BADANIA POŚREDNIE WNĘTRZA ZIEMI
Badania bezpośrednie budowy wewnętrznej ziemi są niemożliwe, ponieważ najgłębsze wiercenia geologiczne na świecie sięgają głębokości zaledwie 13 km. Dlatego informacje naukowe o wnętrzu Ziemi pochodzą z badań pośrednich (badań geofizycznych). Najwięcej informacji dostarczają badania sejsmiczne, które śledzą przebieg fal sejsmicznych (prędkość rozchodzenia się i kierunek przemieszczania) w środowisku skalnym Ziemi. Prędkość rozchodzenia się fal sejsmicznych, które są falami sprężystymi zależy od rodzaju skał przez które przenikają, a także od stanu skupienia: stałego czy też częściowo lub całkowicie płynnego. Istnieją dwa podstawowe rodzaje fal sejsmicznych: fale powierzchniowe (R), które rozchodzą się po powierzchni Ziemi oraz fale wgłębne, które przenikają w głąb globu ziemskiego i dzielą się na fale podłużne (P) i fale poprzeczne (S). Fale podłużne zwane falami pierwotnymi posiadają największą prędkość i najszybciej docierają do punktu pomiarowego. Fale te również są zwane falami kompresyjnymi, wywołują drgania cząstek równolegle do przebiegu fali Fale te przenikają przez wszystkie stany skupienia materii: stały, ciekły i gazowy. Fale poprzeczne zwane falami wtórnymi poruszają się wolniej i docierają do punktu pomiarowego jako drugie. Fale te również są zwane falami ścinającymi, powodują drgania cząstek prostopadle do kierunku rozprzestrzeniania się fal.
Przebieg fal sejsmicznych w głąb Ziemi dostarcza informacji o rozmiarach, strukturze i właściwościach fizycznych penetrowanych warstw. Przebiegające fale sejsmiczne przez wnętrze Ziemi pozwoliły na wydzielenie czterech wyraźnych powłok: skorupę ziemską, płaszcz, jądro zewnętrzne i jądro wewnętrzne.
BUDOWA WNĘTRZA ZIEMI
Ziemia posiada wyraźnie budowę warstwową, gdzie określone geosfery różnią się od siebie właściwościami fizycznymi i chemicznymi. Geosfery te oddzielone są od siebie strefami nieciągłości, warstwami o niedużej miąższości o diametralnie różnych właściwościach fizyko-chemicznych. Można wyróżnić następujące geosfery Ziemi:
Najbardziej zewnętrzna geosfera Ziemi o miąższości od 7 - 80 km. Można tutaj wydzielić skorupę kontynentalną i skorupę oceaniczną. Skorupa kontynentalna osiąga miąższość od 40 - 80 km. Dzieli się na 3 części: warstwa osadowa (górna), warstwa granitowa (środkowa) i warstwa gabrowo-bazaltowa (dolna). Warstwa osadowa jest bardzo zróżnicowana (składa się ze skał luźnych i zwięzłych) i osiąga maksymalną miąższość do 20 km. Średnia gęstość materii osiąga wartość 2.65 g/cm³. Warstwa granitowa składa się ze skał magmowych i metamorficznych kwaśnych (granity, granitognejsy, gnejsy i łupki krystaliczne). Chemicznie składa się z krzemu i glinu stąd nazwa SIAL. Materia skalna osiąga gęstość 2.7 g/cm³. Osiąga miąższość do 25 km. Od warstwy gabrowo-bazaltowej oddziela ją strefa nieciągłości Conrada.
PŁASZCZ ZEWNĘTRZNY (GÓRNY)
W górnych partiach składa się z 2 mniejszych jednostek: warstwy perydotytowej i astenosfery. Warstwa perydotytowa jako górna część płaszcza zewnętrznego zbudowana z ciemnych ciężkich skał ultrazasadowych (czarnych perydotytów) występuje do głębokości 250 km poniżej powierzchni terenu w rejonie kontynentów i 120 km w rejonie oceanów. Posiada dużą gęstość 3.3 g/cm3 i ma postać ciała stałego. Warstwa perydotytowa wraz ze skorupą Ziemi tworzy li
tosferę. Wyróżnia się litosferę kontynentalną i litosferę oceaniczną. Astenosfera jest warstwą mało wytrzymałą i posiada stan półplastyczny. Sięga do głębokości maksymalnie do 400 km poniżej powierzchni Ziemi. Chemicznie płaszcz zewnętrzny składa się z chromu, żelaza, krzemu i magnezu stąd nazwa CROFESIMA. Materia skalna osiąga średnią gęstość 4 g/cm³ . Płaszcz zewnętrzny sięga do głębokości 700 km p.p.t.
PŁASZCZ WEWNĘTRZNY (DOLNY)
Sięga do 2900 km p.p.t. Chemicznie składa się głównie z niklu, żelaza, krzemu i magnezu stąd nazwa NIFESIMA. Materia skalna w dolnych partiach osiąga gęstość 6.5 g/cm³ . Pod płaszczem wewnętrznym znajduje się kolejna strefa nieciągłości wnętrza Ziemi - strefa Wiecherta - Gutenberga, która oddziela go od jądra zewnętrznego.
JĄDRO ZEWNĘTRZNE
Znajduje się w stanie ciekłym lub gazowym. Chemicznie składa się z niklu i żelaza stąd nazwa NIFE. Posiada dużą gęstość od 9.9 - 12.0 g/cm³ . Sięga do głębokości 5100 km p.p.t.
JĄDRO WEWNĘTRZNE
Materia posiada postać ciała stałego. Chemicznie składa się z niklu i żelaza (NIFE). Posiada bardzo dużą gęstość od 12.0 - 17.0 g/cm³ . Sięga do środka Ziemi.
JEDNOSTKI MORFOSTRUKTURALNE SKORUPY KONTYNENTALNEJ
3.1.PLATFORMY (KRATONY)
To najstarsze jednostki morfostrukturalne kontynentów uformowane w erach archaiczno-proterozoicznych z płyto zalegającym fundamentem krystalicznym (zbudowanym ze skał magmowych i metamorficznych) stanowiące sztywne elementy kontynentów zwane kratonami. Kratony w późniejszych erach geologicznych nigdy nie podlegały fałdowaniu, jedynie przemieszczaniu, zderzaniu i pękaniu. Na platformach archaiczno-proterozoicznych zalega niedużej miąższości pokrywa osadowa, która jest tutaj mało zaburzona. Takie obszary platform, gdzie występują płasko zalegające i nie zaburzone skały osadowe noszą nazwę płyt. Natomiast miejsca na platformach, gdzie bezpośrednio odsłaniają się na powierzchni skały krystaliczne (warstwy granitowej) noszą nazwę tarcz.
Płyty dzielą się na mniejsze jednostki morfostrukturalne: anteklizy (wyniesienia), syneklizy (obniżenia). Anteklizy to takie miejsca na obszarze płyt, gdzie fundament krystaliczny zalega stosunkowo płytko od 0.5 - 2 km p.p.t. Natomiast syneklizy to takie obszary płyt, gdzie występuje wyraźne obniżenie fundamentu krystalicznego od 2 - 4 km. Do jednostek morfostrukturalnych płyt należy również zaliczyć niecki, które są rozległymi obniżeniami fundamentu krystalicznego otoczone tarczami. Występują przeważnie na kontynentach południowych.
Zarówno na obszarze starych platform archaiczno-proterozoicznych, jak i w obrębie młodych platform paleozoicznych występują jeszcze mniejsze jednostki geologiczne: rowy tektoniczne, ryfty kontynentalne i aulakogeny.
Rowy tektoniczne - to wydłużone obniżenia ograniczone uskokami lub systemami uskoków. Długość rowów tektonicznych waha się od kilkuset do ponad 1000 km, przy niewielkiej szerokości od kilkunastu do kilkudziesięciu kilometrów. W niektórych przypadkach są zaczątkiem powstawania nowych ryftów kontynentalnych (np. strefa Wielkich Rowów Afrykańskich we wschodniej Afryce, czy rowy tektoniczne uskoku San Andreas w Kalifornii).
Ryfty kontynentalne -Prądy konwekcyjne rozciągające w astenosferze doprowadzają do rozerwania litosfery kontynentalnej i utworzenia w tym miejscu ryftu kontynentalnego do którego dostaje się świeża magma. Strefa ryftu kontynentalnego stopniowo ulega poszerzaniu, w miarę jak płyty kontynentalne od siebie się oddalają (np. obszar M. Czerwonego, Zatoki Perskiej i ryft przecinający Islandię.
Aulakogeny To bardzo głębokie rowy tektoniczne o znacznej długości i znacznej szerokości. Osady osiągają tam miąższość do ponad 10 km i zawierają często przewarstwienia skał wulkanicznych. Skały osadowe tam występujące są sfałdowane.
Na obszarze Europy wyróżnia się Platformę Wschodnioeuropejską (Tarcza Bałtycka i Tarcza Ukraińska). W rejonie Azji wyróżnia się Platformę Syberyjską (Tarcza Angarska i Tarcza Ałdańska), Platformę Północnochińską (Tarcza Mandżurska i Tarcza Koreańska), Platformę Południowochińską, Platformę Kaszgarską, Platformę dorzecza rzeki Mekong (Tarcza Wietnamska), Platforma Dekańska (T. Dekańska), Platforma Arabska (T. Arabska).
Pasma górskie powstawały w wyniku poziomego ruchu płyt litosferycznych, które zbliżając się do siebie powodowały fałdowanie osadów i późniejsze ich wydźwignięcie. Wyróżnia się różne typy gór: góry fałdowe, góry zrębowe i góry wulkaniczne.
Góry fałdowe-Formy te są podłużne (nawet do 10 tys. km długości) i wąskie (do kilkuset km szerokości) pasma górskie, które posiadają duże wysokości bezwzględne, charakteryzują się urozmaiconą rzeźbą krajobrazu i występowaniem ciągłych struktur fałdowych (synklinalnych i antyklinalnych). Występują różnego rodzaju łuski i płaszczowiny. Zbudowane są ze skał osadowych i metamorficznych porozdzielanych często intruzjami magmowymi.
Góry fałdowe tworzyły się głównie w geosynklinach, na obszarze stref subdukcji w obrębie, których powstawały rowy oceaniczne. Geosynkliny to dawne rowy oceaniczne. Wyróżnia się trzy etapy powstawania gór fałdowych w geosynklinach:
Etap I - Dno geosynkliny obniża się pod wpływem ciężaru gromadzonych tam osadów i w wyniku ruchu płyty subdukującej.
Etap II - Wskutek nacisku z dwóch stron geosynkliny przez płyty litosferyczne, dochodzi do sfałdowania zgromadzonych tam osadów. Tworzą się w tym czasie struktury fałdowe.
Etap III - W wyniku coraz bliższego podchodzenia płyty subdukującej, sfałdowane wcześniej osady ulegają wydźwignięciu pionowo do góry ponad poziom oceanu i tworzą się fałdowe łańcuchy górskie.
Góry zrębowe -Formy te przeważnie przedstawiają starsze góry fałdowe silnie pocięte uskokami, na obszarze których występują deformacje nieciągłe poprzesuwanych względem siebie bloków skalnych (różnego rodzaju uskoki tektoniczne, zręby i rowy tektoniczne). Charakteryzują się mniejszymi wysokościami bezwzględnymi i mniej urozmaiconą rzeźbą krajobrazu.
Góry wulkaniczne-Formy te są najczęściej pojedynczymi stożkami wulkanicznymi, które rozrastają się wokół krateru. Osiągają nieraz bardzo duże wysokości bezwzględne. Czasem tworzą grupy stożków wulkanicznych.
Szelf kontynentalny Jest to podwodne przedłużenie kontynentów. Szelf stanowi nieznacznie nachyloną od 2˚ powierzchnię ku oceanowi do głębokości 200 - 250 m. Zasięg powierzchniowy jest zróżnicowany od kilku kilometrów u wybrzeży górzystych do kilkuset kilometrów w rejonie płytkich mórz przybrzeżnych, w niektórych rejonach pacyficznych wybrzeży Chile szelf nie występuje a kontynent przechodzi bezpośrednio w stok kontynentalny. Pod szelfem cienieje skorupa kontynentalna.
Stok kontynentalny Jest to stroma krawędź kontynentu sięgająca do głębokości 3 km. Stok kontynentalny jest często pozbawiony osadów ze względu na jego stromość. Przeciętne nachylenie powierzchni waha się od 8 - 15˚. W sytuacjach ekstremalnych nachylenie może osiągać wartość 40˚. W obrębie stoków kontynentalnych występują kaniony podwodne.
Podnóże kontynentalne Forma ta występuje do głębokości 4 km. Podnóże kontynentalne jest łagodniej nachylone i stanowi platformę akumulacyjna, zbudowaną z osadów naniesionych z szelfu.
4. JEDNOSTKI MORFOSTRUKTURALNE SKORUPY OCEANICZNEJ
Baseny mórz marginalnych
Najczęściej kontynenty bezpośrednio graniczą z oceanami i tylko lokalnie oddzielone są od nich basenami mórz marginalnych (czasem nazywane zewnętrznymi) i łukami wysp. W tym przypadku skorupa przejściowa dzieli się na dwie części: skorupę subkontynentalną i skorupę suboceaniczną, które różnią się między sobą budową geologiczną.
SKORUPA SUBKONTYNENTALNA - osiąga miąższość do 25 - 30 km, mniejszą niż skorupa kontynentalna. Zbudowana jest głównie ze skał magmowych, od obojętnych do kwaśnych (andezyty i ryolity).
SKORUPA SUBOCEANICZNA - osiąga miąższość do 11 - 18 km, większą niż skorupa oceaniczna. Występuje tutaj dość znacznej miąższości od 6 - 8 km warstwa osadowa. Występują tutaj skały magmowe, od zasadowych do obojętnych (bazalty toleitowe i andezyty).
Baseny mórz marginalnych ( czasem zwanymi basenami załukowymi) są głębokie (do 4 km głębokości) i czasem dość szerokie (do 2000 km). Przykładem mórz marginalnych jest M. Ochockie, M. Japońskie, M. Żółte, M. Wschodniochińskie i M. Południowochińskie. Nieraz występują baseny przedłukowe.
Łuki wyspowe stanowią zewnętrzną część basenów mórz marginalnych oddzielających ich od oceanów. Dzielą się na dwie części: łuki wyspowe skorupy suboceanicznej i łuki wyspowe skorupy subkontnentalnej.
Łuki wyspowe skorupy suboceanicznej charakteryzują się łagodniejszym wulkanizmem i mniejszymi trzęsieniami ziemi. Procesy wulkaniczne mają tutaj charakter wylewny. W tej strefie jedna płyta oceaniczna podchodzi pod drugą płytę oceaniczną. Tworzą się tutaj wyspy wulkaniczne i osadowe (np.Mariany, Wyspy Palau).
Łuki wyspowe skorupy subkontynentalnej charakteryzują się gwałtownym wulkanizmem i większymi trzęsieniami ziemi. Procesy wulkaniczne mają tutaj charakter eksplozywny. W tej strefie płyta oceaniczna podchodzi pod płytę kontynentalną. Tworzy się tutaj łuk wysp wulkanicznych i osadowych (np. Kuryle, Wyspy Japońskie, Filipiny, Wyspy Indonezji).
Rowy oceaniczne tworzą się w strefach subdukcji, gdy płyta oceaniczna podchodzi pod płytę kontynentalną, lub płyta oceaniczna wskutek szybszego ruchu podchodzi pod inną płytę oceaniczną. Rowy oceaniczne występują po zewnętrznej stronie łuków wyspowych lub przy aktywnych krawędziach obu Ameryk (na lądzie występuje przybrzeżny pas wulkanów).
Rowy oceaniczne to głębokie bruzdy w dnie oceanicznym o V-kształtnym przekroju poprzecznym i dość stromych zboczach. Nachylenie zboczy od strony łuku wyspowego w górnych częściach zwykle wynosi od 4 - 8˚, a w dolnych od 10 - 16˚. Zdarzają się również przypadki, gdzie zbocza rowu mają nachylenie dochodzące do 45˚ (np. Rów Tonga). Od strony oceanu nachylenie jest znacznie mniejsze i wynosi do 5˚. Szerokość rowów dochodzi do 100 km, a długość kilka tysięcy kilometrów.
Baseny oceaniczne Formy te występują za rowem oceanicznym lub w niektórych miejscach bezpośrednio za krawędzią kontynentów. Stanowią właściwe dna oceanów jako płaskie i rozległe równiny. Występują średnio na głębokości od 4 - 6 km. Baseny oceaniczne dzielą się jeszcze na mniejsze jednostki morfostrukturalne: równiny abisalne, wzniesienia abisalne i góry podwodne.
Równiny abisalne występują najczęściej w zewnętrznych częściach basenów oceanicznych i są przykryte grubą warstwą osadów zdeponowanych przez prądy zawiesinowe i przez opadające cząstki z powierzchni wód oceanu. Nachylenie powierzchni dna jest niewielkie i nie przekracza 1 ‰ (1 m/ 1000 m). Równiny abisalne maskują urozmaiconą rzeźbę podłoża bazaltowego.
Wzniesienia abisalne mają charakter kopułowatych pagórków osiągających wysokość względną do 1000 m. Podstawa tych form osiąga średnicę od 1 - 10 km, a nachylenie zboczy waha się w granicach od 1 - 15˚. Wzgórza te występują przeważnie w grupach, najczęściej w strefie przejściowej pomiędzy równinami abisalnymi a grzbietami śródoceanicznymi. Największe ich rozprzestrzenienie występuje na obszarze dna Oceanu Spokojnego.
Góry podwodne to wyniesienia dna oceanicznego o wysokości względnej do ponad 5000 m pochodzenia wulkanicznego. Największe góry podwodne tworzą wyspy wulkaniczne. Z reguły występują w grupach lub są uszeregowane liniowo. Góry podwodne utworzyły się w miejscach, gdzie płyty oceaniczne przemieszczały się nad tzw. plamami gorąca. Plamy gorąca to miejsca na powierzchni litosfery, zarówno na dnie oceanów, jak i na powierzchni kontynentów, gdzie gorąca materia płaszcza wędruje do góry tzw. pióropuszami wywołując procesy wulkaniczne. Przykładem takich wysp wulkanicznych są Hawaje. Wyróżnia się dwie formy gór podwodnych: góry stożkowe i góry stołowe zwane również gujotami.
Gujoty wznoszą się na wysokość 2700 - 3000 m i ich platformy szczytowe występują średnio na głębokości 1300 m p.p.m. Powierzchnia partii szczytowych może być różna, od małych, liczących kilkanaście km² do wielkości podwodnych płaskowyży o powierzchni dochodzącej do 2000 km².
Grzbiety śródoceaniczne stanowią największy system górski na Ziemi pochodzenia wulkanicznego. Łańcuchy tych podmorskich gór wulkanicznych o łącznej długości 80 000 km i szerokości od 1500 - 2000 km przebiegają przez wszystkie oceany, mniej więcej w ich środkowej części. Góry te wznoszą się ponad dna basenów oceanicznych na wysokość 1 - 3 km, niekiedy wystają ponad powierzchnię oceanu w postaci wysp. Powierzchnia szczytowa tych gór znajduje się średnio na głębokości 2500 m p.p.m.
W grzbietach śródoceanicznych wyróżnia się dwie strefy: strefę centralną i strefy zboczowe. Strefa centralna oznacza się ostro zarysowaną rzeźbą górską. Natomiast strefy zboczowe posiadają już łagodniejszą morfologię Strefa centralna składa się z szeregu pasm górskich, oddzielonych od siebie głębokimi dolinami, przebiegającymi równolegle do osi grzbietu. W osi strefy centralnej znajduje się stromościenna dolina ryftowa. W strefie zboczowej występuje stopniowe zmniejszanie się wysokości szczytów i zróżnicowania wysokości względnych. Rzeźba ma charakter pagórkowaty.
Grzbiety asejsmiczne-Liniowe wzniesienia zbudowane ze skał wulkanicznych. Wznoszą się one od 2 - 3 km ponad powierzchnię równin abisalnych. Występują w znacznej odległości od grzbietów śródoceanicznych, czasem mają układ prostopadły do nich i różnią się od nich wielkością oraz brakiem dolin ryftowych, a także łagodniejszą morfologią.
Płaskowyże podwodne-Mikrokontynenty - to formy dna zbudowane ze skorupy kontynentalnej, oddzielone od kontynentów skorupą oceaniczną. Stanowią oderwane fragmenty macierzystych kontynentów w początkowych stadiach ryftingu wskutek spękań skorupy kontynentalnej powstałych podczas zmiany ruchu płyt lub tworzenia się nowych stref spredingu.