Gleboznawstwo i geomorfologia
Wykład dla studentów
ochrony środowiska I rok
„...nie ma życia bez gleby, ani gleby
bez życia”
Stanisław Miklaszewski (1907)
Gleboznawstwo i geomorfologia
WYKŁAD 2: GŁÓWNE ELEMENTY
RZEŹBY POWIERZCHNI ZIEMI
1. Siły odpowiadające
za formowanie rzeźby terenu
Rzeźba powierzchni Ziemi jest wynikiem działalności:
sił wewnętrznych (endogenicznych) – stwarzają
nierówności skorupy ziemskiej,
sił zewnętrznych (egzogenicznych) – modelują oraz
zrównują te nierówności.
Obie siły równocześnie modelują powierzchnię naszej
planety.
2. Źródła energii procesów rzeźbotwórczych
Podstawowe źródła energii procesów rzeźbotwórczych to:
1) promieniowanie słoneczne - podstawowe źródło energii dla
wszystkich procesów uwarunkowanych klimatycznie;
2) energia grawitacyjna - siła napędowa ruchu mas, wody i
lodowców;
3) energia geotermiczna - pochodząca głównie z przemian
pierwiastków promieniotwórczych, pobudzająca działalność
wulkanów, trzę­sienia ziemi, ruchy górotwórcze i dryf
kontynentów;
4) geomagnetyzm - pod którego wpływem występują okresowe
zmiany biegunów; badania paleomagnetyczne mają duże
znaczenie dla oceny ruchu kontynentów.
Rys. 1. Związki między źródłami energii a procesami geomorfologicznymi
wg C. Embletona, J. Thornesa (1985)
3. Klasyfikacja form powierzchni ziemi
Formy powierzchni Ziemi są różnego kształtu i różnych
rozmiarów, różnego pochodzenia i różnego wieku, dlatego
jest konieczne ich uporządkowanie. Formy mogą być
porządkowane na podstawie:
o wyglądu (klasyfikacja morfograficzna),
o rozmiarów (klasyfikacja morfometryczna),
o pochodzenia (klasyfikacja morfogenetyczna),
o na podstawie wieku (klasyfikacja morfochronologiczna).
3. Klasyfikacja form powierzchni ziemi
Pod względem pochodzenia rozróżniamy formy utworzone
przez siły wewnętrzne i zewnętrzne.
Siły wewnętrzne odpowiadają za powstawianie form I
rzędu (formy planetarne) oraz form II rzędu (formy
strukturalne).
Formy dalszych rzędów mogą zawdzięczać swe powstanie
zarówno siłom zewnętrznym, jak i wewnętrznym.
3.1. Formy planetarne
Formy planetarne to największe formy powierzchni Ziemi, zaliczamy
do nich cokoły kontynentalne oraz obszary oceaniczne.
Kontynenty są obszarami lądu, które w największej części sięgają
wysokości do 1000 m, obszary wyżej wyniesione są w mniejszości
tworzące bloki kontynentalne.
Obszary dna oceanicznego w największej części sięgają głębokości
4000-5000 m.
Najgłębsze miejsce w dnie oceanu to głębia Nero w Rowie
Mariańskim (11 035 m p.p.m. ), a Mt Everest to najwyższe
wyniesienie na lądzie (8848 m n.p.m.). Różnica między tymi dwoma
punktami wynosi 19 881 m.
3.1. Formy planetarne
Litosfera podzielona jest na 20 płyt litosferycznych
obejmujących zarówno kontynenty i obszary oceaniczne.
Hipotezy powstania kontynentów
Rozmieszczenie cokołów kontynentalnych i basenów oceanicznych
jest nierównomierne. Na kuli ziemskiej najbardziej lądowa jest
półkula północno-wschodnia, a najbardziej wodna południowozachodnia. Stąd podział na półkulę morską i lądową. 89%
powierzchni półkuli morskiej, której środek znajduje się na Nowej
Zelandii, zajmuje ocean, a lądy 11%. Na półkuli lądowej, której
środek znajduje się w Hiszpanii, lądy zajmują 47%, a morze 53%.
Pochodzenie i obecne rozmieszczenie basenów oceanicznych i
cokołów kontynentalnych jest tłumaczone bardzo rozmaicie. Teoria
izostazji zakładała permanencję, odwieczną ich trwałość. Hipoteza
kontrakcyjna przyjmowała zapadanie się pewnych części skorupy
ziemskiej i w ten sposób powstawanie zagłębień oceanicznych.
Hipotezy powstania kontynentów
Całkowicie odmienny pogląd przedstawił A. Wegener (1912).
Wysunął on hipotezę, że aż po górny karbon istniał tylko jeden wielki
kontynent (Pangea), pływający na magmowym plastycznym podłożu
(rys. 3). Ten prakontynent rozpadł się na kry, które pod wpływem
ruchu obrotowego Ziemi oraz przyciągania Księżyca i Słońca
przesuwały się i przesuwają ku zachodowi oraz ku równikowi. W
wyniku tych ruchów kry Antarktydy, Australii i Azji odsuwały się od
kry Afryki w ciągu jury, kredy i trzeciorzędu. Kra afrykańska i
południowo-amerykańska oddzieliły się od siebie w kredzie, Ameryka
Północna od Europy w trzeciorzędzie, a w części północnej w
czwartorzędzie.
Hipotezy powstania kontynentów
Rys. 3. Położenie epok w różnych epokach geologicznych wg A. Wegenera (1912)
Hipotezy powstania kontynentów
Zupełnie inaczej wyjaśnia powstawanie form planetarnych hipoteza
ekspansji. Zakłada ona, że przed czterema miliardami lat kula
ziemska była dużo mniejsza: długość jej promienia wynosiła zaledwie
4880 km (dziś 6370 km). W miarę nabrzmiewania i powiększania kuli
ziemskiej, powodowanego naciskiem podpływającej magmy,
następowało rozsuwanie się kier kontynentalnych wzdłuż pęknięć
skorupy ziemskiej. Szczeliny były stopniowo poszerzane w rowy,
baseny morskie (Morze Czerwone), a nawet baseny oceaniczne,
które są tworami młodymi (rys. 4).
Rys. 4. Powstanie Oceanu Atlantyckiego
i rozszerzanie się jego dna wg M.
Książkiewicza (1974)
a - okres sprzed oddzielenia się kontynentów Starego i Nowego Świata. Na krę kontynentalną (białe pole)
zanurzoną w podłożu (rzadkie pionowe kreski) działają prądy podskorupowe, które doprowadzą do jej rozerwania;
b - okres jurajski. Kontynent został rozerwany, szczelinę między rozsuniętymi kontynentami wypełniają
krzepnące skały magmowe (gęstsze kreski pionowe). Na dnie powstałego morza tworzą się osady wieku
jurajskiego (oznaczone czarno); c - okres kredowy. Kontynenty oddaliły się od siebie. Dno oceaniczne zostało
rozerwane i rozsunięte, w środku oceanu powstało nowe dno (gęste pionowe kreski). Rozsunięte części dna
pokrywają osady wieku kredowego, zaznaczone grubymi kreskami pionowymi; d - okres trzeciorzędowy. Dalsze
rozszerzanie się Atlantyku. Nowe części dna zaznaczone kratką. Tworzące się osady oznaczono kropkami
Hipotezy powstania kontynentów
Hipoteza rozprzestrzeniania się dna oceanicznego (sea floor
spreading) tłumaczy powstawanie basenów oceanicznych
wciskaniem się skał magmowych w szczeliny między rozerwanymi i
rozsuniętymi sztywnymi krami litosfery, zwłaszcza w obrębie den
oceanicznych. Zatem także ta hipoteza przyjmuje starość
kontynentów i młodość basenów oceanicznych.
U schyłku lat sześćdziesiątych naszego stulecia powszechnie
przyjęto teorię tektoniki płyt (rys. 5). Rozmiary płyt litosfery wynoszą
od 105 do 108 km2, a ich grubość sięga od 70 km pod dnami oceanów
do ok. 150 km pod kontynentami.
Hipotezy powstania kontynentów
Wyróżnia się siedem wielkich płyt o powierzchni 108 km2:
eurazjatycką,
afrykańską,
australo-indyjską,
pacyficzną,
północnoamerykańską, południowoamerykańską i antarktyczną;
siedem płyt średniej wielkości o powierzchni l06 – l07 km2 (np.
arabska) oraz ponad 20 mniejszych płyt o powierzchni 105- 106 km2
(np. turecko-egejska i irańska), które ogólnie występują w strefach
kolizji dwóch kontynentów lub kontynentu z łukiem wyspowym.
Strefom kolizji towarzyszą różne zjawiska, jak tensja, wulkanizm i
uskoki transformujące (poprzeczne). Strefy subdukcji znaczą łuki
wysp, głębokie rowy oceaniczne, młode kordyliery i silne trzęsienia
ziemi.
Rys. 5. Tektonika planetarna wg M. Książkiewicza (1974)
Skorupa ziemska zbudowana z kier, które oddalają się od siebie lub ze sobą się ścierają. Strefy rozrywań
zaznaczono linią podwójną, liniami przerywanymi strefy zgniatania, liniami ciągłymi ważniejsze uskoki, strzałkami
kierunki podsuwania się dna oceanicznego. Liczby oznaczają prędkość ruchu w cm/rok w ciągu ostatnich 4 min
lat
3.1. Formy planetarne cd.
Cechą płyt litosferycznych jest ich zdolność do przemieszczania się
względem siebie (kilkanaście cm/rok). Skutkiem tego jest
przemieszczanie się kontynentów na globie.
Ważną rolę w procesach kształtowania wielkich form odgrywają
granice płyt. Wyróżniamy ich 3 rodzaje:
a. Zbieżne (konwergentne) – wzdłuż których płyty zbliżają się do
siebie.
b. Rozbieżne (dywergentne) - wzdłuż których płyty oddalają się do
siebie.
c. Transformujące - wzdłuż których płyty przesuwają się względem
siebie w poziomie.
3.2. Rzeźbotwórcza działalność sił wewnętrznych
Na granicach płyt zachodzą różne procesy tektoniczne
prowadzące do zróżnicowania morfologicznego form na
granicach płyt.
Przykładem może być zjawisko subdukcji, czyli zbieżność dwóch płyt
oceanicznych powodujące obniżenie się jednej pod drugą – powstaje
rów oceaniczny oraz łuk wysp wulkanicznych.
Te wszystkie procesy związane z ruchami płyt względem
siebie, na skutek działania sił wewnętrznych nazywa się
diastrofizmem.
3.2. Rzeźbotwórcza działalność sił wewnętrznych
RUCHY DIASTROFICZNE
Przemieszczenia oddziałujące na skorupę ziemską
przejawiają się jako ruchy:
• izostatyczne,
• epejrogeniczne,
• diktyogeniczne,
• orogeniczne (górotwórcze),
a towarzyszą im trzęsienia ziemi oraz procesy plutoniczne i
wulkaniczne.
3.2. Rzeźbotwórcza działalność sił wewnętrznych
RUCHY IZOSTATYCZNE
Równowaga skorupy ziemskiej może być zaburzona wskutek
obciążenia lub odciążenia. Gdy równowaga ta ulegnie
zaburzeniu, następuje ruch izostatyczny.
Czynnikiem obciążającym może być:
o powstanie grubej pokrywy lądolodu,
o wzrost ilości wody w zbiornikach jeziornych lub morskich,
o narastanie osadów w basenach morskich,
o zwiększenie obciążenia skorupy ziemskiej w wyniku
ruchów górotworu.
Odciążenie następuje wskutek:
 topnienia pokrywy lądolodu,
 zmniejszenia się ilości wody w jeziorze (np. w
plejstoceńskim
jeziorze
Bonneville
w
Stanach
Zjednoczonych),
 niszczenia
obszarów
kontynentalnych, zwłaszcza
górskich, przez siły zewnętrzne.
Wskutek narastania pokrywy lądolodu do grubości ok. 3000 m tarcze: Fennoskandii
i kanadyjska, stanowiące centra zlodowaceń, były w plejstocenie wtłoczone w głąb.
Po ustąpieniu lądolodów skorupa ziemska wraca do poprzedniego położenia.
Najbardziej, bo o 275 m, podniósł się obszar położony na zachód od Zatoki
Botnickiej, a o 300 m obszar zajęty przez Zatokę Hudsona.
3.2. Rzeźbotwórcza działalność sił wewnętrznych
RUCHY EPEJROGENICZNE
Ruchy epejrogeniczne są to bardzo powolne ruchy pionowe,
powodujące wydźwignięcie lądu. Ruchom tym są
przeciwstawiane ruchy talasogeniczne, obniżające dno
morskie. Nieraz na tym samym obszarze zachodziło na
przemian podnoszenie i obniżanie, a więc ruchy wahadłowe.
Przyczyny tych ruchów są różnie tłumaczone, m.in. procesami
magmowymi. O istnieniu ruchów epejrogenicznych świadczą
różne fakty, np. transgresje i regresje płytkich mórz
epikontynentalnych, różna wysokość nad poziomem morza
równowiekowych teras morskich i starych, równowiekowych
powierzchni zrównania w obrębie kontynentów.
3.2. Rzeźbotwórcza działalność sił wewnętrznych
RUCHY EPEJROGENICZNE
Najczęściej cytowanym przykładem świadczącym o ruchach
wahadłowych są kolumny tzw. świątyni Jowisza Serapisa koło
Neapolu. Świątynię, zbudowaną ponad 2000 lat temu na brzegu
morskim, zasypały popioły Wezuwiusza w 79 r., w średniowieczu
pogrążyła się ona w morzu na głębokość kilku metrów, a w XVI w.
wynurzyła się z powrotem. W latach 1905 - 1945 wybrzeże obniżyło
się o ok. l m i dolne części kolumn znalazły się znowu w morzu.
3.2. Rzeźbotwórcza działalność sił wewnętrznych
RUCHY DIKTYOGENICZNE
Ruchy diktyogeniczne, czyli wielkopromienne albo
neotektoniczne, są wiązane, podobnie jak epejrogeniczne,
z podskorupowymi przemieszczeniami magmy lub z
bocznymi naciskami. W wyniku tych ruchów powstawały w
neogenie i czwartorzędzie nabrzmienia i obniżenia,
podłużne lub kopulaste, o zasięgu do kilkuset kilometrów i
wysokości do kilkuset metrów. Takiemu sfalowaniu
wielkopromiennemu uległ w Polsce zarówno wał
metakarpacki, jak i orogen karpacki.
3.2. Rzeźbotwórcza działalność sił wewnętrznych
RUCHY OROGENICZNE
Ruchy orogeniczne doprowadzają do powstania
łańcuchów gór fałdowych na skutek działania nacisku
skierowanego poziomo. Istnieją różne hipotezy
wyjaśniające przyczyny i przebieg ruchów górotwórczych.
W dobie obecnej różni autorzy starają się wyjaśnić
powstanie młodych łańcuchów górskich na podstawie
hipotezy przyjmującej ruchy płyt litosfery.
Według nowej teorii (H. Hess, R. Dietz 1962) dno oceaniczne
podsuwa się pod kontynenty. W strefie pogrążania powstaje rów
oceaniczny, wypełniający się osadami. W miarę pogrążania się i
podsuwania skorupy oceanicznej pod bloki kontynentalne,
zarówno osady, jak też ich podłoże, natrafiając na opór ze strony
kontynentu, ulegają sfałdowaniu. W ten sposób u brzegów Oceanu
Spokojnego powstały łańcuchy górskie. Rozprzestrzenianie się
skorupy podoceanicznej może też zbliżyć do siebie biernie niesione
kontynenty i spowodować ich starcie, w wyniku którego mogą
powstać deformacje i łańcuchy górskie. Już od dawna uważa się
łańcuchy górskie południowej Europy za rezultat starcia się dwóch
kier kontynentalnych: europejskiej i afrykańskiej.
Niektóre prawdopodobne mechanizmy powstawania
gór wynikające z tektoniki płyt wg C. Olliera (1987)
a - kolizja kontynentu z kontynentem (typ
himalajski);
b - kolizja kontynentu z dnem oceanu związana
z nasunięciem się kontynentu i subdukcją dna
oceanu (typ andyjski);
c - kolizja kontynentu z dnem oceanu i związane
z tym podsuniecie się osadów oceanicznych
pod kontynent, a następnie wyniesienie
brzeżnej części kontynentu;
d - pogrubienie skorupy ziemskiej w wyniku
kolizji płyt, prawdopodobnie z towarzyszącym
temu grawitacyjnym spływem skał blisko
powierzchni
3.3. Główne rysy ukształtowania kontynentów
Główne kryterium podziału kontynentów to udział ich
obszarów położonych na różnych wysokościach.
3.3. Główne rysy ukształtowania kontynentów
Dla scharakteryzowania głównych cech rzeźby terenów lądowych
używa się kryterium hipsometryczno – morfograficznego, które
uwzględnia na jakiej wysokości położna jest forma oraz jej
ukształtowanie terenu.
3.3. Główne rysy ukształtowania kontynentów
Ważnymi elementami bloków kontynentalnych są krawędzie
zewnętrzne przyczyniające się do zróżnicowania form planetarnych.
Istnieją ich dwa rodzaje:
o Krawędzie aktywne przylegające do zbieżnych granic płyt
litosferycznych, na których dominuje subdukcja lub pogrubianie
skorupy kontynentalnej. Wzdłuż nich tworzą się łańcuchy górskie,
zachodzą intensywne procesy wulkaniczne.
o Krawędzie pasywne, ich przeciwieństwo, wyznaczające granicę
pomiędzy litosferą kontynentalną i oceaniczną w obrębie jednej
płyty. Stanowią one często rozległe przestrzenie liczące nawet
tysiące km długości. Aktywność tektoniczna w ich obszarze jest
niewielka.
Ich rozwój jest inicjowany powstaniem rozbieżnej granicy płyt, ale
wraz z upływem czasu oddalają się one coraz bardziej od siebie.
3.3. Główne rysy ukształtowania kontynentów
Typowymi formami ukształtowania
powierzchni kontynentów są rozległe
równiny nadbrzeżne, przedłużające się w
szeroki i łagodnie opadający szelf
podmorski. W niektórych miejscach
mają odmienny charakter tworząc
wielkie progi kontynentalne czyli wąski
pas szerokości 10-50 km, za którym
ostro wyrasta skalny próg o całkowitej
wysokości ponad 2000 m, a ich
powszechnym elementem są wysokie
urwiska skalne.
3.4. Rzeźby dna morskiego
W obrębie bloków kontynentalnych i basenów
oceanicznych można wyróżnić 3 główne obszary dna o
zróżnicowanej głębokości:
o strefa otaczająca lądowe obszary kontynentalne,
będąca jak gdyby ich podmorskim przedłużeniem i
określana jako obrzeże kontynentalne lub krawędź
kontynentalna;
o baseny oceaniczne, położone na głębokości 4000-6000
m, stanowiące główny składnik den oceanów;
o strefy głębokich rowów w dnie oceanicznym.
3.4. Rzeźby dna morskiego
OBRZEŻE KONTYNENTALNE
Obrzeże kontynentalne składa się z trzech podstawowych
elementów: szelfu, stoku kontynentalnego i podnóża
kontynentalnego.
3.4. Rzeźby dna morskiego
OBRZEŻE KONTYNENTALNE
Szelf jest najpłytszą częścią, przylegającą bezpośrednio do lądu. Jest to łagodnie
nachylona w kierunku otwartego morza powierzchnia (średnio poniżej 1°),
rozciągająca się do głębokości około 150 m, chociaż w poszczególnych obszarach
krawędź szelfu może znajdować się na głębokości od 60 do 400 m poniżej
poziomu morza. Szerokość szelfu jest zróżnicowana, od kilku do kilkuset
kilometrów, wykazując zależność od charakteru krawędzi kontynentalnej i
ukształtowania terenu przyległego lądu.
Zewnętrzną granicę szelfu wyznacza stok kontynentalny. W jego obrębie rośnie
nachylenie dna od 1 do 6°. Stok jest rozcięty głębokimi dolinami, określanymi jako
kaniony podmorskie. Ich głębokość i stromość zboczy jest porównywalna z
najgłębszymi dolinami rzecznymi na kontynentach. Na ogół występują one na
przedłużeniu dolin rzecznych na lądzie.
U podnóża stoku kontynentalnego rozciąga się podnóże kontynentalne, które jest
strefą przejściową do dna basenu oceanicznego. Jego nachylenie wynosi średnio
około 0,5°. Podnóże jest obszarem akumulacji materiału znoszonego z szelfu i
stoku kontynentalnego i można w jego obrębie wyróżnić nakładające się na siebie
płaskie stożki, zbudowane z piasku i pyłu naniesionego przez prądy zawiesinowe.
3.4. Rzeźby dna morskiego
BASENY OCEANICZNE
Stanowią 30% powierzchni Ziemi, obramowane są podnóżami i stokami
kontynentalnymi od strony bloków lądowych oraz podmorskimi grzbietami i
wzniesieniami śródoceanicznymi. W dnach basenów oceanicznych można wyróżnić
dwa główne typy rzeźby. Rozległe powierzchnie (wysokość do 1000 m), zwłaszcza w
częściach zewnętrznych, są zajmowane przez równiny abisalne (ang. abyss - głębia).
Zbudowane są one z materii mineralnej i organicznej opadającej na dno (bazaltowa
skorupa oceaniczna.
3.4. Rzeźby dna morskiego
BASENY OCEANICZNE
Drugi typ rzeźby basenów oceanicznych stanowią wzniesienia i góry podwodne
osiągające wysokość do kilku tys. m. Są one pochodzenia wulkanicznego i powstają
w miejscach, gdzie płyta oceaniczna przesuwa się nad plamą gorąca.
Znaczna intensywność zjawisk magmowych może spowodować, że podmorski
wulkan rośnie ponad poziom morza, tworząc wulkaniczną wyspę oceaniczną.
Szczególnym rodzajem gór podwodnych są gujoty, wyróżniające się płaską, ściętą
powierzchnią szczytową oraz obecnością pozostałości raf koralowych.
3.4. Rzeźby dna morskiego
GRZBIETY SRÓDOCEANICZNE
Są to długie systemy podmorskich gór o specyficznej rzeźbie. Ich oś wyznaczają
głębokie rozpadliny - doliny ryftowe, będące miejscem aktywnego wulkanizmu
podmorskiego i wydostawania się bazaltowej lawy na dno oceaniczne. Głębokość
tych rozpadlin wynosi od kilkuset metrów do kilku 33 kilometrów. Po obu
stronach doliny ryftowej znajdują się wzniesienia, biegnące równolegle do siebie.
Są asymetryczne i opadają łagodniej na zewnątrz. Grzbiety śródoceaniczne są
poprzecinane rozpadlinami poprzecznymi do osi grzbietu, o mniejszej głębokości
niż dolina ryftowa.
ROWY OCEANICZNE
Tworzą się wzdłuż zbieżnych granic płyt, wyznaczając przebieg stref aktywnej
subdukcji, głównie płyt oceanicznych pod kontynentalne.
WYSPY OCEANICZNE
To w istocie podwodne góry, których wysokość jest na tyle znaczna, że ich
najwyższe partie wystają ponad powierzchnię wody. Najwyższa z tych gór tworzy
wyspę Hawaii (Big Island) w archipelagu Hawajów na Oceanie Spokojnym. Jej
wysokość wynosi prawie 10 000 m, z czego na część nadwodną przypada 4205 m
(wysokość szczytu Mauna Kea).
3.4. Rzeźby dna morskiego
WYSPY OCEANICZNE
Ogólnie wyspy oceaniczne można podzielić ze względu na genezę na
trzy grupy. Pierwsze z nich to pojedyncze wyspy lub ciągi wysp
nawiązujące do położenia śródpłytowych gorących plam,
współczesnych lub dawniejszych (np. Hawaje, Wyspy Kanaryjskie).
Druga grupa to wystające ponad powierzchnię oceanu fragmenty
bardzo młodych grzbietów śródoceanicznych (np. Islandia). Te dwa
typy wysp zbudowane są niemal wyłącznie ze skał wulkanicznych
(bazaltów).
Trzecia grupa to łukowate zgrupowania - łuki wyspowe,
towarzyszące strefom subdukcji. Przykładami są archipelagi
Aleutów, Wysp Kurylskich, Marianów i inne. W budowie niektórych
łuków wyspowych, oprócz skał wulkanicznych (bazaltów,
andezytów), biorą udział silnie zdeformowane w strefie subdukcji
skały osadowe, a także plutoniczne i metamorficzne (np. Antyle).
Dziękuję za uwagę
Download

Ruchy epejrogeniczne