Ruchy epejrogeniczne
advertisement
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
