Uskok kontynentalny transformacyjny - uskok na obszarze morza Martwego; zjawiska związane bądź z lokalnym fałdowaniem, bądź z tworzeniem się zapadlisk (pool apart). Basen M. Martwego - uskok transformacyjny, który łączy strefę spredingu M. Czerwonego ze strefa kolizji płyty arabskiej z płytą turecką. To uskok typu grzbiet - rów, przy czym rowu jako takiego nie mamy, ale są pozostałości strefy subdukcji odzwierciedlone pasmem gór fałdowych Taurus i Zagros. Długość uskoku przekracza tysiąc km., uskok sam w sobie stanowi granice pomiędzy płyta arabską na wschodzie, a fragmentem płyty afrykańskiej na zachodzie (Płw. Synaj). Mamy tu 3 zapadliska typu pool apart - Zat. Akaba, basen M. Martwego, obszar J. Galilejskiego. Płyta arabska jest odpychana na północny wschód, a afrykańska na południowy zachód. W uskoku mamy do czynienia z ruchem lewoskrętnym, płw. Synaj na południe a płw. arabski na północ. Ruch ten powoduje, że na północy istnieje uskok Anatolijski (poprzeczny poziomy), w wyniku którego kra, jaka jest płyta turecka jest spychana w kierunku zachodnim. Efektem tego ruchu na zachód jest drugi uskok - północno - anatolisjki, na którym położony jest Istambuł.. jest to obszar o dużej aktywności sejsmicznej.

Basem M. martwego - największa depresja na świecie, poziom lustra wody występuje na gł. 400 m.p.p.m., ale dno tego samego basenu jest kolejne 350 m. Pod tym dopiero pojawiają się osady, których miąższość sięga 1000 m.

Rozpad kontynentu afrykańskiego rozpoczął się 15 mln lat temu (miocen). Tempo przemieszczania płw. arabskiego względem płw. Synaj wynosi średnio 1,5 cm/rok, a skala przemieszczenia tych obu płyt wynosi ponad 100 km.

Spękaniom tym towarzyszy działalność wulkaniczna. Wzgórza Golan są zbudowane z bazaltów.

Hot spot

Jeżeli chodzi o działalność wulkaniczną, to większa część procesów wulkanicznych obserwowana jest na granicach płyt litosfery. W obrębie płyt można mieć do czynienia z obecnością wulkanów tam, gdzie mamy do czynienia z większymi dyslokacjami, pęknięciami. Najbliższy nas - uskok północno - sudecki, neogeńskie wulkany na Dolnym Śląsku (G. Św. Anny, G. Kaczawskie). Jednak największa ilość erupcji spotykana jest na krawędziach płyt. Znane są także inne przykłady działalności wulkanicznej obecnej w obrębie płyt, z dala od ich krawędzi. Przykładami najbardziej znamiennymi jest obszar hawajów czy też wulkany Yellowstone. Podobną genezę, jak wspomniane Hawaje mają skały wulkaniczne pokrywające olbrzymie powierzchnie kontynentów, np. Syberii. Skały wulkaniczne - przede wszystkim bazalty, które rozlewają się na dużych obszarach - platobazalty.

Zjawiska te są związane z obecnością tzw. pióropuszy płaszcza generowanych prądami konwekcyjnymi w zewnętrznym (ciekłym) jądrze Ziemi i kończącymi się na powierzchni Ziemi w formie tzw. plam gorąca (hot spot). Koncepcja hot spotów powstała w roku 1963 na podstawie badań wulkanów hawajskich.

Cechy charakterystyczne Hawajów:

• bardzo duża ilość wydobywającej się magmy, której towarzyszy bardzo wysoki strumień ciepła i niewielka aktywność sejsmiczna

• wulkany hawajskie ułożone są w formie łańcucha, są one coraz starsze w kierunku płn - zach, większość z nich jest bardzo zniszczona i występuje poniżej poziomu morza

• wulkan najbardziej aktywny występuje na końcu łańcucha

Przyjmuje się, ze wulkany te są efektem obecności pióropuszy płaszcza (na podstawie modelu powstałego na podstawie badań fal sejsmicznych; trzon - fale sejsmiczne poruszają się z mniejszą prędkością ze względu na rozgrzanie skał). Obecność pióropuszy ma szereg charakterystycznych wspólnych cech, bowiem te same zjawiska obserwujemy zarówno na obszarze Pacyfiku, jak też O. Indyjskiego.

Cechy wspólne:

• obecność lokalnych stref strumienia ciepła odzwierciedlonych obecnością wulkanów

• hot spoty pozostają zawsze w tym samym miejscu, tzn. nie przemieszczają się wraz z migrująca nad nimi płytą

• zawartość pierwiastków śladowych w magmach tych obszarów, odrębny od magm obszarów dywergencji czy też stref subdukcji; zwiększona obecność pierwiastków śladowych wskazuje na związek z głębokimi partiami płaszcza ziemi, które nie podlegały wcześniej procesom dyferencjacji. Magmy te niejednokrotnie mają charakter magm pierwotnych.

• zjawisko wyniesienia terenu wynikające z rozgrzania litosfery

W przeciwieństwie do powolnej lecz ciągłej erupcji w strefie grzbietów oceanicznych, wulkanizm związany z pióropuszem płaszcza ma charakter epizodyczny. Hot spoty niejednokrotnie rozpoczynają proces dywergencji płyt litosfery. Zanim utworzyły się ryfty, samo zjawisko rozpadu kry czy tez płyty litosfery rozpoczyna się często w momencie gdy kra najedzie na obszar istniejącego pióropusza płaszcza. Z tego też względu i w tych miejscach, gdzie mamy do czynienia z inicjacją procesu ryftowego, powstają trójzłącza.

Gujoty - odosobnione stożki wulkaniczne występujące w obrębie płyty oceanicznej, które są ścięte od góry. Gdy wulkan zaprzestaje swoją działalność, wówczas na jego krawędzi rozwija się zazwyczaj rafa koralowa - powstaje atol. Rafa ta jest aktywna do momentu, gdy wulkan znajduje się na takiej głębokości, gdzie rafa nie może się rozwijać.

Yellowstone - z jednej strony zjawisko subdukcji związane z kolizją płyty północno - amerykańskiej z mikro płytą Juan de Fuca, odzwierciedla to łuk wulkaniczny na płycie amerykańskiej (nie podlegającej subdukcji), ale także występowanie hot spotu, którego wiek poszczególnych wulkanów jest różny (od 16 mln lat na południowym zachodzie do młodszych na północnym wschodzie).

Bilans lawy, która wydostaje się na powierzchnię Ziemi

• największa ilość w strefach dywergencji (powstaje tam dno oceanów, obszary grzbietów)

• drugie miejsce - obszary konwergencji płyt litosfery

• trzecie miejsce - hot spoty (bazalty o stosunkowo małej zawartości krzemionki, to bazalty o małej lepkości, mała lepkość - mała eksplozywność, stąd też wulkany te mają charakter tarczowy; ilość magmy jest bardzo duża, obszary, które zostały pokryte taką dużą ilością magmy to obszary platobazaltów

Hot spoty na Ziemi - Hawaje, Yellowstone, Bermudy, W. Wielkanocna, Azory, Jan Mayen, Galapagos, Tristan (jest dowodem na oddalanie się od siebie Am. Płd. od Afryki - w momencie gdy kontynenty te były połączone, działający hot spot stał się źródłem platobazaltów, które pokryły obszar współczesnej Brazylii i Angoli). Dekan, Syberia - platobazalt; platobazlaty także na obszarach den oceanicznych - Kerguelen.

Współczesna Islandia to z jednej strony ze strefą aktywnego grzbietu śródatlantyckiego, a z drugiej - aktywny hot spot. Grenlandia należała do Europy - obecność platobazaltów.

Metamorfizm

Skały metamorficzne (prof. Żaba, Petrografia skał metamorficznych)

Przeobrażenia składu mineralnego skał oraz ich cech strukturalnych i teksturalnych pod wpływem zmiany temperatury i przeważnie ciśnienia, bez większego udziału fazy ciekłej, nazywamy metamorfizmem. (gnejs nie powstaje z granitu! Powstaje też z piaskowców, mułowców, bo mogą powstawać ze skał osadowych i magmowych; to przeobrażenia w stanie stałym).

Dowolna skała jest zbiorem minerałów stanowiących zepsuł ciał stałych, z których każdy posiada określony skład chemiczny. Taki zbiór pozostaje w stanie niezmienionym jedynie w określonych warunkach termodynamicznych (T, P). Jest to stan równowagi termodynamicznej, tzn. żadne reakcje chemiczne nie zachodzą samorzutnie. Stan równowagi układu odpowiada minimalnemu poziomowi energii swobodnej wszystkich jego cząstek, tzn. maksimum energii zostało związane w minerałach skał. Zmiana T lub P zaburza równowagę i wywołuje reakcje, których celem jest uzyskanie ponownego stanu równowagi. Wywołane w ten sposób reakcje mogą prowadzić do:

1. przebudowy strukturalnej minerałów; przemiana kwarcu α w kwarc β w T = 573^oC, przemiana andaluzytu w sylimanit lub dysten (Al₂SiO₅),

2. utworzenia nowego lub nowych minerałów; powstanie granatu: ilmenit (FeTiO₃) + anortyt + kwarc → tytanit + rutyl + granat, idea tej reakcji jest taka - skaleń wapniowy w obecności kwarcu, następują reakcje jonowe, w efekcie czego powstaje granat żelazowy; powstanie ortoklazu: w szarogłazie muskowit + kwarc → ortoklaz + sylimanit, przeobrażenie szarogłazu może spowodować powstanie gnejsu sylimanitowego; dolomit + kwarc → diopsyd (piroksen)

Zjawiska metamorficzne mają charakter odwracalny, stąd wyróżniamy metamorfizm progresywny, gdzie T i P wzrastają lub regresywny, gdzie T i P spadają. Minerały łatwiej podlegają przeobrażeniom progresywnym. Jeżeli chodzi o regresję, są to zjawiska znacznie wolniejsze. Za początek procesów metamorficznych uznaje się pojawienie pierwszych minerałów, które nie mogły powstać w warunkach powierzchniowych (warunki hipergeniczne). To T = 200^oC, P = 2 do 4 kB. Do czynników metamorfizmu należy T, P i obecność rozpuszczalników.

Wzrost T - dwa źródła:

• pojawienie się intruzji magmy - metamorfizm kontaktowy

• pogrążanie skał na duża głębokość - metamorfizm regionalny

Wzrost T jest powodem dehydratacji minerałów uwodnionych, jak też dehydroksylacji minerałów zawierających grupy OH, dysocjacji termicznej (rozpadu termicznego) węglanów oraz przeobrażeń polimorficznych minerałów. Uwolniona w tych procesach woda często wzbogacona w CO₂ (wzbogacenie to pochodzi z rozpadu węglanów) przyspiesza reakcję rozpuszczania minerałów, a także stanowi medium umożliwiające migrację jonową pierwiastków. Reakcje między minerałami zależą od ich wzajemnego sąsiedztwa, np. kalcyt w czystej skale wapiennej pozostaje trwały w znacznie większym przedziale temperatur niż gdy występuje w obecności kwarcu.

Kalcyt + kwarc → wollastonit (CaSiO₃) + CO₂

Dolomit powyżej T = 680oC zaczyna się rozpadać na CaCO₃ (czysty kalcyt) + peryklaz (MgO) + CO₂.

Dwa źródła wzrostu ciśnienia:

• pogrążanie na większą głębokość, czemu sprzyja wzrost ciśnienia statycznego

• poziome naciski górotwórcze, co sprzyja rozwojowi stresu

Metamorfizm kontaktowy - im większa temperatura, tym wyższy stopień spieczenia - występują minerały charakterystyczne dla wyższych temperatur - sylimanit, andaluzyt - porcelana. Niższe temperatury - biotyt, staurolit, granaty. Skały zawierające te minerały są typowe dla metamorfizmu kontaktowego - hornfelsy.

Metamorfizm regionalny - pogrążanie w strefach subdukcji.

Wzrost ciśnienia powoduje zagęszczenie materii, powstają minerały typowe dla dużych ciśnień - duża gęstość, duży ciężar właściwy. Skały pochodzące z dużych głębokości są ciężkie.

Ciśnienie statyczne - wektor działających sił ze wszystkich stron jest podobny - tekstura bezładna, bezkierunkowa.

Działanie stresu - ciśnienie kierunkowe - wszystko się spłaszcza → oddzielność łupkowa, łupki są efektem płaskorównoległego ułożenia minerałów blaszkowych.

W tym kierunku, die jest największe ciśnienie, mamy do czynienia z przyspieszona rozpuszczalnością ziaren - zasada Rickiego.

Termometry i barometry geologiczne

Obecność niektórych minerałów jest diagnostyczna dla określonych ciśnień i temperatur. Najbardziej pospolitym przykładem jest substancja Al₂SiO₅. Istotną rolę pełni obecność określonych zespołów minerałów, tzw. paragenez, np/ współwystępowanie dolomitu i kwarcu świadczy o niskim stopniu metamorfizmu (bo inaczej powstałby nam wollastonit); zastępowanie biotytu przez chloryt - metamorfizm regresywny, biotyt wietrzeje; plagioklazy wapniowe są trwałe tylko w warunkach wys. T i P. Przy spadku P i T rozpadają się na agregaty albitu i epidotu. To proces saussurytyzacji. Łyszczyki powstają z przeobrażenia minerałów ilastych. W pierwszym etapie powstaje serycyt, który rekrystalizując, przechodzi w muskowit. Dopiero przy bardzo głębokim metamorfizmie, muskowit zostaje zastąpiony ortoklazem + sylimanit. Minerały grupy serpentynu powstają z przeobrażenia oliwinu.

FACJE!!!

SUBSTRATY I PRODUKTY METAMORFIZMU!!!

• skały ilaste → skały zawierające przede wszystkim serycyt (fyllity (łyszczyki, kwarc - łupki płytkiego metamorfizmu, które w warunkach progresji będą rekrystalizować - z fyllitu powstaną łupki łyszczykowe, a ostatecznie gnejsy)

• szarogłazy i arkozy → gnejsy (te mogą się przeobrazić w granulity; to paragnejsy)

• skały granitoidowe → gnejsy (ortognejsy)

• skały bazaltoidowe → zieleńce (płytki metamorfizm i metamorfizm kontaktowy; dalsza rekrystalizacja zieleńców prowadzi do powstania amfibolitów; zieleniec to zazwyczaj produkt metamorfizmu regresywnego - bazalt wchodzi w reakcję z woda morską i staje się zieleńcem, zieleniec (albity, epidoty) ten dostaje się do strefy subdukcji i wchodzi w głębsza głębokość, ulega rekrystalizacji i powstają duże kryształy amfiboli i granaty. Proces ten prowadzi do powstania ortoamfibolitu. Jeśli mamy do czynienia z tufami wulkanicznymi czy szarogłazami wymieszanymi z tufami, w wyniku pzeobrażeń tych skał powstają paraamfibolity.

• wapienie → marmury; nie spotykamy w nich mikrookrganizmów

• piaskowiec kwarcytowy - kwarcyt

jakie typy metamorfizmu można spotkać w strefie konwergencji płyt?

Dno morskie zbudowane z metabazaltów - zieleńców. Obszar w obrębie pryzmy akrecyjnej - wysokie P i niska T (niska przewodność termiczna skał), w strefie tej powstają różnego typu zmienione skały. To skały facji glaukofanowej, T < 300oC, P = 10¹⁵ kB. Powstają tu przede wszystkim przeobrażone skały dna oceanicznego. Powyżej nich mamy do czynienia z przeobrażonymi osadami. Głębiej mamy metamorfizm wysokich P i T. Dominuje facja amfibolitowa, względnie granulitowa. Tam, gdzie mamy do czynienia z komorami magmy, pojawiają się obszary aureolii kontaktowej - hornfelsy.

Ultrametamorfizm

Pod tym pojęciem rozumiemy zespół zjawisk z pogranicza procesów metamorficznych i magmowych. Innym słowy - to pojawienie się fazy ciekłej wśród skał metamorficznych. W pierwszej kolejności topią się minerały jasne, czyli skalenie i minerały grupy krzemionki. Proces wytapiania skał został nazwany anateksis. Produktem anateksis jest wtórna magma, czyli migma (stąd migmatyty). Gromadzenie się migmy to palingeneza. Procesy anatektyczne uwalniają duże ilości pierwiastków, które przemieszczają się na duże odległości w procesie dyfuzji jonowej poprzez sieci krystaliczne minerałów. Efektem jest impregnacja (pierwiastkami) napotkanych skał, czyli tzw. metasomatoza. Najbardziej mobilnymi pierwiastkami są alkalia (sód i potas). Efektem alkalicznej metasomatozy jest zastępowanie minerałów ilastych łyszczykami oraz łyszczyków skaleniami. Minerały ilaste → łyszczyki, ale z czego powstają minerały ilaste? To produkt wietrzenia skaleni, łyszczyków i szkliwa wulkanicznego. Wietrzenie to polega na odprowadzeniu alkaliów w procesie wietrzenia, w dalszej kolejności części krzemionki. Odalkalizowany produkt (MIN. ILASTY) jest pogrążany na większą głębokość, potrzebne jest medium, który dostarczy sód, to medium w postaci wody; min. ilasty musi być wprowadzony z powrotem w te substancje, które stracił. Krąg obiegu pierwiastków zamyka się.

Proces wzbogacenia skał w skalenie to feldspatyzacja (przykład metasomatozy).

Procesy orogeniczne (górotwórcze) w świetle teorii tektoniki płyt

Orogeneza - powstawanie gór.

Współczesne pasma górskie posiadają szereg wspólnych cech, na które zwrócili uwagę tacy autorzy jak Dewey i Bird w 1970.

• są długie i często wygięte w formie łuku,

• posiadają skomplikowana budowę wewnętrzną w przeciwieństwie do grzbietów śródoceanicznych (bazalt),

• składają się ze skał osadowych mocno pofałdowanych,

• skały wykazują zmienność warunków sedymentacji i metamorfizmu prostopadle do rozciągłości

• skały te przeważnie są pochodzenia morskiego

• w podłożu tych pasm występuje skorupa kontynentalna, która może zawierać wbudowane fragmenty skorupy oceanicznej

Poszczególnym orogenezom, np. kaledońskiej, hercyńskiej czy alpejskiej, można przypisać cykle rozwojowe poszczególnych kopalnych oceanów. Innymi słowy - każdy orogen stanowi następstwo zamknięcia oceanu. Cykl rozwoju oceanu został nazwany przez dwóch badaczy - Deweya i Burke'a w 1974 - cyklem Wilsona na cześć Johna Tuzo Willsona, który stworzył koncepcję uskoku transformacyjnego, a także w 1966 wysunął hipotezę, że współczesny O. Atlantycki powstał na miejscu kopalnego O. Iapetus, który istniał w starszym paleozoiku (ordowik) pomiędzy Balticą, Laurencją i Gondwaną i zamknął się w okresie dewonu tworząc pasmo kaledonidów zbudowane ze sfałdowanych osadów kambru, ordowiku i syluru.

Cykl Wilsona rozpoczyna stadium embrionalne polegające na powstaniu ryftu wewnątrzkontynentalnego, czego przykładem jest współczesny ryft wschodnioafrykański.

W stadium młodocianym rozpoczyna się rozsuwanie i tworzenie skorupy oceanicznej (M. Czerwone).

W stadium dojrzałym zostają uformowane 3 podstawowe elementy:

• krawędzie pasywne (szelfy kontynentów)

• głębie oceaniczne

• grzbiety śródoceaniczne (Atlantyk)

Stadium schyłkowe (Pacyfik) polega na uformowaniu stref subdukcji, przekształceniu stref pasywnych w aktywne (powstaje pryzma akrecyjna), powstaniu łuków wulkanicznych.

Cykl zostaje zakończony zamknięciem oceanu i powstaniem szwu tektonicznego w postaci pasma górskiego.

Powstałe w ten sposób pasma górskie ulegają niszczeniu, które współdziała z ruchami izostatycznymi, tzn. im większa część gór zostaje zniszczona i odprowadzona w formie osadu, tym obszar ich występowania zostaje odciążony i wydźwignięty. W ten sposób na powierzchni pojawiają się korzenie gór, które w momencie ich powstawania podlegały procesom magmowym i metamorficznym. Ostatecznie góry zostają ścięte niemal do poziomu morza, w ten sposób kontynent ulega rozbudowaniu. Wewnętrzne fragmenty skorupy kontynentalnej nie są już poddawane większym odkształceniom tektonicznym. Noszą one nazwę platformy (kratonu). Na skutek długotrwałych nacisków fragmenty kratonu mogą podlegać łagodnym wypiętrzeniom (powstają antyklizy) lub obniżeniom (syneklizy). Mogą także być rozcinane głębokimi uskokami (nie ma tu już intensywnego fałdowania; fałdowanie jest na krawędzi kratonu). W budowie kratonu można wyróżnić 2 zasadnicze elementy:

• piętro dolne, tzw. cokół (fundament)

• piętro górne, tzw. pokrywę

Fundament kratonu jest zazwyczaj zmetamorfizowany (co jest zrozumiałe, bo to korzeń gór), natomiast pokrywa zbudowana jest z niezmetamorfizowanych płasko leżących osadów, które były deponowane bądź w warunkach powierzchniowych, bądź w basenach mórz epikontynentalnych. Pod pojęciem morza epikontynentalnego rozumiane są stosunkowo płytkie akweny, w sensie geologicznym krótkotrwałe, których podłożem jest skorupa kontynentalna. Obszar, na którym cokół odsłania się spod pokrywy nazwany jest tarczą. Tarcza zatem to najbardziej wypiętrzony fragment kratonu. Pod względem wieku kratony dzielone są na stare (archaik, proterozoik) i młode (prekambr, paleozoik). Skały magmowe zawarte w starych kratonach mają inny skład pierwiastków śladowych niż magmy młodych kratonów. Fundamenty kratonów stanowią mozaikę mniejszych bloków - mikrokontynentów (terranów), połączonych w różnym czasie. Każdy kraton zawiera zazwyczaj kilka tzw. jąder archaicznych, które są zazwyczaj bardzo mocno zmetamorfizowane i wśród których stwierdzono najstarszy wiek izotopowy skał skorupy kontynentalnej. Wiek takich jąder wynosi ponad 4 mld lat.

ZJAWISKA KRASOWE!!!

---