Skorupa ziemska

Skorupa to zewnętrzna oraz najbardziej zróżnicowana sfera Ziemi. W porównaniu z pozostałymi sferami jest najchłodniejsza, najcieńsza i najlżejsza. Stanowi jedynie \(1,4\%\) objętości Ziemi i zaledwie \(0,3\%\) jej masy [1]. Jej grubość waha się od kilku kilometrów do ponad 70 km, a gęstość szacowana na jest na 2,7 – 3,1 \(g/cm^3 \)[2], [3]. Powierzchniowe części skorupy ziemskiej mają temperatury dodatnie lub ujemne, rzędu kilku lub kilkunastu, rzadziej kilkudziesięciu stopni Celsjusza. Wyższe temperatury są notowane tylko lokalnie, w obszarach objętych wulkanizmem. Wraz z głębokością temperatura skorupy wzrasta i w zależności od warunków w dolnej części wynosi od 150\(^oC\) do ponad 500\(^oC\)(zob. Ciepło Ziemi  ). Skorupa ziemska, jest zewnętrzną sferą, która jest sztywna i stosunkowo chłodna. Bardzo niewielka jej część jest upłynniona. Materia upłynniona, czyli stop magmowy, występuje lokalnie. Znajduje się w zbiornikach wewnątrzskorupowych. W dolnej części skorupy występują miejsca, zwane ogniskami magmowymi, gdzie dochodzi do powstania magmy (zob.  Rodzaje magmy ).

Skorupę ziemską cechuje duża różnorodność strukturalna, petrograficzna oraz chemiczna. W jej skład wchodzą rozmaite typy skał magmowych, metamorficznych oraz osadowych, które występują w różnych konfiguracjach. W zasadzie obecność skał osadowych, generowanych głównie przez czynniki egzogeniczne, jest cechą swoistą skorupy ziemskiej. Występują one w jej powierzchniowej części. Skład chemiczny skał skorupy jest niejednolity i zmienia się zarówno horyzontalnie, jak i wertykalnie, a rozkład poszczególnych pierwiastków nie jest równomierny. Wynika to z mnogości procesów geologicznych, które formują skały. Podstawowymi pierwiastkami chemicznymi, wchodzącymi w skład skorupy ziemskiej, są tlen, krzem, glin i żelazo ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)   oprac. na podstawie [4]).

Skorupa ziemska, od strony zewnętrznej, kontaktuje z atmosferą lub hydrosferą ziemską, a jej powierzchniowe partie znajdują się pod wpływem tych sfer oraz biosfery. Od wewnątrz skorupa graniczy z płaszczem ziemskim. Strefę graniczną stanowi nieciągłość Mohorovičicia, popularnie nazywana nieciągłością Moho (zob. Geosfery  ), [5], [6], [1]. Ma ona grubość kilkuset metrów. W jej obrębie następuje skokowy wzrost                                                                                prędkości fal sejsmicznych od ok. 7 km/s do powyżej 8 km/s. Położenie Moho uzależnione jest od grubości nadkładu, zatem pod skorupą kontynentalną znajduje się głębiej, a pod skorupą oceaniczną płycej. Skały ze strefy Moho, podścielające skorupę oceaniczną, są składnikami niektórych sekwencji ofiolitowych i dostępne są bezpośrednim analizom ( Rys. 1  ), (zob.  Ofiolity i obdukcja ).

Ze względu na odrębność strukturalną skorupa ziemska dzielona jest na dwa typy ( Rys. 1  ). Jest to:


Skorupa oceaniczna

Skorupa oceaniczna buduje głównie dna oceaniczne, a jej powierzchniowe strefy graniczą z wodami mórz lub oceanów. Może występować na obszarach lądowych, w strefach młodych ryftów. Jest stosunkowo cienka, jej przeciętna miąższość oscyluje pomiędzy 5 km a 8 km  [1], [2], ciężar właściwy wynosi 3,0  \( g/cm^3 \)-3,1  \( g/cm^3 \).

Skorupa oceaniczna generowana jest głównie przez procesy magmatyczne w strefach granicznych płyt litosferycznych, kolejno nadbudowywana jest przez procesy sedymentacyjne. Ma strukturę piętrową [3], [4], dolna część składa się z kompleksu skał magmowych, które nadścielone są kompleksem skał osadowych (zob. Skorupa ziemska ):

Skorupę oceaniczną jednostkowej płyty litosferycznej cechuje gradacyjny przyrost grubości, wieku budujących ją skał oraz pokrywy osadowej. Najmniejsze wartości tych parametrów występują w strefach ryftów oceanicznych. Strefy okołoryftowe zbudowane są ze skorupy oceanicznej cienkiej i młodej, liczącej do kilku tysięcy lat. Kompleks osadowy tutaj nie występuje lub tworzy cienką pokrywę, zbudowaną ze skał luźnych o grubości pojedynczych metrów. Najstarsze skorupy oceaniczne występują w obszarach najbardziej oddalonych od stref ryftowych. Są to skorupy dojrzałe, grubości do około 10 km -12 km, z kompleksami skał osadowych miąższości do ponad 2 km. Kompleksy osadowe składają się ze skał zwięzłych w dolnej części, ku górze przechodzących w skały luźne [5]. Aktualnie najstarsza czynna skorupa oceaniczna na powierzchni Ziemi (pomijając zachowane resztki skorup w sekwencjach ofiolitowych) jest wieku jurajskiego i liczy około 180 mln lat (zob. Przesłanki i dowody aktualne teorii tektoniki płyt ), [6].

Temperatury powierzchniowej części skorupy oceanicznej są dodatnie, najwyższe są w strefach ryftowych oraz w innych strefach objętych wulkanizmem, poza nimi wynoszą zwykle kilka stopni Celsjusza. Wewnątrz skorupy następuje gradacyjny wzrost ciepłoty i w dolnej, przypłaszczowej części skorupy oceanicznej temperatury przekraczają wartości 150 \( ^oC \)-200 \( ^oC \) (zob. Ciepło Ziemi ).


Skorupa kontynentalna

Skorupa kontynentalna buduje kontynenty oraz stanowi podłoże zewnętrznych części zbiorników oceanicznych, zwane szelfem (zob. Skorupa ziemska ), [1]. Od strony zewnętrznej graniczy z atmosferą lub hydrosferą ziemską. Jest wynikową współdziałania złożonych procesów magmowych, osadowych i metamorficznych oraz tektonicznych. W porównaniu do skorupy oceanicznej, charakteryzuje ją mniejszy ciężar właściwy wynoszący 2,7  \( g/cm^3 \) - 2,8  \( g/cm^3 \) oraz w składzie chemicznym większa zawartość krzemionki, a mniejsza zawartość żelaza, magnezu i wapnia [2], jak również wyraźnie zwiększona grubość, przeciętnie wynosząca 35 km - 40 km [3]. Miąższość skorupy kontynentalnej jest zróżnicowana. Maksymalna jej wartość występuje w strefach młodych orogenów [4], [5] (np. Himalajów), gdzie przekracza 70 km.

Skorupa kontynentalna składa się z kompleksu skał magmowych oraz naścielającego go kompleksu skał o różnorodnej genezie [3], [6]. Kompleks magmowy jest dwudzielny. W dolnej części występują skały magmowe ubogie w krzemionkę (obojętne), a w górnej skały ze znaczną ilością krzemionki (kwaśne). Granica pomiędzy nimi jest mniej lub bardziej wyraźna. Nadległy im kompleks wykazuje bardzo wysoką różnorodność litologiczną. Budują go skały osadowe, zwięzłe i luźne, generowane w rozmaitych środowiskach od lądowych, przez płytko- do głębokomorskich; skały metamorficzne, powstałe w wyniku metamorfizmu regionalnego, kontaktowego, szokowego i dynamometamorfizmu oraz skały magmowe głębinowe, żyłowe i wylewne. Grubość tego kompleksu jest zmienna i wynosi do 20 km. Na niektórych obszarach, np. na tarczach (zob. Orogeneza i epejrogeneza - definicje podstawowe ), kompleks osadowy nie występuje lub jest mocno zredukowany. Skały dolnej i środkowej części skorupy kontynentalnej są zmetamorfizowane. W skali lokalnej i regionalnej architektura górnej części skorupy kontynentalnej jest niejednorodna. Składa się z indywidulanych elementów strukturalnych zalegających zgodnie poziomo lub wykazujących różne zaawansowanie form tektoniki ciągłej i nieciągłej. Spektrum wiekowe skał skorupy kontynentalnej obejmuje skały od współczesnych do skał wieku archaicznego, sporadycznie hadeickiego [7], [8].

Temperatura powierzchniowych części skorupy kontynentalnej jest zmienna. W zależności od położenia geograficznego waha się od ujemnej do dodatniej, w wielu rejonach podlega regularnym zmianom sezonowym w cyklu rocznym. W dolnej części skorupa osiąga temperatury 400 \( ^oC \) - 600 \( ^oC \) (zob. Ciepło Ziemi ), które w grubych skorupach wzrastają nawet do około 800 \( ^oC \).


Płaszcz Ziemi

Płaszcz ziemski występuje pomiędzy skorupą ziemską a jądrem ziemskim (zob.  Geosfery  ). W porównaniu do skorupy jest to sfera bardziej ujednolicona. W obrębie płaszcza zachodzi ruch materii w prądach konwekcyjnych, będących podstawowym mechanizmem napędowym dla tektoniki płyt litosferycznych i górotwórczości (zob.  Procesy strefy subdukcji  ), [1], w nim generowanych jest wiele naprężeń uwalnianych podczas trzęsień ziemi (zob.  Rozmieszczenie trzęsień ziemi  ). Selektywne wytapianie skał jego górnej części dostarcza stopów, które migrują w części skorupowe Ziemi (zob.  Rodzaje magmy ).

Płaszcz ziemski stanowi \(68\%\) masy oraz \(84\%\) objętości Ziemi. Jego ciężar właściwy zmienia się od 3,3 \( g/cm^3\) w częściach podskorupowych do 5,5\( g/cm^3\) w częściach nadjądrowych [2], [3]. Temperatura przy górnej granicy wynosi kilkaset stopni Celsjusza, a przy dolnej osiąga około 4000\(^oC\)(zob.  Ciepło Ziemi  ), [4]. Ciśnienie w płaszczu ziemskim wzrasta od kilku kilobarów do około 1400. Wzrost ciśnienia przy jednoczesnym wzroście temperatury zapobiega upłynnieniu materii płaszcza, która znajduje się w stałym stanie skupienia. Wykazuje ona cechy lepkosprężyste, wiec możliwe jest wolne przemieszanie się tej materii. Płaszcz ziemski zbudowany jest z krzemianu magnezu ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ), który w kierunku jądra przyjmuje fazy wysokociśnieniowe [5]. Zawiera niewielkie ilości izotopów promieniotwórczych, które są ważnym źródłem energii wewnętrznej Ziemi [1]. W dolnych częściach płaszcza, w podstawowym budulcu, występują domieszki chromu, niklu, metalicznego żelaza [6].

Dolną granicę płaszcza ziemskiego wyznacza nieciągłość Gutenberga, która znajduje się na głębokości około 2900 km (zob.  Geosfery  ), [7].

Płaszcz ziemski jest dwudzielny, w jego obrębie wyróżnia się dwie strefy:

Pomiędzy nimi występuje warstwa przejściowa o grubości 200 km, której dolna granica wyznacza nieciągłość Golicyna (znaną również jako nieciągłość Repettiego)( Rys. 1  ), [8].

Najbardziej zewnętrzną częścią płaszcza ziemskiego jest warstwa perydotytowa( Rys. 1  ), ( Rys. 2  ). Jest to sfera sztywna, stosunkowo chłodna, o temperaturach do około 1200\(^oC\) - 1300\(^oC\). Zbudowana jest z ultrazasadowych skał magmowych, częściowo zmetamorfizowanych, o typie perydotytu (zob.  Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne  ). Pod oceanami warstwa perydotytowa ma grubość około 100 km. Pod skorupą kontynentalną jest grubsza i jej przeciętna miąższość wynosi do 200 km, a w jej skład, obok perydotytu, wchodzą również skały o typie eklogitu (zob.    ). Od dołu warstwa perydotytowa graniczy z astenosferą.

Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)   oprac. na podstawie [5].

Astenosfera( Rys. 1  ) jest kluczową strefą dla procesów geodynamicznych Ziemi. Odpowiada za korektę izostatyczną oraz ma zasadniczy wpływ na ruch płyt litosferycznych, które poruszają się po jej powierzchni. Warunki ciśnieniowo-temperaturowe panujące w jej obrębie powodują, że ma właściwości lepkosprężyste i jest podatna na odkształcenia (nazwa sfery pochodzi od słowa "uginam się")[10], [7]. Ma zmienną grubość od około 150 km pod oceanami do ponad 250 km pod kontynentami [9]. Jej dolna granica jest w miarę stała, znajduje się na głębokości 350 km - 400 km. Wyznacza ją nieciągłość Golicyna. Na niej następuje wzrost prędkości rozchodzenia się fal sejsmicznych od około 8 \(km/s\) do 9 \(km/s\), co wskazuje, że podległy obszar zbudowany jest z materii o większej gęstości (zob.  Geosfery ).

Płaszcz dolny to sfera stanowiąca ponad \(50\%\) objętości Ziemi, w której ze względu na wysokie ciśnienia, materia utrzymywana jest w stanie stałym. Jest to w miarę jednorodna sfera, gdzie zmiany parametrów fizykochemicznych postępują gradacyjne, za wyjątkiem jej przyjądrowej części, gdzie wydzielana jest warstwa D”( Rys. 1  ), (zob.  Geosfery  ), [5], [1], [11], [12]. Jest to relatywnie cienka warstwa, o zmiennej grubości, od kilkudziesięciu kilometrów do 250 km. Ma złożoną strukturę. W jej obrębie następuje rozszczepienie fal poprzecznych oraz, wewnątrz cienkich stref, istotne obniżanie prędkości fal. Zakłada się, że jest to warstwa zbudowana z wysokociśnieniowego krzemianu magnezu, miejscowo wzbogaconego w żelazo [13], [14].

Granicę pomiędzy płaszczem a jądrem ziemskim stanowi nieciągłość Gutenberga. Na niej obserwowane są zaburzenia w przebiegu fal sejsmicznych. Następuje zanik fal poprzecznych, które nie rozchodzą się w cieczach, oraz skokowy spadek prędkości fal podłużnych, świadczący o wzroście na krótkim dystansie gęstości materii [6], [12].


Jądro Ziemi

Jądro ziemskie, zwane barysferą, stanowi najbardziej wewnętrzną część globu. Ma średnicę około 3480 km. Cechują go najwyższe temperatury, ciśnienia i gęstości w globie [1]. Na granicy z płaszczem notowany jest skokowy wzrost gęstości materii, która w górnej części jądra wynosi około 10 \(g/cm^3\). Głównym składnikiem jądra jest stop żelazowo-niklowy ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)   oprac. na podstawie [2]), [3], [4].

W jądrze ziemskim wyodrębniają się 2 sfery:

Sfery te oddziela nieciągłość Lehmann, która bywa wydzielana jako osobna sfera jądrowa (zob.  Geosfery  ), [5], [6].

Jądro zewnętrzne sięga do głębokości 5150 km, w jego obrębie temperatura rośnie od 2730 \(^oC\) do 4230 \(^oC\)(zob. Ciepło Ziemi  ), a gęstość od 10 \(g/cm^3\) do 12,1 \(g/cm^3\)[1]. Prądy konwekcyjne jądra zewnętrznego indukują prądy elektryczne wytwarzające pole magnetyczne (zob.  Pole magnetyczne Ziemi  ), które w jądrze jest około 50 x silniejsze niż na powierzchni Ziemi [7].

Jądro wewnętrzne to sfera o promieniu około 1220 km [6]. Posiada w miarę jednorodną gęstość, która nieznacznie wzrasta od 12,8 \(g/cm^3\) do ponad 13 \(g/cm^3\) w części centralnej; temperaturę, która szacowana jest na ponad 5100 \(^oC\) - 5400 \(^oC\)(zob.  Ciepło Ziemi  ), [4], [5], oraz warunki ciśnieniowe szacowane na 330 GPa - 360 GPa. Wydzielana jest w nim strefa najbardziej wewnętrzna, będąca rdzeniem jądra wewnętrznego.


Skały

Przedmiotem badań geologicznych są skały. Są to produkty procesów geologicznych, które stanowią budulec Ziemi i innych ciał skalistych Wszechświata.

Środowiska, w których tworzą się skały są bardzo zróżnicowane. Skały powstają w:

Skały tworzą indywidualne ciała o różnej objętości oraz formie przestrzennej. Do skał zalicza się utwory zwięzłe (lite) oraz luźne, wyłączając gleby. Skały są masywne, gdy zajmowana przez nie przestrzeń jest całkowicie wypełniona przez składniki lub porowate, gdy pomiędzy ich składnikami występują wolne przestrzenie. Zmiany wtórne, które zachodzą po procesie generacji skał, doprowadzają do modyfikacji ich cech, w tym transformacji składu chemicznego oraz zmian wewnętrznej budowy.

Ze względu na genezę skały dzielone są na trzy główne grupy [3], [4], [5]:

Spektrum zmienności procesów generatywnych i środowiskowych powoduje, że skały cechuje bardzo duża zmienność, zarówno pod względem chemicznym, jak i budowy wewnętrznej. Aktualnie wyróżnia się około 3000 rodzajów skał. Pomimo tak dużej rozmaitości, tylko około \(3-5\%\) z nich jest powszechnym składnikiem litosfery.

Działem nauk o Ziemi, który zajmuje się genezą, opisem, klasyfikacją oraz charakterystyką skał jest petrologia[3].

Definicja 1: Skały

 obiekty zbudowane z minerałów lub/i substancji mineralnych, które powstały w
wyniku naturalnych procesów geologicznych.


Minerały

Minerały są podstawowymi składnikami skał. Mniejszą rolę odgrywają substancje mineralne.

Minerał ( Rys. 1  A) jest wytworem procesów geologicznych, więc wyklucza się zaliczanie do nich substancji syntetycznych, które tworzone są w laboratoriach (np. sztuczne: diamenty, cyrkonie, kwarce), czy w procesach związanych z działalnością człowieka (np. samozapłon na składowiskach odpadów pogórniczych). Do minerałów jednak zaliczane są substancje krystaliczne, których powstanie związane jest z niezamierzoną działalnością antropogeniczną (np. wykwity w wyrobiskach górniczych)[3]. Minerały są rezultatem procesów naturalnych, powstają jako efekt magmowych, osadowych oraz metamorficznych procesów geologicznych [4]. Minerał powstaje przez krystalizację, która przebiega w określonym środowisku (np. przy określonym pH i Eh) i w określonych warunkach fizyko-chemicznych (temperatura i ciśnienie). Aktualnie szacowana ilość znanych i opisanych minerałów wynosi ok. 4000, a każdego roku opisuje się około 100 nowych minerałów.

Substancja, która jest bliska minerałowi, ale nie spełnia wszystkich kryteriów zakreślonych w definicji, nazywana jest substancją mineralną( Rys. 1  B, C). Specyficzną grupą należącą do substancji mineralnych są tak zwane biominerały, czyli analogi minerałów występujące w skałach, lecz powstałe w organizmach żywych, tj. elementy twarde, głównie szkieletowe i zęby (np. kalcyt w muszlach małży, apatyt w kościach kręgowców). Inną grupą są mineraloidy, czyli formy, które od minerałów różni brak wykształcenia struktury krystalicznej. Do mineraloidiów zaliczane są np. opal, szkliwo wulkaniczne lub szokowe, bursztyn, ozokeryt, asfalt, które są amorficzne (niekrystaliczne).

Skały mają zróżnicowany skład mineralny. Mogą być zbudowane z kryształów tylko jednego minerału, wówczas wyróżniane są skały monomineralne ( Rys. 2  B) - np. składające się z kalcytu wapienie lub marmury. Jednak większość odmian skalnych to skały polimineralne( Rys. 2  A), które składają się z większej ilości minerałów [5], [6].

Pomimo tak wielkiej różnorodności minerałów, tylko niewielka część z nich ma istotne znaczenie i występuje jako powszechny budulec Ziemi. Z ogólnej liczby minerałów ok. 100 jest podstawowym składnikiem skał i nazywane są one minerałami skałotwórczymi. W większości, w ich składzie występują najpowszechniejsze pierwiastki skorupy ziemskiej, do których zaliczane są: tlen, krzem, glin, żelazo, wapń, sód, potas i                                                                                magnez.

Klasyfikacje minerałów bazują na składzie chemicznym oraz na typie budowy wewnętrznej. Według powszechnie stosowanej klasyfikacji Nickela-Strunza ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ) minerały zostały podzielone na 9 głównych klas:

Skład chemiczny oraz wewnętrzna budowa kryształów wpływa na indywidulane parametry minerałów. Zbiór tych cech jest charakterystyczny i swoisty dla większości minerałów skałotwórczych. Identyfikacja tych cech, która w większości przypadków jest możliwa metodami makroskopowymi, pozwala na oznaczanie poszczególnych gatunków minerałów.

Do charakterystycznych cech zaliczane są:

Definicja 1: Minerał

 to substancja, która [1], [2]:

jest związkiem chemicznym zbudowanym z jednego lub wielu pierwiastków,

posiada uporządkowaną strukturę wewnętrzną, czyli jest kryształem (zob.  Budowa wewnętrzna
i postać minerałów  ),

w normalnych warunkach ziemskich występuje w stałym stanie skupienia,

powstała wyłącznie w wyniku procesów naturalnych.


Budowa wewnętrzna i postać minerałów

Minerały występują w formie kryształów, co jest odzwierciedleniem regularności i ładu w ich budowie wewnętrznej na poziomie molekularnym [1].

Kryształ jest formą geometryczną występowania danego minerału, a podstawową jego jednostką jest komórka elementarna( Rys. 1  ,  Rys. 2  A). Jest to najmniejsza, powtarzalna część sieci krystalicznej. Ma kształt równoległościanu, w którym rozmieszczone są cząsteczki, atomy i jony. Każda komórka elementarna ma konkretną strukturę i stałą wielkość.

Zwielokrotnienie jednakowych komórek elementarnych, w 3 prostopadłych osiach przestrzennych, tworzy strukturę nazywaną siecią krystaliczną( Rys. 2  B), która dzięki takiemu układowi jest strukturą symetryczną [2], [3].

Elementami charakteryzującymi pojedynczą komórkę elementarną są długości jej boków (a, b, c) wpisane w układ 3 osi oraz kąty α, β, γ pomiędzy tymi osiami. Jednakowe komórki elementarne wypełniają przestrzeń                                                                                ciała krystalicznego. W przyrodzie występuje 7 różnych typów takich komórek, które definiują układy krystalograficzne( Rys. 3  ), [4], [1], [3], [5], [6].

Wyrazem budowy krystalicznej minerału jest jego postać zewnętrzna, czyli wytworzenie form wielościanów, ograniczonych płaskimi powierzchniami, które liczą odpowiednią ilość ścian, krawędzi i naroży ( Rys. 2  C). Forma ta jest powtarzalna i charakterystyczna dla danego minerału. Osiągana jest przy swobodnym wzroście kryształu. Wyznaczenie elementów zewnętrznych kryształu, czyli ścian, naroży i krawędzi oraz określenie osi symetrii pozwala na przyporządkowanie danego kryształu do właściwego układu krystalograficznego.

Odmiany polimorficzne(odmiany wielopostaciowe) to takie substancje, które mają identyczny skład chemiczny, ale różną strukturę. Każdy minerał będący odmianą polimorficzną ma inną postać krystalograficzną [4], [7], [8]. Przykładem takiej substancji jest związek o wzorze \(Al _2SiO_5\), który tworzy 3 odmiany: kyanit (układ trójskośny), andaluzyt (układ rombowy) i sillimanit (układ rombowy)(zob.  Andaluzyt, kyanit, sillimanit  ) oraz zoisyt i klinozoisyt, będące krzemianami glinowo-wapniowymi (zob.  Minerały z grupy epidotu  ). Każdy z tych minerałów ma inną strukturę, a więc i komórkę elementarną. Zmiany na poziomie struktury, powodują, że te minerały cechuje inny pokrój, kształt kryształów oraz barwa.

Wykształcenie określonej odmiany polimorficznej związane jest z warunkami temperaturowo-ciśnieniowymi panującymi podczas krystalizacji minerału. Odmiany polimorficzne zwykle wyróżniane są jako odrębne minerały np. minerały węglanu wapnia: trygonalny kalcyt i rombowy aragonit lub siarczku żelaza: regularny piryt i rombowy markasyt. Rzadziej traktowane są jako odmiany jednego minerału np. minerały krzemionki \(SiO_2\) występują jako heksagonalny kwarc α i trygonalny kwarc β (zob.  Kwarc  ). Choć w przypadku minerałów z grupy krzemionki występują także inne polimorfozy (np. krystalobalit, trydymit, stiszowit, koezyt).

W obrębie minerałów zachodzą przemiany wiążące się ze zmianą ich struktury, jak i składu chemicznego.

Paramorfoza zachodzi w przypadku przekształcenia tylko struktury wewnętrznej kryształu, przy zachowaniu wyjściowego składu chemicznego oraz postaci zewnętrznej. Termin paramorfoza definiuje zarówno proces, jak i formę, czyli wypełnienie postaci jednego minerału przez inną zastępującą go odmianę polimorficzną. Powszechnie w przyrodzie zachodzą paramorfozy aragonitu w kalcyt oraz kwarcu α w kwarc β (zob.  Kwarc ).

Pseudomorfoza to zastąpienie jednego minerału przez inny, o odmiennym składzie chemicznym (minerał wtórny) przy zachowaniu postaci zewnętrznej pierwotnego minerału ( Rys. 4  ). Nowy minerał posiada inną strukturę wewnętrzną i skład chemiczny, ale formę zewnętrzną dziedziczy po minerale pierwotnym [7]. Generalnie jest to zastąpienie substancji (jej składu chemicznego) z pozostawieniem                                                                                formy. Powszechnymi pseudomorfozami są zastąpienia biominerałów w skamieniałościach, ponadto popularne są pseudomorfozy pirytu (\(FeS_2\)) po goethycie \((FeOOH)\), gipsu (\(CaSO_4×2H_2O\)) po kalcycie (\(CaCO_3\)) czy kalcytu (\(CaCO_3\)) po dolomicie \(CaMg(CO_3)_2\).

Izomorfizm(równopostaciowość) to występowanie takich samych form krystalograficznych oraz postaci zewnętrznej u minerałów o zbliżonym składzie chemicznym [7], [5]. Minerały te mogą tworzyć ze sobą ciągi mieszane (szeregi izomorficzne będące tzw. roztworami stałymi) składające się z form pośrednich, powstających przez sukcesywne podstawianie w sieci krystalicznej określonych składników innymi [4]. Przykładem ciągu minerałów izomorficznych są plagioklazy o skrajnych odmianach: albit (sodowy) i anortyt (wapniowy)(zob.  Skalenie  ), oliwiny o skrajnych odmianach forsteryt (magnezowy oliwin) - fajanit (żelazowy oliwin)(zob.  Oliwiny  ) oraz epidoty i klinozoisyt (zob.  Minerały z grupy epidotu ).

Definicja 1: Kryształ

 ciało stałe, o uporządkowanej strukturze, w którym cząsteczki, atomy oraz jony
występują w ściśle określonym i powtarzalnym położeniu tworząc sieć krystaliczną( Rys. 2  ), [2].


Pokrój minerałów i forma skupień

Definiowany jest przez przyporządkowanie do 4 podstawowych typów geometrycznych ( Rys. 1  ), które uwzględniają wymiary kryształów w 3 wzajemnie prostopadłych kierunkach: wysokości, szerokości i głębokości [1], [2], [3].

Ze względu na istotne zróżnicowanie wymiarów, w obrębie niektórych podstawowych typów pokrojów wydzielane są odmiany. Wraz z rosnącą proporcją parametru wysokości kryształu do pozostałych parametrów, w pokroju słupowym wyróżnia się odmiany: pręcikową, igiełkową i włóknistą. Gdy w pokroju płytkowym parametr wysokości kryształu jest istotnie niższy w stosunku do szerokości i głębokości wydziela się pokroje blaszkowy oraz łuseczkowy. Odmianą pokroju tabliczkowego jest pokrój listewkowy, gdy jeden z wymiarów kryształu istotnie odbiega od pozostałych. Aby sprecyzować i uszczegółowić opis minerałów przy charakterystyce pokrojów stosuje się określenia długo-, krótko- (słupowy), cienko-, grubo- (tabliczkowy).

W skałach krystalicznych tylko część minerałów wykształcona jest w formie prawidłowych kryształów, których morfologia odpowiada wzorcowej ich postaci. Inne minerały w różnym stopniu nawiązują do prawidłowych form, dlatego przy opisach uwzględnia się stopień własnokształtności, czyli stopień automorfizmu (zob.  Struktury skał magmowych  ).

Minerały dążą do wykształcenia samodzielnych i charakterystycznych kryształów dla danego gatunku. W wielu skałach pojedyncze kryształy (osobniki) łączą się ze sobą podczas wzrostu tworząc przerosty lub zbliźniaczenia ( Rys. 2  ), [4]. Zbliźniaczenia występują wówczas, gdy połączenie wzajemne kryształów jest prawidłowe, czyli zgodne z kierunkami krystalograficznymi, w ułożeniu symetrycznym względem płaszczyzny lub prostej [1], [2]. Tworzone są przez osobniki tego samego minerału lub roztworu stałego (izomorfizm); mogą powstawać również w minerałach o podobnej sieci krystalicznej i składzie chemicznym (np. albit z ortoklazem). Zbliźniaczenie może dotyczyć dwóch kryształów (bliźniaki podwójne) lub wielu (bliźniaki wielokrotne)( Rys. 2  ). Powinowactwo do tworzenia zbliźniaczeń jest cechą charakterystyczną części minerałów. Typ zbliźniaczeń u poszczególnych rodzajów minerałów jest włączany w cechy charakterystyczne dla formy i ma znaczenie                                                                                diagnostyczne.

Jeśli połączenie pomiędzy kryształami powstało wzdłuż przypadkowych powierzchni, nie odpowiadającym kierunkom krystalograficznym, powstają zrosty. Zrosty dotyczą połączeń różnych minerałów.

W przyrodzie minerały występują głównie w nagromadzeniach mineralnych, które nazywane są skupieniami minerałów. Pojedyncze, swobodnie wzrosłe kryształy mineralne występują znacznie rzadziej. Skupienia mineralne tworzą się z wielu kryształów jednego rodzaju minerału (skupienia jednorodne) lub różnych minerałów (skupienia niejednorodne). Skupienia te przyjmują rozmaite formy, dla niektórych minerałów są one charakterystyczne i stanowią ważną cechę identyfikacyjną [2].

Bazując na kryterium wielkości, pokroju i ułożenia kryształów wydzielane są różne typy skupień mineralnych. Powszechnie stosowana klasyfikacja oparta jest o formę morfologiczną skupień. Do najczęściej występujących należą [5], [1], [3], [6]:

Definicja 1: Pokrój

ogólny zarys przestrzenny formy (kryształu) minerału.


Cechy optyczne minerałów

Minerały występują w różnym zabarwieniu, które wynika ze stopnia absorpcji lub odbicia przez kryształ minerału widma światła białego. Ze względu na barwę wyróżniane są [1], [2]:

Niektóre z minerałów cechuje anizotropia barwy, czyli zmienność barwy w zależności od kierunku obserwacji, nazywana pleochroizmem, czyli wielobarwnością ( Rys. 3  ), [3], [4], [5], [6]. Zjawisko to występuje u berylu, który wykazuje zabarwienie niebieskie lub zielone w tym samym krysztale lub tanzanitu, który może być purpurowy, niebieski, a nawet fioletowy. Gdy gama wielobarwności nawiązuje kolorystyką do barw tęczowych, wyróżniana jest odmiana pleochroizmu, nazwana iryzacją.

W minerałach silnie pleochroicznych zmiana barwy jest widoczna nawet przy niewielkiej zmianie kąta oświetlenia.

Minerały barwne od zabarwionych można odróżnić za pomocą rysy, czyli barwy sproszkowanego minerału [3]. Rysa biała lub szara jest charakterystyczna dla wszystkich białych oraz achromatycznych, w tym allochromatycznych minerałów [7]. W minerałach chromatycznych rysa może być barwna, jej kolor z reguły pokrywa się z barwą minerału (np. siarka posiada rysę żółtą, azuryt - rysę niebieską, malachit - rysę zieloną), ale znane są również minerały, których rysa ma inne zabarwienie niż barwa makroskopowo widocznego minerału. Takie zjawisko dotyczy pirytu, który jest barwy mosiężnej, a rysa jego jest czarna, czy czarno-szarego hematytu posiadającego rysę bordową.

Cechą niektórych minerałów jest przeźroczystość(transparentność, przezierność), czyli przepuszczanie promieni światła przez kryształ [2]. Zwykle, w minerałach allochromatycznych lub w minerałach achromatycznych, których kryształy posiadają defekty strukturalne lub inkluzje, przepuszczalność ulega ograniczaniu. Dla celów opisowych stosowane są następujące stopnie transparentności: przeźroczysty, półprzezroczysty, przeświecający i nieprzeźroczysty.

Kolejną cechą typową dla minerałów jest połysk, czyli rodzaj odbijania światła od powierzchni kryształu minerału ( Rys. 4  ). Wynika on ze współczynnika obicia światła minerału oraz od jego absorpcji [2]. Przy opisach minerałów określa się siłę połysku stosując 3 klasy (mocny, średni i słaby) oraz jego jakość wyróżniając następujące typy ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ), [3], [7]:

Minerały mogą wykazywać różne typy połysku na zewnętrznych powierzchniach kryształów oraz na wewnętrznych powierzchniach przełamu lub łupliwości. Popularnie występujący w przyrodzie kwarc charakteryzuje połysk szklisty na ścianach kryształu, natomiast tłusty na powierzchniach wewnętrznych. Poszczególne formy tego samego minerału mogą mieć różne połyski. Przykładem takim jest malachit, który w skupieniach zbitych, groniastych jest matowy lub jedwabisty, kiedy jednak występuje w postaci własnokształtnych kryształów wykazuje połysk szklisty.


Właściwości fizyczne minerałów

Jedną z cech diagnostycznych minerałów jest ich twardość, czyli odporność na zarysowanie wywołane przyłożeniem siły zewnętrznej do powierzchni kryształu [1], [2], [3], [4]. Parametr ten określony jest w oparciu przyrównanie do wzorcowych minerałów wskazanych w skali Mohsa( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ). Jest to 10-stopniowa skala, składająca się z sekwencji minerałów o rosnącej twardości.

Identyfikacja twardości odbywa się przez tzw. zarysowanie powierzchni badanego minerału, czyli przeciągnięcie pod naciskiem narożem minerału wzorcowego. Minerały o wyższej twardości będą zarysowywały, czyli nacinały, powierzchnię minerału o niższej twardości, a minerały o niższej twardości będą ulegały sproszkowaniu na powierzchni minerału o wyższej twardości. Minerały o takiej samej twardości będą wzajemnie zarysowywały swoje powierzchnie i uzyskanie takiego efektu jest podstawą do oszacowania twardości. Podaje się ją z dokładnością do pół stopnia. Minerały wzorcowe mogą być zastępowane przez ekwiwalenty [1]. W warunkach terenowych, gdzie wykonanie powyższych czynności z wykorzystaniem standardowej skali Mohsa jest kłopotliwe, twardość minerałów jest szacowana stosując założenie, że minerały twardości 1 i 2 zostaną zarysowane paznokciem, minerały twardości 3 drutem miedzianym (lub monetą miedzianą), minerały o twardości 4 i 5 ulegną zarysowaniu stalą (np. scyzorykiem) oraz szkłem, a minerały o wyższych wartościach będą rysowały szkło.

Ważną cechą diagnostyczną minerałów jest sposób jego podziału na mniejsze części pod wpływem uderzenia.

Liczba kierunków spękań oraz ich przestrzenny układ jest cechą stałą i indywidualną minerałów i nie zależy od kierunku uderzenia. Przy opisie łupliwości uwzględniana jest liczba kierunków spękań, kąt pomiędzy nimi oraz stopień wyrazistości łupliwości, który zwykle określany jest jako doskonały, dobry, wyraźny oraz niewyraźny. W sytuacjach, gdy pod wpływem nacisku następuje niewyraźny podział wzdłuż mniej więcej płaskich powierzchni przebiegający tylko przez część minerału wyróżnia się oddzielność.

Łupliwości nie wykazują mineraloidy oraz niektóre minerały, wówczas taka cecha nazywana jest przełamem.

Ze względu na charakter powierzchni wyróżniane są przełamy: równy, gdy powierzchnie są zbliżone do płaskich oraz nierówny, który może mieć zróżnicowaną fakturę i występuje w odmianach:

Kolejną indywidulaną cechą minerałów jest gęstość[2], czyli stosunek masy do objętości. W minerałach parametr ten jest zróżnicowany i wynosi od 0,9 \(g/cm^3\) dla lodu do 22,5 \(g/cm^3\) dla osmu rodzimego. Za minerały ciężkie uważane są minerały o gęstości równej lub powyżej 2,9 \(g/cm^3\), czyli takie, których gęstość jest wyższa od popularnych minerałów skałotwórczych, tj. kwarc (2,65 \(g/cm^3\)), skalenie (2,56-2,76 \(g/cm^3\)), a za minerały o gęstości niższej lub równej 2,76 \(g/cm^3\) za bardzo lekkie.

Przy opisach cech fizycznych minerałów, poza standardowymi, uwzględnia się również cechy specyficzne. Są to cechy, które występują tylko u niektórych minerałów, najczęściej są to: zapach, smak, kowalność, plastyczność, sprężystość, promieniotwórczość, magnetyzm, przewodnictwo, rozpuszczalność [1], [2], [5].

Definicja 1: Łupliwość

 zjawisko pękania minerału pod wpływem uderzenia wzdłuż tych samych
kierunków na części ograniczone płaskimi powierzchniami ( Rys. 1  A), zwane płaszczyznami
łupliwości[1], [2], [3], [4], [5]. Minerały mogą wykazywać łupliwość w jednym kierunku lub w wielu
kierunkach.

Definicja 2: Przełam

 zjawisko podziału minerału pod wpływem uderzenia wzdłuż przypadkowych i
nierównych powierzchni ( Rys. 1  B), [1], [2], [3].


Założenia teorii tektoniki płyt

Teoria tektoniki płyt opiera się na koncepcji dryfu kontynentalnego, idei przedstawionej przez Alfreda Wegenera na początku XX wieku (zob. Przesłanki i dowody historyczne teorii tektoniki płyt ). Społeczność geologów przyjęła tą teorię kilkadziesiąt lat później, dopiero po rozpoznaniu budowy i genezy dna oceanów, a praca Wegenera została wydana w języku angielskim [1].

Litosfera (zob. Geosfery ), która jest sztywną zewnętrzną powłoką Ziemi, obejmującą skorupę i część górnego płaszcza, jest podzielona na płyty tektoniczne. Pyty te zwane są płytami litosfery  ; używa się też nazwy kry litosfery [2], [3]. Ich grubości wynoszą około 120 km, osiągając maksymalnie 200 km [4], [5], [6].

Wyróżnia się siedem głównych płyt [7], [8], [9], są to płyty ( Rys. 1 ):

oraz szereg mniejszych, z których najbardziej znane są:

W skład głównych płyt Ziemi wchodzi zarówno skorupa kontynentalna (zob. Skorupa kontynentalna ), jak i skorupa oceaniczna (zob. Skorupa oceaniczna ). Przykładowo, w skład płyty eurazjatyckiej wchodzi większa część kontynentu eurazjatyckiego, jak też przyległe fragmenty oceanów, w tym Oceanu Atlantyckiego pomiędzy Europą a grzbietem śródatlantyckim; płyta afrykańska obejmuje kontynent i części dna Oceanu Atlantyckiego i Indyjskiego. Często spotykanym błędem jest używanie terminu płyta oceaniczna dla oceanu Atlantyckiego, Indyjskiego, czy większości Pacyfiku (w skład płyty pacyficznej wchodzi skorupa oceaniczna Pacyfiku, ale również fragment skorupy kontynentalnej Ameryki Północnej). Nie należy również używać terminu płyta kontynentalna w odniesieniu do Eurazji, Afryki, czy obu Ameryk. Płyty litosfery poruszają się, ponieważ litosfera Ziemi ma większą wytrzymałość mechaniczną niż znajdująca się pod nią astenosfera (zob. Geosfery ). Prędkość tego ruchu waha się do ponad 170 mm rocznie. Granice płyt litosfery charakteryzują się występowaniem trzęsień ziemi, aktywnością wulkaniczną, górotwórczą oraz występowaniem ryftów i rowów oceanicznych [4], [10]. Względny ruch płyt określa typ granicy i wyróżnia się:

Na Rys. 2 zaznaczono następujące elementy tektoniczne: 1-Astenosfera; 2-Litosfera; 3-Plama gorąca; 4-Skorupa oceaniczna; 5-Subdukująca płyta; 6-Skorupa kontynentalna; 7-Dolina ryftowa (młoda granica płyt); 8-Zbieżna granica płyt; 9-Rozbieżna granica płyt; 10-Uskok transformujący; 11-Wulkan tarczowy; 12-Grzbiet śródoceaniczny; 13-Zbieżna granica płyt; 14-Stratowulkan; 15-Łuk wyspowy; 16-Płyta litosfery; 17-Astenosfera; 18-Rów oceaniczny (element zbieżnej granicy płyt).


Przesłanki i dowody historyczne teorii tektoniki płyt

Teoria tektoniki płyt opiera się na idei dryfu kontynentalnego, zaproponowanej ponad 100 lat temu przez wybitnego uczonego niemieckiego Alfreda Wegenera. Model Wegenera [1] zakładał ruch kontynentów i istnienie 300 mln lat temu (w karbonie) superkontynentu Pangea. Superkontynent ten rozpadł się, w wyniku czego powstawały nowe kontynenty prowadząc do współczesnej konfiguracji litosfery Ziemi.  Rys. 1   przedstawia Pangeę wg współczesnych poglądów [2]. Południowa część Pangei to Gondwana, zaś północna to Laurazja. Na tle zasięgu superkontynentu kolorem niebieskim zaznaczono zarysy współczesnych kontynentów. Krzyżyki na mapie to przecięcia linii współczesnej długości i szerokości geograficznej rozmieszczone co 5\(^o\). Umożliwia to czytelnikowi zlokalizowanie obiektu przedstawionego na mapie (zob.  Modele ruchu płyt litosferycznych ).

Najważniejszymi dowodami Wegenera na dryft kontynentów były:

Podobieństwo w przebiegu pewnych odcinków linii brzegowych we współczesnych kontynentach było jednym z koronnych dowodów Wegenera. Zbieżność przebiegu linii brzegowych (zwana przystawaniem) szczególnie widoczna jest wzdłuż wschodniej granicy Ameryki Południowej i zachodniej Afryki ( Rys. 2  A). Podobieństwo zaznacza się tylko w ogólnym zarysie linii brzegowej. Nie jest ono całkiem dokładne, gdyż zmiany, które nastąpiły po rozpadzie superkontynentu przemodelowały strefy brzegowe [3]. Przykładem struktur geologicznych, pierwotnie jednolitych a rozerwanych w wyniku procesów geotektonicznych, są kaledonidy ( Rys. 2  B). Znajdują się obecnie po przeciwnych stronach oceanu w strefach brzegowych różnych kontynentów. Część ich znajduje się w Norwegii, w płycie eurazjatyckiej, a część na Grenlandii, w                                                                                płycie północnoamerykańskiej. Góry te powstały w paleozoiku w wyniku orogenezy kaledońskiej [4].

Badania paleontologiczne wskazują na występowanie tych samych taksonów zwierząt i roślin lądowych na różnych kontynentach. Obszary tego występowania są obecnie znacznie oddalone od siebie i rozdzielone przez obszary oceaniczne. Najczęściej przytaczanymi przykładami są zasięgi gadów z rodzajów Cygognathus, Listrosaurus i Mesosurus oraz drzewiastej paproci Glossopteris ( Rys. 3  A). Skamieniałości te są dowodem na obecność organizmów na obszarach należących współcześnie do Ameryki Południowej, Afryki, Antarktydy i Australii, a więc na kontynentach wchodzących niegdyś w skład Gondwany [5].

Badania paleoklimatyczne zajmują się odtworzeniem warunków i zmian klimatycznych w przeszłych epokach geologicznych. Przy badaniach paleozlodowaceń, a zwłaszcza przy ustaleniach granic lądolodów, wykorzystuje się kopalne moreny zwane tillitami. Tillity posłużyły do określenia zasięgu lądolodu Gondwany, który w późnym paleozoiku pokrył obszary południowej części superkontynentu ( Rys. 3  B). Współcześnie tyllity gondwańskie znajdują się na odrębnych kontynentach, między innymi występują na znacznych obszarach w Ameryce Południowej i Afryce, w rejonach które występują w tropikalnej strefie klimatycznej. W późnym paleozoiku obszary te położone były blisko bieguna południowego [6], [2].


Przesłanki i dowody aktualne teorii tektoniki płyt

Model dryfu kontynentalnego, zaproponowany przez Alfreda Wegenera (zob. Przesłanki i dowody historyczne teorii tektoniki płyt ) [1], spotkał się z krytyką ze strony konserwatywnych geologów [2], którzy zakładali, że kontynenty nie zmieniają swego położenia. Nowe dowody potwierdzające słuszność  modelu Wegenera  pojawiły się w połowie XX wieku. Były to:

Jedne z pierwszych dowodów, które wykorzystano dla wsparcia teorii ruchu płyt litosferycznych, pochodziły z badań paleomagnetyzmu i określenia wieku skał skorupy oceanicznej. Skorupa oceaniczna sukcesywnie tworzy się w strefach grzbietów śródoceanicznych, znajdujących się w centralnych częściach oceanów. Następuje to na skutek dopływu lawy bazaltowej z wnętrza Ziemi. Skorupa oceaniczna zbudowana jest z sukcesji skał od współczesnych do jurajskich, przy czym skały najmłodsze budują dna oceaniczne stref grzbietowych (zwykle centralną część dna oceanicznego), natomiast najstarsze skały tworzą strefy peryferyczne ( Rys. 1 ). Sekwencja skał wulkanicznych układa się w formie pasów w uporządkowaniu mniej więcej równoległym wzdłuż grzbietów oceanicznych, a jej obraz symetrycznie przystaje po obu stronach grzbietu. Dna współczesnych oceanów formowały się przez mezozoik (od około 200 mln lat w przypadku Pacyfiku i  170 mln lat  w przypadku Atlantyku) i kenozoik [3], [4].

Bieguny magnetyczne co pewien czas zmieniają swoje położenie na odwrotne (zob. Pole magnetyczne Ziemi ). Układ odwrotny nazywany jest magnetyczną rewersją biegunową. Odwrócenia te widoczne są  w skałach różnego wieku, zostały zaobserwowane zarówno w skałach wulkanicznych lądowych, w intruzjach magmowych, jak i w bazaltowych skałach wulkanicznych, które budują dna oceanów [5], [6]. W Polsce można odwrócenie to zaobserwować w intruzji andezytowej na Górze Wżar w Gorcach [7]. Lawa  podczas krystalizacji zapisuje aktualny zapis pola magnetycznego ( Rys. 2 ), [8], [9], [10]. Symetryczne pasy bazaltowe oceanów rejestrują normalne i odwrócone pole magnetyczne, układając się symetrycznie wzdłuż grzbietów oraz wykazując bezpośrednią korelację z rozkładem wiekowym skał den oceanicznych ( Rys. 1 ), [4].

Pod koniec lat 50. i na początku lat 60. ubiegłego wieku rozrost oceanów był dobrze udokumentowany, natomiast dowody wskazujące na ich konsumpcję wydawały się trochę słabsze. Skłaniało to niektórych badaczy do stworzenia modelu, zwanego modelem ekspansji Ziemi, zakładającego nieustanny rozrost oceanów, przy braku ich zamykania. Hipoteza ta zakłada sukcesywne zwiększanie się promienia Ziemi przez rozrost oceanów [11], [12] . Została ona podważona przez interpretację obserwacji bezpośredniego ruchu płyt litosfery. Dane dostarczone  przez sieć radioteleskopów, a przetwarzane z użyciem międzykontynentalnej interferometrii VLBI (ang.  Very Long Baseline Interferometry), umożliwiły między innymi zmierzenie zbieżnego ruchu Azji i Ameryki względem siebie [13], [14]. Ruch tych kontynentów powoduje  zamykanie się Oceanu Spokojnego. Utworzenie sieci satelitów obiegających Ziemię i powstanie systemu GPS (NAVISTAR Global Positioning System) dało możliwość precyzyjnego pomiaru ruchu płyt litosfery. Stacjonarne odbiorniki GPS poruszając się wraz z płytą zmieniały swoje położenie określane przez długość i szerokość geograficzną, a zarejestrowane w ciągu szeregu lat dane pozwoliły na określenie trasy i prędkości poruszania się płyt tektonicznych [15]. Powstanie sieci nowoczesnych instrumentów sejsmicznych, takich jak sejsmografy, pozwoliły na geofizyczne odwzorowanie stref subdukcji, czyli obszarów, gdzie następuje zamykanie się oceanów. Strefy trzęsień ziemi, nachylone 40-60 \( ^o \) w stosunku do poziomu, sięgają do około 700 km w głąb Ziemi (zob. Związek trzęsień ziemi z tektoniką płyt ). Znane są one jako strefy Wadatiego-Benioffa lub strefy Benioffa [16]. Opowiadają one strefom subdukcji (zob. Procesy strefy subdukcji ), gdzie odbywa się zanurzanie się skorupy oceanicznej w płaszczu ziemskim ( Rys. 3 ).

Tomografia sejsmiczna, czyli prześwietlanie wnętrz Ziemi za pomocą pomiarów anomalii prędkości fal sejsmicznych (zob. Fale sejsmiczne ) obrazuje głębokie zanurzanie się płyt litosfery w płaszczu Ziemi, między innymi przypuszczalną subdukcję pacyficznej płyty Farallon pod kontynentem amerykańskim ( Rys. 4 ), [17].

Warto tu wspomnieć, że naukowe podstawy tomografii sejsmicznej zostały stworzone przez Adama Mariana Dziewońskiego, który obronił pracę doktorską w Akademii Górniczo-Hutniczej. Teoria tektoniki płyt lepiej tłumaczyła powstawanie orogenów kolizyjnych (zob. Orogeny kolizyjne ) niż poprzednio obowiązująca teoria geosynklin [18], [19], która zakładała istnienie podłużnych zagłębień w skorupie Ziemi.  Geosynkliny gromadziły osady, które następnie były zgniatane i podnoszone tworząc góry. Elementy  teorii geosynklin zostały włączone do teorii tektoniki płyt  [20].


Granice dywergentne

Na lądzie podstawowym elementem na dywergentnych granicach płyt litosferycznych (zob. Założenia teorii tektoniki płyt ) jest dolina ryftowa. Jest to obniżony, ułożony linearnie obszar pomiędzy wyżynami lub pasmami górskimi, który powstaje w wyniku ekstensyjnego rozerwania kontynentalnej płyty litosfery (zob. Geneza ryftu ), [1], [2].

W oceanach, granice dywergentne wyznaczają grzbiety śródoceaniczne oceanów Atlantyckiego, Indyjskiego i Spokojnego (zob. Architektura i procesy strefy rozrostu oceanicznego ). Granica dywergentna znajduje się również w centralnej części  Morza Czerwonego i Zatoki Adeńskiej ( Rys. 3 ), [8].


Geneza ryftu

Powstanie ryftu jest zapoczątkowane termicznym wznoszeniem się materii płaszcza Ziemi (zob.  Płaszcz Ziemi ) pod kontynentem [1], [2], [3], które powoduje podnoszenie skorupy kontynentalnej, jej osłabienie i pękanie w centrum podniesienia. W kolejnym etapie tworzy się system normalnych uskoków, a w wyniku rozciągania tej strefy powstaje rów tektoniczny, czyli ryft kontynentalny. Oś tego ryftu, do której rozpoczyna się napływ law bazaltowych, ulega obniżeniu i znajduje się poniżej ramion ryftu ( Rys. 1 ).

Wulkanizm często występuje na ramionach ryftu. Obecnie na obrzeżach wielkiego ryftu afrykańskiego występują liczne wulkany (zob.  Rozmieszczenie wulkanów  ), do których zalicza się najwyższy szczyt Afryki - Kilimandżaro (5895 m n.p.m.)( Rys. 2  ), [4].

Jeżeli inicjacja ryftu związana jest z pióropuszem płaszcza (zob.  Pióropusze płaszcza i plamy gorąca  ), mogą utworzyć się rozległe wylewy bazaltowe (zob.  Skały obojętne  ). Wylewy tego rodzaju, związane z wielkim ryftem afrykańskim (zob.  Granice dywergentne  ), tworzą góry i wyżyny Etiopii [5], między innymi góry Semien.

Efektem rozwoju ryftu jest również trójzłącze Afar [6], w którym spotykają się 3 płyty tektoniczne: afrykańska (nubijska), arabska i somalijska. Od trójzłącza odchodzą 3 ramiona: Morze Czerwone, wielki ryft afrykański i Zatoka Adeńska ( Rys. 3  ).

Ryft może przekształcić się w młody ocean, a następnie w ocean dojrzały. Przez pęknięcie skorupy kontynentalnej w centrum ryftu przedostaje się magma, tworząc nową skorupę oceaniczną (zob.  Architektura i procesy strefy rozrostu oceanicznego  ). Ocean rozrasta się, a w czasie jego rozwoju powstają pasy charakteryzujące się normalną i odwróconą anomalią magnetyczną ( Rys. 4  ), (zob.  Przesłanki i dowody aktualne teorii tektoniki płyt  ), [7].

Jeżeli ryft przestaje być aktywny, zamienia się w aulakogen[8], [7]. Uskoki w obrębie aulakogenu zostają przykryte nowymi osadami.


Architektura i procesy strefy rozrostu oceanicznego

Nowa skorupa oceaniczna powstaje na dywergentnej (rozbieżnej) granicy płyt litosfery (zob. Założenia teorii tektoniki płyt ), w miejscu gdzie znajduje się grzbiet śródoceaniczny oznaczany skrótem MOR (ang. Mid Oceanic Ridge)  [1], [2], [3], [4]. Grzbiet ten wznosi się około dwóch kilometrów nad względnie płaskim dnem oceanicznym, zwanym równią abysalną [5]. Głębokość najwyższej części grzbietu śródoceanicznego jest różna, od kilkuset metrów do ponad 2 km. Pewnym przybliżeniem jest to, że głębokość ta jest proporcjonalna do pierwiastka kwadratowego wieku dna morskiego. Centralną część grzbietu śródoceanicznego stanowi dolina ryftowa, podstawowy element dywergentnych granic płyt litosferycznych. Pod nią wznosi się strumień magmy, który jest pochodną i kontynuacją procesu wznoszenia materii płaszczowej z czasów oddzielania się płyt litosfery ( Rys. 1 ). Stop bazaltowy wylewa się na powierzchnię dna tworząc nową skorupę oceaniczną [6], [7].

Skrystalizowana lawa tworzy nową skorupę oznaczaną skrótem  MORB (ang. Mid Oceanic Ridge Bazalt) [8], która składa się z bazaltu toleitycznego. Jest to skała charakterystyczna o określonych cechach i składzie chemicznym. Doświadczony petrolog potrafi odróżnić bazalt MORB od  bazaltów powstałych w innych warunkach, np. w czasie wylewów law wulkanicznych na kontynentach (zob. Skały obojętne ). Charakterystyczna jest też forma skał bazaltowych, gdyż krzepnięcie w warunkach podwodnych powoduje wykształcenie law poduszkowych ( Rys. 2, Rys. 3A), (zob. Lawa ). Skorupa oceaniczna jest nadbudowywana dodatkowo przez intruzje magmowe. Powstają one przez iniekcje magmy w szczeliny wcześniej powstałych skał bazaltowych, przez co tworzy się charakterystyczny system dajek pakietowych (ang. sheeted dikes) ( Rys. 2, Rys. 3B), [5].

Systemy hydrotermalne związane z ciepłem magmowym i wulkanicznym są powszechną cechą grzbietów śródoceanicznych [9], [10]. Obejmują one:

W obu przypadkach zimna, gęsta woda przenika skały magmowe dna morskiego, zostaje podgrzewana w strefach o podwyższonej temperaturze, a następnie wydobywa się  na zewnątrz. W miejscach wypływu wód hydrotermalnych tworzą się  kominy hydrotermalne (ang. smokers), które powstają przez strącenie pewnych związków chemicznych z gorących roztworów w kontakcie z chłodną wodą oceaniczną. W zależności od składu chemicznego wypływających wód wyróżnia się kominy czarne (ang. black smokers), którymi  wypływają ciemno zabarwione siarczkami wody oraz kominy białe (ang. white smokers), które wyrzucają jasne i chłodniejsze wody. Kominy czarne położone są wzdłuż strefy wulkanicznej, natomiast białe, w pewnym oddaleniu od niej, tuż za pasem kominów czarnych. Źródłem ciepła dla aktywnych kominów jest nowo utworzony, stygnący bazalt, a dla kominów o najwyższej temperaturze komora magmowa. Ciepło dla kominów pasywnych pobierane jest ze schładzania starszych bazaltów. Całkowite ochłodzenie bazaltów w skorupie oceanicznej zajmuje miliony lat. Woda hydrotermalna zawiera rozpuszczone składniki mineralne, dlatego też w okolicach kominów tworzą się złoża mineralne, zwłaszcza siarczkowe ( Rys. 4 ), [11].


Typy granic konwergentnych

Granice konwergentne (zbieżne) płyt litosfery występują tam, gdzie płyty przesuwają się w przeciwnych kierunkach i wzajemnie na siebie oddziałują [1], [2], [3]. Kierunek ruchu płyt został przedstawiony w postaci strzałek na  Rys. 1  . Granice te charakteryzują się aktywnością tektoniczną, wulkaniczną i trzęsieniami ziemi (zob.  Założenia teorii tektoniki płyt  ).

Wyróżnia się następujące typy granic konwergentnych [4]:

Granice ocean-ocean[5], [6], [7] i ocean-kontynent[8], [9], charakteryzują się występowaniem stref subdukcji, co znaczy że jedna płyta jest subdukowana, czyli zanurza się pod drugą (zob.  Procesy strefy subdukcji  ).

Obecnie, większość stref subdukcji rozmieszczona jest wokół Pacyfiku tworząc tak zwany pacyficzny pierścień ognia [10]. Subdukcje występują również na południowy-zachód i południe od Azji Południowowschodniej, w rejonie Morza Śródziemnego, Morza Scotia i Małych Antyli na Atlantyku [11].

Granica kontynent-kontynent[12], [13], [14], powstaje w wyniku kolizji kontynentalnej [15]. Ma miejsce, gdy graniczą ze sobą 2 elementy zbudowane z litosfery kontynentalnej. Kolizja ta jest kontynuacją procesu subdukcji litosfery oceanicznej pod litosferę kontynentalną. Zachodzi gdy w peryferycznych częściach płyty subdukującej następuje przejście litosfery oceanicznej w litosferę kontynentalną. Wówczas po konsumpcji litosfery oceanicznej tej płyty następuje kolizja 2 elementów tektonicznych zbudowanych z litosfery kontynentalnej, a jeden z tych elementów podsuwa się pod drugi. Rys. 1   przedstawia najważniejsze granice konwergentne. Strzałkami zaznaczono ruch niektórych płyt, które oddziałują na siebie przesuwając się w przeciwnych kierunkach. Zaznaczona jest konwergencja płyty filipińskiej i płyty pacyficznej, płyty południowoamerykańskiej i płyty Nazca, płyty kokosowej i płyty północnoamerykańskiej oraz płyty antarktycznej i płyty euroazjatyckiej.


Procesy strefy subdukcji

Subdukcja, która zachodzi na granicach konwergentnych (zob.  Założenia teorii tektoniki płyt   oraz  Typy granic konwergentnych  ), jest procesem w którym litosfera oceaniczna zanurza się w płaszczu Ziemi (zob. Płaszcz Ziemi  ), [1], [2], [3].  Rys. 1   przedstawia schematycznie mechanizm subdukcji i przyczyny jej powstawania.

Litosfera oceaniczna powstaje w strefie akrecji (zob.  Skorupa oceaniczna  ). W momencie powstania jest gorąca. W miarę tworzenia się nowej skorupy, starsza oddala się od strefy akrecji i ochładza się. Jej ruch jest spowodowany przez nacisk mas skalnych grzbietu oceanicznego, który jest wyniesiony znacznie ponad dno oceaniczne równi abysalnej (zob.  Architektura i procesy strefy rozrostu oceanicznego  ), [4], [5] oraz przez wleczenie przez konwekcję w płaszczu Ziemi. W płaszczu występuje ruch materii, który generowany jest przez gradient temperaturowy (zob.  Ciepło Ziemi  ). W strefach przyjądrowych materia jest podgrzewana, przez co unosi się ku górze do stref podskorupowych. Kolejno ulega ochłodzeniu, co powoduje jej opadanie. Taki ruch odbywa się strumieniowo, w obiegu zamkniętym. W jego wyniku tworzą się komórki konwekcyjne [6]. Istnienie komórek, obejmujących cały płaszcz Ziemi, zostało potwierdzone przez tomografię sejsmiczną (zob.  Mechanizm kolizji  ), [7], [8]. Ochłodzona, gęsta litosfera oceaniczna zanurza się pod płytę górną w strefie subdukcji, ciągnąc za sobą całą płytę dolną [9].

Rys. 2   przedstawia rozwój subdukcji. Tego rodzaju ewolucja ma miejsce na zachodnim Oceanie Spokojnym [10], [11]. Subdukcja rozpoczyna się pęknięciem skorupy oceanicznej ( Rys. 2  B), [12], [13]. Następuje zróżnicowanie na płytę dolną i górną ( Rys. 2  B) i płyta dolna zaczyna podchodzić pod płytę górną. W miejscu zanurzania płyty tworzy się morfologiczne zagłębienie, zwane rowem oceanicznym. Rozpoczynają się procesy topnienia materii płaszcza ponad pogrążaną płytą dolną. Duże znaczenie dla przebiegu tego procesu ma woda, która w strefie pogrążania płyty dostaje się do stref płaszczowych i wpływa na obniżenie temperatury topnienia materiału. Powstała magma unosi się tworząc łuk wulkaniczny ( Rys. 2  C), który wyodrębnia obszar załukowy (zob. Architektura strefy subdukcji  ). Na tym obszarze może powstać nowa strefa akrecji ( Rys. 2 (2) D).


Architektura strefy subdukcji

Rys. 1, Rys. 2, Rys. 3 przedstawiają schematycznie architekturę strefy subdukcji [1]. Podstawowe jej elementy to:

Część przysubdukcyjna płyty górnej ma charakter orogeniczny (tzw. orogen bezkolizyjny), gdzie skały są silnie zdeformowane. Strefa ta jest silnie wypiętrzona. W przypadku Andów wysokość przekracza znacznie 6 km. Strefa oddalona od subdukcji jest znacznie niższa (zob. Orogeny bezkolizyjne ).

W subdukcji typu japońskiego ( Rys. 2 ), [7], [8], w skład płyty górnej wchodzi zarówno litosfera kontynentalna, jak i litosfera oceaniczna. Strefa bliżej subdukcji w przypadku Japonii jest reprezentowana przez oderwany fragment kontynentu ze znaczną ilością skał wulkanicznych. Strefa oddalona od subdukcji zbudowana jest wyłącznie z litosfery oceanicznej. W subdukcji typu mariańskiego ( Rys. 3 ), [9] mamy do czynienia z konwergencją ocean-ocean. W skład płyty górnej wchodzi litosfera oceaniczna oraz skały wulkaniczne morskiego łuku wyspowego.

Obszar przedłukowy (ang. forearc) znajduje się u czoła płyty górnej [10]. W jego skład wchodzą:

Rowy oceaniczne to najgłębsze, wąskie i długie topograficzne zagłębienia dna oceanu, współcześnie osiągające maksymalną głębokość 11 034 m p.p.m. w Rowie Mariańskim (mariański typ subdukcji). Na ogół rowy oceaniczne są 3-6 km głębsze od równi abysalnych, od których są oddzielone niewielkim podniesieniem zewnętrznym [11]. Pryzma akrecyjna jest strukturą zawierającą bogaty inwentarz utworów pochodzących zarówno ze zdarcia z płyty dolnej, jak i z płyty górnej [12]. Z płyty dolnej pochodzą głębokomorskie osady, rzadziej fragmenty skorupy oceanicznej ( Rys. 4A). Z płyty górnej pochodzą osady z jej erozji, przenoszone do rowu osuwiskami podmorskimi, spływami i prądami zawiesinowymi. Miąższość utworów pryzmy jest różna, od nieznacznej (mówimy wtedy o braku pryzmy) w subdukcji typu mariańskiego do kilkukilometrowej w subdukcji typu andyjskiego. Pryzmę budują ponasuwane na siebie łuski. Oddzielona jest od płyty dolnej nasunięciem, zwanym głównym odkłuciem [13]. W Karpatach pojęciem pryzmy określa się cały materiał nasunięty na płytę europejską, w tym miąższe  kompleksy fliszowe ( Rys. 4B), [14].

Basen przedłukowy znajduje się pomiędzy pryzmą akrecyjną, a łukiem wulkanicznym (zob. Baseny sedymentacyjne a tektonika płyt ). Gromadzi osady z erodowanego łuku, czyli materiał wulkanoklastyczny, a w przypadku subdukcji typu andyjskiego i japońskiego, materiał pochodzący z erodowanej skorupy kontynentalnej, przenoszony, podobnie jak w przypadku pryzmy akrecyjnej osuwiskami podmorskimi, spływami i prądami zawiesinowymi. Znajdują się w nim również osady hemipelagiczne. W odróżnieniu od pryzmy akrecyjnej, osady te są słabo zdeformowane [15]. Łuk wulkaniczny  [3], [1], [16] to morfologiczne wyniesienie płyty górnej. W większości wypadków jest on, co podkreśla nazwa, związany z występowaniem wulkanizmu. W subdukcji typu mariańskiego, jest to łuk wysp zbudowanych w całości z materiału wulkanicznego pochodzącego z przetopionej litosfery oceanicznej i płaszcza. W przypadku subdukcji typu japońskiego, łuk wysp zbudowany jest z mieszaniny skorupy kontynentalnej i materiału wulkanicznego. Materiał ten pochodzi z przetopionej litosfery oceanicznej i płaszcza, epizodycznie wznosząca się magma jest zmieszana również z materiałem pochodzącym ze skorupy kontynentalnej. W subdukcji typu andyjskiego, część łuku może być pozbawiona wulkanów. Jeżeli wulkany występują, zbudowane są z materiału pochodzącego z  przetopionej litosfery, zmieszanego z materiałem pochodzącym ze skorupy kontynentalnej. Obszar załukowy (marginalny) tworzy się na płycie górnej za łukiem wulkanicznym [17], [18]. W subdukcji typu andyjskiego jest to obniżenie kontynentalnej płyty górnej. W przypadku subdukcji typu mariańskiego tworzy się basen załukowy, którego podłożem jest skorupa oceaniczna. W subdukcji typu japońskiego tworzy się basen załukowy (zob. Baseny sedymentacyjne a tektonika płyt ) z nową strefą akrecji ( Rys. 2 ). Basen tego typu często rozwija się w pełen ocean, na przykład mezozoiczny ocean Tetydy [19].


Granice transformujące

Granica transformująca jest granicą płyt litosfery i występuje tam, gdzie płyty  przesuwają się względem siebie w poziomie, wzdłuż uskoku transformującego (zob. Założenia teorii tektoniki płyt  ), [1], [2], [3]. Uskok transformujący jest rodzajem uskoku przesuwczego, aczkolwiek nie każdy uskok przesuwczy jest uskokiem transformującym. Uskoki transformujące najczęściej występują na dnach oceanicznych, przecinają i przesuwają osie grzbietów śródoceanicznych. Są one sprzężone z pęknięciami skorupy oceanicznej [4]. Pęknięcia te reprezentują poprzednio aktywne uskoki transformujące. Można je śledzić przez setki kilometrów jako wzniesione grzbiety na dnie oceanu ( Rys. 1 ).

Rys. 2 przedstawia fragment środkowego Atlantyku w strefie granicy pomiędzy płytą afrykańską a płytą południowoamerykańską. Granicę płyt wyznacza tu Grzbiet  Śródatlantycki (granica dywergentna, czyli rozbieżna), (zob. Granice dywergentne ), jak również uskoki transformujące (granica transformująca). Uskoki przesuwają fragmenty Grzbietu Śródatlantyckiego, a na ich przedłużeniu występują rozległe pęknięcia skorupy oceanicznej.

Uskoki transformujące  mogą być również sprzężone z granicami konwergentnymi (zob. Typy granic konwergentnych ). Przykładem takiego sprzężenia jest płyta karaibska [5]. Płyta ta graniczy od północy i wschodu z płytą północnoamerykańską, od południa z płytą południowoamerykańską. Północna granica tej płyty to lewoskrętny uskok transformujący. Uskok ten kończy się dochodząc do strefy subdukcji płyty północnoamerykańskiej pod wulkaniczny łuk wyspowy Małych Antyli. Podobnie kończy się prawoskrętny uskok transformujący  stanowiący południową granicę płyty karaibskiej ( Rys. 3 ).

Uskoki transformujące występują również na lądzie. Nie ma ich zbyt wiele, lecz są dobrze zbadane ze względu na aktywność sejsmiczną.  Najbardziej popularnymi uskokami transformującymi na lądzie są: uskok San Andreas w Kalifornii oraz uskok północnoanatolijski w Turcji [4], [6]. Rys. 4A oraz Rys. 5 przedstawiają uskok San Andreas, wzdłuż którego przesuwa się ku północy część Kalifornii należąca do Płyty Pacyficznej. Z uskokiem tym związane są liczne trzęsienia ziemi; najbardziej znane w roku 1906 zniszczyło miasto San Francisco.  Rys. 4B przedstawia uskok północnoanatolijski, wzdłuż którego przesuwa się ku zachodowi płyta anatolijska [7]. Z uskokiem tym również związane są liczne trzęsienia ziemi (zob. Związek trzęsień ziemi z tektoniką płyt ).

Z uskokami transformującymi na lądzie związane są często baseny z rozciągania (ang. pull apart) ( Rys. 6 ), (zob. Baseny sedymentacyjne a tektonika płyt ), [8]. Przykładami takich basenów są Morze Marmara związane z uskokiem Północnoanatolijskim i Jezioro Salton związane z uskokiem San Andreas [9], [10].


Modele ruchu płyt litosferycznych

Płyty litosfery są w ciągłym ruchu względem siebie. Modele używane do rekonstrukcji ruchu i położenia płyt litosfery wykorzystują analizę geometryczną ruchów obiektów na powierzchni kulistej [1], [2]. Analiza ta jest opisana w geometrycznym twierdzeniu Eulera[3], które mówi, że ruch ciała sztywnego na sferze można opisać jako obrót wokół stałej osi przecinającej środek globu ( Rys. 1  ). Przecięcie osi i kuli nazywa się biegunem Eulera.

Do opisania ruchu płyty litosfery w danym przedziale czasu potrzebne są współrzędne bieguna Eulera i kąt obrotu. Ruchy płyt nazywane są rotacjami i organizowane są w prostym pliku tekstowym, gdzie każdy wpis (wiersz) zawiera informację o pozycji płyty litosfery w określonym czasie. Dzięki takim informacjom komputerowy program modelujący może interpolować wartości i animować ruch płyt tektonicznych. Plik rotacji może zawierać również krótkie notki bibliograficzne lub ogólne komentarze dla każdej indywidualnej rotacji. W wyniku modelowania ruchu płyt litosfery powstają mapy paleogeograficzne ilustrujące położenie kontynentów w przeszłości.  Rys. 2   pokazuje mapę świata współczesną i mapę paleogeograficzną Ziemi w okresie jurajskim, czyli 155 mln lat temu [4].

Na tych dwóch obrazach zaznaczają się wyraźne różnice w położeniu poszczególnych kontynentów. W ciągu ostatnich 155 mln lat kontynenty oderwały się od siebie i przesunęły. Powstały nowe oceany, a poprzednio istniejące zostały zamknięte. Widać zmiany położenia linii równika na kontynentach i krzyżyków ilustrujących przecięcia południków i równoleżników co 5\(^o\). Można zauważyć też szereg niewielkich płyt. Na rysunku  Rys. 2  A są one częścią Eurazji, natomiast na  Rys. 2  B znajdują się w obrębie Tetydy.


Pióropusze płaszcza i plamy gorąca

Część wulkanów znajduje się poza strefami granicznymi płyt, występują w różnych obszarach, zarówno skorupy kontynentalnej, jak i skorupy oceanicznej (zob.  Rozmieszczenie wulkanów  ). Zasilane są one magmą z płaszcza Ziemi. Obszary te wykazują zwiększoną ciepłotę w stosunku do otoczenia (zob. Ciepło Ziemi  ). Miejsca gdzie istnieje taka działalność nazywane są plamami gorąca[1], [2], [3].

Plama gorąca wiąże się ze strukturą we wnętrzu Ziemi zwaną pióropuszem płaszcza[4]. Mianem tym określa się pionowy strumień gorącej materii płaszcza zakończony elementem przypominającym pióropusz na hełmie rycerza czy też na głowie konia ciągnącego karawan. Początek tego pionowego strumienia znajduje się na granicy zewnętrznego jądra i płaszcza ( Rys. 1  ), na co wskazuje między innymi tomografia sejsmiczna [5], [6], [7].

Skorupa Ziemi ponad pióropuszem jest wybrzuszona wskutek termicznego podnoszenia. Na lądzie z plamami gorąca związane są masywy górskie osiągające wysokość kilku kilometrów nad poziom morza, jak wspomniane wyżej Hoggar i Tibesti na Saharze [8]. Pióropusze płaszcza mogą zapoczątkować powstanie ryftu i rozłam kontynentu. Przykładowo plama gorąca Afar przyczyniła się do powstania wielkiego ryftu afrykańskiego, Morza Czerwonego i Zatoki Adeńskiej (zob.  Granice dywergentne  ). W przeszłości plamy gorąca były związane z rozpadem Pangei (zob.  Przesłanki i dowody historyczne teorii tektoniki płyt  ) i powstaniem Atlantyku [1], [9].

Pióropusze płaszcza są nieruchome, skorupa ziemi przesuwa się ponad nimi. Na oceanie pióropusz tworzy łańcuch wysp wulkanicznych, znaczących ślad plamy gorąca.


Baseny sedymentacyjne a tektonika płyt

Tektonika i jej procesy mają istotny wpływ na powstanie i rozwój basenów sedymentacyjnych [1]. Określenie genezy basenów jest ważne w geologii stosowanej, w szczególności w geologii naftowej [2], [3].

Geomorfologiczny basen jest to zagłębienie w skorupie kontynentalnej lub oceanicznej Ziemi. Często używa się pojęcia basen oceaniczny, np. basen Oceanu Arktycznego. Dla geologa ważne jest to, czy basen jest wypełniony osadami. Przykładowo w Oceanie Atlantyckim wypełnienie osadami występuje jedynie blisko brzegu oceanicznego, czyli krawędzi pasywnej i w tej strefie geologia naftowa wyróżnia szereg basenów, np. Santos, czy Campos u wybrzeży Brazylii i Kwanza u wybrzeży Angoli [4], [5].

Klasyfikacja basenów związanych z granicami dywergentnymi, konwergentnymi i transformującymi przedstawiona jest na  Rys. 1  . Baseny uszeregowane są w kolumnach w zależności od związku z granicami i procesami dywergentnymi, konwergentnymi i transformującymi.

W pierwszej kolumnie  Rys. 1   znajdują się baseny dywergentne, a więc związane z ekstensją, czyli rozciąganiem litosfery. Proces formowania się tych basenów rozpoczyna się podnoszeniem termicznym skorupy kontynentalnej nad rozgrzanym płaszczem. Jeżeli temperatura obniża się następuje kontrakcja i podniesiona skorupa zapada się tworząc basen intrakratoniczny. Jeżeli natomiast temperatura utrzymuje się, następuje pękanie skorupy i tworzy się basen ryftowy, który wypełnia się następnie osadami (zob.  Geneza ryftu  ). Dalsza ewolucja może postępować w kierunku tworzenia się basenu oceanicznego z krawędziami pasywnymi, na których mogą się osadzać znacznej miąższości osady. Jeżeli basen oceaniczny nie utworzy się, ryft przekształca się w aulakogen. Wszystkie te baseny dywergentne tworzą jedną powiązaną genetycznie sekwencję [1].

Również genetycznie powiązane są baseny powstałe w wyniku kolizji kontynent-kontynent ( Rys. 1   druga kolumna). Tworzą się one na przedgórzu albo zagórzu pasma orogenicznego lub też wewnątrz tego pasma. Przykłady tych basenów możemy odnaleźć w górotworze karpackim [11]. Zapadlisko przedkarpackie jest basenem przedgórskim, Kotlina Żywiecka – basenem śródgórskim, a Kotlina Panońska – basenem zagórskim. Baseny niesione tworzyły się na fliszu Karpat zewnętrznych w późnym etapie jego rozwoju. Nizina Hindustańska w Indiach jest basenem przedgórskim na przedpolu Himalajów (zob.  Orogeny kolizyjne ).

W trzeciej kolumnie  Rys. 1   znajdują się baseny powstałe w wyniku subdukcji ocean-kontynent. Subdukcja tego typu jest charakterystyczna dla wschodniego obrzeżenia Oceanu Spokojnego. Osady gromadziły się zarówno na przedgórzu, zagórzu, jak i wewnątrz pasma orogenicznego Andów w Ameryce Południowej, jak również w Górach Skalistych w Ameryce Północnej (zob.  Orogeny bezkolizyjne ).

W czwartej kolumnie  Rys. 1   znajdują się baseny powstałe w wyniku subdukcji ocean-ocean. Subdukcja tego rodzaju jest charakterystyczna dla zachodniego obrzeżenia Oceanu Spokojnego (zob.  Architektura strefy subdukcji  ). Związana jest z nią orogeneza bezkolizyjna. Basenem załukowym (marginalnym) jest Morze Japońskie [12]. Baseny przedłukowe w strefach subdukcji obszaru wokółpacyficznego związane są z pryzmami akrecyjnymi [13]. Baseny śródłukowe tworzą się wewnątrz łuku wyspowego. Na obszarze wokółpacyficznym znane są między innymi z Japonii, Filipin i Wysp Aleuckich [14], [15], [16].

W piątej kolumnie  Rys. 1   znajdują się baseny związane z granicami i uskokami transformującymi. Pary sił powodują rozciąganie i zapadanie się skorupy, stąd baseny tego typu nazywane są basenami z rozciągania (ang. pull apart), (zob.  Granice transformujące  ). Do klasycznych przykładów tego typu basenów powstałych w warunkach intrakontynentalnych należy basen wiedeński, a w Karpatach polskich zapadlisko orawsko-nowotarskie [1], [11], [17]. Baseny z rozciągania mogły tworzyć się również na granicy kontynent-ocean [18], [19].


Orogeneza i epejrogeneza - definicje podstawowe

Definicja 1: Orogeneza

 inaczej górotwórczość, to termin oznaczający powstawanie gór w sensie
geologicznym, jako pasm fałdowych, niekiedy jest używany w odniesieniu do tworzenia się gór
w sensie topograficznym, tj. do wypiętrzenia pewnych obszarów względem otoczenia [1], [2], [3],
[4].
Orogen to obszar, na który oddziałuje orogeneza [1], [2], [3], [4].
Kolizja jest to wzajemne mechaniczne oddziaływanie płyt litosferycznych. Często używany jest termin kolizja
kontynentalna, oznaczający zderzenie dwóch płyt litosfery kontynentalnej (zob.  Orogeny kolizyjne  ), [5],
[6].

Definicja 2: Epejrogeneza

 inaczej ruchy epejrogeniczne, lądotwórczość lub ruchy lądotwórcze, to
powolne, pionowe ruchy skorupy ziemskiej powodujące podnoszenie się lub obniżanie znacznych jej obszarów,
bez zmiany ich struktury (zob.  Ruchy epejrogeniczne i ich przyczyny  ). Według przeważających poglądów
ruchy epejrogeniczne są wywołane zaburzeniami izostazji, bądź zmianami gęstości i objętości
materiału skalnego w wyniku zmian termodynamicznych (temperatury, ciśnienia), zachodzących
w dolnej części skorupy ziemskiej i w górnym płaszczu Ziemi [1], [2], [3], [4]. Jednym z efektów
tych ruchów jest wywołanie transgresji i regresji morskich (zob.  Procesy związane z epejrogenezą
).

Definicja 3: Akrecja

 to proces przyrostu lub wzrostu, zazwyczaj przez stopniowe nagromadzenie
dodatkowego materiału (zob.  Akrecja skorupy kontynentalnej  ). W teorii tektoniki płyt, termin akrecja
kontynentalna jest najczęściej używany jako proces, w którym materiał jest dodawany do kontynentalnej płyty
litosfery w strefie subdukcji [6], [7].

Definicja 4: Kraton

 rozległy fragment skorupy ziemskiej, zwłaszcza kontynentalnej, nie podlegający
znacznemu fałdowaniu, w przeciwieństwie do obszarów otaczających [1], [2], [3], [4]. Kraton może występować
w formie platformy lub tarczy ( Rys. 1  ).
Platforma to znacznych rozmiarów obszar kontynentalnej skorupy ziemskiej zbudowany z dwóch pięter
strukturalnych:

fundamentu (podłoża) platformy,

pokrywy platformowej,
różniących się stylem architektonicznym ( Rys. 1  ).
Fundament platformy tworzą skały magmowe i metamorficzne, sfałdowane i wypiętrzone wskutek ruchów
górotwórczych w archaiku i proterozoiku (platformy stare - prekambryjskie) lub w paleozoiku (platformy
młode), a następnie zrównane (zdenudowane)( Rys. 1  ).
Pokrywa platformowa jest zbudowana głównie ze słabo zdeformowanych tektonicznie skał osadowych ( Rys.
1  ), [1], [2], [3], [4].

  Rysunek 1:  Wzajemny stosunek platformy i tarczy w obrębie kratonu.
Tarcza jest to wypukła, nie przykryta osadami część fundamentu krystalicznego platformy, pozbawiona
pokrywy platformowej, np. tarcza bałtycka, tarcza kanadyjska ( Rys. 2  ), [1], [2], [3], [4].

  Rysunek 2:  Kraton wschodnioeuropejski, w skład którego wchodzą: tarcza bałtycka (fennoskandynawska), tarcza
ukraińska i platforma wschodnioeuropejska.

Definicja 5: Krawędź pasywna

 obszar graniczny pomiędzy skorupą kontynentalną i oceaniczną
zawarty w całości w jednej płycie litosfery. Pasywność oznacza, że aktywność tektoniczna jest tu minimalna
[8], [6].

Definicja 6: Sedymentosfera

 całkowita ilość osadów na Ziemi, jak również środowisko, w którym
znajdują się i tworzą osady [9].

Definicja 7: Basen

 zagłębienie w powierzchni Ziemi; termin ten w geologii używany jest najczęściej w
odniesieniu do basenów osadowych, czyli regionów Ziemi, w których następuje gromadzenie się
(akumulacja) osadów ( Rys. 3  ), (zob.  Baseny sedymentacyjne a tektonika płyt  ), [1], [2], [3], [4],
[10].

  Rysunek 3:  Basen intrakratoniczny.


Akrecja skorupy kontynentalnej

Akrecja skorupy kontynentalnej następuje w wyniku:

Pryzma akrecyjna tworzy się z materiału narastającego w strefie subdukcji (zob.  Architektura strefy subdukcji  ), [1], [2], [3], [4], [5], [6], [7] na zbieżnej granicy płyt litosfery. W skład tego materiału wchodzą:

Nasunięcie utworów morskich na płyty kontynentalne ma miejsce w orogenach kolizyjnych (zob. Orogeny kolizyjne  ), [8], [9]. Przykładem jest nasunięcie morskich utworów Karpat Zewnętrznych dla płytę północnoeuropejską ( Rys. 2  ).

Przyrost na granicach pasywnych( Rys. 3  ), [2], [10], [11]. Przyrost ten ma miejsce na krawędziach oceanów Atlantyckiego, Arktycznego i Indyjskiego. Może przekraczać 10 km w przypadku delt i stożków podmorskich dużych rzek ( Rys. 4  ), [12], [13].

Podklejanie magmowe od spodu płyt litosfery[4], [14], [15] ma miejsce wówczas, gdy wznoszące się magmy obojętne i zasadowe ( Rys. 5  ) są uwięzione w skorupie. Magmy te stygnąc powodują pogrubienie skorupy (zob.  Środowiska powstania skał magmowych  ). Może to być związane z:


Orogeny bezkolizyjne

Podział na orogeny bezkolizyjne i kolizyjne wywodzi się od J. F. Dewey’a i J. M. Birda [1]. W pracy "Mountain belts and the new global tectonics" wyróżniono dwa rodzaje pasm orogenicznych:

Inwentarz litologiczny orogenów bezkolizyjnych i kolizyjnych obejmuje skały:

W skład skał magmowych (zob.  Środowiska powstania skał magmowych  ) wchodzą:

Rys. 1   pokazuje granity (zob.  Skały skrajnie kwaśne i kwaśne  ) reprezentujące paleozoiczne intruzje (batolity). Na  Rys. 1  A widać karboński granit masywu Žulovej, wieku ok. 300 mln lat (kamieniołom Vycpálek, Sudety, Republika Czeska), zaś na  Rys. 1  B dolnopaleozoiczny granit rumburski z przełomu Nysy na północ od Bogatyni (Sudety, Polska).  Rys. 2   pokazuje gabro z inkorporowanej skorupy oceanicznej (ofiolit) w orogenie Gór Chingaj (okręg Bayankhongor, Mongolia).  Rys. 3  A przedstawia skały wulkaniczne w Dolinie Wulkanów, Kordyliery Zachodniej (Andy, Peru), a  Rys. 3  B dolnokredowy - wieku ok. 140 mln lat - bazalt, olistolit w górnokredowo-paleogeńskim, osadzonym ok. 70 do 20 mln lat temu, fliszu pryzmy akrecyjnej pienińskiego pasa skałkowego (Biała Woda, Małe Pieniny).

Skały osadowe mogą być niesfałdowane ( Rys. 4  A), jak w przypadku permskich, osadzonych około 260 do 250 mln lat temu płytkowodnych wapieni wypiętrzonych na wysokość 2667 m w górotworze bezkolizyjnym Gór Skalistych albo sfałdowane ( Rys. 4  B), jak w przypadku gruboławicowych piaskowców i łupków fliszu pryzmy akrecyjnej Karpat Zewnętrznych.

W skład skał metamorficznych ( Rys. 5  ), (zob.  Skały metamorficzne - wprowadzenie  ) wchodzą:

Rys. 6   przedstawia najważniejsze orogeny bezkolizyjne Ziemi.

Orogeny te mają przebieg równoległy do stref subdukcji. Większość z nich rozmieszczona jest wokół pacyficznego pierścienia ognia. Najbardziej znanym orogenem bezkolizyjnym są Andy, dlatego też często orogenezę bezkolizyjną nazywamy orogenezą typu andyjskiego [1]. Andy są pasmem górskim rozciągającym się na długości około 8000 km, od Morza Karaibskiego po Ziemię Ognistą. Ich historia sięga prekambru i charakteryzuje się skomplikowanymi procesami tektonicznymi, które obejmują akrecję, kolizję i subdukcję [2]. W zachodniej części Andów mniejsze elementy tektoniczne zderzały się z Ameryką Południową, która była w paleozoiku i wczesnym mezozoiku częścią Gondwany, a następnie Pangei. Subdukcje były czynne od prekambru, w szczególności aktywne były po utworzeniu Pangei w późnym paleozoiku, kiedy powstał tak zwany pangejski pierścień ognia [3].

W skład współczesnych Andów wchodzą różne regiony charakteryzując się występowaniem lub brakiem wulkanów, obdukcji i ofiolitów, a także różnym stopniem aktywności sejsmicznej. Obszarem, reprezentującym klasyczną orogenezę typu andyjskiego jest centralna strefa wulkaniczna w Peru, Boliwii, w północnym Chile i przyległej części Argentyny [4]. Rejon ten jest przedmiotem badań polskich geologów z Akademii Górniczo-Hutniczej [5]. Rys. 7   sporządzony na podstawie [6], [2] przedstawia schematyczny przekrój przez Andy.

Litosfera oceaniczna płyty Nazca jest subdukowa pod kontynent południowoamerykański. Na granicy płyt znajduje się rów oceaniczny i pryzma akrecyjna. Z subdukcją związane jest przetapianie materiału płaszcza i wznoszenie się płynnej magmy, która tworzy łuk wulkaniczny Kordyliery Zachodniej ( Rys. 8  ). Magma ma charakter andezytowy, wulkan wyrzuca duże ilości materiału piroklastycznego.

Nasuwanie się na siebie elementów krystalicznego podłoża, jak również podklejanie magmowe powoduje pogrubiania skorupy kontynentalnej w rejonie Andów i podniesienie górotworu wywołane izostazją. W formowaniu się pasma fałdowo-nasuwczego biorą udział skały osadowe, które są silnie zdeformowane. Brak jest jednak wpływu metamorfizmu albo jest on bardzo słaby. Morfologia Andów jest uwypuklona przez działalność erozyjną rzek, które wcinają się, tworząc głębokie kaniony ( Rys. 9 ).

W obszarze załukowym znajduje się obniżony obszar rozległego płaskowyżu Altiplano.


Orogeny kolizyjne

Rys. 1 przedstawia najważniejsze współczesne orogeny kolizyjne Ziemi. Jako orogeny kolizyjne uznano pasy orogeniczne będące wynikiem kolizji kontynent-kontynent [1].

W przeszłości duże znaczenie miały również kolizje kontynent-łuk wyspowy. W gruncie rzeczy pasma orogeniczne przedstawione na Rys. 1 można uznać za jeden system orogeniczny, zwany alpejsko-himalajskim systemem górskim, od najbardziej znanych gór – Alp w Europie i Himalajów w Azji [2]. System ten powstał w orogenezie alpejsko-himalajskiej, która rozpoczęła się w kredzie, ok. 140 mln lat temu i trwa po dzień dzisiejszy. Pasma górskie rozciągają się od Afryki północnozachodniej na zachodzie po Chiny i Azję południowo-wschodnią na wschodzie. Związane są z oceanem Tetyda [3], [4], który powstał na przełomie paleozoiku i mezozoiku, a którego pozostałością jest Morze Śródziemne (zob. Modele ruchu płyt litosferycznych ). Osady oceaniczne Tetydy znane są z wielu pasm górskich, między innymi z Karpat w Polsce. Najwyższym pasmem górskim na tym obszarze są Himalaje, w których najwyższy szczyt Mont Everest ma wysokość 8826 m n.p.m. ( Rys. 2 ). O ile Andy są najbardziej reprezentatywnym orogenem bezkolizyjnym, to Himalaje są najbardziej reprezentatywnym orogenem kolizyjnym. To pasmo górskie rozciąga się na 2400 km przy średniej szerokości około 200-300 km w Pakistanie, Indiach, Chinach, Nepalu i Butanie [5].

Himalaje powstały w wyniku zderzenia płyty litosferycznej Indii z płytą euroazjatycką, a więc kolizji 2 kontynentów [6], [7], [8]. Zamknięcie Tetydy nastąpiło około 50 mln lat temu i w tym czasie płyta indyjska zaczęła podsuwać się po płytę eurazjatycką [9]. Podsuwanie to trwa do dzisiaj. W wyniku tego procesu nastąpiło podwojenie skorupy kontynentalnej w rejonie Himalajów. Skorupa ta ma grubość około 40 km na przedpolu Himalajów i około 70 km pod najwyższymi szczytami gór. Działanie izostazji (zob. Ruchy epejrogeniczne i ich przyczyny ) spowodowało podniesienie Himalajów na obecną wysokość. Rys. 2 przedstawia schematycznie budowę Himalajów. Widać tu szereg elementów ponasuwanych na siebie i nasuniętych na płytę indyjską. Na przedpolu gór znajduje się Nizina Hindustańska, płaskie przedgórze, wypełnione głównie osadami czwartorzędowymi, naniesionymi przez rzekę Ganges i jej dopływy. Na przedgórze nasunięty jest element tektoniczny Sziwalik. Granicę pomiędzy  przedgórzem, a Sziwalikiem wyznacza główne nasunięcie brzeżne. Z kolei główne nasunięcie graniczne wyznacza granicę pomiędzy Sziwalikiem i Małymi Himalajami, a główne nasunięcie centralne granicę pomiędzy Małymi Himalajami a Wysokimi Himalajami. Sziwalik składa się z osadów rzecznych pochodzących z wypiętrzających się Himalajów. Miąższość ich osiąga kilka tysięcy metrów (do 6 km). Tego rodzaju osady nazywamy molasą przez analogię do osadów zapadliska przedgórskiego Alp [10], [11]. Małe Himalaje i Wysokie Himalaje zbudowane są ze  skał prekambryjskich, to znaczy starszych, niż 550 mln lat. Są one przeważnie silnie zmetamorfizowane (zob. Orogeny bezkolizyjne ). Reprezentują odkłute fragmenty płyty indyjskiej. Odkłucie to i nasunięcia są wynikiem kolizji płyt tektonicznych. Rys. 3 przedstawia model powstawania Himalajów. Kolorami zaznaczono główne jednostki tektoniczne. Kolor szary to litosfera oceaniczna, kolor niebieski – Małe Himalaje, fioletowy – Wysokie Himalaje, a zielony – Himalaje Tetydzkie. Skrótami zaznaczono nasunięcia. MBT to główne nasunięcie graniczne, MCT główne nasunięcie centralne, a STD to odkłucie południowotybetańskie.

Wzdłuż odkłucia południowotybetańskiego na Wysokie Himalaje nasunięte są Himalaje Tetydzkie. Zbudowane są one ze skał o miąższości ok. 12 000 m wieku kambr – eocen, osadzonych na pasywnej krawędzi oceanu. Zawierają również ofiolity (zob. Ofiolity i obdukcja ) reprezentujące fragmenty skorupy oceanicznej. Wysokie Himalaje i Himalaje Tetydzkie zawierają intruzje kenozoicznych, młodszych niż 50 mln lat granitów (zob. Skały skrajnie kwaśne i kwaśne ), [12]. Najwyższe szczyty górotworu znajdują się w Wysokich i Tetydzkich Himalajach ( Rys. 4 ).

Nasunięcia w Himalajach skierowane są w jedną stronę, na południe i w związku z tym Himalaje są orogenem niesymetrycznym. Jeżeli nasunięcia są skierowane w dwie przeciwne strony to mamy do czynienia orogenem symetrycznym. Podział ten stosowany jest zarówno do orogenów kolizyjnych, jak i bezkolizyjnych. Przykładem orogenu symetrycznego są Andy (zob. Orogeny bezkolizyjne ).  Karpaty Zachodnie są również orogenem kolizyjnym, powstały w wyniku kolizji płyty ALCAPA z Płytą Europejską [13], [14]. ALCAPA (skrót od Alps-Carpathians-Pannonian; Alpy, Karpaty, Pannonia) była mikropłytą znacznie mniejszą od Indii, w związku z czym kolizja nie miała charakteru kontynentalnego. Pogrubienie skorupy jest mniejsze, a Karpaty są znacznie niższe od Himalajów. Można tu wyróżnić internidy, reprezentowane przez  zdeformowaną  płytę  ALCAPA i eksternidy, reprezentowane przez skały osadzone w basenach usytuowanych pomiędzy płytami przed ich kolizją ( Rys. 5 ). Podział na internidy i eksternidy można zaobserwować w wielu orogenach kolizyjnych, nie da go się natomiast zastosować w Himalajach.


Mechanizm kolizji

Kolizja i jej fazy są częścią geotektonicznego cyklu, zwanego cyklem Wilsona[1], [2].


Ofiolity i obdukcja

Na sekwencję ofiolitową składają się następujące człony:

Wiele z sekwencji ofiolitowych pochodzi ze stref grzbietów śródoceanicznych. Niektóre ofiolity zawierają pełną sekwencję wymienioną powyżej, inne jedynie niektóre jej elementy. Ultrazasadowe skały ofiolitów (zob.  Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne  ) są często przeobrażone w serpentynit ( Rys. 3  B). Zmieniają wówczas barwę z czarnej, czy ciemnoszarej na zieloną. Mogą również zostać zmienione w amfibolity (zob.   ).

Proces umieszczenia ofiolitu na kontynencie nazywa się obdukcją[12]. Istnieje wiele modeli obdukcji. W zasadzie można je umieścić w dwóch grupach:

W przypadku obdukcji związanej orogenezą kolizyjną mamy do czynienia ze zgniataniem litosfery oceanicznej w trakcie kolizji dwóch kontynentów. Obdukcja tego rodzaju przyczyniła się do powstania ofiolitów alpejskich.

Ofiolit sudecki przypuszczalnie jest efektem kolizji kontynentalnej [13].  Rys. 4   przedstawia obdukcję tego ofiolitu. Litosfera oceaniczna powstała na początku dewonu (wiek ofiolitu to 400 mln lat) w basenie załukowym, zwanym Oceanem Renohercyńskim, pomiędzy kontynentem Laurosji, a teranem Gór Sowich. Teran ten był oddzielony Oceanem Rei od elementów tektonicznych związanych z kontynentem Gondwany, takich jak Saksoturungia. Późnopaleozoiczna orogeneza waryscyjska zamknęła kolejno Ocean Rei i Ocean Renohercyński. Fragmenty litosfery Oceanu Renohercyńskiego zostały nasunięte na teran Gór Sowich tworząc ofiolit sudecki. Ofiolit ten zawiera elementy górnego płaszcza w postaci kumulatów perydotytowych (zob.  Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne  ), jak i skorupy oceanicznej w postaci gabr i bazaltów (zob.  Skały obojętne  ), [11].

W orogenezie bezkolizyjnej mogą występować ofiolity będące częścią pryzmy akrecyjnej, jak w przypadku ofiolitów Cypru, lub z obdukcją grzbietu śródoceanicznego na kontynent, jak w przypadku ofiolitu                                                                                Omanu.

Definicja 1: Ofiolit

 to sekwencja skalna reprezentująca część litosfery oceanicznej, podniesiona i
umieszczona na kontynencie ( Rys. 1  ), [1], [2], [3], [4], [5], [6], [7], [8].
Ofiolit – dosłownie z greckiego „kamień wężowy”.


Ruchy epejrogeniczne i ich przyczyny

Pionowe ruchy litosfery Ziemi mają miejsce na wielu jej obszarach [1], [2], [3], [4], [5]. W zasadzie ruchom tym nie towarzyszy zmiana struktury geologicznej, to znaczy intensywne fałdowanie i deformacja, aczkolwiek występują one  również na obszarach uprzednio sfałdowanych i zdeformowanych. Ruchy pionowe nazywane są ruchami epejrogenicznymi, w odróżnieniu od ruchów orogenicznych, chociaż podział ten, z punktu widzenia teorii tektoniki płyt wydaje się przestarzały, gdyż zachodzą one również w aktywnych orogenach. Niektóre z tych ruchów możemy śledzić i mierzyć współcześnie, inne widoczne są w zapisie geologicznym. Przykładem ruchów wznoszących są Himalaje, Góry Skaliste i Skandynawia. Przykładem ruchów obniżających Holandia, rejon Gdańska, czy wyspy na Pacyfiku.

Ruchy epejrogeniczne czyli pionowe ruchy litosfery wywołane są przez:

Oba rodzaje kompensacji mogą współistnieć i wzajemnie się uzupełniać.

Litosfera zachowuje się jak ciało stałe, zaś astenosfera jak ciecz, czyli litosfera „unosi się” na astenosferze (zob. Geosfery ). Zgodnie z prawem Archimedesa ciało zanurzone w cieczy jest unoszone z siłą równą ciężarowi wypartej cieczy. Natura zawsze dąży do równowagi, w związku z tym w przypadku zaburzenia równowagi następują pionowe ruchy izostatyczne litosfery. Poszczególne fragmenty litosfery mają różną grubość, jak również różną gęstość. Według Airy’ego litosfera zbudowana jest z bloków o różnej grubości, ale zbliżonej gęstości. Bloki o większej grubości są głębiej zanurzone w astenosferze, mając jednocześnie większą wysokość nad poziomem morza. Według Pratta bloki mają różną gęstość, a bloki o mniejszej gęstości są wyższe ( Rys. 1 ).

Obie teorie mają swoje uzasadnienie. Litosfera oceaniczna ma większą gęstość niż litosfera kontynentalna i dlatego dno oceanów znajduje się znacznie niżej niż powierzchnia kontynentów, co potwierdza teorię Pratta. Natomiast w obrębie kontynentów gęstość odgrywa mniejszą rolę, a wysokie góry są tam, gdzie litosfera kontynentalna jest grubsza, na przykład w Himalajach, co potwierdza teorię Airy’ego.

Czynniki obciążeniowe i odciążeniowe związane są ze zmianami klimatycznymi, zwłaszcza z pojawieniem się lub zanikiem pokryw lądolodów. Rys. 3 pokazuje schematycznie kolejność ruchów pionowych związanych z działalnością lądolodu. Pojawienie się czapy lodowej wywiera nacisk na litosferę kontynentalną (B), która ugina się pod jego ciężarem (C). Z kolei po ustąpieniu zlodowacenia litosfera kontynentalna podnosi się do góry (D) i wraca do stanu równowagi (A, E).

Obniżanie litosfery kontynentalnej może być związane z obciążeniem osadami wypełniającymi aulakogen (zob. Geneza ryftu ). Obniżanie takie ma miejsce na Morzu Północnym i w przyległym obszarze Holandii. Obniżanie spowodowane obciążeniem osadami może mieć miejsce na pasywnych krawędziach kontynentów,  jak również w aktywnych basenach sedymentacyjnych, takich jak Morze Kaspijskie.

Kompensacja termiczna (zob. Ciepło Ziemi ) obejmuje zarówno ruchy pionowe podnoszące, jak i obniżające na kontynentach i na oceanach. Na kontynentach mamy głównie do czynienia z podnoszeniem termicznym, związanym z obniżeniem gęstości ciał pod wpływem wzrostu ich temperatury. Podnoszenie to często prowadzi do powstania ryftów (zob. Granice dywergentne ). Podnoszenie związane z ogniskami magmowymi nad strefami subdukcji występuje w orogenach bezkolizyjnych, takich jak Andy czy Góry Skaliste (zob. Orogeny bezkolizyjne ). Podnoszenie termiczne może być również związane z pióropuszami płaszcza i plamkami gorąca (zob. Pióropusze płaszcza i plamy gorąca ). Przykładem takiego podnoszenia są ramiona wielkiego ryftu afrykańskiego, Masyw Tibesti w Afryce czy też Masyw Czeski  (Sudety) w Europie Środkowej. Podnoszenie termiczne w ocenach prowadzi między innymi do wypiętrzenia grzbietów śródoceanicznych (zob. Architektura i procesy strefy rozrostu oceanicznego ), czy też powstania wysp wulkanicznych nad plamkami gorąca. Obniżanie termiczne w oceanach związane jest ze zwiększeniem gęstości stygnącej litosfery oceanicznej.

Definicja 1: Izostazja

zwana, równowagą izostatyczną to stan równowagi grawitacyjnej między litosferą a astenosferą, termin wprowadzony w 1882 roku przez amerykańskiego geologa Clarence'a Duttona.


Procesy związane z epejrogenezą

Ruchy pionowe (zob.  Ruchy epejrogeniczne i ich przyczyny  ) powodują zmiany stosunku powierzchni morza do kontynentu, co skutkuje zmianami w położeniu linii brzegowej [1], [2], [3], [4], [5], [6]. Wkraczanie morza na ląd nazywa się transgresją morską, używa się również terminu onlap; wycofywanie się morza nazywa się regresją morską, używa się również terminu offlap [7].

Transgresje i regresje występują lokalnie i powodowane są przez ruchy pionowe litosfery na ograniczonym obszarze. Mogą mieć zasięg znacznie większy, wówczas związane są ze zjawiskiem globalnego podnoszenia się poziomu oceanów na Ziemi. Podnoszenie się poziomu oceanu jest wynikiem zmian klimatycznych, np. uwolnienia wody zgromadzonej w lądolodach lub zmian tektonicznych, np. zmiany konfiguracji oceanów. Przykładowo, w kredzie, ok. 145 do 66 mln lat temu utworzył się stosunkowo płytki basen Oceanu Atlantyckiego, a zmniejszył głębszy basen Protopacyfiku. Zmniejszenie pojemności światowych basenów oceanicznych spowodowało wzrost poziomu mórz na całym świecie. W wyniku wielkiej transgresji morze pokrywało między innymi znaczną część Europy, w tym Polski pozakarpackiej ( Rys. 1  ), [8].

Rys. 2   ilustruje przesuwanie się facji osadowych podczas transgresji. Podczas wkraczania morza na ląd zwiększają swój zasięg osady klastyczne stref płytkich i pokrywają nowo zalewane obszary. Równocześnie następuje migracja w kierunku lądu facji głębszych mułowych, a za nimi węglanowych, które deponowane są bezpośrednio na facjach płytszych. W wyniku tego procesu po lityfikacji powstaje profil transgresywny, który składa się z sekwencji skał (od dołu):

Podczas regresji( Rys. 3  ) sekwencja skał profilu jest odwrotna i na osadach głębiej deponowanych będą zalegać utwory powstałe w płytszych środowiskach wg schematu (od dołu):

O występowaniu transgresji, jak i regresji świadczą również niezgodności. W zależności od wykształcenia, wyróżniane jest kilka typów niezgodności. Są to:


Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe

Trzęsieniami i zjawiskami związanymi z wstrząsami w litosferze (zob.  Geosfery  ) zajmuje się sejsmologia [1], gałąź nauk o Ziemi.

Pojęcie makrosejsmiczności jest używane w Unii Europejskiej przy określaniu skali odczuwalności i zniszczeń powodowanych przez trzęsienie ziemi. Dwunastostopniowa skala, zwana Europejską Skalą Makrosejsmiczną EMS-98, jest oparta na wcześniej używanych skalach makrosejsmicznych, poczynając od skali Mercallego, przez skalę Miedwiediewa-Sponheuera-Karnika (MSK)[5].  Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)   przedstawia charakterystykę odczuwalności i efektów dla każdego z dwunastu stopni skali.

Biurokracja Unii Europejskiej stosuje bardziej dokładną, prawie stustronicową instrukcję opisującą stopnie zniszczenia i wszelkie aspekty z tym związane [6].

Używana jest również skala, mierząca za pomocą przyrządów intensywność procesów sejsmicznych. Wielkość, czyli tzw. magnituda trzęsienia ziemi, jest miarą intensywności procesów w samym epicentrum. Nazywana jest ona potocznie skalą Richtera od nazwiska Charlsa F. Richtera, który użył ją po raz pierwszy w 1935 roku dla mierzenia intensywności trzęsień w Kalifornii. Była ona potem wielokrotnie modyfikowana, stad mamy do czynienia z różnymi skalami magnitudy. Łączy je klasyfikacja na podstawie logarytmu dziesiętnego maksymalnej amplitudy fal sejsmicznych (zob.  Fale sejsmiczne  ). I tak, trzęsienie o magnitudzie 6 jest 10 razy silniejsze niż trzęsienie o magnitudzie 5. Skala ta nie ma górnej granicy, choć potocznie przyjmuje się wartość10 za graniczną, wzorując się na obserwacjach najsilniejszych zarejestrowanych współcześnie trzęsień, których magnitudy nie przekraczały wielkości 9,6.

Przelicznie wartości skali EMS na skalę magnitud (za Michigan Technological University [7]) zawiera  Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (2)  .

Definicja 1: Trzęsienie ziemi

 jest to drżenie powierzchni ziemi w wyniku nagłego uwolnienia
naprężenia w litosferze. Najczęściej mamy do czynienia z trzęsieniami spowodowanymi zjawiskami naturalnymi
tektonicznymi [2], [3], [4].

Definicja 2: Hipocentrum i epicentrum

 Hipocentrum jest to miejsce, gdzie następuje nagłe
uwolnienie naprężenia w litosferze ( Rys. 1  ), w odniesieniu do tego miejsca używa się też nazwy ognisko
trzęsienia ziemi.
Epicentrum jest to punkt na powierzchni Ziemi, znajdujący się bezpośrednio nad hipocentrum ( Rys. 1  ).
Uwolniona energia przemieszcza się falami przez skałę, powodując wstrząsy, które odczuwamy podczas
trzęsienia ziemi. Fale (zob.  Fale sejsmiczne  ) wywołane przez trzęsienie ziemi najszybciej dochodzą na
powierzchnię w epicentrum. Wstrząsy są tu najsilniej odczuwalne.

Definicja 3: Obszary sejsmiczne

 Obszar epicentralny jest to obszar wokół epicentrum, gdzie
wstrząsy są bardzo silne ( Rys. 2  ).

Obszar makrosejsmiczny jest to obszar związany z silnym trzęsieniem ziemi, gdzie wstrząsy dają się odczuć
bez pomocy przyrządów ( Rys. 2  ).
Obszar mikrosejsmiczny jest to obszar, gdzie wstrząsy nie są odczuwalne przez człowieka, natomiast są
odnotowywane przy użyciu pomocy przyrządów ( Rys. 2  ).


Geneza trzęsień ziemi

Trzęsienia ziemi (zob. Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe ) dzielone są na:

Ze względu na genezę, w obrębie naturalnych trzęsień ziemi wyróżnia się [2], [3]:

Trzęsienia tektoniczne są najważniejsze z punktu widzenia częstości  występowania, magnitudy (zob. Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe ), jak również zagrożenia jakie stanowią. 90  \( \% \) trzęsień ziemi należy do tej kategorii. Są one spowodowane raptownym uwolnieniem energii poprzez sprężyste odprężenie [2], [3], [4]. Naprężenie w masach skalnych narasta aż do momentu, gdy przekracza wytrzymałość skał i powoduje nagłe pęknięcie w skorupie Ziemi. Przesunięcie mas skalnych wzdłuż tego pęknięcia nazywane jest uskokiem ( Rys. 1 ).

W zależności od kierunku tego przesuwania wyróżniamy ( Rys. 2 ):

Na mapach często przedstawia się uskoki związane z trzęsieniami ziemi w postaci graficznych symboli [4], tzw.  „piłek plażowych” ( Rys. 3 ).

Przesunięcia mas skalnych mogą być związane z nowo utworzonym uskokiem lub też z uskokiem już istniejącym, w którym występuje zjawisko narastania naprężenia spowodowanego oporem tarcia na płaszczyźnie uskoku, a następnie gwałtownego uwolnienia. Można to porównać z przesuwaniem mebli, na przykład ciężkiego kredensu wypełnionego szkłem i porcelaną. Jeżeli mamy do czynienia  z siłą oporu tarcia większą niż siła, którą przykładamy, kredens jest nieruchomy. Jeżeli zwiększamy przyłożoną siłę poprzez poproszenie o pomoc sąsiadów, w pewnym momencie kredens dość gwałtownie zacznie się przesuwać. Ruchowi towarzyszyć będzie drżenie i brzęczenie szkła i porcelany. Podobne drżenie występuje w przypadku uskoku. Jeżeli opór tarcia jest znaczny, naprężenia rosną, aż do ich nagłego uwolnienia. Taki uskok nazywamy uskokiem zakleszczonym. Wielkie trzęsienia ziemi mogą być związane z uskokami zakleszczonymi. Jeżeli opór tarcia jest stosunkowo niewielki masy skalne przesuwają się w sposób ciągły, a trzęsienia ziemi nie występują, albo są niewielkie. Takie uskoki nazywamy pełzającymi [5]. Wulkaniczne trzęsienia ziemi są związane z aktywnością wulkaniczną, najczęściej z gwałtownymi eksplozywnymi erupcjami (zob. Przebieg i mechanizmy erupcji ) lub naprężeniami wywołanymi przemieszczaniem się stopu wewnątrz Ziemi. Istotne znaczenie ma gromadzenie się gazu pod ciśnieniem. Pomiary aktywności sejsmicznej uśpionych wulkanów ma znaczenie dla przewidywania erupcji. Erupcje są często związane z przesuwaniem mas skalnych i towarzyszących im odprężeń sprężystych. Około 7 \( \% \) trzęsień ziemi związanych jest ze zjawiskami wulkanicznymi. Zapadowe  (zapadliskowe, kolapsyjne, kolapsacyjne) trzęsienia, stanowiące około 2 \( \% \) trzęsień, wywołane są zawalaniem  stropów jaskiń i występują lokalnie, na obszarach krasowych. Do innych należą trzęsienia ziemi impaktowe, czyli wywołane przez uderzenia meteorytów  o powierzchnię Ziemi, zwłaszcza skorupy kontynentalnej [6], [7]. Trzęsienia te występują rzadko, natomiast mogą być bardzo silne i spowodować ogromne zniszczenia. Uderzenia meteorytów  pozostawiały po sobie kratery, świadczące o sile uderzenia ( Rys. 4 ).

Do antropogenicznych trzęsień ziemi należą tąpnięcia, spowodowane zawalaniem stropów wyrobisk górniczych [8], wstrząsy wywołane podziemnymi eksplozjami nuklearnymi, a także napełnianiem dużych zbiorników wodnych [4]. Badania naruszenia równowagi w skałach spowodowanych napełnianiem Jeziora Czorsztyńskiego w Pieninach ( Rys. 5 ) były przedmiotem badań sejsmologicznych [9]. Odnotowano szereg wstrząsów, z których najsilniejszy w rejonie Frydmana osiągnął magnitudę 3,1 ( Rys. 6 ).


Fale sejsmiczne

Fale sejsmiczne są to sprężyste fale przenoszące energię uwolnioną w hipocentrum (zob.  Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe  ), [1], [2], [3], [4].

Rozróżniamy następujące rodzaje fal sejsmicznych:

Fale przestrzenne rozchodzące się wewnątrz ziemi, które dzielą się na:

Fale powierzchniowe rozchodzące się na powierzchni Ziemi, w których wyróżnia się:


Pomiar fal sejsmicznych

Pola fal sejsmicznych (zob.  Fale sejsmiczne  ) są rejestrowane przez sejsmometry( Rys. 1  ), geofony( Rys. 2 ) lub hydrofony( Rys. 3  ), [1], [2], [3], [4].

Sejsmometry są przyrządami pracującymi na zasadzie wahadła fizycznego. Środek masy tego wahadła, który ma dostatecznie długi okres drgań własnych i zachowuje się jak punkt względnie stały, jest przymocowany na nici do ramy związanej sztywno z podstawą. Podstawa porusza się w czasie drgania gruntu.

Na  Rys. 2   pokazane jest przesunięcie podstawy w lewo podczas trzęsienia ziemi. Środek masy wahadła jest przesunięty w prawo względem podstawy. W rzeczywistości jest on nieruchomy. W sejsmometrach analogowych do podstawy przymocowany jest bęben z nawiniętym papierem. Do wahadła przymocowany jest rysik, który rejestruje na bębnie przesunięcia podstawy. We współczesnych sejsmometrach lub geofonach( Rys. 2  ) środek masy wahadła z uzwojeniem elektrycznym zmienia położenie względem stałego magnesu. Rejestrowane są impulsy elektryczne, wzmacniane i przetwarzane następnie w komputerze.

Hydrofony mierzą fale dźwiękowe rozchodzące się w wodzie, a wywołane przez wstrząsy na dnie morza lub innego zbiornika wodnego ( Rys. 3  ). Membrana drga pod wpływem fal dźwiękowych. Drgania te rejestrowane są przez system elektromagnetyczny, wzmacniane i przetwarzane następnie w komputerze.

Rezultatem pracy sejsmometru jest sejsmogram( Rys. 4  ).

Na  Rys. 4   przedstawiony jest sejsmogram będący rezultatem pracy sejsmometru znajdującego się w sporej odległości od epicentrum (zob.  Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe  ). Różne rodzaje fal o różnych prędkościach docierają do obserwatoriów sejsmicznych w różnym czasie. Ilustruje to wykres zwany hodografem( Rys. 5  ), przedstawiający prędkości fal sejsmicznych.