Procesy endogeniczne i egzogeniczne

Zobacz slidy

Treść prezentacji

Slide 1

WAŻNIEJSZE PROCESY ENDOGENICZNE I EGZOGENICZNE Dr Leszek J. Kaszubowski Zakład Geologii Inżynierskiej i Hydrogeologii ZUT e-mail: kaszubowskizut.edu.pl

Slide 2

1. PROCESY ENDOGENICZNE 1.1. PROCESY PLUTONICZNE 1.2. PROCESY WULKANICZNE 1.3. PROCESY EPEJROGENICZNE Procesy epejrogeniczne (lądotwórcze) to powolne i długotrwałe na dużą skalę pionowe ruchy skorupy ziemskiej. Występują ruchy obniżeniowe, co prowadzi do transgresji morskich, lub ruchy wznoszące prowadzące do regresji morskich. Dowodem powolnych, pionowych ruchów skorupy ziemskiej są bardzo grube pokłady skał powstające w płytkich morzach. Osady te posiadają miąższość do kilku tysięcy metrów. Dzieje się to dzięki długotrwałemu, powolnemu obniżaniu się dna morskiego. Przyczyny ruchów lądotwórczych związane są najczęściej z przemieszczaniem się magmy w podłożu litosfery, zmianami stanu skupienia materii na granicy astenosfery i litosfery, zmianami objętości podłoża kontynentów uwarunkowanymi głównie temperaturą oraz poziomymi naciskami płyt litosfery. Przykładami ruchów epejrogenicznych jest obszar Morza Tyrreńskiego (obniżony dawny obszar lądowy) i podnoszący się Półwysep Apeniński. Innymi przykładami ruchów obniżeniowych są obszary wybrzeża Holandii i Zatoki Gdańskiej w Polsce. Specyficznym rodzajem ruchów pionowych skorupy ziemskiej są ruchy izostatyczne. Ruchy te polegają na tym, że płyty litosferyczne, które pływają po plastycznym materiale astenosfery dążą do osiągnięcia równowagi grawitacyjnej. Płyty litosferyczne mogą być obciążane w różnym stopniu przez różne czynniki np. przez lądolody lub przez wzmożoną sedymentację w płytkich zbiornikach morskich. Wskutek stopnienia lądolodu lub wzmożonych procesów erozyjnych płyty litosferyczne ulegają odciążeniu i podnoszą się. Ruchy pionowe wznoszące na kontynentach po ustąpieniu lądolodu nazywają się ruchami glaciizostatycznymi. Przykładem takich ruchów są ruchy wznoszące na Półwyspie Skandynawskim, na obszarach Kanady i Wyspach Brytyjskich. Przykładem pogrążania się płyty litosferycznej pod wpływem nacisku lądolodu jest obszar Antarktydy (grubość pokrywy lodowej dochodzi do 4 km), gdzie wskutek tego procesu obszar lądowy pogrążył się na około 200 300 m.

Slide 3

1.4. PROCESY GÓROTWÓRCZE W górach fałdowych można wyróżnić następujące deformacje ciągłe: -fałd pionowy w tym wypadku oś fałdu jest prostopadła do płaszczyzny. -fałd pochylony oś fałdu tworzy z płaszczyzną duży kąt ostry. -fałd obalony oś fałdu tworzy z płaszczyzną mały kąt ostry. - fałd leżący oś fałdu jest równoległa z płaszczyzną. - fałd przewalony oś fałdu jest usytuowana poniżej płaszczyzny odniesienia

Slide 5

Na obszarze gór fałdowych wyróżnia się zapadliska śródgórskie i zapadliska przedgórskie w obrębie których wskutek zróżnicowanych ruchów pionowych tworzyły się deformacje nieciągłe. Zapadliska śródgórskie występują wewnątrz łańcuchów górskich i powstawały podczas ruchów wypiętrzających orogen. Zapadliska przedgórskie występują na przedpolu łańcuchów górskich na kontakcie z platformą i powstawały podczas ruchów podnoszących orogen. Na obszarze zapadlisk można wyróżnić następujące deformacje nieciągłe: - uskok pionowy powierzchnia poślizgu tektonicznego jest prostopadła do płaszczyzny. - uskok normalny powierzchnia poślizgu tektonicznego jest pochylona w prawo. - uskok odwrócony powierzchnia poślizgu tektonicznego jest pochylona w lewo. - uskok transformacyjny (przesuwczy) przesunięte w płaszczyźnie poziomej bloki skalne. - rów tektoniczny obniżony blok skalny względem bloków sąsiednich. - zrąb wydźwignięty blok skalny względem bloków sąsiednich.

Slide 6

1.5. TRZĘSIENIA ZIEMI Trzęsieniem Ziemi nazywamy gwałtowne w ciągu kilku lub kilkunastu sekund uwolnienie znacznej ilości energii mechanicznej nagromadzonej w skałach skorupy ziemskiej lub górnego płaszcza. Trzęsienie Ziemi jest wywołane wzajemnym przemieszczaniem się mas skalnych generujących drgania rozchodzące się w postaci fal sejsmicznych. Wyróżnia się trzy generacje fal sejsmicznych: fale podłużne, fale poprzeczne i fale powierzchniowe. Fale podłużne (P) posiadają największe prędkości, gdzie drgania impulsów sejsmicznych rozchodzą się zgodne z głównym kierunkiem rozchodzenia się fali. Fale poprzeczne (S) posiadają mniejsze prędkości niż fale podłużne, gdzie drgania impulsów sejsmicznych rozchodzą się poprzecznie w stosunku do głównego kierunku rozchodzenia się fali. Fale poprzeczne rozchodzą się tylko w ośrodkach stałych, podczas gdy w cieczach i gazach ulegają wygaśnięciu. Fale powierzchniowe (L) rozprzestrzeniają się po powierzchni Ziemi i posiadają najmniejsze prędkości. Hipocentrum (ognisko trzęsienia Ziemi) miejsce w głębi Ziemi, w którym wyzwolona została energia odpowiedzialna za powstanie trzęsienia Ziemi. Epicentrum (ośrodek trzęsienia Ziemi) miejsce na powierzchni Ziemi położone bezpośrednio nad hipocentrum, gdzie fale sejsmiczne o największej sile docierają bezpośrednio do powierzchni Ziemi.

Slide 7

Ze względu na genezę trzęsienia Ziemi można podzielić na cztery główne rodzaje: trzęsienia tektoniczne, wulkaniczne, zapadowe i antropogeniczne. Trzęsienia tektoniczne to najczęstsze i najgroźniejsze trzęsienia Ziemi. Stanowią 90 wszystkich trzęsień zachodzących na kuli ziemskiej. Ich przyczyną jest gwałtowne uwolnienie energii nagromadzonej w skorupie ziemskiej lub płaszczu górnym. Występują najczęściej w strefach granicznych płyt litosferycznych na obszarze stref subdukcji lub w obrębie grzbietów śródoceanicznych. Mogą występować także na obszarze młodych gór fałdowych. Trzęsienia wulkaniczne trzęsienia Ziemi słabsze od tektonicznych i mniej rozpowszechnione. Stanowią ok. 7 wszystkich trzęsień zachodzących na Ziemi. Ich przyczyną jest gwałtowna erupcja wulkanów lub zapadanie się stropów opróżnianych komór magmowych. Trzęsienia zapadowe należą do rzadszych trzęsień Ziemi spowodowanych zawaleniem się stropów jaskiń krasowych. Stanowią ok. 2 wszystkich trzęsień Ziemi. Trzęsienia antropogeniczne są spowodowane tąpnięnciem stropów wyrobisk górniczych (np. na obszarze Górnego Śląska). Stanowią ok. 1 wszystkich trzęsień Ziemi. Ze względu na zagrożenie wstrząsami sejsmicznymi, ich częstotliwością i siłą, wyróżnia się trzy rodzaje obszarów: obszary sejsmiczne, obszary pensejsmiczne i obszary asejsmiczne. Obszary sejsmiczne to obszary o silnych i częstych trzęsieniach Ziemi (co kilka lub kilkanaście lat). Obejmują one obszar grzbietów śródoceanicznych, stref subdukcji oraz strefę młodych gór fałdowych. Obszary pensejsmiczne to obszary starszych fałdowań (obszary fałdowań kaledońskich i hercyńskich np. Masyw Centralny, G. Harz, G. Ural czy Wielkie Góry Wododziałowe). Trzęsienia Ziemi zdarzają się co kilka set lat i posiadają niezbyt dużą siłę. Obszary asejsmiczne to obszary, gdzie nie występują trzęsienia Ziemi. Zalicza się tutaj najstabilniejsze obszary skorupy ziemskiej (sztywne kratony archaicznoproterozoiczne obszary platformowe. Przykładem może być obszar: Platformy Wschodnioeuropejskiej, Platformy Syberyjskiej, Platformy Chińsko-Koreańskiej, Platformy Południowo-Chińskiej, Platformy Saharyjskiej, Platformy Południowoafrykańskiej, Platformy Australijskiej i Platform Ameryki Półn. i Połud.

Slide 8

2. PROCESY EGZOGENICZNE 2. 1. WIETRZENIE SKAŁ

Slide 9

2.1. PROCESY WIETRZENIA SKAŁ Wyróżnia się procesy wietrzenie fizycznego, wietrzenia chemicznego i procesy wietrzenia biologicznego. Wietrzenie fizyczne (mechaniczne) to mechaniczne rozdrabnianie skał pod wpływem zmian temperatury, działania wiatru, lodowców i innych czynników fizycznych. Zmiany temperatury o charakterze dobowym czy sezonowym są potęgowane insolacją (oddziaływaniem słońca na powierzchnię skał). Powoduje to wzrost ich temperatury nawet do 2 00 C w stosunku do temperatury powietrza. Wskutek różnej rozszerzalności cieplnej minerałów zawartych w skałach (różne rozszerzanie i kurczenie kryształów - minerały ciemne pochłaniają więcej ciepła niż minerały jasne) dochodzi do rozpadu ziarnowego skał (dezintegracja granularna). Różnica temperatury między powierzchniową (silnie ogrzewaną) warstewką skały, a jej wnętrzem prowadzi do łuszczenia się skały i tworzą się równoległe płyty lub skorupy (dezintegracja płytowa). W klimatach zimnych często dochodzi do cyklicznego zamarzania i rozmarzania wody zawartej w szczelinach skalnych. Prowadzi to do rozpadu blokowego skał (dezintegracja blokowa). W skutek przedłużającej się suszy na powierzchniach skał ilastych (pęcznieją albo kurczą się) tworzą się tzw. szczeliny z wysychania. Wietrzenie fizyczne jest najbardziej intensywne w strefach klimatu gorącego suchego (strefy zwrotnikowe) i klimatu umiarkowanego chłodnego oraz w strefie klimatów okołobiegunowych. Wietrzenie chemiczne Polega głównie na zmianie składu chemicznego skały pod wpływem działania wody i zawartych tam związków chemicznych. Do głównych czynników wietrzenia chemicznego można zaliczyć: rozpuszczanie, uwodnienie, hydrolizę, utlenianie, redukcję i uwęglanowienie. Rozpuszczenie to proces przejścia związków mineralnych pod wpływem wody w roztwory wodne. Podczas tej fazy wietrzenia chemicznego usuwane są minerały najbardziej podatne na rozpuszczenie.

Slide 10

Uwodnienie - polega na przyłączeniu cząsteczek wody do minerału. Powoduje to rozluźnienie sieci krystalicznej, co sprzyja wietrzeniu. Przykładem jest przejście anhydrytu w gips, czy hematytu (tlenku żelaza) w limonit (uwodniony tlenek żelaza). Hydroliza polega na rozkładzie minerałów pod wpływem wody zawierającej CO2 na część zasadową i kwaśną. Jeden z produktów rozkładu jest nierozpuszczalny i pozostaje na miejscu, natomiast drugi ulega wyługowaniu. Utlenianie polega na łączeniu się składników mineralnych z wolnym tlenem atmosferycznym. W efekcie związki beztlenowe przechodzą w tlenowe (np. siarczki w siarczany). Redukcja to proces odwrotny to utleniania. Wywołany jest głównie działalnością bakterii lub rozkładem materii organicznej w środowisku pozbawionym wolnego tlenu. Uwęglanowienie to proces przejścia związków chemicznych pod wpływem kwasu węglowego rozpuszczonego w wodzie w węglany. Proces ten może także doprowadzić do rozpuszczania węglanów wapnia, magnezu i żelaza. Wietrzenie biologiczne - polega na rozdrobnieniu skał (rozpad blokowy lub ziarnowy) przez rozrastający się system korzeniowy drzew lub przez rozpulchnienie powierzchni skał poprzez działalność kopiącą i ryjącą zwierząt. Mikroorganizmy rozkładają materię organiczną i powstaje warstwa humusowa (próchniczna) bardzo ważna dla rozwijającego się systemu glebowego. 2.2. PROCESY EOLICZNE (WIATROWE DZIAŁALNOŚĆ NISZCZĄCA I BUDUJĄCA) Erozja eoliczna Jest spowodowana przez działalność wiatru. Wywiewanie drobnego materiału piaszczystego nazywa się deflacją. W wyniku deflacji powstają niecki deflacyjne (zagłębienia w powierzchni terenu). Grubszy materiał, który pozostał na dnie niecek deflacyjnych nazywa się brukiem deflacyjnym. Niszczenie skał przez wiatr i jego ładunek nazywa się korazją. W wyniku działania korazji tworzą się nisze korazyjne (zagłębienia u podstawy skał). Korazja doprowadza do powstawania grzybów skalnych (ostańców), które z czasem mogą zostać przewrócone w wyniku wzmożonego podcinania dolnych partii tych form. Jeśli korazja jest nasilona w jednym kierunku i działa przez dłuższy czas to powstają bruzdy korazyjne, a formy wypukłe, które je rozdzielają nazywają się jardangami.

Slide 11

Akumulacja osadów eolicznych to nagromadzenia osadów w wyniku działalności wiatru w postaci wydm śródlądowych (np. w obrębie teras rzecznych) lub wydm nadbrzeżnych w strefie brzegu morskiego.. Ponadto tworzą się pyły pustynne, i lessy jako formy działania wiatru. 2.3. DZIAŁALNOŚĆ WÓD PŁYNĄCYCH (NISZCZĄCA I BUDUJĄCA) 2.3.1. Działalność niszcząca Erozja rzeczna jest spowodowana przez działalność rzek. Wyróżnia się tutaj erozję wgłębną, denną, boczną i wsteczną. Erozja wgłębna polega na niszczeniu podłoża skalnego po którym rzeka płynie. Występuje w górnym biegu rzeki. Erozja denna niszczenie przez rzekę swoich osadów. Występuje w środkowym i dolnym biegu rzeki. Erozja boczna to podmywanie brzegów doliny rzecznej w środkowym biegu rzeki. Na półkuli północnej najintensywniej podmywane są brzegi prawe, a na półkuli południowej lewe. Erozja wsteczna ma związek z podmywaniem dolnych części progów wodospadów w górnym biegu rzek. Erozja wsteczna może doprowadzić do przecięcia działu wodnego i powstania kaptażu rzecznego (przeciągnięcia jednej rzeki przez drugą rzekę). W działalności rzek ważną rolę odgrywa podstawa erozyjna rzek czyli poziom mórz i oceanów do których rzeki uchodzą. Jeżeli podstawa erozyjna się podnosi (transgresja oceanu światowego podnoszenie się poziomu wód), to rzeki akumulują w dolnych odcinkach. Natomiast jeżeli podstawa erozyjna się obniża to rzeki erodują w dolnych odcinkach i wcinają się we własne osady. 2.3.2. Działalność budująca Sedymentacja osadów opadanie na dno zbiorników wodnych okruchów skalnych pod wpływem siły ciężkości. W rzekach w wyniku tej działalności tworzą się stożki napływowe (kształty trójkątne) w miejscach, gdzie słabnie siła transportowa wody. W wyniku działalności akumulacyjnej rzek u ich ujścia tworzą się delty jako ogromne stożki napływowe.

Slide 12

2.4. DZIAŁALNOŚĆ MÓRZ (NISZCZĄCA I BUDUJĄCA) 2.4.1. Działalność niszcząca Erozja morska to niszcząca działalność fal morskich zwana też abrazją. Fale morskie działają niszcząco na dno, plażę i brzeg morski. Wynikiem tego niszczenia jest tworząca się platforma abrazyjna pochylona do zbiornika morskiego. W wyniku podmywania brzegu morskiego tworzy się pionowa ściana zwana klifem morskim. 2.4.2. Działalność budująca W morzach tworzą się osady o różnym charakterze: osady terrygeniczne -przyniesione przez wiatr, rzeki i lodowce, osady organogeniczne (opadające na dno morza szczątki organiczne), osady chemiczne-ewaporaty (wytrącające się z roztworów wodnych związki chemiczne). W zależności od odległości od brzegu morskiego wyróżnia się następujące rodzaje osadów morskich: osady litoralne (tworzą się od brzegu morza do głębokości 40-60 m- do granicy zasięgu życia roślin przyczepionych do dna morskiego), osady nerytyczne (tworzą się od granicy osadów litoralnych do głębokości 230 m osady szelfowe), osady hemipelagiczne (tworzą się na stokach kontynentów do głębokości 4000 m). Można tutaj wyróżnić muły błękitne i szare , muły czerwone, muły wapienne i muły czarne, osady eupelagiczne (abysalne) tworzą się w głębiach oceanicznych. Można tutaj wymienić muły globigerynowe, czerwone iły głębinowe, muły radiolariowe i muły okrzemkowe.

Slide 13

2.5. DZIAŁALNOŚĆ LODOWCÓW GÓRSKICH DZIAŁALNOŚĆ NISZCZĄCA Lodowce górskie tworzą się powyżej granicy wiecznego śniegu (obszar na którym akumulacja śniegu przewyższa jego topnienie) w wysokich partiach gór w zagłębieniach zwanych polem firnowym. Granica wiecznego śniegu w różnych szerokościach geograficznych położona jest na różnych wysokościach np.: nad równikiem 5000 m n.p.m., nad zwrotnikami 6000 m n.p.m., w średnich szerokościach geograficznych 2500 m n.p.m., a w strefie okołobiegunowej na poziomie morza. Lodowce górskie tworzą się w następujących etapach: wieloletni śnieg, firn (skonsolidowany wieloletni śnieg), lód firnowy (skrystalizowany skonsolidowany wieloletni śnieg), lód lodowcowy (przekrystalizowany lód firnowy). Wyróżnia się następujące procesy niszczące lodowców górskich: detersja, detrakcja i egzaracja. Detersja to wygładzanie i szlifowanie podłoża skalnego przez material niesiony w dnie lodowca. Detrakcja polega na wyorywaniu i wyrywaniu bloków skalnych z podłoża przez lód przy znacznym udziale wietrzenia mrozowego. Egzaracja polega na mechanicznym zdzieraniu skał podłoża. Do form utworzonych w wyniku niszczącej działalności lodowców górskich można zaliczyć: rysy i bruzdy lodowcowe, wygłady lodowcowe, mutony (pagórki skaliste łagodnie pochylone od strony działania egzaracji lodowcowej i strome od strony przeciwnej). Należy także wymienić doliny u-ksztaltne, kotły lodowcowe (kary, cyrki lodowcowe utworzone w zagłębieniach pola firnowego oraz rynny lodowcowe (utworzone pod lodowcem wskutek erozyjnej działalności wód podlodowcowych). DZIAŁALNOŚĆ BUDUJĄCA Materiał skalny niesiony przez lodowiec nazywa się moreną. Pochodzi on głównie ze zniszczenia ścian skalnych i podłoża przez lodowiec, a także w wyniku wietrzenia mrozowego i ruchów masowych. Wyróżnia się morenę powierzchniową, wewnętrzną, denną, boczną i środkową. U czoła jęzora lodowcowego, który spływa w dół doliny górskiej przy dłuższym jego postoju tworzy się morena czołowa.

Slide 15

2.6. DZIAŁALNOŚĆ LĄDOLODÓW DZIAŁALNOŚĆ NISZCZĄCA Lądolody to ogromne czasze lodowe o dużej grubości zwane czasem lodowcami kontynentalnymi. Obecnymi lądolodami Ziemi są lądolód Grenlandii i lądolód Antarktydy. Miąższość lądolodu Antarktydy dochodzi do 4.5 km. Lądolód Grenlandii osiąga miąższość do 3.5 km. Podobnie jak w przypadku lodowców górskich tak i tutaj procesami niszczącymi są: detersja, detrakcja i egzaracja. Można wyróżnić następujące formy utworzone przez niszczącą działalność lądolodów: bruzdy, rysy i wygłady lodowcowe, mutony, zagłębienia końcowe (utworzone w wyniku erozji lobów lodowcowych-jeziora końcowe), rynny lodowcowe (jeziora rynnowe np. Jezioro Głebokie w Szczecinie), zagłębienia morenowe (np. Jezioro Mamry na Pojezierzu Mazurskim) oraz zagłębienia wytopiskowe (małe owalne zagłębienia utworzone przez topnienie brył martwego lodu liczne małe jeziora na Pojezierzu Pomorskim i Mazurskim). DZIAŁALNOŚĆ BUDUJĄCA W wyniku działalności budującej lądolodów tworzą się moreny czołowe (utworzone w wyniku bezpośredniej akumulacji u czoła lądolodu. Tworzą najczęściej wały morenowo-czołowe odzwierciedlające dłuższy postój lądolodu i posiadają duże wysokości bezwzględne i względne. Zbudowane są z glin zwałowych (morenowych), piasków gliniastych, żwirów i piasków, a także mogą występować głazy narzutowe tzw. eratyki. Formą powstałą z działalności budującej lądolodów jest morena denna (rozległy obszar tworzący się pod spodem lądolodu występujący zwykle pomiędzy wałami morenowo-czołowymi). Wyróżnia się morenę denną płaską, falistą i pagórkowatą. Morena denna zbudowana jest z glin zwałowych i piasków gliniastych. DZIAŁALNOŚĆ NISZCZĄCA WÓD ROZTOPOWYCH (PROCESY GLACIFLUWIALNE) W wyniku niszczącej działalności wód roztopowych powstałych z topniejącego lądolodu (procesy glacifluwialne) tworzą się doliny proglacjalne (doliny wód roztopowych usytuowane prostopadle do czoła lądolodu bezpośredni wypływ rzek lodowcowych z czaszy lodowej). Na dalszym zapleczu lądolodu tworzą się bardzo szerokie doliny odpływowe wód roztopowych zwane pradolinami, które posiadają szerokość dochodzącą do kilkunastu lub kilkudziesięciu km.

Slide 16

DZIAŁALNOŚĆ BUDUJĄCA WÓD ROZTOPOWYCH (PROCESY GLACIFLUWIALNE) W wyniku działalności budującej wód roztopowych tworzą się następujące formy glacifluwialne: kemy (pojedyńcze pagórki utworzone na przedpolu lądolodu w wyniku topnienia brył martwego lodu zbudowane z glin zwalowych lub piasków gliniastych), ozy (podłużne wały piaszczysto-żwirowe utworzone w kanałach międzylodowych posiadają symetryczną budowę w przekroju poprzecznym), drumliny (posiadają podobną genezę i budowę do ozów, ale różnią się asymetryczną budową w przekroju poprzecznym), sandry (ogromne stożki napływowe wód roztopowych w kształcie trójkąta zbudowane z piasków i żwirów, po połączeniu tworzą ogromne pola sandrowe na których rosną duże kompleksy drzew iglastych np. Bory Tucholskie, Puszcza Augustowska czy Puszcza Goleniowska).