Ma) nastąpiła kolizja Awalonii z Balticą. Jej skutkiem było zamknięte Morza
Tornquista. Pozostał po nim szew - lina Tornquista, która znajduje się pod Morzem Północnym, w
południowej Danii, północnych Niemczech oraz w Polsce (na osi Kołobrzeg-Przemyśl). W Europie części
Awalonii występują w Anglii i Walii, w Ardenach (Belgia), północno-wschodniej Francji, północnych
Niemczech oraz północno-zachodnia Polska. Byd może do pasu awaloosko-kadomskiego należał także blok
górnośląski.
29. Przedstaw schemat budowy tektonicznej Alp Zachodnich
Była już odp.
30. Zjawisko ucieczki tektonicznej
Tektonika ucieczkowa jest wywołana wciskaniem się klinowatej jednostki litostratygraficznej (np. bloku
kontynentalnego lub terranu) w krawędz
większego systemu terranów lub skorupy kontynentalnej.
Wciskanie się klinów powoduje wypychanie oraz rozczłonkowanie masywu w który wcinął się klin. Cechy
jakie są charakterystyczne dla tektoniki ucieczkowej:
-cechy strukturalne: trajektoriefoliacja, orientacje lineacji z rozciągania, lewo-prawoskrętna transgresja
- cechy kinematyczne: kierunki i zwroty ścinania
Przykładem tektoniki ucieczkowej jest Blok Indochin, który wysuwa się ku SE w wyniku wciskania przez
blok Indii.