Datasets:

rafalposwiata

/

open-coursebooks-pl

like 3

[ "Piaski eoliczne", "Piaski tworzą warstwy (pokrywy piaszczyste) oraz formy wydmowe i riplemarkowe (zob. Akumulacja eoliczna). Cechuje je obecność struktur depozycyjnych, które wynikają ze sposobu składowania materiału. Powszechnie występuje w nich warstwowanie przekątne, najczęściej o typie klinowym (zob. Struktury depozycyjne), (Rys. 1) lub tabularnym [4], [5]. Zwykle zestawy warstwowania są nachylone pod niewielkimi kątami. Typową cechą riplemarków jest występowanie laminacji przekątnej [4], [3], [5], [6], [7], [8], [9]. Powstaje ona przez odkładanie się lamin na nachylonym w stosunku do podłoża stoku zaprądowym. Riplemarki charakteryzuje odwrotna gradacja ziarna i w częściach górnych riplemarków występuje ziarno nieco większe niż w dolnych.", "Piaski środowisk eolicznych (np. pustyń i pasów wydmowych) są utworami lądowymi o wysokiej dojrzałości mineralnej i reprezentują skały monomiktyczne (zob. Tekstury skał okruchowych), które zbudowane są z kwarcu, lub prawie monomiktyczne zawierające domieszki innych stabilnych minerałów. Koncentracja kwarcu jest wynikiem, zachodzącej podczas transportu, eliminacji minerałów nietrwałych (zob. Materiały allogeniczne). Piaski eoliczne zbudowane są z dobrze lub bardzo dobrze obtoczonych i wysorowanych ziaren frakcji psamitowej. Rozrzut wielkości ziarna w nich jest niewielki. Najczęściej spotykane są piaski drobnoziarniste. Powierzchnie ziaren piaskowych mają charakterystyczne cechy. Są one matowe, urzeźbione płytkimi rysami lub zagłębieniami. Do ich powstania dochodzi wskutek abrazji podczas kolizji z innymi ziarnami [5], [10], [1].", "Lessy", "Podczas transportu eolicznego następuje segregacja materiału, w wyniku której ziarna aleurytowe i pelitowe są oddzielane od psamitowych. Każda z frakcji jest przenoszona w innej części prądu powietrznego i deponowana na innym obszarze. Najdalej od obszarów źródłowych składowane są ziarna frakcji najdrobniejszych [1], [6], [2], [11], [12], [8], [3]. Część ich opada na powierzchnię zbiorników wodnych i włączana jest tam we właściwe dla środowiska procesy sedymentacyjne. Reszta składowana jest na powierzchni lądów, co prowadzi do powstawania rozległych drobnookruchowych pokryw, zwanych lessowymi. Less to skała masywna, składająca się z występujących w różnych proporcjach ziaren frakcji pyłowej i iłowej (zob. Pelity aleuryty), (Rys. 3). Jest typem mułowca, w którym spory udział ma pelit kwarcowy. Poza nim, w jego skład zwykle wchodzą węglany i minerały ilaste. Lessy tworzą pokrywy na przedpolach obszarów pustynnych, wulkanicznych lub peryglacjalnych.", "Migracja form eolicznych", "Wiatrowe formy osadowe pozostają w ruchu i przemieszczają się zgodnie z kierunkiem dominujących wiatrów [5], [10], [1], [12], [6], [2]. Wędrówka riplemarków i wydm jest wynikiem wzajemnego współdziałania erozyjnych i akrecyjnych procesów eolicznych, które jednocześnie niszczą formy od strony dowietrznej, a nadbudowują je od strony zawietrznej (Rys. 4). Tempo przemieszczania się form eolicznych jest zróżnicowane i zależne jest od siły wiatru oraz wielkości formy. Większe ciała piaszczyste przemieszczają się wolniej, gdyż ich ruch związany jest z przesypaniem większej ilości materiał klastycznego. Riplemarki są formami efemerycznymi i krótkotrwałymi. Przy silnych i średnich wiatrach ich przemieszczanie liczone jest w milimetrach na minutę, natomiast prędkość wędrówki wydm jest znaczniej wolniejsze i wynosi zwykle od kilku do kilkunastu metrów na rok." ]

[]

[ "Podstawowym uwarunkowaniem ruchów stokowych jest występowanie stoku, który może powstać w wyniku różnych procesów morfotwórczych, np. tektoniki, erozji, sedymentacji, również jako efekt masowych ruchów niestokowych, np. formowania niecki z osiadania lub zapadania.", "Wiele procesów naturalnych wywołuje powierzchniowe ruchy masowe. W grupie procesów endogenicznych istotne znaczenie mają:", "a w grupie procesów egzogenicznych:", "Ruchy masowe wywoływane są również przez działalność antropogeniczną, w szczególności przez: budowę dróg, rurociągów, architektury lądowej i hydrotechnicznej, tworzenie nasypów, górnictwo podziemne i odkrywkowe, pobieranie wody, nawadnianie, niszczenie roślinności, ruch pojazdów, działania wojenne." ]

[ { "name": " Definicja 1: Powierzchniowe ruchy masowe ", "content": " Przemieszczanie materiału skalnego i glebowego pod\nwpływem grawitacji nazywane jest powierzchniowymi ruchami masowymi. " } ]

[ "Pierwotna porowatość, czyli obecność wolnych przestrzeni w skale jest cechą niektórych skał osadowych oraz wulkanicznych i jest ona formowana na etapie powstawania skały. Porowatość wtórna jest efektem zmian zachodzących w skałach i powstaje na etapie diagenezy lub ich wietrzenia. Szczególne znaczenie ma ługowanie oraz sufozja (Rys. 1A), (Rys. 1B). Wolne przestrzenie mogą też powstawać w skonsolidowanym podłożu na skutek ubytku lub przemieszczenia gazów lub wody podziemnej, jak również przez stopnienie lodu znajdującego się pod powierzchnią Ziemi.", "Do przyczyn sztucznych wywołujących powstawanie wolnych przestrzeni należą górnictwo i pompowanie wody. Eksploatacja kopalin użytecznych, jak również innego rodzaju działalność antropogeniczna, tj. budowa tuneli czy podziemnych kanałów, wiąże się z wybraniem materiału i prowadzi do powstania podpowierzchniowych pustek w podłożu, co zaburza jego równowagę. Pustki powstają również przez uwolnienie, uprzednio zapełnionych, wolnych przestrzeni porowych przez wypompowanie wody, ropy naftowej i gazu ziemnego.", "Zapełnianie wolnych przestrzeni w skałach zachodzi przez:", "Przyczynami osiadania jest deglacjacja wiecznej zmarzliny powiązana ze spadkiem objętości lodu przekształcającego się w wodę. Osiadanie na obszarach wulkanicznych jest związane z postwulkanicznymi zjawiskami hydrotermalnymi (Rys. 3A)." ]

[ { "name": " Definicja 1: Niestokowe ruchy masowe ", "content": " Niestokowe ruchy masowe polegają na obniżaniu\npowierzchni terenu. Należy do nich osiadanie i zapadanie, czyli wystąpienie pionowych ruchów, które w\nporównaniu do epejrogenicznych ruchów litosfery obejmują stosunkowo nieduży obszar i dotyczą tylko\nprzypowierzchniowych części skorupy ziemskiej (zob. Ruchy epejrogeniczne i ich przyczyny). Osiadanie\njest najczęściej powolnym procesem, jeżeli zachodzi gwałtownie, wyróżnia się zapadanie [1],\n[2], [3]. " } ]

[ "Efekty niestokowych ruchów masowych pojawiają się też na terenach, gdzie prowadzona jest eksploatacja kopalin użytecznych. Ogólnie określa się je jako szkody górnicze [3]. Zawały stropów płytko położonych wyrobisk powodują powstanie zapadlisk, natomiast na powierzchni terenu, nad głębiej zalegającymi zawaliskami powstają niecki osiadania [4]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Niecka osiadania ", "content": " Jest to zagłębienie terenu powstałe na skutek osiadania warstw\n \n \nskalnych, powstałych nad obszarem podziemnych zapadlisk. " } ]

[ "Stokowe przemieszczanie masowe przebiega z różną prędkością, co jest jednym z głównych kryteriów klasyfikacyjnych powierzchniowych ruchów masowych. Najwolniej zachodzi spełzywanie, do szybkich ruchów zaliczane są obrywy i spływy.", "Powierzchnia przemieszczania jest wyraźnie określona w przypadku osuwisk i obrywów, gdyż zostaje ona podczas tych procesów wytworzona. Przy spełzywaniu i spływach ruch materiału odbywa się po powierzchni terenu, na zastanej morfologii podłoża. Kąt nachylenia powierzchni przemieszczania jest zróżnicowany. Jest on najwyższy w obrywach, najniższy kąt odnotowano podczas przemieszczeń utworów upłynnionych w wyniku trzęsienia ziemi.", "Jednym z efektów ruchów masowych jest powstanie koluwium, które może mieć różną formę, np. blokową, osypiskową lub potoków spływowych.", "Ruchy stokowe są generowane przez różne czynniki naturalne, wśród których istotne znaczenie mają:", "Czynniki te, w szczególności orogeneza, magmatyzm i wulkanizm prowadzą do powstania stoków, czyli powierzchni warunkującej istnienie stokowych ruchów masowych oraz do zaburzenia równowagi na tych powierzchniach. Wietrzenie i erozja zmienia strukturę skały przez jej rozluźnienie, w wyniku czego powstaje zwietrzelina podatna na ruchy stokowe. Erozja ponadto prowadzi do zaburzeń stateczności stoku, w czym ważną rolę pełnią procesy podcinania ich podstaw przez rzeki i morza (Rys. 1). Przy upłynnieniu następuje zmiana struktury skały związana z wprowadzeniem do niej płynu. Woda wpływa na zmniejszenie tarcia, co powoduje uruchamianie spływów lub osuwisk [1], [3]. Nasiąkanie i wysychanie oraz zamarzanie i odmarzanie odgrywają istotną rolę w spełzywaniu (zob. Spełzywanie). Zjawiska generujące fale sejsmiczne, np. uderzenia huraganowych wiatrów, przepływ fluwialny, falowanie i inne są zwykle mechanizmem spustowym i przyczyniają się do bezpośredniego uruchomienia ruchów masowych na powierzchniach niestabilnych.", "Wiele ruchów stokowych powstaje przez aktywność ludzką, powodują je: budowa dróg, posadowienie budynków, górnictwo podziemne i odkrywkowe, szczelinowanie, nawadnianie, niszczenie roślinności, tworzenie nasypów, ruch pojazdów, działania wojenne." ]

[ { "name": " Definicja 1: Stokowe ruchy masowe ", "content": " Stokowe ruchy masowe to przemieszczanie się materiału skalnego\ni glebowego w dół stoku, odbywające się pod wpływem siły ciążenia. " } ]

[ "Stabilność (równowaga) stoku zależy ostatecznie od dwóch głównych czynników [1], [2]:", "Blok skalny znajdujący się na zboczu jest przyciągany w kierunku środka Ziemi przez siłę grawitacji (Fg) (Rys. 1), którą można podzielić na dwie składowe:", "Kiedy siła trzymająca, tj. tarcie, jest większa niż siła zsuwająca, blok pozostaje stabilnie na stoku. Największy kąt, pod którym blok nie przesuwa się w dół, nazywany jest kątem spoczynku i jest on mierzony jest względem poziomu. Stok znajduje się pod kątem spoczynku, jeśli siła zsuwająca jest w równowadze z siłą trzymającą. Na zboczach o większym wychyleniu, siła zsuwająca przewyższa siłę trzymającą i blok zaczyna przesuwać się w dół [3], [4].", "Fa zwaną siłą zsuwającą = Fgsin\\(\\alpha \\), Fb czyli siła nacisku = Fgcos\\(\\alpha \\),", "\\(\\alpha \\) - kąt nachylenia stoku,", "siła trzymająca Ft = k * Fb, jeśli Ft < Fa to blok zaczyna się zsuwać.", "Wytrzymałość podłoża [1], [2] zależy od następujących czynników:", "W przypadku skał sypkich (niekohezyjnych), określany jest kąt naturalnego zsypu [6], czyli kąt spoczynku swobodnie usypywanej od góry pryzmy materiału klastycznego (Rys. 3B). Kąt ten zależy między innymi od wielkości ziarna i innych cech teksturalnych ziaren. Im drobniejszy jest materiał, tym kąt naturalnego zsypu jest wyższy. Jest najmniejszy w przypadku drobnoziarnistego piasku, największy w przypadku gruzu." ]

[]

[ "Osuwiska charakteryzuje specyficzna morfologia, w której wyróżnia się (Rys. 2): półkoliste, nieckowate obniżenie, zwane niszą osuwiskową. Poniżej od niszy ciągnie się rynna osuwiskowa, czyli struktura wzdłuż której nastąpiło przemieszczenie mas skalnych w dół. Najwyższa część niszy nosi nazwę korony osuwiska. Skarpa osuwiska (Rys. 3A) oddziela osuwisko od występującego powyżej niezdeformowanego stoku. W rynnie osuwiskowej znajduje się materiał przemieszczony, który formuje jęzor (strumień) lub pokrywę wychodzącą na przedpole rynny (Rys. 3B). Zewnętrzna krawędź jęzora/pokrywy nazywa się czołem osuwiska [2], [3].", "Przemieszczenie mas poprzedza powstanie szczelin mających formię łuku otwartego w stronę zbocza (Rys. 1B). W kolejnych etapach dochodzi do odspojenia i ruchu mas wzdłuż rynny osuwiskowej. Głębokość, rynien zwykle wynosi od kilku do kilkunastu metrów. Powstanie osuwiska i wytworzenie niszy prowadzi do zaniku podparcia i zaburzeń stateczności mas skalnych znajdujących się w bezpośrednim sąsiedztwie formy, co inicjuje kolejne ruchy zsuwu prowadzące do poszerzenia osuwiska [2], [4], [5]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Osuwisko ", "content": " Osuwanie to stosunkowo szybkie grawitacyjne przemieszczenie się mas\nskalnych po stoku. Mianem osuwiska określa się powstałą w wyniku osuwania morfologię wraz z formami na\nniej występującymi (Rys. 1A)." } ]

[ "Osuwiska klasyfikuje się ze względu na kształt powierzchni poślizgu, względem niej wyróżnia się:", "Ze względu na stopień rozdrobnienia osuniętego materiału osuwiska dzielone są na:", "Ze względu na warunki morfologiczne i umiejscowienie, osuwiska klasyfikowane są na:", "Z punktu widzenia czasu trwania ruchów osuwiskowych wyróżniamy:" ]

[]

[ "Osypywanie jest częstym ruchem towarzyszącym obrywom, gdy dochodzi do trakcji lub poślizgów bloków obrywowych po powierzchni terenu." ]

[ { "name": " Definicja 1: Osypywanie ", "content": " Osypywanie to proces grawitacyjnego przemieszczania się pojedynczych\nklastów, które ulegają depozycji u podnóża stoku tworząc osypisko, czyli nagromadzenie luźnego materiału\nziarnistego, na ogół gruzów, żwirów lub piasków [1], [2]. " } ]

[ "Drugim czynnikiem jest podcięcie stoku. Stok może być podcięty przez rzekę lub przez drogę. Rys. 1A pokazuje drogę podcinającą stok w Himalajach. Stok był już znacząco podcięty przez płynącą 500 m poniżej rzekę Ganges. Proces został znacząco przyśpieszony przez drogę. Droga istnieje już setki lat. Co jakiś czas spadają na nią obrywające się głazy. Mogą one spowodować zwężenie drogi, aby ją poszerzyć trzeba wciąć się w stok, zwiększając ryzyko obrywów.", "W przypadku wybrzeży morskich istotną rolę odgrywa erozja morska. Morze podcina stromy brzeg, powodując przewieszenie a następnie obryw (Rys. 1B). Powstaje pionowy klif. Klif ten nie musi być litą skałą, w przypadku wybrzeża Bałtyku erodowana jest glina zwałowa. Oderwany materiał skalny to stosunkowo niewielkie bloki. Jeżeli skała jest lita, a klif wysoki, bloki mogą osiągać rozmiary kilkunastu, kilkudziesięciu, a nawet kilkuset metrów (zob. Czynniki i typy powierzchniowych ruchów masowych, Rys. 1B).", "Obrywy mogą być uruchomione przez trzęsienia ziemi. Jeden z największych katastrofalnych obrywów został jednak spowodowany przez górniczą działalność człowieka. Obryw Elm w Szwajcarii był spowodowany wydobyciem łupków, które zdestabilizowało ścianę skalną aż do ostatecznej katastrofy. Oberwało się 10 milionów metrów sześciennych łupków, zginęło 115 osób, zniszczone zostały 83 budynki [3], [5]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Obryw ", "content": " jest to oderwanie się fragmentów skalnych i przemieszczenie się\nich pionowo lub pod bardzo dużym kątem [1], [2]. Przemieszczenie to odbywa się gwałtownie,\nwedług [3] obrywy odróżnia się od osuwisk na podstawie prędkości ruchu. W przypadku obrywów\nprędkość ta dochodzi do 150 m/s. Obrywem nazywa się też nagromadzony materiał skalny [4].\n" } ]

[ "Ważną rolę w ruchu soliflukcyjnym odgrywa powstawanie lodu włóknistego oraz częste zmiany temperatury, powodujące wielokrotnie naprzemienne odmarzanie przypowierzchniowej warstwy gruntu.", "Na spełzywanie wskazuje powolne, ale uporczywe przechylanie się drzew lub obiektów sztywnych, które osadzone są na ruchomych zboczach [1], [2], [4], [5]. Cechą charakterystyczną drzew wzrastających na niestabilnym, pełznącym stoku są wygięte w dół stoku pnie drzew. Deformacje pni są są efektem pionizacji przechylanych przez spełzywanie drzew (Rys. 1)." ]

[ { "name": " Definicja 1: Spełzywanie ", "content": " Spełzywanie to powolne przemieszczanie się osadu, zwietrzeliny lub gleby w\ndół stoku, pod wpływem siły ciężkości [1], [2], [3], [4]. " }, { "name": " Definicja 2: Soliflukcja ", "content": " Soliflukcja polega na wolnym (do kilku centymetrów rocznie) spełzywaniu\nwierzchniej, sezonowo rozmarzniętej i przepojonej wodą powierzchniowej warstwy warstwy gruntu, która\nześlizguje się po powierzchni zamarzniętej [1], [2], [3], [4], [6]. " } ]

[ "Spływaniu podlegają materiały, które uległy fluidyzacji. Dla spływów charakterystyczny jest brak określonej powierzchni przemieszczania i nierównomierna prędkość ruchu poszczególnych ziarn. Spływ nie narusza sposób istotny pierwotnej morfologii. Prędkość przemieszczeń jest zróżnicowana i wynosi od kilku cm/s do kilku m/s. Ścieżka przemieszczenia spływu jest zależna od morfologii terenu. Koluwium spływowe ma formę potoku (jęzora), jeśli ruch odbywa się wzdłuż doliny, lub pokrywy (fartucha), gdy spływ obejmuje powierzchnię stokową.", "W zależności od dominującego materiału podlegającego przemieszczeniu, wyróżnia się różne typy litologiczne spływów, najczęściej występują:", "Spływ powstaje na powierzchni nachylonej w wyniku uwodnienia materiału klastycznego przez opady atmosferyczne, powodzie albo roztopy. W rejonach nadmorskich powszechne są spływy wywołane aktywnością falowania sztormowego lub tsunami. Szczególnym przypadkiem upłynnienia i wywołania spływu jest jökulhlaup [5], fluidyzacja wodą z lodowca stopionego ciepłem wulkanicznym." ]

[ { "name": " Definicja 1: Spływ błotny ", "content": " Spływ to stosunkowo szybkie grawitacyjne przemieszczanie w dół stoku,\nnasyconego wodą, luźnego, ziarnistego materiału [1], [2], [3], [4]. " }, { "name": " Definicja 2: Spływ popiołowy (lahar) ", "content": " Jest to spływ błotny zawierający materiał piroklastyczny,\ngłównie popiół wulkaniczny z domieszką innych typów ziaren. Fluidyzacja piroklastyków zachodzi przez wodę\nzgromadzoną w kalderze wulkanu, pochodzącą z pokrywy śnieżnej czy lodowcowej, a także z opadów\npowstających z kondensacji pary wodnej wydobywającej się z wulkanu. Lahary zwykle przemieszczają się ze\nznaczną prędkością, wynoszącą średnio 50 km/h. Mają różne temperatury. Spływy powstałe\nkrótko po erupcji przemieszczają gorący materiał piroklastyczny, wówczas nazywa się je gorącymi.\n" } ]

[ "Subakwalny ruch osuwiskowy jest wywoływany przez różne zjawiska. Uważa się, że trzęsienia ziemi są najważniejszym czynnikiem inicjującym większość dużych osuwisk podmorskich, a w obszarach płytkomorskich i jeziornych istotne znaczenie mają również fale sztormowe i huragany. Coraz większą rolę w inicjacji powierzchniowych ruchów masowych przypisuje się hydratom gazu, które znajdują się pod wieloma podwodnymi stokami. Są to zamknięte w lodzie inkluzje gazu ziemnego, które stają się niestabilne przy wzroście temperatury lub ciśnienia. Dysocjacja hydratów i uwolnienie gazu prowadzi do zmniejszenia stabilności zbocza. Przesiąkanie wód gruntowych i podwyższone ciśnienie wody, wpływające na zmniejszenie tarcia w porach może inicjować ruch osuwający.", "Spływy mułowe są powszechnym składnikiem kompleksów fliszowych i występują między innymi w polskich Karpatach Zewnętrznych. W ich obrębie mogą występować utwory osuwisk podwodnych, nazywane olistostromami oraz duże przemieszczone bloki, zwane olistolitami (Rys. 1)." ]

[ { "name": " Definicja 1: Osuwiska podwodne ", "content": " Osuwiska podwodne powstają przez przemieszczenie osadów w\nwarunkach subakwalnych, w dół stoków pod wpływem siły ciążenia [1], [2], [3]. Zachodzą w zbiornikach\nwodnych (morzach, jeziorach, również w niektórych rzekach). " }, { "name": " Definicja 2: Podwodny spływ mułowy ", "content": " Jest to mieszanina iłu, pyłu i piasku z domieszką większych\nklastów, która przemieszcza się w dół stoku morskiego lub jeziornego [4], [1]. " } ]

[ "Procesy wietrzenia, erozji i ruchów masowych działają równolegle i wzajemnie się uzupełniają. Wietrzenie wspomaga i ułatwia działanie ruchów masowych. Erozyjna aktywność ruchów masowych obejmuje przede wszystkim rozdrobnienie materiału. Obrywy i osypywanie to procesy kształtujące stoki w wysokich górach, natomiast w obszarach niżej położonych zaznacza się znaczący wpływ osuwisk, które mają znaczenie morfotwórcze przede wszystkim w górach średnich i niskich. Spływy i spełzywanie nie zmieniają istotnie rzeźby i ich wpływ na kształtowanie stoków jest ograniczony [1].", "Drugim obszarem, w którym denudacja jest kształtowana, m.in. przy istotnym zaangażowaniu powierzchniowych ruchów masowych, są strefy brzegowe i stoki podwodne zbiorników wodnych. W strefach nabrzeżnych powszechnie dochodzi do obrywów, osuwania i osypywania (zob. Stokowe ruchy masowe i ich przyczyny), w strefach subakwalnych występują osuwiska i spływy. Znacznie mniejsze jest znaczenie niestokowych ruchów masowych, które prowadzą do obniżania powierzchni.", "Zwyczajowo termin koluwium odnosi się przede wszystkim do materiału przemieszczonego w osuwisku, w szerszym ujęciu stosuje się go do określenia zakumulowanego materiału, także w wyniku innych ruchów masowych, rozróżniając koluwia osuwiskowe, osypiskowe, spływowe i blokowe.", "Materiał budujący koluwia może mieć różne wykształcenie teksturalne. Zależy ono od budowy obszaru źródłowego oraz od typu przemieszczenia i długości drogi transportu. Z reguły koluwium osuwiskowe buduje materiał różnych frakcji od wielkogabarytowego psefitu do materiału frakcji aleurytowej i pelitowej. Podczas osuwania może dochodzić do rozdrobnienia materiału. Koluwia wykształcone w skałach litych będą miały charakter blokowy. Są typowe dla obrywów. Charakteryzuje je obecność różnogabarytowego gruzu, który wykazuje duży rozrzut frakcji (zob. Stokowe ruchy masowe i ich przyczyny). Podobny typ koluwium, zwanego kolapsyjnym, powstaje podczas zapadania. Spływy formują koluwia o niewielkiej miąższości, które tworzy osad zdominowany przez materiał drobnoziarnisty frakcji aleurytowej, pelitowej i psamitowej, z występującym w rozproszeniu materiałem grubszym (czyli glina). Koluwia osypiskowe na ogół gromadzą ziarna różnej frakcji. W stożkach piargowych, będących ich odmianą, występuje gruz o wielkości kilku do kilkudziesięciu cm, lub większy. Koluwia osypiskowe wykazują rozsortowanie materiału, polegające na tym, że ziarna lżejsze (mniejszych frakcji) budują ich górne partie, a materiał grubszy znajduje się w dolnych, dystalnych częściach.", "Koluwia mają różne formy. Osady przemieszczane w osuwiskach i spływach (czyli utworach kohezyjnych) wzdłuż obniżeń dolinnych tworzą wydłużone jęzory, lub pokrywy o typie fartuchowym, jeśli przemieszczają się po powierzaniach stoku. Pokrywy wykształcają się też przy spełzywaniu. Ruch ziarnowy sprzyja powstawaniu stożków osypiskowych o wachlarzowatym kształcie, których stoki mają spadek odpowiadający kątowi naturalnego zsypu materiału. Tworzą się przy punktowym zasilaniu (np. u wylotu żlebu), natomiast przy zasilaniu liniowym formują się fartuchy osypiskowe. W wyniku połączenia obocznego stożków osypiskowych u podnóża zbocza górskiego powstaje liniowa struktura przystokowa zwana stożkiem piedmontowym." ]

[ { "name": " Definicja 1: Denudacja ", "content": " Denudacja jest sumarycznym procesem wietrzenia, erozji i ruchów masowych,\nktóre wiążą się z transportem grawitacyjnym produktów niszczenia skał [1]. " }, { "name": " Definicja 2: Koluwium ", "content": " Koluwium to materiał skalny nagromadzony w wyniku przemieszczania\ngrawitacyjnego, który ma różne formy, np. jęzorów, fartuchów osuwiskowych lub spływowych, stożków\nosypiskowych, wałów itd... " } ]

[ "Wietrzenie zachodzi na powierzchni skorupy ziemskiej i w strefie przypowierzchniowej, a produkty zwietrzenia noszą nazwę zwietrzeliny (Rys. 1), [1], [2], [3].", "Tempo wietrzenia zależy od bardzo wielu czynników:", "Wietrzenie to jeden z kilku najważniejszych procesów umożliwiających życie na Ziemi. Jego końcowym efektem są bowiem gleby, które razem z atmosferą i hydrosferą stanowią warunek funkcjonowania fauny i flory na naszej planecie.", "Wietrzenie jest jednym z procesów cyklu skalnego (por. Cykliczność procesów geologicznych i cykl skalny). Dostarcza do mórz i oceanów olbrzymie ilości materiału okruchowego i roztworów, z których - w procesach sedymentacji i diagenezy - powstają nowe skały wynoszone w wyniku orogenezy i ponownie poddane wietrzeniu.", "Wietrzeniu podlegają także obiekty cywilizacji materialnej człowieka, szczególnie budowane z surowców mineralnych (budowle kamienne, ceglane, konstrukcje metalowe i wiele innych)." ]

[ { "name": " Definicja 1: Wietrzenie ", "content": " Wietrzenie jest to niszcząca działalność powietrza, wody i Słońca na skały\nznajdujące się na powierzchni Ziemi. " } ]

[ "Insolacja i zmiany temperatury", "Skały nagrzewają się w dzień w wyniku działania promieni słonecznych, natomiast w nocy oziębiają się na skutek obniżania się temperatury.", "Minerały budujące skały rozszerzają się w różnym stopniu: ciemne – bardziej, zaś jasne – słabiej. W efekcie długotrwałego procesu rozszerzania się i kurczenia minerałów, skały rozpadają się. Proces ten zachodzi szczególnie intensywnie w obszarach, gdzie dobowe różnice temperatur są bardzo duże. Są to przede wszystkim wysokie góry lub pustynie [1], [2], [3].", "W klimacie umiarkowanym wietrzenie to ma zdecydowanie mniejsze znaczenie [4].", "Skały wieloziarniste rozpadają się na poszczególne ziarna – jest to tzw. rozpad ziarnisty (Rys. 1). Skały monomineralne i twarde wieloziarniste (np. granit), wskutek silniejszego nagrzewania się części przypowierzchniowej, ulegają eksfoliacji (łuszczeniu się, ang. exfoliation) polegającej na odspojeniu się warstw (o grubości od kilku mm do kilkudziesięciu cm) od calizny. Odpowiedzialny jest za to proces odciążania - wierzchnia, rozgrzana warstwa, nie przykryta nadległymi skałami, jest lżejsza i odspaja się od calizny [5]. Jeśli skała rozpada się na duże fragmenty wzdłuż szczelin spękań, to dochodzi wówczas do rozpadu blokowego.", "W kolejnych etapach dezintegracji blokowej duże fragmenty skalne rozpadają się na coraz mniejsze (Rys. 2A), a sumaryczna, odsłonięta, powierzchnia skał znacznie się zwiększa. Sprzyja to sile oddziaływania wietrzenia chemicznego.", "Ostre krawędzie bloków skalnych stosunkowo łatwo ulegają zniszczeniu, co w efekcie prowadzi do zaokrąglenia bloków (wietrzenie kuliste) (Rys. 2B).", "Działanie mrozu", "Skały są z reguły porowate (osadowe bardziej, a magmowe mniej) i spękane. Chłoną zatem wodę, która zamarzając zwiększa objętość (o ok. 10%) i wywołuje duże ciśnienie wewnętrzne (rozprężające). Rozsadzające działanie zamarzającej wody nosi nazwę zamrozu (Rys. 3).", "Woda zamarzająca w szczelinach skalnych rozsadza skały na ostrokrawędziste okruchy i bloki. Natomiast woda zamarzająca w pionowych szczelinach w gruncie tworzy kliny lodowe (ang. ice wedging) i powoduje rozluźnienie gruntu.", "Działanie mrozu koncentruje się w strefie polarnej i umiarkowanej, a wpływ mrozu sięga do 8 m, w Polsce do 1,5 m. Szczególnie intensywne efekty zamrozu występują na przedpolach lodowców (wietrzenie peryglacjalne) lub w wysokich górach. Efektem działania mrozu może być rozpad blokowy i ziarnisty [1], [6], [5], [7], [8].", "Krystalizacja minerałów i zmiana objętości minerałów ilastych", "W obszarach klimatu suchego i półsuchego, jeśli w porach i szczelinach skał znajduje się solanka, dochodzi do wzrostu kryształów soli. Proces ten powoduje powstanie naprężeń i rozdrabnianie skał (wietrzenie solne).", "Pewne lokalne znaczenie dla wietrzenia mechanicznego może mieć także pęcznienie i kurczenie się minerałów ilastych (zob. Minerały ilaste). Procesy te wywołują naprężenia rozsadzające skałę." ]

[]

[ "Przeobrażenia chemiczne, jakie wywołuje agresywna woda polegają na [1], [2], [3], [4], [5], [6]:", "Rozpuszczanie w wodzie to cecha minerałów określona przez stałą rozpuszczalności, która zależy od pH i temperatury roztworu. Minerały mają różną zdolność do rozpuszczania się w wodzie: kwarc niezwykle słabo rozpuszcza się w roztworze o pH powyżej 10; kalcyt – tym łatwiej, im roztwór jest bardziej kwaśny. Do minerałów szczególnie łatwo rozpuszczających się w wodzie należą np.: halit, minerały soli potasowo-magnezowych i minerały grupy ałunu.", "Utlenianie i redukcja. Oba te procesy polegają na łączeniu się związków chemicznych z tlenem lub na przechodzeniu związków tlenowych niektórych pierwiastków z niższych wartości w wyższe [4], [2], [7]. Spośród wszystkich pierwiastków najbardziej podatnym na wietrzenie chemiczne jest żelazo. Przykładem utleniania jest przejście magnetytu w hematyt.", "Przykładem redukcji jest przejście limonitu w syderyt lub anhydrytu w kalcyt.", "Uwodnienie polega na przechodzeniu związków bezwodnych w uwodnione. Minerały wchłaniają wodę, a ich sieć krystaliczna rozluźnia się i jest bardziej podatna na wietrzenie. Typowymi przykładami procesu uwodnienia są np. przejścia anhydrytu w gips i ortoklazu w kaolinit.", "Uwęglanowienie polega na wypieraniu ze związków mineralnych różnych kwasów przez kwas węglowy, czyli na powstaniu węglanów w miejsce innych soli. Proces ten występuje najczęściej w skałach magmowych i dotyczy głównie krzemianów. I tak np. ortoklaz przechodzi w kaolinit, węglan potasu i krzemionkę; anortyt przechodzi w kaolinit i kalcyt; biotyt ulega rozkładowi na minerałów ilastych, dwuwęglan potasu i magnezu, limonit i krzemionkę, zaś diopsyd przechodzi w dolomit i krzemionkę.", "Chelatacja jest to proces połączenia kationów metali z materią organiczną lub bakteriami próchnicy w glebie. Chelatacja uruchamia kationy metali \\(Fe^{3+}\\) i \\(Al^{3+}\\), które w normalnych warunkach są nierozpuszczalne, ale chelatacja prowadzi do wzrostu zawartości metali w nalotach na powierzchni skał (tzw. lakier pustyni) [4].", "Jednym z najważniejszych procesów wietrzenia chemicznego jest przechodzenie skaleni w minerały ilaste (wietrzenie ilaste). Polega ono na zastępowaniu jonów \\(K^{+}\\), \\(Na^{+}\\) i \\(Ca^{2+}\\) przez jony wodorowe występujące w wodach opadowych zakwaszonych przez \\(CO_2\\). Proces ten przebiega efektywniej, gdy wykorzystuje powierzchnie łupliwości skaleni.", "Skały krystaliczne zbudowane prawie wyłącznie z krzemianów (głównie skaleni), wietrzejąc chemicznie przechodzą w minerały ilaste. Produkty wietrzenia tych skał są bardzo podobne do siebie. Są złożone z wolnej krzemionki, wodorotlenków Fe oraz minerałów ilastych (kaolinit, illit).", "W efekcie wietrzenia z ortoklazu powstają różne minerały ilaste. Jeśli woda jest zakwaszona (pH od 5 do 7), wówczas tworzy się montmorillonit.", "Jeśli zwietrzelina jest wyługowana z kationów, to powstaje kaolinit (reakcja poniżej).", "Do powstania illitu wartość pH jest nieistotna, natomiast ważne jest, aby w roztworze występował jon \\(K^+\\) .", "W klimacie umiarkowanym ze skaleni powstaje illit, zaś w klimacie subtropikalnym kaolinit, a w klimacie suchym montmorillonit.", "Znaczenie ma także rodzaj skał podlegających wietrzeniu. Z bazaltów powstaje głównie montmorillonit, a z granitów tworzy się illit lub kaolinit [2]." ]

[]

[ "Kwarc, muskowit, apatyt, magnetyt, granaty, cyrkon, rutyl i korund są bardzo trwałe i praktycznie nie ulegają wietrzeniu, natomiast pozostałe ulegają zupełnemu rozkładowi i stąd ich brak w zwietrzelinie.", "Kwarc jest minerałem powszechnie występującym w wielu skałach wieloziarnistych i po ich zwietrzeniu dominuje w residuum. Stąd powszechne występowanie osadów piasków, w przewadze kwarcowych, a wśród skał klastycznych jest wyraźna dominacja piaskowców.", "Węglany, zwłaszcza kalcyt, bardzo szybko ulegają rozkładowi i z reguły są wynoszone przez wody płynące w formie roztworów - często daleko poza miejsce występowania. Tylko te wapienie, które ulegają wietrzeniu mechanicznemu w górach mogą tworzyć nagromadzenia różnej wielkości ostrokrawędzistych okruchów; jeśli dostaną się one do rzek, to łatwo ulegają obtoczeniu." ]

[]

[ "Korzenie roślin, grzyby i porosty wytwarzają kwasy sprzyjające rozkładowi niektórych minerałów i ułatwiają roślinom pobieranie pierwiastków fosforu i potasu (Rys. 1), [1], [2], [3].", "Mechaniczne działanie organizmów", "Korzenie roślin, wnikające w szczeliny i pory skał, rosnąc grubieją i wytwarzają silny nacisk na kontaktującą z nimi skałę (Rys. 2).", "Prowadzi to do rozsadzania skał i w efekcie ich rozpad (blokowy lub ziarnisty). Pewne znaczenie, głównie dla silniejszego rozdrabniania skał luźnych, mają organizmy żyjące w gruncie (krety, nornice, dżdżownice, termity itp.) [4], [2], [5], [6]." ]

[]

[ "Produkty wietrzenia mechanicznego i chemicznego tworzą pokrywy zwietrzelinowe pozostające na miejscu (eluwium) albo przenoszone grawitacyjnie po stokach oraz hydraulicznie, płynącymi ciekami wodnymi lub wywiewane przez wiatry. Rozpuszczone w wyniku wietrzenia chemicznego składniki skał, usunięte poza zwietrzelinę, noszą nazwę deluwium.", "Wietrzenia mechaniczne i chemiczne oddziaływują na siebie nawzajem (interakcja), zwłaszcza wietrzenie fizyczne rozdrabniające skały, co ułatwia penetrację czynników wietrzenia chemicznego. Generalnie jednak, w konkretnych miejscach, produkty jednego typu wietrzenia przeważają nad pozostałymi (zob. Osypywanie).", "Pokrywy zwietrzelinowe, głównie z wietrzenia mechanicznego, noszą nazwę regolitu. Jeśli są to nagromadzenia różnej wielkości fragmentów skalnych bezładnie wymieszanych, to nazywamy je rumoszem (rumowiskiem) (Rys. 1).", "Pola blokowe są to z kolei nagromadzenia dużych, ostrokrawędzistych fragmentów skał masywnych jako produkt dezintegracji blokowej. Najczęściej powstają one w efekcie wietrzenia mrozowego w klimacie peryglacjalnym. Pola blokowe usytuowane na stokach gór noszą nazwę gołoborzy (Rys. 2).", "Jeśli natomiast produkty wietrzenia fizycznego różnych frakcji staczają się po zboczach, usypują wówczas charakterystyczne stożki osypiskowe [4], [5], [6] nazywane piargami. Cechą stożków osypiskowych jest rozmieszczenie materiału okruchowego – najgrubszy gromadzi się na obrzeżach stożka, zaś najdrobniejszy w szczycie stożka (Rys. 1).", "Taki rozkład jest efektem działania grawitacji – najcięższe fragmenty staczają się najniżej. Dokładnie odwrotnie rozkłada się materiał okruchowy w stożkach napływowych deponowanych przez wody płynące (zob. Stożki napływowe).", "Najpospolitszym produktem wietrzenia, w przewadze chemicznego, są gliny zwietrzelinowe złożone z utworów resztkowych (rezydualnych), pozostałych na miejscu, podczas gdy roztwory zostają przemieszczone.", "Wyróżnia się dwa typy wietrzenia chemicznego [5], [3], [2], [7]:", "Pewną szczególną odmianą gliny zwietrzelinowej jest terra rossa. Jest to skała barwy czerwonej lub brunatno-czerwonej, powstająca w efekcie wietrzenia wapieni i dolomitów. Składa się ona z minerałów iłowych oraz tlenków i wodorotlenków glinu i żelaza." ]

[]

[ "Powstaje tutaj wiele różnych obiektów, które możemy zakwalifikować do tzw. ostańców [1], [2], [3].", "Ostańce są to skalne wzniesienia występujące jako izolowane formy geomorfologiczne o stromych zboczach. Ostańce są pozostałością twardego masywu skalnego zniszczonego w wyniku erozji, wietrzenia i powierzchniowych ruchów masowych (np. skałki jurajskie w okolicach Krakowa, liczne obiekty piaskowców kredowych w Górach Stołowych i piaskowców fliszowych w Karpatach) (Rys. 1, Rys. 2).", "W obrębie ostańców wyróżniamy specyficzne formy, takie jak:", "Głowy cukru są to kopulaste pagórki i wzgórza typowe dla obszarów tropikalnych. Zbudowane są głównie ze skał magmowych, głębinowych i powstają na skutek wietrzenia, przede wszystkim chemicznego. Czynnikiem sprzyjającym są kopulasto zakrzywione spękania ciosowe, będące efektem ciosu termicznego [4].", "Grzyby skalne to formy skałkowe o szerokiej części szczytowej i znacznie węższej podstawie. Swoim kształtem przypominają grzyby (Rys. 3).", "Twardziele to specyficzny typ ostańców; są to skałki powstałe z twardych skał występujących w otoczeniu skał mniej odpornych, które zostały usunięte wskutek wietrzenia i erozji. Odróżnienie twardzieli od ostańców jest możliwe po rozpoznaniu pierwotnej budowy geologicznej skał, w szczególności ich zróżnicowanej odporności na procesy wietrzenia i erozji." ]

[]

[]

[]

[ "Generalnie, w każdym profilu gleby możemy wyróżnić trzy podstawowe poziomy (Rys. 1):", "Na rodzaj gleby decydujący wpływ mają: klimat (opady i temperatura) oraz budowa geologiczna podłoża (Rys. 2), [1], [2], [3], [4].", "W klimacie tropikalnym, ze względu na wysokie temperatury i wilgotność, materia roślinna ulega bardzo szybkiemu rozkładowi i gleby są ubogie w substancje humusowe, a ługowanie komponentów rozpuszczalnych przebiega bardzo intensywnie.", "Gleby w tym klimacie składają się głównie z tlenków i wodorotlenków żelaza i glinu. Gleby te mają charakterystyczne – czerwone, brunatne i żółte barwy (Rys. 3).", "W klimacie pustynnym, charakteryzującym się wysoką temperaturą i niską wilgotnością, gleby także wykazują brak humusu, głównie z powodu braku szaty roślinnej. Proces ługowania nie ma tu dużego znaczenia. Gleby są wzbogacone w węglany i siarczany.", "W klimacie umiarkowanym materia roślinna i substancje humusowe dominują i sprzyjają ługowaniu \\(Al_2O_3\\), \\(Fe_2O_3\\) i \\(SiO_2\\), a ługi zostają strącone w głębi, w efekcie oddziaływania z solami pochodzącymi z wód gruntowych w podłożu. W tym procesie powstają gleby bielicowe (Rys. 4).", "Czarnoziemy powstają w tych rejonach, w których wegetacja roślin ma wystarczającą wilgotność, a substancje humusowe nie przekształcają się w roztwory koloidalne. Jeśli w podłożu występują skały ilaste i margliste lub lessy, wówczas tworzą się czarnoziemy (Rys. 4)." ]

[]

[ "Proces ten powoduje powstanie gleb charakterystycznych dla obszarów wiecznej marzłoci [1], [2]:" ]

[]

[]

[]

[ "E-podręcznik opracowano w ramach Zintegrowanego Programu Rozwoju Akademii Górniczo-Hutniczej w Krakowie.", "Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego w ramach Programu Operacyjnego Wiedza Edukacja Rozwój 2014-2020.", "Oś III Szkolnictwo wyższe dla gospodarki i rozwoju,", "Działanie 3.5 Kompleksowe programy szkół wyższych." ]

[]

[ "Geologia jest nauką, która wyrosła i rozwijała się z potrzeby i ciekawości ludzi. Z potrzeby, ponieważ funkcjonowanie i rozwój ludzkości wymagał coraz większej ilości surowców: skał, minerałów, metali, surowców chemicznych. Z ciekawości, znacznie później, kiedy człowiek zaczynał kojarzyć, że niektóre procesy skorelowane są z efektami: wybuch wulkanu prowadził do powstawania skał, erozja zmieniała bieg rzek i przebieg linii brzegowej mórz, itp.", "Im bliżej czasów współczesnych, tym znaczenie geologii rosło, chociaż w dobie globalizacji, cyfryzacji, gospodarki 4.0 często o tym zapominamy. Nie sposób wyobrazić sobie funkcjonowania dzisiejszego świata bez wielu surowców: żelaza, miedzi, cynku, ołowiu, ropy naftowej i gazu, surowców chemicznych, minerałów i skał, pierwiastków krytycznych oraz (przede wszystkim) wody, która staje się surowcem strategicznym. W dającej się przewidzieć przyszłości rola geologii nie będzie malała, ale rosła.", "Różnorodność podejmowanych tematów i metod stosowanych w badaniach geologicznych oraz proces rozwoju tej dyscypliny doprowadził do wyodrębnienia w nowoczesnej geologii poszczególnych jej działów. Są to:", "Wszystkie te dyscypliny koncentrują się głównie na badaniach skalnej powłoki Ziemi (litosfery). Formowana jest ona przez procesy geologiczne, które dzielone są na dwie grupy:", "Podręcznik GEOLOGIA. ZIEMIA I PROCESY ENDOGENICZNE poświęcony jest pierwszej grupie procesów. Przedstawia ich przyczyny, przebieg oraz efekty. Charakteryzuje grupy skał, które są bezpośrednią konsekwencją tych procesów, skupiając się na ich cechach makroskopowych. Podręcznik kierujemy przede wszystkim do studentów wszystkich kierunków nauk o Ziemi (geologii, geografii, geoturystyki, ochrony środowiska, itp.). Mamy jednak nadzieję, że zainteresuje ona także wszystkich, których fascynuje nasza planeta Ziemia. Jesteśmy lokatorami Ziemi i poznanie jej funkcjonowania jest niesłychanie istotne, wręcz konieczne, dla naszej przyszłości.", "Założyliśmy, że podręcznik musi być napisany prostym językiem i musi mieć jasną konstrukcję. To nie jest podręcznik dla naukowców, ale dla młodych adeptów nauk o Ziemi. Zawiera on podstawowe informacje, bez nadmiaru szczegółów, z dużą ilością modeli i zdjęć. Chcemy zachęcić, szczególnie młodych ludzi, do zrozumienia, że Ziemia to wspaniała, fascynująca planeta. Podlega ona nie tylko ciągłym zmianom biologicznym, gdzie jedne gatunki flory i fauny wymierają, a inne się pojawiają, ale podlega również zmianom w strukturze skalistego globu. Jego współczesny obraz jest wynikiem długiej i skomplikowanej ewolucji, podczas której następowały połączenia lub podziały kontynentów, osady mórz i oceanów przekształcały się w góry, które były potem niszczone, a zmiany klimatu powodowały podniesienie lub obniżenie poziomu wody w oceanach i rozrost lub kurczenie pokrywy lodowej.", "Zapraszamy do poznania tajemnic Ziemi, która jest naszym domem.", "Niniejszy podręcznik powstał przy wsparciu naszych przyjaciół, którym pragniemy złożyć podziękowania za zaangażowanie oraz użyczenie prywatnych materiałów.", "Jesteśmy wdzięczni Krzysztofowi Szopie za cenne uwagi do części mineralogiczno-petrograficznej. Materiał fotograficzny został udostępniony przez Sławomira Bębenka, Andrzeja Gałasia, Felixa M. Gradsteina, Marka Łodzińskiego, Piotra Strzebońskiego, Krzysztofa Szopę, Ewę Waśkowską oraz Jerzego Żabę, którym składamy podziękowania. Za pomoc w pracach edytorskich dziękujemy Paniom: Karolinie Słomce-Polonis oraz Elżbiecie Słomce.", "Jan Golonka i Tadeusz Słomka dziękują Annie Waśkowskiej za największy wkład pracy w powstanie podręcznika.", "Część dokumentacji fotograficznej, służąca do zobrazowania skał i minerałów, pochodzi z kolekcji dydaktycznej zgromadzonej przez pracowników Katedry Geologii Ogólnej i Geoturystyki Wydziału Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Akademii Górniczo-Hutniczej." ]

[]

[ "Ziemia to trzecia licząc od centrum planeta Układu Słonecznego ( Rys. 1 ), znajdująca się na orbicie w odległości 147-153 mln km od gwiazdy. Powstała 4,55 mld lat temu z mgławicy gwiezdnej wraz z innymi obiektami Układu [the-age-of-the-earth], [earth2013]. Należy do planet skalistych, które charakteryzuje występowanie jądra metalicznego otoczonego skalistą powłoką.", "Ziemię cechuje szereg cech swoistych i unikalnych, które nie są znane z innych ciał w Układzie Słonecznym. Należą do nich:", "Wśród planet skalistych Ziemię cechuje:", "Ziemia, posiada jednego satelitę, którym jest Księżyc.", "Głównymi pierwiastkami, które budują Ziemię jest żelazo, tlen, krzem i magnez ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia2 oprac. na podstawie [chemical-composition-of-earth-venus-and-mercury]).", "Rozkład pierwiastków w obrębie Ziemi jest nierównomierny. Wraz z głębokością zwiększa się ilość pierwiastków o większej gęstości, tj. żelazo, magnez i wapń, a zmniejsza pierwiastków o mniejszej gęstości, tj. krzem, sód czy potas. W powierzchniowych strukturach dominującym pierwiastkiem jest tlen w ilości \\(44,6\\%\\) i krzem, którego ilość wynosi \\(27,72\\%\\), natomiast zawartość żelaza jest ponad 6 x mniejsza (zob. Skorupa ziemska ). W centrum Ziemi znajduje się stop metaliczny zdominowany przez żelazo (zob. Jądro ).", "Ziemia, czyli skalisty glob, funkcjonuje na orbicie słonecznej w otoczeniu hydrosfery, atmosfery i biosfery. Tworzą one zewnętrzną otoczkę dla planety, ale też przenikają przez jej najbardziej powierzchniowe struktury. Sfery te są zintegrowane z Ziemią i tworzą współzależny układ, tworzący wraz z Ziemią system ziemski.", "Na atmosferę ziemską składa się powłoka gazowa, która utrzymywana jest grawitacyjnie przez planetę. Ma grubość około 2000 km, przy czym zewnętrzne 1500 km to wybitnie rozrzedzony gaz. Głównymi jej składnikami jest azot (\\(78\\%\\)) oraz tlen (\\(21\\%\\)). Atmosfera stanowi:", "Hydrosfera to wody występujące w sferach ziemskich, na które składają się niezależnie od stanu skupienia: wody podziemne i powierzchniowe występujące w: rzekach, jeziorach, morzach i oceanach, lodowcach i lądolodach, a także woda zawarta w atmosferze i biosferze. Ponad \\(71\\%\\) powierzchni globu jest przykryte przez wody oceanów i mórz, dlatego Ziemia nazywana jest „niebieską planetą” ( Rys. 4 ). Wody ziemskie zmieniają swoje położenie i migrują pomiędzy poszczególnymi sferami tworząc obieg wody. Napędzany on jest przez grawitację ziemską oraz energię słoneczną. Wody są ważnym elementem, który podtrzymuje życie, stanowią istotny czynnik morfotwórczy, modelujący powierzchnię Ziemi oraz ośrodek, w którym zachodzą procesy geologiczne.", "Ziemia ma budowę sferyczną, czyli składa się ze stref rozmieszczonych koncentrycznie względem jej środka, zwanych geosferami(zob. Geosfery )." ]

[]

[ "Ziemia posiada i utrzymuje własne pole magnetyczne. Indukowane jest ono przez prądy elektryczne generowane przepływem materii w jądrze zewnętrznym. Pole magnetyczne jest polem dipolowym, czyli dwubiegunowym, którego model przedstawiony został na Rys. 1 [1], [2], [3]. Bieguny pola magnetycznego zlokalizowane są w pobliżu biegunów geograficznych i desygnowane są tymi samymi nazwami. Co pewien czas dochodzi do przebiegunowania, czyli rewersji biegunów i powstania odwrotnego pola magnetycznego (zob. Przesłanki i dowody aktualne teorii tektoniki płyt ), [4].", "Pole magnetyczne wyodrębnia magnetosferę, czyli przestrzeń wokół Ziemi, w której ono determinuje ruch naładowanych cząstek [1]. Magnetosfera to zona, która stanowi barierę ochraniającą Ziemię przed cząstkami plazmy słonecznej, zwanej wiatrem [5]. Jej granicę wyznacza magnetopauza. Strumień wiatru słonecznego odkształca magnetosferę, skutkiem czego od strony Słońca jest ona zacieśniona, natomiast po stronie przeciwnej jest rozciągnięta w warkocz magnetosferyczny, którego długość jest około 10 x większa od strefy odsłonecznej ( Rys. 3 ).", "Najcieńsza magnetosfera występuje w obszarach okołobiegunowych ( Rys. 3 ). Jest to miejsce, gdzie wiatr słoneczny dostaje się w warstwy atmosferyczne, czego objawem są rozbłyski, zwane świeceniem zorzowym ( Rys. 4 ), [1], [6]." ]

[]

[ "Rozkład temperatur w obrębie Ziemi jest nierównomierny. Zewnętrzne warstwy Ziemi są chłodne i sztywne, ich temperatura wynosi kilka stopni Celsjusza, ku centrum sukcesywnie rośnie osiągając wartości 5400 \\( ^oC \\) ( Rys. 1 ). Wzrost temperatury wraz z głębokością wyrażany jest stopniem geotermicznym.", "Ciepło Ziemi pochodzi z dwóch źródeł:", "Ciepło słoneczne ogrzewa zewnętrzne części Ziemi i jest jednym z głównych czynników generujących procesy egzogeniczne. Stała słoneczna, czyli dostarczana przez Słońce energia padająca prostopadle na 1 \\( m^2 \\) powierzchni Ziemi, wnosi około 1360 \\( W/m^2 \\). Ciepło wewnętrzne generuje procesy endogeniczne, w tym odpowiada za tektonikę płyt litosferycznych [6]. Jego ilość jest kilka tysięcy razy mniejsza w stosunku do ciepła, które pochodzi od Słońca [7]. Najważniejszym jego źródłem są pierwiastki promieniotwórcze, emitujące energię cieplną podczas rozpadu radioaktywnego. Podstawowymi izotopami są \\( K^{40} \\), \\( U^{238} \\) oraz \\( Th^{232} \\)[8]. Najwięcej izotopów promieniotwórczych znajduje się w płaszczu ziemskim [2], [9]. Drugim, wspomagającym źródłem jest ciepło jądra ziemskiego. Jest to ciepło resztkowe, będące pozostałością po pierwotnym cieple z czasów tworzenia się globu.", "Podstawowym mechanizmem, który rozprowadza ciepło we wnętrzu Ziemi są prądy konwekcyjne [10]. Utrata ciepła następuje przez skorupę ziemską.", "Średnia wartość tego parametru dla Ziemi wynosi 70 \\( mW/m^2 \\) [1], [7]. Największy wypływ obserwowany jest na grzbietach oceanicznych (w strefach rozrostu) ( Rys. 2 ), gdzie osiąga on ponad 300 \\( mW/m^2 \\). Najmniejsza ilość ciepła jest tracona przez Ziemię w obszarach tarcz i równi abysalnych. Ważną rolę w termice powierzchni Ziemi odgrywa atmosfera, która ochrania glob przed utratą nadmiernej ilości ciepła." ]

[ { "name": "Definicja 1: Stopień i gradient geotermiczny", "content": "Stopień geotermiczny wskazuje, co ile metrów temperatura Ziemi rośnie o 1 \\( ^oC \\) [1].\nGradient geotermiczny określa wzrost temperatury przypadający na określoną jednostkę głębokości.\n\n\nWartość stopnia geotermicznego jest zróżnicowana i zmienia się lokalnie i regionalnie. Aktualnie jego wartość oscyluje pomiędzy 180 m a 1.5 m, przy średniej globalnej wynoszącej 33 m [2], [3]. Generalnie jest wyższy pod lądami, niższy pod ocenami. Przyrost temperatury zgodny ze stopniem geotermicznym obserwowany jest do 100 km, głębiej tempo przyrostu ciepłoty jest znacznie mniejsze ( Rys. 1 ), [4]." }, { "name": "Definicja 2: Strumień cieplny", "content": "ilość ciepła wypromieniowana w jednostce czasu z jednostki powierzchni Ziemi." } ]

[ "Ziemia jest planetą, czyli ciałem niebieskim znajdującym się na orbicie wokół Słońca, które posiada oczyszczoną okolicę swojej orbity. Ma na tyle dużą masę, iż wytwarzana przez niego siła grawitacyjna przewyższa siły ciała sztywnego, przez co osiąga kształt równowagi hydrostatycznej i jest prawie okrągła. W definicji planety podkreślony jest jej kształt, dlatego schematy obrazujące Ziemię lub zjawiska na niej zachodzące zwykle przedstawiają ją przy wykorzystaniu figury geometrycznej o kształcie kuli. W zależności od miejsca pomiaru, długość promienia ziemskiego jest zróżnicowana. Promień równikowy jest najdłuższy i wynosi 6378,137 km, natomiast promień biegunowy krótszy i mierzy 6356,752 km [1]. Różnica w długości, nazywana spłaszczeniem Ziemi, wynosi 21,385 km ( Rys. 1 ). Spłaszczenie to wynika z działania siły odśrodkowej powstającej podczas ruchu obrotowego globu wokół własnej osi. Bryłą, która nawiązuje morfologią do kształtu Ziemi jest elipsoida obrotowa [2], [3], [4].", "Aby odwzorować bardziej precyzyjnie powierzchnię Ziemi została skonstruowana geoida ( Rys. 2 ), [4], [5]. Jest to bryła o nieregularnym kształcie.", "Powierzchnia geoidy odpowiada teoretycznej powierzchni Ziemi przy założeniu, że powierzchnia ta jest prostopadła do kierunku siły ciężkości, czyli lokalnego pionu. W obszarze lądowym powierzchnia geoidy znajduje się ponad powierzchnią elipsoidy obrotowej i poniżej powierzchni topograficznej, a w obszarze oceanicznym powierzchnia geoidy znajduje się powyżej powierzchni topograficznej i powierzchni elipsoidy ( Rys. 3 ), [3]." ]

[]

[ "Wiedza o budowie wgłębnej Ziemi jest oparta o obserwacje bezpośrednie oraz pośrednie.", "Obserwacje bezpośrednie polegają na analizie budulca oraz na ustaleniu jego rozmieszczenia w strukturach ziemskich. Prowadzone są one na naturalnych i antropogenicznych rozcięciach, dających wgląd w struktury podpowierzchniowe. Zasięg obserwacji jest ograniczony do rozmiaru tych form. Głębokie wcięcia erozyjne tworzone są przez intensywne niszczenie punktowe lub liniowe, np. wzdłuż dolin rzecznych, wzdłuż form tektonicznych i jaskiniowych. Procesem o istotnym znaczeniu jest erozja fluwialna denna, w wyniku której powstają zaawansowane rozcięcia erozyjne przekraczające nawet 2 km. Dane o budowie wgłębnej Ziemi pozyskiwane są również podczas eksploracji jaskiń, zwłaszcza tych które mają rozwój pionowy. Najgłębiej położone korytarze, przekraczające 2 km, znajdują się w gruzińskich jaskiniach krasowych.", "Wcięcia w powierzchniowych strukturach ziemskich tworzone są również sztucznie, przez człowieka podczas eksploatacji surowców. Najgłębsze kopalnie powstały przy pozyskiwaniu złota. Rekord został osiągnięty w afrykańskim wyrobisku Mponeng, gdzie surowiec pobierany jest z głębokości ponad 4 km. Nieco głębiej w strukturę ziemską docierają wiercenia. Najgłębsze odwierty, jakie zostały wykonane na półwyspie Kolskim, w Katarze i na Sachalinie, przekroczyły głębokości 12 km. Sachaliński otwór sięga do głębokości 12 345 m.", "Cennym materiałem badawczym, dostępnym dla badań bezpośrednich i dającym pogląd o budowie wewnętrznej Ziemi, są skały pochodzące z jej wnętrza, które w powierzchniowych strukturach znalazły się dzięki naturalnym procesom geologicznym. Analizom geologicznym podlegają szczególnie:", "Dane z obserwacji bezpośrednich mają niewielki zasięg pionowy i pozwalają dość precyzyjnie ustalić obraz dla budowy geologicznej najbardziej powierzchniowej warstwy globu. Najgłębiej sięgające wiercenia nie przebiły skorupy ziemskiej, a próbki skał pochodzące z najgłębszych struktur ziemskich pochodzą z płaszcza. Przy zastosowaniu tych metod otrzymana informacja daje pogląd jedynie na budowę najbardziej zewnętrznych stref Ziemi. Budowa wnętrza globu, którą dziś dysponujemy, została oszacowana dzięki obserwacjom pośrednim. Podstawowymi analizami są badania geofizyczne, które analizują przebieg fal sejsmicznych w ośrodkach ziemskich [1]. Pozwalają one na ustalenie rozkładu mas we wnętrzu Ziemi i jej wewnętrznej struktury (zob. Geosfery ).", "Obok ziemskiego materiału, analizowany jest skalny materiał kosmiczny Układu Słonecznego. Sięga się po niego, w założeniu, iż obiekty Układu powstały w podobnym czasie i z tej samej materii. Materia ta pochodziła z jednego, wspólnego źródła, jakim była gwiazda wcześniejszej generacji, która zapadła się w supernową. Zatem obiekty Układu Słonecznego składają się z tej materii, z której została uformowana Ziemia i pogląd na budowę Ziemi jest budowany również w oparciu o dane pochodzące z analiz meteorytów oraz próbek skał pobranych z innych obiektów kosmicznych." ]

[]

[ "Kompleksowy schemat budowy wnętrza Ziemi powstał głównie w oparciu o badania geofizyczne [1], [2]. Zakłada on, że Ziemia ma budowę warstwową i składa się z koncentrycznie rozmieszczonych powłok skalnych, występujących jedna nad drugą, zwanych geosferami. Wyróżniane są 3 geosfery główne. Od zewnątrz Ziemi są to:", "Fizyka wnętrza Ziemi opiera się o analizy fal sejsmicznych objętościowych (zob. Fale sejsmiczne ), których przebieg analizowany jest wewnątrz globu. Prędkość przemieszczania się fal objętościowych korelowana jest z własnościami fizycznymi ośrodka, w którym się rozchodzą, w szczególności z jego gęstością i własnościami sprężystymi. Wykorzystywana jest zależność wzrostu prędkości tych fal (zarówno poprzecznych, jak i podłużnych) wraz ze wzrostem gęstości ośrodka. Zatem, analiza tej prędkości pozwala na interpretacje gęstości oraz składu chemicznego ośrodków wewnątrzziemskich [6], [2], [7].", "Sposób rozchodzenia się fal objętościowych w Ziemi nie jest jednorodny. Na pewnych głębokościach ulegają one załamaniu, odbiciu lub zmienia się skokowo ich prędkość ( Rys. 1 ).", "Miejsca te zostały wydzielone jako nieciągłości. Nieciągłości główne wyznaczają granice geosfer. Kolejno od zewnątrz Ziemi są to:", "Geosfery posiadają swoiste dla siebie cechy i każda z nich ma inny skład oraz parametry fizyczne [9], [6]. W obrębie poszczególnych geosfer występują nieciągłości dzielące je na jednostki niższego rządu i są to:", "Fale objętościowe poprzeczne nie rozchodzą się w cieczach, a ich zanik w obrębie nieciągłości Lehmann sugeruje obecność płynnej materii w zewnętrznym jądrze ziemskim ( Rys. 1, Rys. 2 ), [10].", "Masy w Ziemi są rozmieszczone nierównomiernie. Prędkość rozchodzenia się fal objętościowych przyjmuje generalnie trend rosnący, co związane jest ze wzrostem gęstości materii ku centrum. Zakłada się, że w strefach wewnątrzjądrowych Ziemi materia wykazuje 4,5 x większą gęstość w stosunku do budulca jej powierzchniowych części. Gwałtowane spadki prędkości rozchodzenia się fal sejsmicznych, jakie się zaznaczają w obrębie Ziemi, są wynikiem obniżenia gęstości wskutek upłynnienia lub uplastycznienia ośrodka [6]. Największe takie spadki obserwowane są w nieciągłościach na granicach geosfer (Moho i Gutenberga) oraz w sferach bezpośrednio im podległych ( Rys. 2 ), [2]." ]

[]

[ "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 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 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 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 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." ]

[]

[ "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 powstają przez:", "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]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Skały ", "content": " obiekty zbudowane z minerałów lub/i substancji mineralnych, które powstały w\nwyniku naturalnych procesów geologicznych." } ]

[ "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:" ]

[ { "name": " Definicja 1: Minerał ", "content": " to substancja, która [1], [2]:\n\njest związkiem chemicznym zbudowanym z jednego lub wielu pierwiastków,\n\nposiada uporządkowaną strukturę wewnętrzną, czyli jest kryształem (zob. Budowa wewnętrzna\ni postać minerałów ),\n\nw normalnych warunkach ziemskich występuje w stałym stanie skupienia,\n\npowstała wyłącznie w wyniku procesów naturalnych.\n" } ]

[ "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 )." ]

[ { "name": " Definicja 1: Kryształ ", "content": " ciało stałe, o uporządkowanej strukturze, w którym cząsteczki, atomy oraz jony\nwystępują w ściśle określonym i powtarzalnym położeniu tworząc sieć krystaliczną( Rys. 2 ), [2].\n" } ]

[ "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]:" ]

[ { "name": " Definicja 1: Pokrój ", "content": " ogólny zarys przestrzenny formy (kryształu) minerału." } ]

[ "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." ]

[]

[ "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]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Łupliwość ", "content": " zjawisko pękania minerału pod wpływem uderzenia wzdłuż tych samych\nkierunków na części ograniczone płaskimi powierzchniami ( Rys. 1 A), zwane płaszczyznami\nłupliwości[1], [2], [3], [4], [5]. Minerały mogą wykazywać łupliwość w jednym kierunku lub w wielu\nkierunkach." }, { "name": " Definicja 2: Przełam ", "content": " zjawisko podziału minerału pod wpływem uderzenia wzdłuż przypadkowych i\nnierównych powierzchni ( Rys. 1 B), [1], [2], [3]." } ]

[ "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)." ]

[]

[ "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]." ]

[]

[ "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]." ]

[]

[ "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]." ]

[]

[ "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." ]

[]

[ "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]." ]

[]

[ "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." ]

[]

[ "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)." ]

[]

[ "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]." ]

[]

[ "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]." ]

[]

[ "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." ]

[]

[ "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." ]

[]

[ "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]." ]

[]

[]

[ { "name": " Definicja 1: Orogeneza ", "content": " inaczej górotwórczość, to termin oznaczający powstawanie gór w sensie\ngeologicznym, jako pasm fałdowych, niekiedy jest używany w odniesieniu do tworzenia się gór\nw sensie topograficznym, tj. do wypiętrzenia pewnych obszarów względem otoczenia [1], [2], [3],\n[4].\nOrogen to obszar, na który oddziałuje orogeneza [1], [2], [3], [4].\nKolizja jest to wzajemne mechaniczne oddziaływanie płyt litosferycznych. Często używany jest termin kolizja\nkontynentalna, oznaczający zderzenie dwóch płyt litosfery kontynentalnej (zob. Orogeny kolizyjne ), [5],\n[6]." }, { "name": " Definicja 2: Epejrogeneza ", "content": " inaczej ruchy epejrogeniczne, lądotwórczość lub ruchy lądotwórcze, to\npowolne, pionowe ruchy skorupy ziemskiej powodujące podnoszenie się lub obniżanie znacznych jej obszarów,\nbez zmiany ich struktury (zob. Ruchy epejrogeniczne i ich przyczyny ). Według przeważających poglądów\nruchy epejrogeniczne są wywołane zaburzeniami izostazji, bądź zmianami gęstości i objętości\nmateriału skalnego w wyniku zmian termodynamicznych (temperatury, ciśnienia), zachodzących\nw dolnej części skorupy ziemskiej i w górnym płaszczu Ziemi [1], [2], [3], [4]. Jednym z efektów\ntych ruchów jest wywołanie transgresji i regresji morskich (zob. Procesy związane z epejrogenezą\n)." }, { "name": " Definicja 3: Akrecja ", "content": " to proces przyrostu lub wzrostu, zazwyczaj przez stopniowe nagromadzenie\ndodatkowego materiału (zob. Akrecja skorupy kontynentalnej ). W teorii tektoniki płyt, termin akrecja\nkontynentalna jest najczęściej używany jako proces, w którym materiał jest dodawany do kontynentalnej płyty\nlitosfery w strefie subdukcji [6], [7]. " }, { "name": " Definicja 4: Kraton ", "content": " rozległy fragment skorupy ziemskiej, zwłaszcza kontynentalnej, nie podlegający\nznacznemu fałdowaniu, w przeciwieństwie do obszarów otaczających [1], [2], [3], [4]. Kraton może występować\nw formie platformy lub tarczy ( Rys. 1 ).\nPlatforma to znacznych rozmiarów obszar kontynentalnej skorupy ziemskiej zbudowany z dwóch pięter\nstrukturalnych: \n\nfundamentu (podłoża) platformy,\n\npokrywy platformowej,\nróżniących się stylem architektonicznym ( Rys. 1 ).\nFundament platformy tworzą skały magmowe i metamorficzne, sfałdowane i wypiętrzone wskutek ruchów\ngórotwórczych w archaiku i proterozoiku (platformy stare - prekambryjskie) lub w paleozoiku (platformy\nmłode), a następnie zrównane (zdenudowane)( Rys. 1 ).\nPokrywa platformowa jest zbudowana głównie ze słabo zdeformowanych tektonicznie skał osadowych ( Rys.\n1 ), [1], [2], [3], [4].\n\n\n\n\n\n Rysunek 1: Wzajemny stosunek platformy i tarczy w obrębie kratonu. \nTarcza jest to wypukła, nie przykryta osadami część fundamentu krystalicznego platformy, pozbawiona\npokrywy platformowej, np. tarcza bałtycka, tarcza kanadyjska ( Rys. 2 ), [1], [2], [3], [4].\n\n\n\n\n\n Rysunek 2: Kraton wschodnioeuropejski, w skład którego wchodzą: tarcza bałtycka (fennoskandynawska), tarcza\nukraińska i platforma wschodnioeuropejska. \n" }, { "name": " Definicja 5: Krawędź pasywna ", "content": " obszar graniczny pomiędzy skorupą kontynentalną i oceaniczną\nzawarty w całości w jednej płycie litosfery. Pasywność oznacza, że aktywność tektoniczna jest tu minimalna\n[8], [6]." }, { "name": " Definicja 6: Sedymentosfera ", "content": " całkowita ilość osadów na Ziemi, jak również środowisko, w którym\nznajdują się i tworzą osady [9]." }, { "name": " Definicja 7: Basen ", "content": " zagłębienie w powierzchni Ziemi; termin ten w geologii używany jest najczęściej w\nodniesieniu do basenów osadowych, czyli regionów Ziemi, w których następuje gromadzenie się\n(akumulacja) osadów ( Rys. 3 ), (zob. Baseny sedymentacyjne a tektonika płyt ), [1], [2], [3], [4],\n[10].\n \n\n\n\n Rysunek 3: Basen intrakratoniczny. \n" } ]

[ "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:" ]

[]

[ "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).", "W skład skał osadowych wchodzą:", "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." ]

[]

[ "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." ]

[]

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

[]

[ "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." ]

[ { "name": " Definicja 1: Ofiolit ", "content": " to sekwencja skalna reprezentująca część litosfery oceanicznej, podniesiona i\numieszczona na kontynencie ( Rys. 1 ), [1], [2], [3], [4], [5], [6], [7], [8].\nOfiolit – dosłownie z greckiego „kamień wężowy”." } ]

[ "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." ]

[ { "name": "Definicja 1: Izostazja", "content": "zwana, równowagą izostatyczną to stan równowagi grawitacyjnej między litosferą a astenosferą, termin wprowadzony w 1882 roku przez amerykańskiego geologa Clarence'a Duttona." } ]

[ "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:" ]

[]

[ "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) ." ]

[ { "name": " Definicja 1: Trzęsienie ziemi ", "content": " jest to drżenie powierzchni ziemi w wyniku nagłego uwolnienia\nnaprężenia w litosferze. Najczęściej mamy do czynienia z trzęsieniami spowodowanymi zjawiskami naturalnymi\ntektonicznymi [2], [3], [4]." }, { "name": " Definicja 2: Hipocentrum i epicentrum ", "content": " Hipocentrum jest to miejsce, gdzie następuje nagłe\nuwolnienie naprężenia w litosferze ( Rys. 1 ), w odniesieniu do tego miejsca używa się też nazwy ognisko\ntrzęsienia ziemi.\nEpicentrum jest to punkt na powierzchni Ziemi, znajdujący się bezpośrednio nad hipocentrum ( Rys. 1 ).\nUwolniona energia przemieszcza się falami przez skałę, powodując wstrząsy, które odczuwamy podczas\ntrzęsienia ziemi. Fale (zob. Fale sejsmiczne ) wywołane przez trzęsienie ziemi najszybciej dochodzą na\npowierzchnię w epicentrum. Wstrząsy są tu najsilniej odczuwalne." }, { "name": " Definicja 3: Obszary sejsmiczne ", "content": " Obszar epicentralny jest to obszar wokół epicentrum, gdzie\nwstrząsy są bardzo silne ( Rys. 2 ).\n \n \nObszar makrosejsmiczny jest to obszar związany z silnym trzęsieniem ziemi, gdzie wstrząsy dają się odczuć\nbez pomocy przyrządów ( Rys. 2 ).\nObszar mikrosejsmiczny jest to obszar, gdzie wstrząsy nie są odczuwalne przez człowieka, natomiast są\nodnotowywane przy użyciu pomocy przyrządów ( Rys. 2 )." } ]

[ "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 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:" ]

[]

[ "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." ]

[]

[ "Trzęsienia ziemi związane z granicami konwergentnymi", "Najliczniejsze i najsilniejsze trzęsienia ziemi występują na granicach konwergentnych (zob. Typy granic konwergentnych ), związanych z subdukcją [1], [2].", "Występuje tu interakcja dwóch płyt litosfery (zob. Architektura strefy subdukcji ). Dolna płyta zanurza się pod płytą górną ( Rys. 1 ). Naprężenia wywołujące trzęsienia ziemi mogą występować na płaszczyźnie poślizgu pomiędzy płytami, jak również wewnątrz płyty dolnej i górnej. Płaszczyzna poślizgu ma geometryczny charakter uskoku odwróconego i jest przedstawiana w postaci graficznego symbolu, tzw. \"piłki plażowej\" dla takiego uskoku [3], [4]. Naprężenia zginające i rozciągające mogą powodować pęknięcia wewnątrz płyty dolnej i górnej. Pęknięcia te mogą mieć charakter zarówno uskoków normalnych jak i odwróconych. Trzęsienia ziemi związane z subdukcją wyznaczają strefę Benioffa [5].", "Trzęsienia ziemi o magnitudzie ponad 8 mogą występować w strefach kolizji płyt kontynentalnych, na przykład w Himalajach. Himalaje powstały w wyniku kolizji płyty indyjskiej i płyty eurazjatyckiej [6], [7]. Poszczególne jednostki tektoniczne nasuwają się na siebie, jak również na płytę indyjską (zob. Orogeny kolizyjne ). Naprężenia mogące skutkować trzęsieniami ziemi powstają na płaszczyznach nasunięć ( Rys. 2 ).", "Trzęsienia ziemi związane z granicami dywergentnymi", "Granice dywergentne, czyli rozbieżne to te, na których płyty litosfery oddalają się od siebie. Powszechnie występują na grzbietach śródoceanicznych (zob. Architektura i procesy strefy rozrostu oceanicznego ). Centralną częścią takiego grzbietu jest dolina ryftowa. Trzęsienia ziemi są tu zlokalizowane na powierzchniach normalnych uskoków ( Rys. 3 ).", "Normalne uskoki i doliny ryftowe w obrębie litosfery kontynentalnej są również miejscem trzęsień ziemi o względnie płytkim hipocentrum (zob. Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe ).", "Trzęsienia ziemi na powierzchniach normalnych uskoków w ryfcie kontynentalnym (zob. Geneza ryftu ) są przedstawione na Rys. 4 .", "Trzęsienia ziemi związane z granicami transformacyjnymi", "Trzęsienia ziemi o płytkim ognisku występują wzdłuż granicy transformującej ( Rys. 5 ), (zob. Granice transformujące ), gdzie dwie płyty przesuwają się względem siebie [8], [9], [10]. Naprężenia są spowodowane siłą oporu tarcia. Gdy siła ta jest przezwyciężona, płyty raptownie się poruszają [11], [12], [3], [4]. Towarzyszą temu często silne wstrząsy, jak na przykład trzęsienie ziemi o magnitudzie 7,9 w San Francisco w 1906 roku." ]

[]

[ "Ogniska trzęsień ziemi występują na różnych głębokościach. Rozlokowane są pomiędzy powierzchnią Ziemi, a głębokością około 700 km. W zależności od głębokości dzielimy trzęsienia ziemi na:", "Rozmieszczenie trzęsień ziemi pokrywa się z obszarami aktywności tektonicznej Ziemi. Na granicach konwergentnych zarejestrowano około 90 \\( \\% \\) wszystkich trzęsień ziemi, w tym wszystkie trzęsienia (zob. Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe ) o magnitudzie ponad 9 zanotowane w XX i XXI wieku ( Rys. 1 ). Większość tych trzęsień ziemi rozmieszczonych jest wokół Pacyfiku, w strefie zwanej pacyficznym pierścieniem ognia (zob. Związek trzęsień ziemi z tektoniką płyt ), [5].", "Rys. 2 przedstawia najsilniejsze trzęsienia ziemi w latach 2019-2021.", "Na podstawie tego typu map sporządzono mapę obszarów zagrożenia sejsmicznego ( Rys. 3 ). Zagrożenie sejsmiczne (używa się również określenia hazard sejsmiczny) jest to prawdopodobieństwo wystąpienia na rozpatrywanym obszarze trzęsień ziemi o magnitudzie, która spowoduje szkodliwe skutki, takie jak ofiary w ludziach, zniszczenia budynków i infrastruktury. Przedział czasowy takiego zagrożenia jest dłuższy, niż w przypadku przewidywania zagrożenia krótkoterminowego (predykcji, zob. Przewidywanie i zapobieganie trzęsieniom ziemi ), a więc liczony w latach. Mapy zagrożenia są używane do odpowiedniego planowania przestrzennego, ustalania norm i przepisów budowlanych, a także stawek ubezpieczeniowych.", "Na Rys. 3 obszary o wysokim stopniu zagrożenia oznaczono intensywnym kolorem czerwonym, zaś obszary niezagrożone kolorem bladoróżowym przechodzącym w biały. Pomiędzy tymi obszarami znajdują się tereny pośrednie, oznaczone różnymi odcieniami czerwieni. Odpowiada to podziałowi na:", "Grzbiety śródoceaniczne obfitują w trzęsienia ziemi (zob. Związek trzęsień ziemi z tektoniką płyt ), ale ich skutki dla ludzi są mniejsze. Większa część oceanów jest sejsmicznie spokojna [6]." ]

[]

[ "Bezpośrednie skutki trzęsień ziemi ( Rys. 1 ) dotykające ludzi to [1], [2], [3], [4]:", "Skutki wtórne dotykające ludzi to:", "Trzęsienia ziemi również powodują zmiany geomorfologiczne i zmiany w zbiornikach wodnych; zmiany te obejmują:" ]

[]

[ "Sejsmolodzy od lat usiłują wypracować metody pozwalające na przewidywanie:", "Takie przewidywanie [1], [2], [3], [4] nazywane jest krótkoterminowym albo predykcją [5]. Przykładowe przewidywanie krótkoterminowe to stwierdzenie, że za trzy dni w Krakowie nastąpi trzęsienie ziemi o magnitudzie 7 (zob. Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe ). Możliwa jest wtedy ewakuacja ludności z zagrożonego obszaru. Dotychczas podawany jest jeden przykład pomyślnego przewidywania krótkoterminowego, które dotyczyło trzęsienia ziemi w Haicheng w Chinach z 1975 roku. Wówczas na dzień przed trzęsieniem ziemi o magnitudzie 7,3 wydano ostrzeżenie i zorganizowano ewakuację. Obserwacje zmiany wysokości terenu i poziomu wód gruntowych, powszechne doniesienia o osobliwych zachowaniach zwierząt i wiele wstrząsów poprzedzających doprowadziły do tych decyzji. Wspomniane zjawiska i wydarzenia nazywamy prekursorami. Niestety większość trzęsień ziemi nie ma tak oczywistych prekursorów. Pomimo chińskiego sukcesu w 1975 roku, nie było ostrzeżenia o trzęsieniu ziemi o sile 7,6 w Tangshan w 1976 roku, które spowodowało około 250 000 ofiar śmiertelnych. Do prekursorów należą:", "Luka sejsmiczna to aktywna część uskoku (zob. Geneza trzęsień ziemi ), w której nie było w dłuższym okresie czasu trzęsień ziemi [5]. Może to być uskok zakleszczony, w którym narastają naprężenia. Trzęsienie ziemi Loma Prieta w Kalifornii w 1989 roku jest przykładem wydarzenia związanego z luką sejsmiczną. Zmiana poziomu wody wiąże się z powstaniem szczelin, do których woda ucieka. W wodach podziemnych dokonuje się pomiaru emisji radonu ( Rys. 1A), [6]. Do badań geofizycznych związanych z prekursorami należą badania pomiary metodami elektromagnetycznymi i elektrycznymi [7], pomiary zmian prędkości fal sejsmicznych [8] i pomiary grawimetryczne [9]. System ATROPATENA ( Rys. 1B), przeznaczony do monitorowania zmian grawitacji, został w ostatnich latach zainstalowany w szeregu krajów dotkniętych trzęsieniami ziemi, zwłaszcza w Azji.", "Jak dotąd prekursory nie okazały się wystarczająco użyteczne dla predykcji trzęsień ziemi. Na dzisiejszym etapie wiedzy nie jest możliwe dokładne krótkoterminowe ich przewidywanie [5]. Przewidywanie długoterminowe natomiast mówi nam o tym, czy na danym obszarze trzęsienie ziemi pojawi się okresie dłuższym, kilku, a nawet kilkudziesięciu lat. Opiera się ono na analizie poprzednich wydarzeń sejsmicznych w badanym rejonie, jak również na analizie budowy geologicznej w szczególności bliskości do granic płyt. Jeżeli dany obszar zostaje uznany za sejsmiczny podejmuje się odpowiednie środki zaradcze, w szczególności odpowiednie budownictwo. Niewłaściwe budownictwo powoduje znacznie większe straty w ludziach, jak to miało miejsce w przypadku trzęsienia ziemi w Armenii w 1888 roku [10], czy też Skopje w 1963 roku [11]. Budynki odporne na trzęsienia konstruowane są z betonu uzbrojonego stalowymi prętami, co nadaje im odpowiednią elastyczność. Ważne jest odpowiednie posadowienie amortyzujące wstrząsy [12]. System ostrzegania o trzęsieniu ziemi (lub system wczesnego ostrzegania) to zespół akcelerometrów, sejsmometrów, środków, komunikacji, komputerów i alarmów, który został opracowany w celu powiadamiania sąsiednich regionów o silnym trzęsieniu ziemi w trakcie jego trwania. To nie to samo, co przewidywanie trzęsień ziemi, które obecnie nie jest w stanie wygenerować decydujących ostrzeżeń o zdarzeniach. Szczególnie ważnym jest odpowiednie informowanie o nadchodzącej fali tsunami ( Rys. 2 ).", "Na Pacyfiku został wdrożony odpowiedni system ostrzegania o tsunami zwany DART (ang. Deep-ocean Assessment and Reporting of Tsunamis) ( Rys. 3 ), w skład którego wchodzą boje, czujniki na dnie oceanu (tsunamometry), satelity odbierające dane i ośrodek na Hawajach analizujący dane i ostrzegający rejony zagrożone [13]. System ten umożliwia ostrzeganie rejonów zagrożonych niejednokrotnie na godziny przed nadejściem fali. Niestety zabrakło go w czasie trzęsienia ziemi w Indonezji w 2004 roku." ]

[]

[ "Badanie zjawisk związanych z trzęsieniami ziemi w przeszłości jest ważne z punktu widzenia przewidywania przyszłych trzęsień w prognozach długoterminowych (zob. Przewidywanie i zapobieganie trzęsieniom ziemi ). Badania te zajmują się:", "Z praktycznego punktu widzenia związanego z prognozowaniem najważniejsze jest badanie zjawisk w nieodległej przeszłości, a więc w holocenie, a w szczególności w przeszłości historycznej. Wielkie trzęsienia ziemi, takie jak San Francisco w 1906 roku, czy u wybrzeży Kanady (Great Banks) w 1929 roku, pozostawiły po sobie wyraźny ślad w morfologii, tektonice, a także w osadach. Ślad ten jest wynikiem samych wstrząsów, jak również zjawisk towarzyszących, takich jak tsunami. Trzęsienie ziemi w San Francisco było spowodowane aktywnością wielkiego uskoku San Andreas (zob. Geneza trzęsień ziemi ). W wyniku tej aktywności nastąpiło przemieszczenie poziome wzdłuż uskoku, zaobserwowane między innymi w przesunięciu płotów zlokalizowanych w poprzek uskoku. Przesunięcia poziome starsze, z okresu kiedy nie było jeszcze konstrukcji zbudowanych przez ludzi, odnotowywane są w zmianach cieków wodnych. W przypadku strumienia Wallace'a Creeka ( Rys. 1 ) rozcięte aluwia strumienia zostały wydatowane metodą radiowęglową na około 3700 lat. Metoda ta jest dość dokładna dla holocenu, okresu obejmującego ostatnie 12000 lat. 3700 lat temu nastąpiło uaktywnienie uskoku San Andreas. Od tego czasu strumień Wallace Creek został przesunięty około 130 m. Przesunięcie to jest wynikiem szeregu trzęsień ziemi, między innymi w roku 1857 i 1906 [1], [2].", "Uskok San Andreas jest uskokiem prawoskrętnym (zob. Granice transformujące ) to znaczy, że płyta pacyficzna przesuwa się na północny zachód, a płyta północnoamerykańska na południowy wschód. Podobne przesunięcia odnotowano między innymi wzdłuż uskoku anatolijskiego w Turcji, czy uskoku Kunlun w Tybecie [3].", "W 1929 roku wielkie trzęsieni ziemi u wybrzeży Kanady, na południe od Nowej Fundlandii, o magnitudzie około 7,2 (zob. Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe ) spowodowało przemieszczenie ponad 100 \\( km^3 \\) osadów. Osuwiska podmorskie i prądy zawiesinowe (turbidyty) przemieściły osady na odległość do 25 km od wybrzeży Atlantyku, uszkadzając położone na dnie oceanu kable telekomunikacyjne [4]. Przemieszczenie osadów było prawdopodobnie spowodowane przez zjawisko wtórne, jakim było tsunami (zob. Skutki trzęsień ziemi ). Fala tsunami ma znaczącą siłę nośną i może redeponować materiał pochodzący z erozji na stoku kontynentalnym i na dnie głębokiego basenu ( Rys. 2 ). Można wyróżnić następujące etapy charakteryzujące działalność tej fali [5], [6]:", "Osuwiska podmorskie i tsunami towarzyszyły również wielkiemu trzęsieniu ziemi na Alasce w 1964 roku [7]. Badania trzęsień ziemi w regionie Cascadia między południową Kolumbią Brytyjską, a północną Kalifornią, stwierdziły częstotliwość wielkich trzęsień co 300 do 500 lat. 19 lub 20 gigantycznych trzęsień ziemi o sile 9 miało miejsce w ciągu ostatnich 10 000 lat [8]. Wydarzenia te związane były z aktywnością strefy subdukcji, w której płyta Juan de Fuca zanurza się pod płytę północnoamerykańską. Aktywność tej strefy dokumentują podmorskie osuwiska i turbidyty. Osuwiska mogły być wywołane bezpośrednio przez trzęsienia ziemi ( Rys. 3 ), zaś turbidyty przez fale tsunami.", "Zgodnie z zasadą aktualizmu geologicznego, porównanie zapisu tych wydarzeń z zapisem wydarzeń w przeszłości geologicznej może prowadzić do wniosku, że większość utworów w kopalnych strefach konwergentnych jest związanych z trzęsieniami ziemi. W Karpatach Zewnętrznych przykładem utworów związanych z trzęsieniami ziemi są olistostromy ( Rys. 4 ), [9], [10], zaś utworów związanych z falami tsunami - sekwencje turbidytowe we fliszu karpackim.", "Zjawiskami związanymi z trzęsieniami ziemi w przeszłości zajmuje się paleosejsmologia, gałąź nauk o Ziemi [11], [12]. Wprowadzone zostały terminy sejsmity (utwory związane bezpośrednio z trzęsieniami ziemi) i tsunamity (utwory związane z falami tsunami) [13], [14], [15]. Osady związane z trzęsieniami ziemi w pasmach orogenicznych są pospolite. Zwrócono jednak uwagę [5], [6], że terminów sejsmity i tsunamity nie powinno się stosować dla utworów głębokomorskich, gdyż istnieją już inne ugruntowane nazwy takie jak turbidyty, debryty, czy olistostromy. Ogranicza to ich stosowanie dla utworów płytkomorskich i lądowych, a te są stosunkowo rzadkie [15]. W przypadku sejsmitów ogranicza się to do pierwotnie upłynnionych nieskonsolidowanych osadów drobnoziarnistych, które zostały następnie lityfikowane ( Rys. 5 )." ]

[ { "name": "Definicja 1: Turbidyty", "content": "są osadami powstającymi w wyniku wytrącania składników okruchowych z zawiesiny. Zawiesina powstaje przez zmieszanie składników okruchowych z wodą morską w wyniku zaburzeń, powodowanych między innymi przez trzęsienia ziemi. Przemieszcza się z brzegu basenu w kierunku jego głębszych części pod wpływem grawitacji. To przemieszczanie nazywa się prądem zawiesinowym. Stosowany jest również termin spływ kohezyjny, gdy składniki okruchowe utrzymują się w wodzie w wyniku kohezji, czyli oddziaływania sił międzycząsteczkowych." } ]

[ "Rodzaje magmy", "Magma to gorąca (od", "\\({650}{^o}\\) C – \\({1250}{^o}\\) C), ruchliwa materia złożona z fazy ciekłej, stałej i gazowej występujących w różnych proporcjach. Głównymi składnikami magmy są pierwiastki:\\(Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, Mn, K\\) występujące w związkach chemicznych ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1) ). Fazę stałą tworzą kryształy krzemianów, glinokrzemianów i tlenków, które wykrystalizowały w wysokich temperaturach.", "Faza lotna składa się z:\\(H_2O\\), \\(N_2\\), \\(O_2\\), \\(CO\\), \\(CO_2\\), \\(NH_3\\), \\(H_2\\), \\(SO_2\\), \\(SO\\) i innych gazów.", "Ze względu na genezę wyróżniamy dwa rodzaje magmy:", "Magmy pierwotne pochodzą z obszaru źródłowego zlokalizowanego w zewnętrznej części płaszcza Ziemi lub głębokich strefach skorupy ziemskiej.", "Magmy wtórne powstają w skorupie ziemskiej w wyniku dyferencjacji magmy pierwotnej. Magmy wtórne są z reguły kwaśne (granitoidowe), ponieważ są wzbogacone w krzemionkę i alkalia kosztem \\(Ca, Mg, Fe\\)[1], [2], [3].", "Powstanie magm wymaga wysokiej temperatury (od", "\\({650}{^o}\\) C do \\({1000}{^o}\\) C). Wysokość temperatury skorelowana jest z głębokością (stopień geotermiczny)(zob. Ciepło Ziemi ), bliskością pióropuszy płaszcza (zob. Pióropusze płaszcza i plamy gorąca ), czy wcześniej powstałych ognisk magmowych. Wiele czynników wpływa na temperaturę topienia skał, czyli powstania magmy: ciśnienie (jeśli wzrasta, to rośnie także temperatura topnienia), zawartość gazów, a zwłaszcza pary wodnej, która pod ciśnieniem obniża topienie minerałów.", "Powstanie magm zasadowych (ubogich w krzemionkę), zwanych gabrowymi lub płaszczowymi ( Rys. 1 ), wiąże się z częściowym wytapianiem skał ultramaficznych górnego płaszcza. Obszary wytapiania płaszczowego występują pod granicami dywergentnymi płyt oraz pod plamami gorąca.", "Magmy obojętne, zwane diorytowymi, generowane są przez częściowe wytapianie się skał subdukowanej skorupy oceanicznej, która ulega pogrążaniu w strefy płaszczowe Ziemi ( Rys. 1 ). Główną masę skał macierzystych stanowią skały cokołu skorupy oceanicznej, czyli skały zasadowe i obojętne, które nadłożone są z reguły cienką, bogatą w krzemionkę serią osadową. Magmy obojętne mogą też powstawać w wyniku dyferencjacji magm zasadowych.", "Magmy kwaśne (bogate w krzemionkę), zwane granitoidowymi, pochodzą z częściowego topienia skał bogatych w krzemionkę, jakie są składnikiem skorupy kontynentalnej ( Rys. 1 ). Proces ten odbywa się w częściach korzeniowych skorupy kontynentalnej, zwłaszcza grubych bloków kontynentalnych, które znajdują się w warunkach podwyższonych temperatur. Część magm kwaśnych powstaje również w procesie dyferencjacji magm obojętnych przez wzbogacanie stopu w krzemionkę.", "Powstały w ognisku magmowym stop glinokrzemianowy migruje ku górze i gromadzi się lokalnie, w miejscach nazywanych komorami magmowymi. Komory magmowe mają różne rozmiary i występują na głębokościach do 250 km. W komorze magmowej dochodzi do całkowitej lub częściowej krystalizacji stopu. Niewykrystalizowana magma podlega przemieszczaniu, tzw. intrudowaniu, w obręb skalnej powłoki litosferycznej (zob. Intruzje magmowe ). Intrudowanie związane jest z iniekcyjnym ruchem wznoszącym ku strefom o niższym ciśnieniu, czyli ku powierzchni Ziemi. Część magm osiąga powierzchnię Ziemi i ulega transformacji w lawę (zob. Lawa ), cześć zastyga w obrębie przypowierzchniowych struktur ziemskich, dając magmowe ciała intruzywne [2], [4]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Plutonizm ", "content": " to zespół procesów zachodzących w głębi skorupy ziemskiej i w górnym\npłaszczu Ziemi, prowadzących do powstania magm i skał magmowych głębinowych." } ]

[ "Dyferencjacja przebiega wieloetapowo i jest bardzo skomplikowana. Najważniejsze procesy dyferencjacji to:", "Krystalizacja frakcyjna polega na kolejnym wydzielaniu się kryształów ze stopu magmowego wskutek zmian temperatury i ciśnienia. W efekcie zmienia się skład stopu, a kryształy (w zależności od gęstości) opadają na dno zbiornika magmowego (większa gęstość) tworząc warstwy ( Rys. 1 ). Kolejne krystalizujące minerały zdeponowane na dnie zbiornika magmowego będą izolować wcześniej wykrystalizowane minerały od kontaktu i reakcji z magmą [1], [2], [3].", "Asymilacja polega na topieniu przez magmę skał otaczających zbiornik magmowy lub na reakcjach wymiennych między magmą, a skałami otaczającymi. W każdym z tych przypadków magma zmienia skład tym wyraźniej, im wyraźniejsza jest różnica w składzie chemicznym magmy i skał. Niekiedy oderwane fragmenty skał nie ulegają stopieniu i pozostają w zakrzepłej magmie w postaci tzw. ksenolitów( Rys. 2 ), [2], [4], [5].", "Badacze zajmujący się problematyką dyferencjacji magmy przypisują pewne znaczenie jeszcze innym procesom: mieszaniu się magm o różnym składzie chemicznym i likwacji.", "Mieszanie się magm o różnym składzie chemicznym, które może prowadzić do powstania skał o pośrednim składzie między skrajnymi członami. Mieszanie się magm może być wzmocnione przez konwekcję składników lotnych. Magma zasobna w składniki lotne przemieszcza się ku górze zbiornika, unosząc np. lżejsze i później krystalizujące związki krzemianowe [2], [4], [5], [3].", "Likwacja, czyli proces odwrotny, polegający na rozdzieleniu się magmy na dwa nie mieszające się stopy w warunkach spadku temperatury, np. oddzielenie stopu siarczkowego od bazaltowego. Magmy alkaliczne, bogate w \\(CO_2\\), mogą rozdzielać się na jedną bogatą w węglany, a drugą w krzemionkę i alkalia [2], [6], [7]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Dyferencjacja magmy ", "content": " to zespół procesów prowadzących do różnicowania jej składu i\ntworzenia magm pochodnych." } ]

[ "Obniżenie temperatury i ciśnienia magmy powoduje wydzielanie się (krystalizację) minerałów ze stopu. Istotne znaczenia dla krzepnięcia magmy ma skład chemiczny stopu, gdyż wydzielanie się składników jasnych, które są zasobne w krzemionkę przebiega w niższych temperaturach, a składników z niedoborem krzemionki w temperaturach wyższych. Magma składa się ze składników o różnych punktach krzepnięcia i proces ten przebiega w określonym zakresie temperatur, który nazywany jest interwałem krzepnięcia. W procesie krzepnięcia dochodzi do krystalizacji minerałów, które przy ochładzaniu stopu wydzielają się w określonym porządku. Kolejność krystalizacji może być określona na podstawie stopnia automorfizmu składników skały (zob. Rys. ), gdyż tylko kryształy powstałe swobodnie wykształcają formy prawidłowe.", "Przebieg krzepnięcia jest skomplikowany i jego zrozumienie ułatwiają układy modelowe jedno- i wielkoskładnikowe skondensowane lub z fazą gazową [1].", "Proces krystalizacji zależy od pozycji fazy stałej. Jeśli krystalizacja przebiega przy współdziałaniu dyferencjacji frakcyjnej (zob. Dyferencjacja magmy ) i faza mineralna zostaje odprowadzona ze stopu nazywany jest krystalizacją frakcyjną. Natomiast, gdy wykrystalizowana faza stała pozostaje w magmie i dochodzi do reakcji pomiędzy wykrystalizowanymi minerałami a stopem określana jest krystalizacją równowagową. Zachodzące reakcje wywołane są dążeniem do uzyskania równowagi chemicznej pomiędzy stopem a faza stałą. Równowaga ta zostaje zachwiana podczas krystalizacji, gdy określone związki chemiczne ze stopu przechodzą do kryształów minerałów. Stop wysycony w związku w stosunku do danego minerału wchodzi z nim w reakcje, co powoduje przebudowę struktur kryształów. Efektem reakcji magmy z kryształami jest wytworzenie nowego minerału, a kolejność powstawania nowych minerałów przebiega w ściśle określonym porządku i nazywana jest szeregiem reakcyjnym [2], [3], [1].", "Szeregi reakcyjne Bowena", "W trakcie krystalizacji magmy zachodzą reakcje między już wykrystalizowanymi kryształami minerałów a stopem magmowym. Krystalizujące minerały tworzą szeregi reakcyjne, w których każdy następny minerał może powstać z poprzedniego wskutek reakcji ze stopem. Formowane są wówczas kryształy mieszane lub jedne minerały narastają na drugich albo tworzą się całkowicie odmienne minerały.", "Dla magmy gabrowej szeregi reakcyjne (nazywane szeregami reakcyjnymi Bowena) mają następującą postać ( Rys. 1 ), [3], [4]:", "Szereg łączący minerały żelazo-magnezowe (oliwiny, pirokseny, amfibole, biotyt) określany jest mianem nieciągłego szeregu reakcyjnego. Każdy kolejny minerał ma strukturę całkowicie odmienną i w trakcie reakcji ze stopem magmowym jest ona przebudowana. Drugi szereg zawiera plagioklazy, w sukcesji od wapniowych do sodowych, i nazywany jest ciągłym szeregiem reakcyjnym. Plagioklazy są minerałami izomorficznymi i przebudowa odmian bardziej wapniowych w bardziej sodowe nie wymaga przekształcenia struktury sieci.", "W ostatnim etapie, po utworzeniu mieszaniny plagioklazów i minerałów barwnych (seria femiczna), tworzy się skaleń potasowy, muskowit oraz na samym końcu kwarc, jako wynik konsumpcji ostatniej części krzemionki [5], [4], [6]." ]

[]

[ "Krzepnięcie magm w litosferze odbywa się pod ciśnieniem. Ciśnienie to jest rezultatem warunków zewnętrznych i jest wywoływane:", "Wzrost ciśnienia oraz obecność fazy gazowej powoduje obniżenie temperatury krystalizacji magmy, dlatego magmy krzepną w niższych temperaturach niż lawy w warunkach powierzchniowych Ziemi [1], [2].", "Magmą wyjściową jest magma gabrowa lub perydotytowa. W wyniku spadku ciśnienia i temperatury magma ulega dyferencjacji, zmienia swój skład i przechodzi kolejno w magmę diorytową, granodiorytową i wreszcie granitową. Dzieje się tak dlatego, że minerały krystalizują zgodnie z porządkiem opisanym szeregami reakcyjnymi Bowena.", "W przebiegu krystalizacji magmy wyróżniamy 3 stadia [3]:" ]

[]

[ "Zastygająca w głębi Ziemi magma tworzy różnego kształtu i wielkości ciała skał magmowych wśród innych skał.", "Intruzje zgodne oraz niezgodne są powszechnymi komponentami skorupy ziemskiej. Ich rozmiary są bardzo zróżnicowane. W stosunku do niewielkich wydłużonych form używana jest ogólna nazwa żyły, a rozległe ciała magmowe określane są zbiorczo plutonami. Intruzje niezgodne mogą tworzyć drobne, zupełnie podrzędne formy, ale i bardzo duże ciała skalne, których średnica liczona jest w dziesiątkach kilometrów.", "Oba typy intruzji spotykane są na różnych głębokościach. Generalnie rozkład intruzji nie jest równomierny i w ich rozmieszczeniu obserwowana jest pewna zależność. Intruzje niezgodne dominują w głębszych partiach skorupy ziemskiej, natomiast intruzje zgodne są częstsze na głębokościach do 5 km. Jako ścieżki migracji stopu w przypowierzchniowych strefach skorupy wykorzystywane są głównie powierzchnie strukturalne [3], [5], [6]." ]

[ { "name": " Definicja 1: System magmowy ", "content": " czyli powiązany ze sobą kompleks obejmujący wszelkie miejsca, w\nktórych znajduje się stop glinokrzemianowy, we wnętrzu i na powierzchni Ziemi. Obejmuje on strefę ogniska\nmagmowego, komory magmowe oraz inne zbiorniki, w których następuje gromadzenie magm, odchodzące\nod nich korytarze, w które jest wtłaczany stop lub którymi odbywa się jego migracja oraz struktury\nlawowe, które formują się na powierzchni Ziemi." }, { "name": " Definicja 2: Intruzje magmowe ", "content": " to ciała skalne powstałe z magmy zastygłej w skorupie ziemskiej lub\nproces iniekcji magm w struktury skorupy ziemskiej [1], [2], [3], [4], [5], [6].\nW zależności od kształtu intruzji i ich stosunku do skał otaczających wyróżniamy ( Rys. 1 ), [7], [1], [4], [6]:\n\n\nintruzje zgodne to takie, których ściany są zgodne z powierzchniami strukturalnymi skał\notaczających: uławiceniem, warstwowaniem, płaszczyznami tektonicznymi i płaszczyznami\nniezgodności,\n\nintruzje niezgodne, gdy ich ściany przecinają powierzchnie strukturalne.\n" } ]

[ "Do intruzji zgodnych zaliczamy:" ]

[]

[ "Do intruzji niezgodnych zaliczamy:", "Spotykane są także pewne specyficzne odmiany dajek: – dajki pierścieniowe tworzące kilka współśrodkowych pierścieni. Często każdy pierścień buduje inna skała magmowa. Zwykle występują w zespołach, tworząc zespół koncentrycznych żył okalających pnie magmowe. – dajki stożkowe ułożone są współśrodkowo i zapadają stromo ku centrum, do jednego wierzchołka. Powstają w efekcie wniknięcia magmy w system tektonicznych szczelin powstałych pod wpływem ciśnienia intrudującej magmy.", "Duże batolity mogą mieć bardzo skomplikowaną genezę, w której znaczącą rolę odgrywa metasomatoza (zob. Metasomatoza ), czyli przeobrażenie skał otaczających roztworami i gazami pochodzącymi z ognisk magmowych aktywnych przez długi czas. Granice batolitów są nieostre, skały magmowe gradacyjnie przechodzą w sekwencję skał metamorficznych i skał osłony." ]

[]

[ "Wulkanizm jest jednym z najbardziej rozpoznawalnych procesów geologicznych. Erupcje wulkaniczne w wielu miejscach kształtują rzeźbę Ziemi ( Rys. 1 ) i dostarczają wielu informacji o budowie jej wnętrza. Setki czynnych oraz tysiące drzemiących i nieaktywnych wulkanów działają na wyobraźnię ludzi; są one jednymi z ważniejszych obiektów turystycznych [1]. Ich egzotykę i piękno ilustrują liczne zdjęcia i filmy.", "Ze względu na powierzchnię i geometrię miejsca erupcji wyróżniane są ( Rys. 2 ):", "Aktualnie zdecydowanie dominują erupcje centralne ( Rys. 3 ). Produkty gromadzą się wokół miejsca erupcji w formie stożkowatego wzniesienia zwanego wulkanem [2], [3], [4], [5].", "Erupcje linijne ( Rys. 4 ) na lądach są obecnie dość rzadkie, ale w przeszłości występowały często [2], [3], [4]. Współcześnie tego typu wylewy znane są tylko z Islandii. W ubiegłych epokach geologicznych powstawały w ten sposób rozległe pokrywy bazaltowe, zwane trapami, które znane są z USA (500 \\( tys. km^2 \\) i 1 km grubości), Dekanu (300 \\( tys. km^2 \\) i do 3 km grubości), z Syberii, Afryki czy Grenlandii.", "Obecnie erupcje linijne są dominującym typem w środowiskach podwodnych. Wylewy szczelinowe mają miejsce w strefach neowulkanicznych dolin ryftowych, w strefach rozrostu skorupy oceanicznej ( Rys. 5 ). W erupcjach linijnych dochodzi do efuzji niskiej lepkości, ruchliwych law bazaltowych. Wylew linijny to prawie zawsze akt jednorazowy. Po akcie efuzywnym szczelina zostaje zatkana zakrzepłą lawą, a w jej obrębie punktowo mogą tworzyć się niewielkie erupcje centralne.", "Erupcje arealne powstają przez przetopienie powierzchniowych warstw skorupy ziemskiej nad komorą magmową lub rozległą intruzją magmową. Wówczas miejsce wypływu stopu zajmuje dużą powierzchnię. Aktualnie takie erupcje nie występują, ale w odległej historii Ziemi, w czasie akrecji skorupy ziemskiej i w pierwszych etapach jej stabilizacji, odgrywały kluczową rolę [6].", "Do erupcji dochodzi w środowiskach lądowych oraz podwodnych. Szczególne są erupcje podwodne, które mają miejsce na dnie morskim, oceanicznym lub jeziornym i tylko te płytsze (do około 2 km) dają objawy widoczne na powierzchni wody ( Rys. 6 ).", "Charakterystycznym produktem erupcji podmorskich są lawy poduszkowe (ang. pillow lava) powstające wskutek szybkiego stygnięcia lawy w kontakcie z zimną wodą morską (zob. Lawa-Rys. 1 ) [6], [7]. Krzepnący w tych warunkach stop przyjmuje formy o kształcie bochenkowatym lub poduszkowatym.", "Rzadziej dochodzi do kumulacji utworów piroklastycznych, które powstają przez kontakt lawy z zimną wodą morską. Stożki pirokastyczne formowane w ten sposób mogą wystawać ponad powierzchnie wody.", "Produktami wulkanizmu są [8], [9], [3]:" ]

[ { "name": "Definicja 1: Wulkanizm", "content": "to zespół procesów związanych z wydobywaniem się magmy, okruchów skalnych i gazów z głębi Ziemi na jej powierzchnię. Zjawisko wydobywania się produktów wulkanicznych na powierzchnię nazywamy erupcją." } ]

[ "Ze względu na skład chemiczny wyróżnia się:", "Lawy kwaśne mają wysoką lepkość, przez co wolno płyną tworząc krótkie potoki i krzepną w kopułowatych formach. Zdarza się, że mają dużo gazów i wówczas spada lepkość, a lawa rozlewa się szeroko.", "Lawy zasadowe mają niską lepkość, dlatego łatwo płyną i rozlewają się na dużym obszarze lub tworzą długie potoki.", "Temperatura law wydobywających się z krateru mieści się w przedziale od 1000", "\\(^o\\)C do 1200 \\(^o\\)C, a ich krzepnięcie następuje w temperaturze od 600 \\(^o\\)C do 800 \\(^o\\)C. Lawy zasadowe krzepną w temperaturach wyższych niż lawy kwaśne. W zależności od składu chemicznego, ilości fazy gazowej oraz środowiska, krzepnące lawy przybierają różne formy. Są to:", "Z procesem krzepnięcia form wulkanicznych wiąże się powstanie ciosu słupowego[6], [4], czyli systemu regularnych spękań, najczęściej o pięcio- lub sześciokątnych podstawach, które ułożone są prostopadle do powierzchni stygnięcia ( Rys. 6 ). Cios jest wynikiem powstawania naprężeń rozciągających się w stygnącej skale. Cios słupowy występuje w różnych typach skał wylewnych, ale najlepiej wykształca się w skałach bazaltowych. Z reguły słupy w wewnętrznej części ciała wulkanicznego przybierają bardziej regularne kształty niż te, które występują w strefach zewnętrznych." ]

[ { "name": " Definicja 1: Lawa ", "content": " to stop magmowy, który wylał się na powierzchnię Ziemi. Jest mieszaniną tlenków\nkrzemu, tlenków różnych metali, krzemianów i gazów." } ]

[ "Materiały piroklastyczne powstają w wyniku wyrzucenia lawy z krateru wulkanu. Są to także rozdrobnione fragmenty skał wyrwanych z podłoża, kanału lub stożka wulkanu ( Rys. 1 ). Do utworów piroklastycznych zaliczamy: bomby, szlaki, scoria, lapille, piaski, popioły, pumeks [1], [2], [3], [4].", "Bomby wulkaniczne są to fragmenty lawy wyrzucone przez wulkan i krzepnące w powietrzu ( Rys. 2 ). Ich kształt jest owalny, często wrzecionowaty i skręcony. Mają zróżnicowaną wielkość, najczęściej średnica wynosi kilkadziesiąt centymetrów, ale czasem przekracza 1 metr. Wnętrze bomby jest niekiedy krystaliczne, a część zewnętrzna jest gąbczasta. Często powstają także bomby o nieregularnym kształcie (bloki), powstałe z rozsadzenia skał budujących stożek. Niektórzy badacze [2] wyróżniają wspólną grupę materiałów piroklastycznych: bomby i bloki.", "Szlaki to fragmenty szklistej, pęcherzykowatej w efekcie odgazowania, zastygłej lawy o średnicy od kilku do kilkunastu centymetrów; często powstają w wyniku rozsadzenia zgazowanych bomb.", "Scoria (wł. piana) to niewielkie kawałki (wielkości orzecha) zakrzepłej w powietrzu, gąbczastej lawy ( Rys. 3 ).", "Lapille (wł. małe kamyczki) są to fragmenty wielkości ziaren grochu powstałe z zakrzepnięcia lawy lub z rozdrobnienia starszych, zakrzepłych law wewnątrz stożka wulkanicznego ( Rys. 3 ). Rzadziej są to obtopione na krawędziach kryształy, co świadczy o częściowej krystalizacji magmy przed erupcją.", "Popioły wulkaniczne – najdrobniejsza (poniżej 2 mm średnicy) frakcja powstająca w wyniku krzepnięcia drobin ciekłej lawy lub rozdrobnienia starszego materiału wulkanicznego ( Rys. 4 ). Często są to bardzo drobne kryształy, niekiedy oblepione szkliwem wulkanicznym. Popioły są charakterystycznym materiałem lawy kwaśnej. Popioły o średnicy ziaren 0,05 mm – 2 mm często nazywamy piaskami, a poniżej 0,05 mm – pyłami.", "Pumeks to krzepnące w powietrzu fragmenty lawy pozbywającej się gazów, co prowadzi do powstania lekkich (poniżej 1 g/ \\( cm^3 \\)), porowatych skał ( Rys. 5 ).", "Materiał piroklastyczny wyrzucany z wulkanu zachowuje się różnie w zależności od frakcji. Bomby wulkaniczne wyrzucane są na wysokość do 100 m i opadają w odległości kilkuset metrów od krateru. Najdrobniejsze frakcje (pyły, popioły) wyrzucane są nawet na wysokość rzędu kilkudziesięciu kilometrów i pokrywają olbrzymie obszary, a krążąc wokół Ziemi mogą opadać w dowolnych jej rejonach. W trakcie wybuchów wulkanów wyrzucających duże ilości materiału piroklastycznego mogą powstać potoki piroklastyczne [4]. To odmiana znanych z sedymentologii gęstych prądów zawiesinowych, w których grawitacja powoduje przemieszczanie materiału, a turbulencja podtrzymuje materiał okruchowy przed opadaniem na dno ( Rys. 6 ).", "Wśród potoków piroklastycznych wyróżniamy [2]:" ]

[]

[ "W warunkach lądowych powszechne są erupcje centralne (zob. Wulkanizm - wprowadzenie ), w których produkty erupcji gromadzą się wokół miejsca erupcji w formie stożkowatego wzniesienia zwanego wulkanem [1], [2], [3], [4].", "Wulkany takie dzielone są ze względu na dominujący rodzaj (rodzaje) produktów erupcji na ( Rys. 1 ):", "W trakcie wszystkich tych erupcji wydobywają się także różne gazy.", "Stożki wulkanów lawowych (wylewnych) zbudowane są ze skał wylewnych. Mogą być dwojakiego rodzaju [4]:", "Gdy erupcje lawowe są niskoenergetyczne nazywane są efuzjami, a wulkany z takim przebiegiem erupcji - efuzywnymi. Gdy lawy wyrzucane są z krateru i tworzą fontanny law nazywane są ekstruzjami, a wulkany ekstruzywnymi.", "Wulkany mieszane (stratowulkany) ( Rys. 3 ) stanowią dominującą grupę aktualnie czynnych wulkanów lądowych [1], [2], [3], [4]. Charakterystyczne dla nich są stożki o nachyleniu stoków około 30 \\( {^o} \\), które zbudowane są z naprzemianległych, nachylonych zgodnie z powierzchnią stożka warstw zakrzepłej lawy i materiału piroklastycznego ( Rys. 4 ).", "Taka sekwencja jest wynikiem podobnego przebiegu kolejnych erupcji, w których wyraźnie wyodrębniają się dwie fazy. Pierwsza faza jest wysokoenergetyczna, a erupcję rozpoczyna wyrzut materiału piroklastycznego. Materiał ten pochodzi z rozsadzenia znajdujących się w kominie i kraterze skał wulkanicznych oraz krzepnięcia strzępów lawy wyrzuconej pod wpływem parcia gazów. Po tej fazie rozpoczyna się etap efuzywno-ekstruzywny, podczas którego podstawowym produktem jest lawa wylewająca się na pokrywy piroklastyczne.", "Poza głównym kraterem stratowulkanów, mniejsze porcje lawy i popiołów wydobywają się także ze szczelin oraz z podrzędnych stożków, znajdujących się na stoku. Stożki tworzące się na powierzchni głównego stożka nazywane są pasożytniczymi ( Rys. 5 ).", "Charakterystycznym elementem budowy wielu stratowulkanów są kaldery [1], [8], [9]. Są to często ogromne, nawet do 20 km średnicy, zagłębienia w szczytowej części stożka. Powstają one w wyniku:", "Podczas kolejnych aktów eruptywnych w kalderze wyrasta nowy stożek. Wiele zagłębień kalderowych wypełnionych jest wodą tworząc tzw. jeziora kraterowe ( Rys. 7 ).", "Czynnymi stratowulkanami są między innymi: Wezuwiusz, Cotopaxi (Andy), Kilimandżaro, Fudżi i wiele innych.", "Wulkany eksplozywne wyrzucają prawie wyłącznie materiał piroklastyczny ( Rys. 8 ) lub produkty gazowe. Aktualnie jest to najrzadziej występujący typ wulkanów [7], [9]. Z nieodległej przeszłości znane są takie wulkany z Masywu Centralnego (Francja) i z Doliny Wulkanów (Peru).", "Typem wulkanów eksplozywnych są maary ( Rys. 9 ). Są to lejkowate wgłębienia otoczone niewysokim wałem zbudowanym z utworów piroklastycznych. Zagłębienia te przechodzą w kanały wypełnione brekcją wulkaniczną i materiałem piroklastycznym (tzw. diatremę). Uważa się, że maary powstają przez eksplozję zgromadzonych w komorze wulkanu gazów. Podczas eksplozji dochodzi do rozdrobnienia skał wulkanicznych wypełniających komin oraz skał osłony. Diatremami są także kominy kimberlitowe często zawierające diamenty.", "Maary są również efektem erupcji freatycznych wywołanymi przez wody gruntowe, opadowe lub morskie, które w podłożu wulkanu zostają podgrzane i zamienione w parę wodną. Eksplozja jest efektem wybuchu pary wodnej, który doprowadza do wyrzutu produktów z poprzednich erupcji ( Rys. 10 ), [10], [11]." ]

[]

[ "W zależności od przebiegu erupcji wyróżnia się jej typy, odnosząc je do znanych i doskonale udokumentowanych erupcji. W tym podziale wyróżniamy następujące typy [1], [2], [3], [4]:", "Przytoczone typy erupcji nie zawsze występują w czystej postaci. Często wykazują cechy pośrednie lub pewne, indywidualne zjawiska." ]

[]

[ "Nie ma jednego scenariusza przebiegu erupcji wulkanicznych. Często poprzedzane są one charakterystycznymi objawami, takimi jak:", "Czasem jednak nie rejestruje się żadnych objawów, a wulkan wybucha raptownie. Częstotliwość erupcji jest bardzo zmienna. Istnieją wulkany aktywne przez tysiące lat (np. Stromboli na morzu Tyrreńskim, Kilauea na Hawajach i wiele innych). Są takie, które uaktywniają się od czasu do czasu (np. Wezuwiusz, Fudżijama, Kilimandżaro) i takie, które zakończyły swoją aktywność miliony lat temu. Z częstotliwością erupcji wiąże się podział wulkanów na: czynne ( Rys. 1 ), wygasłe ( Rys. 2 ) i drzemiące ( Rys. 3 ).", "W uproszczony sposób możemy uznać, że ten podział uzależniony jest od bilansu ciepła w komorze magmowej. Gdy dopływ ciepła z głębi ziemi jest większy od straty ciepła w wyniku erupcji, to wulkan jest czynny; jeśli jest mniejszy, to wulkan jest wygasły. Jeśli natomiast dopływ ciepła mniej więcej równoważy się ze stratą ciepła, to jest to tzw. wulkan drzemiący. Przyjmuje się, że wulkany wygasłe nie były aktywne w czasach historycznych, wulkany drzemiące od wielu lat nie wykazują aktywności, a wulkany czynne cały czas przejawiają jakąś formę aktywności.", "Mechanizm erupcji Mechanizmu erupcji nie da się opisać jednym scenariuszem, zbyt wiele jest czynników wpływających na jej przebieg. Można jednak wskazać kilka najważniejszych [1], [2], [3], [4], [5]:" ]

[]

[ "Rozmieszczenie wulkanów wykazuje ścisły związek z wielkimi elementami geotektonicznymi Ziemi ( Rys. 1 ), ( Rys. 2 ), [1], [2].", "Wyróżniamy trzy główne obszary:" ]

[]

[ "Po głównej erupcji jeszcze przez długi czas występują rożne zjawiska z nią związane. Są to:", "Ekshalacje wulkaniczne W zależności od czasu występowania emanacji gazowych w trakcie lub po głównej erupcji, temperatury i składu gazów wyróżniamy [1], [2]:", "W trakcie wybuchu najbliżej wulkanu występują fumarole, nieco dalej solfatary i najdalej mofety. W miarę upływu czasu fumarole zastępowane są przez solfatary, a te z kolei przez mofety. Mofety rejestrowane są nawet miliony lat po erupcji i w dużej odległości od miejsca erupcji. Z ekshalacjami wulkanicznymi związane są niewielkie złoża mineralne, najczęściej siarki ( Rys. 2 ), rzadziej magnetytu i hematytu.", "Gejzery Gejzerami nazywamy gorące źródła, które periodycznie wyrzucają gorącą wodę i przegrzaną parę wodną [3], [4], [5]. Wyrzuty odbywają się periodycznie w różnych odstępach czasowych – od kilku minut do (nawet) kilkunastu miesięcy.", "Woda wyrzucana z gejzeru zawiera wiele rozpuszczonych substancji, najczęściej krzemionkę i węglan wapnia, które osadzając się wokół kanału gejzera tworzą niekiedy niewielkie stożki o średnicy maksymalnie do kilkunastu metrów i wysokości kilku metrów. Gejzery występują na obszarach młodych gór fałdowych, a mechanizm wybuchu wulkanu jest dość skomplikowany ( Rys. 3 ). Tworzą się nad systemem pustek wewnątrz skorupy ziemskiej zwieńczonych kanałem. Ogrzewana ciepłem z wnętrza Ziemi woda, mimo osiągnięcia \\( {100}{^o} \\) C, nie gotuje się, ponieważ przeciwdziała temu ciśnienie nadległego słupa cięższej, chłodniejszej wody (np. przy 10-metrowym słupie chłodnej wody temperatura wrzenia wynosi \\( {180}{^o} \\) C). Kiedy w końcu woda osiągnie temperaturę wrzenia, przegrzana para wodna podnosi słup wody i częściowo wyrzuca go na zewnątrz ( Rys. 4 ).", "Wówczas ciśnienie raptownie spada, woda gotuje się i zostaje wyrzucona na zewnątrz. Po wybuchu część wody o niższej temperaturze opada do kanału i proces zaczyna się od nowa. Substancje mineralne pochodzące z gejzerów tworzą często różnorodne nawarstwienia mineralne ( Rys. 5 ).", "Gorące (termalne) źródła Powstają w miejscach, w których pod ziemią znajdują się komory magmowe podgrzewające wody podziemne i gruntowe. Mogą tworzyć różnej wielkości zbiorniki gorącej wody (stawy, jeziora) [3], [5]. W wodzie oraz na brzegach gorących zbiorników geotermalnych stwierdzono obecność ciepłolubnych sinic i różnych minerałów, które barwią wodę na żywe, zmieniające się kolory przypominające tęczę ( Rys. 6 ). Możliwe, że kolory wody w głębszych częściach basenów geotermalnych mają swoje źródła w rozszczepianiu światła. W gorących źródłach Nowej Zelandii fantastyczne barwy dają związki siarki, żelaza i manganu.", "Wulkany błotne Wulkany błotne to pewna odmiana gorących źródeł, w których woda wymieszana jest z iłem i piaskiem [3], [5]. Erupcja jest zróżnicowana – od eksplozywnych, wyrzucających na niewielką wysokość błotną mieszaninę, po spokojnie wylewające się niewielkie porcje ( Rys. 7 ). Podkreślić należy, że nie wszystkie wulkany błotne związane są z terenami powulkanicznymi. W wielu rejonach przyczyną powstania chłodnych wulkanów błotnych są emanacje gazu ziemnego przebijające się przez zawodnione warstwy iłów, piasków, glin (Rumunia, Azerbejdżan, Iran, Pakistan, Wenezuela, Kolumbia, Indie)." ]

[]

[ "Budowa wewnętrzna skał magmowych, czyli rozmieszczenie i wykształcenie poszczególnych składników, są zależne od warunków krzepnięcia, głównie od ciśnienia oraz czasu chłodzenia stopu. Warunki te mogą być interpretowane na podstawie cech strukturalnych i teksturalnych skały.", "Ze względu na stopień krystaliczności, w skałach magmowych wyróżniane są struktury ( Rys. 1 ):", "Warunki krzepnięcia stopu decydują o stopniu krystaliczności składników skały (zob. Środowiska powstania skał magmowych ). Wzrost ciśnienia, tempa chłodzenia oraz obecność fazy gazowej sprzyjają procesowi krystalizacji. W gwałtownie chłodzonym stopie glinokrzemianowym nie dochodzi do krystalizacji i tworzy się substancja amorficzna (bezpostaciowa), czyli szkliwo ( Rys. 2 ). Struktura hialinowa jest strukturą pierwotną i powstaje podczas szybkiego krzepnięcia stopu w warunkach powierzchniowych Ziemi. Jest ona strukturą niestabilną, z czasem szkliwo może ulec krystalizacji częściowej lub całkowitej, a proces ten nazywany jest dewitryfikacją, czyli odszkleniem [4], [5]. Struktury hipokrystaliczna i holokrystaliczna powstają jako struktury pierwotne, w czasie krzepnięcia stopu lub są strukturami wtórnymi, związanymi z dewitryfikacją. Występują wyłącznie w skałach krzepnących na powierzchni Ziemi (zob. Środowiska powstania skał magmowych ).", "Wyłączając skały o dostrzegalnych kryształach, badanie stopnia krystaliczności skały wymaga obserwacji mikroskopowych. Rozróżnienie okiem nieuzbrojonym skał o strukturze hialinowej czy hipokrystalicznej jest niemożliwe. Dlatego, dla potrzeb identyfikacji makroskopowej skał używana jest klasyfikacja struktur opierająca się na wielkości składników, przy założeniu, iż bez wykorzystania sprzętu optycznego oko ludzkie rozróżnia swobodnie składniki wielkości ≥0,5 mm.", "Pod względem wielkości składników wydziela się 3 rodzaje struktur ( Rys. 3 ):", "Zmienność wielkości ziarn w obrębie struktur fanerokrystalicznych jest podstawą do ich zróżnicowania na:", "Podział struktur równoziarnistych na podtypy bazuje na wielkości kryształów w skale ( Rys. 4 ), wg schematu ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1) ):", "W strukturach nierównoziarnistych, wyróżniana jest struktura fanerokrystaliczno-porfirowa(seryjna), gdy w skale występują składniki różnej wielkości, od małych do dużych, oraz porfirowata, gdy występują dwie klasy wielkościowe składników, duże kryształy prakryształów otoczone są masą drobnych ( Rys. 5 ), [1].", "Wzrost wielkości kryształów skały jest wprost proporcjonalny do czasu krystalizacji składników skały oraz ilości (objętości) fazy gazowej. Istotne zróżnicowanie wielkości składników skały magmowej, w szczególności rozkład bimodalny, jaki jest typowy dla struktur porfirowatej lub porfirowej, wiąże się z występowaniem dwóch faz krzepnięcia stopu. W sprzyjających warunkach powstaje populacja automorficznych prakryształów. Zmiana środowiska w trakcie krzepnięcia, powiązana zwykle z migracją stopu ku powierzchni Ziemi, skutkuje zwiększeniem tempa krzepnięcia. Reszta składników skały, powstaje w mniej korzystnych warunkach, dlatego tworzą ją, od kilku do nawet kilkunastu rzędów wielkości, mniejsze kryształy lub szkliwo wulkaniczne (zob. Środowiska powstania skał magmowych ).", "Pewne typy skał posiadają swoiste cechy strukturalne, dlatego obok standardowych podziałów struktur wyróżnia się struktury specjalne( Rys. 6 ), [3]. Do najczęściej występujących należą [4], [6]:", "W skałach holokrystalicznych tylko część składników posiada prawidłowe wykształcenie, czyli są to kryształy, których morfologia jest zgodna z charakterystyczną postacią dla danego minerału. Stopień prawidłowości wykształcenia kryształów, czyli własnokształtność (automorfizm)( Rys. 7 ) określany jest jako:", "Obserwacja stopnia automorfizmu pozwala na ustalenie kolejności krystalizacji poszczególnych minerałów. Kryształy automorficzne, to kryształy wzrastające swobodnie w środowisku i są to formy najwcześniej krystalizujące. Kryształy ksenomorficzne generowane są w końcowym etapie powstawania skały i krystalizują w przestrzeniach pomiędzy składnikami skały wypełniając wolne przestrzenie, do których się dopasowują." ]

[ { "name": " Definicja 1: Struktura ", "content": " charakteryzuje jakość wykształcenia poszczególnych składników, czyli\nstopień krystaliczności, prawidłowości wykształcenia, wielkość oraz wzajemne relacje pomiędzy\nskładnikami.\n" } ]

[ "Ze względu na stopień wypełnienia skały przez składniki( Rys. 1 )wyróżniane są:", "Pory mają zróżnicowaną wielkość i morfologię. Pory w skałach fanerokrystalicznych mają zarysy kanciaste, gdyż ograniczone są prawidłowymi ścianami kryształów hipautomorficznych ( Rys. 1 C). Takie wykształcenie charakterystyczne jest dla tekstury miarolitycznej, a pojedynczy por nosi nazwę miaroli.", "Pory obłe, w przekroju nawiązujące do okręgu lub owalu, są typowe dla tekstury pęcherzykowatej( Rys. 1 B), ( Rys. 2 ) i występują w skałach afanitowych lub porfirowych. W przypadku wysokiej ilości pęcherzy, gdy wypełniają one większość skały, wyróżniana jest tekstura gąbczasta( Rys. 2 A) . Wskutek wtórnych procesów, pory mogą zostać częściowo lub całkowicie wypełnione substancją mineralną. Wówczas wyróżniana jest odmiana tekstury pęcherzykowatej, zwana teksturą migdałowcową ( Rys. 2 B, C), [2]. Jej nazwa nawiązuje do kształtu wypełnionych przestrzeni pogazowych, które mają zazwyczaj kształt elipsoidalny, przypominający morfologią nasiona migdałowca. Do wypełnienia porów może dojść w różnym czasie po zakrzepnięciu stopu i proces ten może nie być związany z magmatyzmem [5], [2], [6], [3].", "Rozkład składników w skale magmowej jest związany z dynamiką stopu. Obecność składników w przyporządkowaniu do przestrzennych układów geometrycznych jest wskaźnikowa dla grupy tekstur uporządkowanych. Ich podział opiera się na sposobie orientacji składników. Wyróżniane są tekstury równoległe oraz kuliste[2], [3]. W teksturze równoległej rozmieszczenie składników następuje względem płaszczyzny (foliacja) lub linii (lineacja). W skałach fanerokrystalicznych taka struktura będzie zaznaczała się w uporządkowaniu kryształów wydłużonych i płaskich, w skałach afanitowych w podobnym układzie będą występowały smugi lub/i rozciągnięte pęcherze pogazowe ( Rys. 3 ). W wielu przypadkach struktura równoległa wynika z płynięcia stopu glino-krzemianowego, dlatego nazywana jest również fluidalną[5], [6].", "Składniki skały, które zorientowane są względem punktów należą do grupy tekstur kulistych ( Rys. 5 ). Dzielone są na:", "Brak uporządkowania jest wyznacznikiem tekstury bezładnej( Rys. 6 )." ]

[ { "name": " Definicja 1: Tekstura ", "content": " sposób ułożenia oraz przestrzennego rozmieszczenia składników w skale\nmagmowej, określany jako uporządkowanie i stopień wypełnienia." } ]

[ "Skały magmowe powstają w wyniku krystalizacji stopu glinokrzemianowego, który powstał w głębi Ziemi. Warunki krystalizacji oraz skład stopu przekładają się na skład mineralny skały magmowej. Różnice w chemizmie stopu powodują, że kompozycja mineralna skał jest zróżnicowana (zob. Rodzaje magmy ). Określone grupy minerałów krystalizują ze stopów o określonym składzie chemicznym. Istotną rolę pełni ilość krzemionki, która jest składnikiem większości minerałów. Zatem ze stopów zasobnych w krzemionkę będą krystalizowały minerały wysokokrzemianowe, takie jak kwarce, skalenie i miki, a ze stopów niezasobnych w krzemionkę – minerały niskokrzemianowe np. oliwiny i skaleniowce (zob. Krystalizacja magmy ). Współwystępowanie kwarcu i oliwinu lub kwarcu i skaleniowców w jednej skale magmowej jest teoretycznie niemożliwe, gdyż krystalizują one ze stopów o diametralnie innym chemizmie. Istotna modyfikacja składu stopu magmowego zachodzi na powierzchni Ziemi i wiąże się głównie z utratą części fazy gazowej i wody. Dlatego podczas krystalizacji w warunkach naziemnych powstają głównie minerały bezwodne.", "Ze względu na ilościowy udział, minerały skałotwórcze skał magmowych, dzielone są na:", "Grupa głównych minerałów skałotwórczych, czyli takich które dominują w skałach i decydują o ich przynależności systematycznej [1], [2], obejmuje niewielką część minerałów skał magmowych. Główne minerały skałotwórcze skał magmowych to:", "Występują w ilości co najmniej kilkunastu procent w skale. Minerały te mają wyrazisty i indywidualny zestaw cech diagnostycznych, przez co są makroskopowo łatwo identyfikowalne.", "Obok minerałów głównych występują minerały poboczne i akcesoryczne. Skałotwórcze minerały poboczne to minerały występujące powszechnie w skałach, w niewielkiej ilości, wynoszącej \\(5-10\\%\\). Skałotwórcze minerały akcesoryczne, zwane minerałami dodatkowymi [1], występują w ilości poniżej \\(5\\%\\) w skale.", "W różnych typach skał magmowych te same minerały mogą być pobocznymi lub akcesorycznymi, a w niektórych odmianach skał ich ilość może być na tyle wysoka, że porównywalna będzie z ilością minerałów głównych. Minerały poboczne i akcesoryczne mają zróżnicowany skład chemiczny, zaliczane są do tlenków, fosforanów i krzemianów. Większość z nich występuje w formie niewidocznych makroskopowo kryształów, które rozsiane są bezładnie w skale magmowej. Obecność niektórych może wpływać na ogólne zabarwienie skały.", "Minerały skał magmowych krystalizują bezpośrednio ze stopu glinokrzemianowego, wówczas stanowią minerały pierwotne[1]. Mają one zróżnicowaną stabilność środowiskową, te mniej odporne, pod wpływem procesów pomagmowych lub podczas wietrzenia, mogą ulegać przemianom w inne gatunki mineralne, które należą do minerałów wtórnych[3], [2]." ]

[]

[ "Jednym z powszechnych składników skał magmowych jest kwarc. Wśród minerałów skałotwórczych, jest najzasobniejszy w krzem i krystalizuje tylko z magm bogatych w krzemionkę [1].", "W procesach magmowych powstają dwie odmiany polimorficzne kwarcu. Kwarc α zwany wysokotemperaturowym (pirogenicznym), krystalizujący w temperaturze powyżej 573 \\( ^oC \\). Jest składnikiem pierwotnym skał magmowych. Przy obniżeniu temperatury kwarc α przechodzi w kwarc β, tworząc paramorfozy po odmianie α (zob. Budowa wewnętrzna i postać minerałów ), [2], [3], [4], [5]. Kwarc β zwany jest niskotemperaturowym. Jako pierwotny krystalizuje z pomagmowych roztworów hydrotermalnych.", "Najbardziej popularna odmiana kwarcu jest reprezentowana przez półprzeźroczysty i zabarwiony na szaro kwarc dymny ( Rys. 1 ).", "Krystalizujący w procesach pomagmowych kwarc β występuje w różnych odmianach kolorystycznych ( Rys. 2 ). Kryształy bezbarwne przeźroczyste nazywane są kryształem górskim, zabarwione na biało - kwarcem mlecznym, na żółto - cytrynem, na fioletowo - ametystem, na czerwono - krwawnikiem (lub kwarcem żelaznym), a na czarno - morionem [4], [3], [5].", "Zespół cech charakterystycznych, które odróżniają kwarc od innych minerałów skałotwórczych w skałach magmowych, obejmuje wysoką twardość, brak łupliwości oraz występowanie połysku tłustego na powierzchniach przełamu ( Tabela 1 ).", "W skałach magmowych występuje odmiana kwarcu β, która jest paramorfozą po odmianie α. Kwarc krystalizuje jako jeden z ostatnich minerałów głównych ze stopu (zob. Krystalizacja magmy ). W skałach fanerokrystalicznych tworzy kryształy ksenomorficzne, dostosowując się powierzchniami zewnętrznymi do innych składników skały (zob. Struktury skał magmowych ). W skałach porfirowych prakryształy kwarcowe mają pokrój izometryczny, typowy dla kwarcu α ( Rys. 1 ). Kwarc zwykle tworzy ziarna niewielkie, o średnicach kilku milimetrów. Większe kryształy, wielkości centymetrów, a nawet do kilku metrów, powstają w pegmatytach.", "Kwarc jest najpospolitszym minerałem na powierzchni Ziemi. Szacuje się, że stanowi \\( 75\\% \\) wszystkich minerałów. Oprócz procesów magmowych, kwarc powstaje w procesach metamorficznych, hydrotermalnych oraz przez rekrystalizację minerałów z grupy krzemionki w skałach osadowych. Ze względu na wysoką odporność na czynniki wietrzenia fizycznego i chemicznego, kwarc należy do minerałów stabilnych w środowisku, gdzie wielokrotnie wchodzi w cykle sedymentacyjne [4]." ]

[]

[ "Są to minerały powszechne w skałach magmowych, występujące w wielu odmianach skalnych. Obejmują dużą grupę minerałów o zróżnicowanym składzie chemicznym, które należą do glinokrzemianów sodu, potasu oraz wapnia.", "W ich obrębie wyróżniane są dwie grupy minerałów ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1) ):", "Są to szeregi izomorficzne (zob. Budowa wewnętrzna i postać minerałów ), które zakończone są odmianami czystymi:", "Plagioklazy to ważna grupa minerałów skałotwórczych skał magmowych. Reprezentowane są przez różne odmiany mineralne. Za wyjątkiem ortoklazu, skalenie alkaliczne mają podrzędne znaczenie w skałach.", "Plagioklazy to ciąg mieszany, w którym wydzielenie poszczególnych minerałów definiuje ilościowy stosunek odmian czystych albitowych i anortytowych ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (2) ), [3], [6]. W oparciu o skład chemiczny wewnątrz grupy plagioklazów wyróżnia się 6 podstawowych minerałów [1], [2], [4], [5], które podaje Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (2) :", "Skalenie z dużą ilością albitu są zasobne w krzemionkę, dlatego nazywa się je kwaśnymi, a skalenie ze znaczną ilością anortytu posiadają krzemionki istotnie mniej i dlatego nazywane są zasadowymi.", "Cechami diagnostycznymi skaleni jest połysk szklisty, który jest połyskiem mocnym, dobra łupliwość w dwóch kierunkach, wysoka twardość oraz jasne zabarwienia ( Rys. 1 ), [1], [6]. W skałach magmowych skalenie dość często występują w kryształach automorficznych lub hipautomorficznych (zob. Struktury skał magmowych ). Skalenie powszechnie tworzą formy zbliźniaczone. Plagioklazy występują głównie w formach bliźniaków wielokrotnych, podczas gdy skalenie potasowe w formach bliźniaków dwukrotnych (zob. Pokrój minerałów i forma skupień ). Inną cechą typową dla skaleni jest tworzenie kryształów o budowie pasowej, gdzie jądro skaleniowe obleczone jest serią koncentrycznych powłok ( Rys. 4 A), [2], [6]. Zwykle jądro jest ciemniejsze, zbudowane jest ze skalenia wapniowego, a powłoki okalające występują w sekwencji jaśniejących barw i odpowiadają składem skaleniom z większą zawartością sodu ( Rys. 4 A). Budowa pasowa jest dobrze widoczna w większych kryształach.", "Cechy fizyczne plagioklazów i skaleni alkalicznych są podobne, zwykle makroskopowo oznacza się je jako grupę. Poszczególne skalenie wykazują różnice w składzie chemicznym, w gęstości i w niektórych właściwościach optycznych. Rozróżnianie makroskopowe poszczególnych skaleni jest trudne i często nie jest możliwe. Biorąc pod uwagę zabarwienia można szacować typy skaleni. I tak, mleczno-białe kryształy są reprezentatywne dla form z dużą ilością cząstki albitowej ( Rys. 1 ), mocno szare dla form z dużą ilością cząstki anortytowej ( Rys. 2 ), a różowe są charakterystyczne dla form bliskich ortoklazowi ( Rys. 3 ).", "Ważną i charakterystyczną cechą plagioklazów wapniowych, szczególnie labradoru i bytownitu, jest występowanie iryzacji (zob. Cechy optyczne minerałów ), w tym przypadku określanej jako labradoryzacja ( Rys. 4 B), [1]. Jest to efekt optyczny, w którym odbijane promienie światła dają efekt gry barw w kolorach niebieskich, szarych, złocistych i zielonkawych.", "Skalenie sodowe i potasowe krystalizują z magm bogatych w krzemionkę, z kolei krystalizacja skaleni zasobniejszych w cząstkę anortytową zachodzi z magm, w których tej krzemionki jest mniej (zob. Krystalizacja magmy ). W głębinowych skałach magmowych skalenie tworzą kryształy duże, zwykle wielkości do kilku centymetrów. Największe kryształy, osiągające wielkości metrów, mogą występować w pegmatytach.", "Skalenie, jako grupa minerałów, wykazują słabą odporność na działanie czynników niszczących. Pod wpływem wietrzenia chemicznego ulegają przeobrażeniu w minerały ilaste z grupy kaolinitu. Okazy zwietrzałe charakteryzuje słaby połysk oraz obniżona twardość. Szczególnie nietrwałe są skalenie wapniowe. Tempo przeobrażeń skaleni sodowych oraz potasowych jest wolniejsze, dlatego one mogą być spotykane jako ziarna w środowiskach sedymentacyjnych. Skalenie wykazują powinowactwo do przeobrażeń w procesach pomagmowych i przy wzroście temperatury ulegają transformacji w minerały z grupy łyszczyków, przy niższych temperaturach w minerały ilaste [2].", "Skalenie tworzą główną masę pegmatytów. Niektóre pegmatyty mogą posiadać kryształy skaleni (najczęściej jest to mikroklin - odmiana polimorficzna skalenia potasowego), których wielkość może przekraczać 1 m. Takie wystąpienia często są eksploatowane na potrzeby przemysłu ceramicznego." ]

[]

[ "Skaleniowce (foidy) to grupa glinokrzemianów zbliżonych składem chemicznym do skaleni, różni je od nich mniejsza zasobność w krzemionkę.", "Są to minerały, które krystalizują ze stopów zasadowych. Znaczenie skałotwórcze mają ( Rys. 1 ):", "Znaczenie diagnostyczne dla skaleniowców ma twardość, połysk oraz zabarwienie kryształów ( Tabela 1 ). W skałach występują zwykle jako ziarna ksenomorficzne (zob. Struktury skał magmowych ). Identyfikacja makroskopowa skaleniowców może stwarzać trudności. W związku z tym, iż krystalizują tylko z magm niezasobnych w krzemionkę, nie będą współwystępowały z kwarcem. Skaleniowce wykazują słabą odporność na działalność czynników wietrzeniowych oraz stosunkowo łatwo ulegają przeobrażeniom w procesach hydrotermalnych [1]." ]

[]

[ "Miki (łyszczyki) to grupa glinokrzemianów o podobnych cechach fizycznych. Ze względu na cechy optyczne zwyczajowo dzielone są na miki jasne, przyjmujące zabarwienia srebrzystobiałe, żółtawe, szare, zielonawe lub pozostające bezbarwne oraz na miki ciemne, które charakteryzują zabarwienia brunatne, szare i czarne. W skałach magmowych znaczenie skałotwórcze mają dwa łyszczyki. Są to:", "Miki należą do charakterystycznych minerałów skałotwórczych skał magmowych. Ich diagnostyka jest oparta o niską twardość (najniższa wśród minerałów głównych), ale również o pokrój płytkowy, mocny połysk oraz jednokierunkową łupliwość ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1) ), (zob. Właściwości fizyczne minerałów ). Muskowit i biotyt są łatwo rozróżnialne dzięki różnemu zabarwieniu.", "Biotyt bywa pleochroiczny (zob. Cechy optyczne minerałów ), w mikroskopie optycznym wykazuje zmienności barw od zielonowawej do brunatnawej [3], [1], [4], [5], [6].", "Do krystalizacji mik dochodzi w końcowych etapach krzepnięcia stopu (zob. Krystalizacja magmy ). Z reguły tworzą kryształy wielkości milimetrów. Duże kryształy, wielkości centymetrów i większe, powstają w pegmatytach, gdzie krystalizacja z resztkowego stopu zachodzi w warunkach wysokiego uwodnienia i obecności gazów. Znane są biotyty, których powierzchnie osiągały 70 \\(m^2\\) oraz muskowity o wadze 85 ton [1].", "Łyszczyki to minerały krystalizujące z magm bogatych w krzemionkę. Są powszechnym składnikiem skał głębinowych i żyłowych, rzadko krystalizują z law, gdyż taki stop jest zubożony w wodę. W skałach wylewnych łyszczyki występują jako prakryształy, wykształcone w warunkach subaeralnych [2].", "Łyszczyki powstają przez krystalizację ze stopu magmowego oraz w wyniku procesów metamorficznych i pomagmowych. Muskowit przechodzi do środowiska osadowego [1]. Należy do minerałów stabilnych w środowisku z racji znacznej odporności na procesy wietrzenia chemicznego. Niska twardość powoduje, że ulega on istotnemu rozdrobnieniu i w skałach osadowych występuje w formie małych i cienkich łuskowatych ziarn. Biotyt wykazuje słabą odporność na zmiany, zarówno pod wpływem procesów pomagmowych, jak i na wietrzenie chemiczne. Raczej krótko funkcjonuje w środowiskach sedymentacyjnych." ]

[]

[ "Amfibole to grupa uwodnionych glinokrzemianów, z których znaczenie skałotwórcze w skałach magmowych ma hornblenda \\(NaCa_2(Mg,Fe,AL)_3(SiAl)_8O_{22}(OH)_2\\)( Rys. 1 ), [1], [2], [3], [4].", "Diagnostyczny dla hornblendy jest pokrój, który zwykle jest długosłupowy lub igiełkowy, znaczna twardość oraz cechy optyczne, tj. czarna lub czarno-zielona barwa, szklisty połysk na ścianach kryształu oraz na powierzchniach łupliwości ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1) ), (zob. Właściwości fizyczne minerałów ), (zob. Cechy optyczne minerałów ). W grupie minerałów skałotwórczych skał magmowych, hornblenda bywa mylona z piroksenami lub turmalinami. Cechą indywidualną hornblendy jest 6-kątny zarys kryształu w przekroju poprzecznym oraz diagonalny układ powierzchni łupliwości. Jest on zgodny ze ścianami słupa i tworzy dwa systemy przecinające się pod kątem \\(128^o\\). W odmianach krótkosłupowych jednoznaczne odróżnienie hornblendy od piroksenów może być trudne.", "Hornblenda należy do uwodnionych glinokrzemianów, których krystalizacja odbywa się pod powierzchnią Ziemi. Występuje w ziarnach ksenomorficznych (np. w skałach szybkokrystalizujących) lub w ziarnach automorficznych, charakterystycznych dla skał porfirowych (zob. Struktury skał magmowych ). W związku z tym, hornblenda dzielona jest na hornblendę zwyczajną, występującą w obcokształtnych skupieniach ziarnistych, zwykle o czarno-zielonawym zabarwieniu i hornblendę bazaltową, która występuje w formie prawidłowych długosłupowych kryształów automorficznych o zabarwieniu czarno-brązowym [2], [3]. Standardowe kryształy hornblendy osiągają wielkości kilku milimetrów, rzadziej są większe.", "Hornblenda jest powszechnym minerałem skał magmowych. Skały powstające przez krystalizację magm ubogich w krzemionkę zawierają zwykle znaczne ilości hornblendy, w przeciwieństwie do skał krzepnących ze stopów bogatych w krzemionkę, gdzie jej ilość jest niewielka. Amfibole w dużej różnorodności mineralnej są powszechnym składnikiem skał metamorficznych [1]. Minerały te wykazują odporność na działalność czynników wietrzeniowych i przechodzą do środowisk osadowych. Stanowią składnik akcesoryczny skał klastycznych [2]." ]

[]

[ "Pirokseny to grupa minerałów tworząca kryształy mieszane. Znaczenie skałotwórcze w skałach magmowych ma augit( Rys. 1 )\\((Ca,Mg,Fe)_2Si_2O_6\\)[1], [2], [3].", "Diagnostyka augitu oparta jest o znaczną twardość, pokrój kryształu, który zwykle jest krótkosłupowy lub tabliczkowy, czarne lub czarno-zielone zabarwianie i szklisty połysk, zarówno na powierzchni kryształu, jak i na powierzchniach łupliwości ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1) ), (zob. Właściwości fizyczne minerałów , Cechy optyczne minerałów ). Cechą swoistą, która pozwala odróżnić augit od podobnej do niego hornblendy, oprócz pokroju kryształu, jest 8-kątny zarys kryształu w przekroju poprzecznym oraz dwukierunkowa łupliwość zgodna ze ścianami słupa, w której płaszczyzny przecinają się pod kątem \\(87^o\\)( Rys. 1 D), [2], [4], [5], [6].", "Augit jest powszechny w skałach głębinowych oraz wylewnych (zob. Środowiska powstania skał magmowych ), może być składnikiem dominującym w skale. Krystalizuje z magm niezasobnych w krzemionkę, obecny jest głównie w skałach obojętnych, zasadowych i ultrazasadowych (zob. Skały obojętne , Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne ), [1]. W skałach magmowych głębinowych tworzy głównie kryształy auto- i ksenomorficzne, które mają wielkości milimetrów, rozmiary centymetrowe są stosunkowo rzadkie (zob. Struktury skał magmowych ). Automorficzne kryształy augitu występują powszechnie jako krystaloklasty w tufach wulkanicznych ( Rys. 1 A,B), (zob. Skały piroklastyczne ).", "Oprócz skał magmowych, pirokseny są często spotykanym składnikiem skał metamorficznych [3]. Przechodzą również do środowisk osadowych, w których ze względu na słabą odporność, funkcjonują dość krótko." ]

[]

[ "Oliwiny stanowią istotny składnik skał magmowych z niewielką zawartością krzemionki (zob. Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne ). Tworzą ciąg minerałów izomorficznych (zob. Budowa wewnętrzna i postać minerałów ) o skrajnych odmianach fajalit \\(Fe_2[SiO_4]\\) – forsteryt \\(Mg_2(SiO_4)\\)[1], [2], [3], [4], [5], [6]. W przyrodzie najczęściej wstępują człony oliwinów zawierające \\(70-90\\%\\) forsterytu.", "Oliwiny są minerałami o charakterystycznych cechach. Wyróżnia je wysoka twardość, oliwkowo-zielone zabarwienie ( Rys. 1 ) oraz brak łupliwości ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1) ). W kryształach oliwinów występują liczne spękania, które mogą przypominać systemy łupliwości.", "Oliwiny krystalizują w wysokich temperaturach i powstają w warunkach głębinowych (zob. Krystalizacja magmy ). Są podstawowym składnikiem warstwy perydotytowej, będącej najwyższą strefą płaszcza ziemskiego. Stanowią tam składnik istotny, dominujący lub tworzą mono- lub prawie monomineralne odmiany skalne (zob. Płaszcz Ziemi , Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne ). Przeciętne kryształy oliwinów osiągają około 5 mm wielkości. Niewielkie ilości tych minerałów dostają się w warunki powierzchniowe Ziemi. W skałach wylewnych występują jako prakryształy lub tworzą ziarniste skupienia występujące w bazaltach, zwane bombami oliwinowymi ( Rys. 1 B, C).", "Oliwiny należą do minerałów nietrwałych, ulegają przeobrażeniom już podczas procesów pomagmowych. Są nieodporne na działanie czynników wietrzeniowych, dlatego bardzo rzadko występują w środowiskach osadowych [6]. Spotykane są w niektórych odmianach skał metamorficznych [2], [7], [8]." ]

[]

[ "Wśród minerałów pobocznych i akcesorycznych, w skałach magmowych, najczęściej występują cyrkon, apatyt, tytanit, monacyt, ksenotym, ilmenit, magnetyt. Są to jednocześnie minerały zaliczane do grupy minerałów ciężkich, czyli takich których gęstość jest nie mniejsza niż 2,9 \\( g/cm^3 \\) [1].", "Cyrkon ( Rys. 1A) jest powszechnym minerałem akcesorycznym skał magmowych, jest częstym składnikiem odmian kwaśnych i obojętnych (zob. Skały skrajnie kwaśne i kwaśne ), [2]. Występuje zwykle w formie bardzo małych kryształów (ułamki milimetra), tylko w pegmatytach tworzy kryształy osiągające wielkości centymetrów. Jest również składnikiem skał metamorficznych. Należy do minerałów powszechnych w środowisku osadowym. Jest nieczynny chemicznie w środowisku powierzchniowym Ziemi oraz odporny na niszczenie mechaniczne. To czyni go minerałem o wysokiej stabilności w środowisku, który wielokrotnie wchodzi w cykle sedymentacyjne [3], [4], [5].", "Tytanit ( Rys. 1B) występuje w skałach magmowych bogatych w krzemionkę [1], powszechny jest w skałach kwaśnych oraz obojętnych (zob. Skały skrajnie kwaśne i kwaśne, Skały obojętne ). Zwykle tworzy małe, nierozróżnialne makroskopowo kryształy, większe kryształy w skałach magmowych występują sporadycznie. Jest również popularnym minerałem skał metamorficznych. Z powodzeniem przechodzi do środowiska osadowego, gdzie jest stabilny i wielokrotnie wchodzi w cykle osadowe [3], [4].", "Magnetyt ( Rys. 1C) należy do ferromagnetyków (zob. Pole magnetyczne Ziemi ). Występuje w różnych typach skał magmowych, szczególnie powszechny jest w odmianach zasadowych i ultrazasadowych. Choć jest minerałem charakterystycznym, makroskopowo jest trudny do identyfikacji. Zwykle występuje w formie bardzo drobnych, nierozróżnialnych okiem nieuzbrojonym kryształów. Osobniki wielkości milimetrów występują rzadziej. Rozproszone drobne kryształy magnetytu nadają skale czarne lub ciemnoszare zabarwienie. Magnetyt powszechny jest w skałach metamorficznych, gdzie tworzy kryształy różnej wielkości [3], [4], [5].", "Ilmenit ( Rys. 2D) jest minerałem występującym w różnych odmianach skał magmowych, często współwystępuje z hematytem i magnetytem [2]. Znany jest ze skał metamorficznych. Przechodzi do środowiska osadowego, gdzie wchodzi wielokrotnie w cykle osadowe jako minerał stabilny w środowisku [3], [4].", "Apatyt ( Rys. 2A) jest powszechnym minerałem skał magmowych, w których tworzy zwykle małe, bezładnie rozsiane kryształy. Kryształy wielkości centymetrów wstępują głównie w pegmatytach i innych skałach związanych z etapem peneumatolitycznym i hydrotermalnym. Znany jest jako minerał wypełniający geody i druzy. Apatyt występuje również w skałach metamorficznych oraz w skałach osadowych [3], [4], [5].", "Apatyt jest przykładem biominerału, czyli składnika występującego w elementach szkieletowych zwierząt. Kości i zęby kręgowców zawierają m.in. hydroksylapatyt (apatyt wzbogacony w grupę OH-), który pod względem chemicznym jest taki sam, jak występujący minerał w różnych typach skał.", "Monacyt ( Rys. 2C) w skałach magmowych tworzy drobne kryształy. Jest składnikiem głównie skał kwaśnych, występuje też w skałach obojętnych [2]. Powszechny jest w pegmatytach, gdzie tworzy większe, makroskopowo dostrzegalne kryształy. Stanowi minerał wypełniający druzy i geody. W skałach metamorficznych jest rzadszy. Przechodzi do środowiska osadowego, gdzie jest składnikiem stabilnym i wchodzi w skład wielu generacji skał klastycznych [3], [4].", "Ksenotym ( Rys. 2B) powstaje w wyniku procesów magmowych, występuje głównie w skałach kwaśnych wraz z monacytem i cyrkonem. Jest składnikiem niektórych skał metamorficznych oraz osadowych okruchowych. Wchodzi w wiele cykli sedymentacyjnych i wykazuje odporność na działanie czynników wietrzeniowych. Zawiera pierwiastki promieniotwórcze [3], [4]." ]

[]