Budowa geologiczna Europy

Współcześnie powszechnie przyjmowana jest teoria geotektoniczna tłumacząca ruchy tektoniczne, dryf kontynentów, procesy powstawania i zaniku basenów oceanicznych, procesy tworzenia się łańcuchów górskich (orogeneza), a także trzęsienia ziemi i aktywność wulkaniczną, jako efekt ruchu płyt litosfery, ich kolizji i rozpadu. Podstaw fizycznych dla teorii tektoniki płyt dostarcza teoria prądów konwekcjyjnych w płaszczu Ziemi.

Podstawowe założenia

Teoria tektoniki płyt oparta jest na trzech podstawowych założeniach:
(a) litosfera Ziemi jest podzielona na poruszające się względem siebie niemal sztywne płyty (płyty litosfery);
(b) granicami płyt są strefy rozrostu dna oceanicznego (na ogół położone na grzbietach śródoceanicznych), strefy subdukcji i uskoki transformacyjne;
(c) rozsuwanie się płyt zachodzi w strefach rozrostu dna oceanicznego (których początkową fazą rozwojową są ryfty kontynentalne), zbliżanie - w strefach subdukcji, wzdłuż uskoków transformujących zaś następuje równoległe przesuwanie się płyt względem siebie.

Chociaż granice głównych płyt litosfery zostały wyznaczone różnymi metodami, wspólna dla nich jest ich aktywność sejsmiczna. Granice płyt na ogół znajdują się na oceanach. Strefy rozrostu dna oceanicznego są podzielone przez uskoki transformacyjne na dosyć krótkie odcinki tworzące charakterystyczny układ schodkowy. Rowy oceaniczne, wzdłuż których biegną strefy subdukcji, mają zwykle kształt lekko wygiętych łuków. Wielkość płyt jest bardzo różna. Największa z nich, płyta pacyficzna, ma powierzchnię 35 razy większą od niewielkiej płyty kokosowej. Bardzo różny jest też procent powierzchni płyty zajęty przez kontynenty. Większą część powierzchni płyty eurazjatyckiej stanowi kontynent, zaś płyta pacyficzna obejmuje prawie wyłącznie dno oceaniczne. Brak wyraźnych regularności w podziale litosfery Ziemi świadczy o skomplikowanej naturze czynników odpowiedzialnych za powstanie i ruch płyt. W obszarach o bardziej skomplikowanej budowie tektonicznej wyszczególnia się wiele płyt często znacznie mniejszych od płyty kokosowej, tzw. mikropłyt (np. płyta Juan de Fuca u zachodnich wybrzeży Ameryki Północnej). Liczba wymienianych w literaturze płyt i mikropłyt sięga kilkudziesięciu.

Ruch płyt litosfery spowodowany jest konwekcją cieplną w płaszczu Ziemi. Płyty mogą być biernie poruszane przez prądy konwekcyjne lub same stanowić część strumienia konwekcyjnego (w przypadku płyt ulegających subdukcji). Do obliczania prędkości ruchu płyt wykorzystuje się na ogół badania paleomagnetyzmu dna oceanicznego. W ciągu ostatnich lat do pomiaru prędkości płyt użyto metod geodezyjnych, m.in. interferometrii o bardzo długiej bazie (VLBI). Pomiary pozwalają określić prędkość płyt względem siebie. Obecnie najszybciej porusza się płyta pacyficzna względem płyty Nazca (ok. 15 cm/rok w pobliżu grzbietu Galapagos). Na ogół płyty poruszają się ze względną prędkością rzędu kilku centymetrów na rok. Ameryka Północna odsuwa się od Europy z prędkością ok.1,5 cm/rok.

Strefy rozrostu dna oceanicznego nazywamy także strefami spredingu (ang. spreading); przebiegające wzdłuż tych stref granice płyt nazywamy granicami dywergentnymi, konstruktywnymi lub akrecyjnymi. Strefy te położone są na grzbietach śródoceanicznych (np. Grzbiet Śródatlantycki, Wzniesienie Wschodniopacyficzne. Gorąca materia astenosfery wznosi się w tych obszarach ku powierzchni Ziemi i ulega częściowemu (10-30%) stopieniu na głębokości ok. 30 km. Powstająca w wyniku tego procesu magma o składzie bazaltów toleitowych wylewa się na dno oceaniczne w wąskiej (ok. 1 km) strefie wulkanicznej, tworząc nową skorupę ziemską typu oceanicznego. Strefy te, nazywane strefami neowulkanicznymi, położone są na osiach grzbietów śródoceanicznych. Oprócz aktywności wulkanicznej, w strefie neowulkanicznej występuje często aktywność hydrotermalna - woda oceaniczna wnika porami i spękaniami w gorące skały dna i nagrzana do ok. 300C wypływa unosząc także różne związki chemiczne. Związki te ulegają wytrąceniu na powierzchni dna, są też wykorzystywane przez organizmy żywe żyjące w tzw. oazach hydrotermalnych strefy neowulkanicznej.

Granice destruktywne płyt, gdzie jedna z płyt zagina się i pogrąża w płaszczu, znajdują się w rowach oceanicznych. Na oceanach towarzyszą im łuki wysp pochodzenia wulkanicznego. Jeżeli z rowem sąsiaduje kontynent, w jego części sąsiadującej z brzegiem oceanu występują łańcuchy górskie. W przypadku zderzenia dwóch kontynentów nad granicą płyt znajdują się młode góry (np. Himalaje). Procesowi subdukcji płyty towarzyszy silna aktywność sejsmiczna; ogniska trzęsień ziemi sięgają do głębokości 700 km (tzw. strefa Benioffa). W okolicy strefy subdukcji często ma miejsce szereg procesów prowadzących do powstawania gór i rozrostu kontynentu.

Plamy gorąca są strefami o anomalnie dużym strumieniu ciepła płynącym z wnętrza Ziemi (np. Hawaje, Islandia, Yellowstone). Rozmieszczone są dosyć przypadkowo, bez wyraźnego związku z tektoniką płyt. Około 100 stref na Ziemi zaliczamy do plam gorąca. Plamy gorąca są prawdopodobnie związane z prądami konwekcyjnymi powstającymi na granicy płaszcza z jądrem Ziemi. Prądy te docierając od spodu do poruszającej się płyty litosfery powodują powstanie na jej powierzchni strefy wulkanicznej przesuwającej się w miarę ruchu płyty. Efektem tego procesu jest szereg ciągów wysp wulkanicznych na Pacyfiku (np. ciąg wysp i gór podwodnych kończący się na wyspach hawajskich). Ponieważ plamy gorąca nie poruszają się wraz z płytami litosfery, wykorzystuje się je jako punkt odniesienia przy pomiarach tzw. ruchu absolutnego tych płyt.

Teoria tektoniki płyt została ukształtowana w latach 60. XX w., inspirowana była wcześniejszą hipotezą Wegenera o dryfie kontynentów (1915), prekursorskimi pracami A. Holmesa (1929), a także odkryciem doliny ryftowej na Grzbiecie Śródatlantyckim (1957, W.M. Ewing, M. Tharp, B. Heezen); jej stworzenie porównuje się do odkryć Newtona, Darwina i Einsteina. Do powstania teorii tektoniki płyt przyczyniły się prace geologów i geofizyków: H.H. Hessa, R.S. Dietza, X. Le Pichona, W.J. Morgana, J.B. Heitzlera, J.T.A. Wilsona, J.T. Vine'a, D.H. Matthews'a i innych. Została stworzona na podstawie badań dna oceanicznego za pomocą echosondy, wierceń, a także badań sejsmicznych, paleomagnetycznych, geotermicznych i geochronologii bezwzględnej; pozwoliły one na stwierdzenie m.in. obecności podwyższonego strumienia cieplnego w rejonie ryftów, symetrycznego układu stref namagnesowania skał po obu stronach ryftu i pojawiania się coraz starszych bazaltów w miarę oddalania się od ryftów. W rejonie rozłamu Mendocino u zachodnich wybrzeży Ameryki Północnej, mającego charakter uskoku transformacyjnego, stwierdzono przesunięcie wynoszące około 1100 km. Tempo rozrostu dna oceanicznego w rejonie ryftu śródatlantyckiego oszacowano na 2 cm rocznie. Ilość law bazaltowych wylewanych w ryftach oceanicznych jest oceniana na 56 mld t rocznie. Obecnie teoria tektoniki płyt jest powszechnie przyjęta. Tylko niektórzy uczeni popierają konkurencyjne teorie geotektoniczne.

Skorupa ziemska jest to zewnętrzna powłoka Ziemi, niejednorodna, stosunkowo chłodna i sztywna, rozciągająca się od powierzchni Ziemi do tzw. nieciągłości Mohoroviicia (w skrócie Moho), o średniej gęstości 2800-3100 kg/m3. Rozróżnia się skorupę ziemską kontynentalną i oceaniczną.

Skorupa kontynentalna ma średnią grubość około 35 km; pod młodymi łańcuchami górskimi (Alpidami) grubość jej wzrasta do około 70 km (pod Andami) i 80 km (pod Himalajami). Na terenie Polski grubość skorupy kontynentalnej wynosi 27-47 km. Skorupę kontynentalną budują skały osadowe oraz zróżnicowane skały magmowe i metamorficzne. Na samym wierzchu znajduje się gleba i warstwa skał rozdrobnionych wskutek procesów wietrzenia (regolit). Znaczne obszary Polski pokryte są warstwą utworów polodowcowych. Poniżej znajdują się różne skały osadowe, których łączna grubość wynosi zwykle 1-5 km; warstwy osadowe mogą być jednak znacznie grubsze (pod górami), może też ich nie być wcale (tzw. tarcze). Pod warstwami osadowymi znajduje się warstwa o składzie zbliżonym do granitów (o grubości około 15 km), a jeszcze niżej warstwa o składzie zbliżonym do bazaltów (około 15 km). Kontynenty podzielone są na mniejsze bloki; budowa sąsiadujących ze sobą bloków często różni się zasadniczo od siebie, co sugeruje, iż powstawały one w różnych warunkach. W rejonie gór fałdowych powszechne są sfałdowania i nasunięcia skał.

Skorupa oceaniczna ma znacznie mniejszą niż skorupa kontynentalna grubość - około 6-12 km, inna jest też jej budowa. Skorupa ziemska pod dnem oceanów jest zbudowana ze skał o składzie chemicznym bazaltów (około 7 km grubości) przykrytych przeważnie cienką warstwą słabo skonsolidowanych osadów (około 1-2 km). Skorupa oceaniczna stanowi około 60% powierzchni Ziemi. Według teorii tektoniki płyt powstaje współcześnie w tzw. strefach rozrostu dna oceanicznego, a ulega zniszczeniu w strefach subdukcji. Wskutek ruchów górotwórczych (orogeneza) może być wbudowywana w strefy fałdowe skorupy kontynentalnej. W skorupie ziemskiej wyróżnia się również strefy przejściowe między skorupą kontynentalną i oceaniczną, mające charakter ścienionej skorupy kontynentalnej, zwanej skorupą suboceaniczną; występują na granicy między kontynentami i oceanami (m.in. na obrzeżach Oceanu Atlantyckiego). Powstawanie skorupy kontynentalnej wiąże się na ogół ze skomplikowanymi procesami w strefach subdukcji. Skały skorupy kontynentalnej są na ogół wyraźnie starsze od skał skorupy oceanicznej. Wiek najstarszych skał skorupy kontynentalnej sięga 3,2 mld lat, najstarsze zaś fragmenty dna oceanicznego uformowały się około 200 mln lat temu.

Budowa skorupy ziemskiej kontynentów i dna oceanów różni się zasadniczo. Różnice te dotyczą zarówno chemizmu i cech fizycznych skał, jak i miąższości skorupy. Stąd też wyróżniono dwa główne typy skorupy ziemskiej: skorupę kontynentalną i skorupę oceaniczną. Zasadniczą różnicą między skorupą kontynentalną a skorupą oceaniczną jest brak w tej ostatniej warstwy tradycyjnie zwanej warstwą granitową.

Skorupa kontynentalna, o budowie przeważnie trójwarstwowej, ma zmienną grubość, wahającą się od kilkunastu do około 80 km; największe miąższości osiąga ona pod młodymi łańcuchami górskimi. Ostatnie badania dowodzą jednak, że skorupa kontynentów nie wszędzie ma budowę trójwarstwową. Na podstawie badań geofizycznych przypuszcza się na przykład, że zapadlisko nadkaspijskie położone w obrębie prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej pozbawione jest warstwy granitowej, a bardzo gruba warstwa osadowa (o miąższości ponad 20 km, co jest wyjątkiem na platformach) spoczywa wprost na warstwie tradycyjnie zwanej warstwą bazaltową. Istnieją też takie partie skorupy kontynentalnej, gdzie przejście warstwy granitowej w bazaltową następuje w sposób ciągły.

Podobnie i w obrębie skorupy oceanicznej występują fragmenty o różnej budowie. Inaczej zbudowany jest grzbiet śródoceaniczny, a inaczej dno głębokich basenów oceanicznych, a jeszcze inaczej - podmorskie płaskowyże i grzbiety asejsmiczne. Generalnie jednak podział skorupy ziemskiej na kontynentalną i oceaniczną odpowiada specyficznym cechom budowy lądów i oceanów.
Poglądy na temat wiekowego stosunku skorupy kontynentalnej do skorupy oceanicznej są zróżnicowane. Znaczna część naukowców sądzi, że skorupa oceaniczna jest pierwotna w stosunku do skorupy kontynentalnej. Skorupa oceaniczna powstaje w wyniku wdzierania się do skorupy materii płaszcza i jej ekspansji, zaś skorupa kontynentalna jest efektem procesów zachodzących w strefach subdukcji.

Budowa geologiczna Polski

Polska znajduje się na styku wielkich jednostek tektonicznych: 1) platformy prekambryjskiej wsch. Europy (wsch. i pn.-wschodnia Polska); 2) platformy paleozoicznej środk. i zach. Europy (środk. i zachodnia Polska); spod pokrywy osadowej tej platformy wyłaniają się części górotworów kaledońskich i hercyńskich (Sudety Zach. i Sudety Wsch., G. Świętokrzyskie); 3) górotworu Alpidów (Karpaty i zapadliska przedkarpackie).

Platforma prekambryjska jest zbud. z 2 pięter tektonicznych: podłoża krystal. i pokrywy osadowej (platformowej). Podłoże archaiczno-proterozoiczne tworzą granitoidy oraz sfałdowane i zmetamorfizowane skały krystal. (gnejsy, łupki krystal., amfibolity), poprzebijane intruzjami skał głębinowych (gabra, sjenity, granitoidy) i wulk. (bazalty). Na zdenudowanym i różnie ukształtowanym podłożu krystal. leży pokrywa platformowa (osadowa) - gruba na obniżonych, a cienka na dźwigniętych partiach podłoża. Pokrywa ta, wieku górny prekambr-czwartorzęd jest zbud. ze skał górnego prekambru (m.in. bazalty, tufy, arkozy, piaskowce), starszego paleozoiku (iłowce, piaskowce, wapienie, margle), dewonu (gł. piaskowce, wapienie rafowe, dolomity), karbonu (m.in. piaskowce, wapienie, iłowce, pokłady węgla kam.), permu (m.in. iłowce, dolomity, anhydryty, gipsy, sole), triasu (arkozy, wapienie oolitowe, piaskowce, iłowce), jury (m.in. piaskowce, iłowce, wapienie i margle), kredy (m.in. piaskowce glaukonitowe i kreda pisząca), trzeciorzędu (gł. iłowce i piaski) oraz czwartorzędu (m.in. gliny zwałowe, piaski, iły warwowe). W obrębie platformy prekambryjskiej rozróżnia się:
Obniżenie nadbałtyckie (prebałtyckie ). Pokrywę platformową wypełniającą obniżenie podłoża tworzą osady starszego paleozoiku, permu, triasu, kredy, jury oraz trzeciorzędu i czwartorzędu; grubość pokrywy dochodzi do 6000 m (w części zach.).

Wyniesienie mazursko-suwalskie. Pokrywę tworzą osady jury, kredy, trzeciorzędu i czwartorzędu, na skłonach wyniesienia - także osady triasu; na dźwigniętych partiach podłoża grubość pokrywy platformowej wynosi ok. 350 m, w miarę zanurzania się podłoża jej grubość wzrasta do 2000 m i więcej.

Obniżenie podlaskie. Pokrywę tworzą skały górnego prekambru, starszego paleozoiku, permu, jury, kredy, trzeciorzędu i czwartorzędu; grubość pokrywy wypełniającej obniżenie podłoża wynosi od 1000 do 4000 m.

Wyniesienie Sławatycz (zrąb tektoniczny). Pokrywa platformowa jest cienka, tworzą ją skały górnego prekambru, jury, kredy, trzeciorzędu i czwartorzędu; grubość pokrywy wynosi od 400 do 1500 m (na skłonach podłoża).

Obniżenie nadbużańskie. Na podłożu, które jest zanurzającym się ku zach. fundamentem krystalicznym tarczy ukr., leży pokrywa platformowa zbud. ze skał górnego prekambru, paleozoiku, jury, kredy, trzeciorzędu i czwartorzędu; grubość pokrywy waha się od 2000 m na wsch. do ponad 5000 m na zachodzie.

Platforma paleozoiczna jest zbud. Z 2 pięter tektonicznych: podłoża paleozoicznego i pokrywy platformowej (osadowej). Wykształcenie skał pokrywy platformowej jest takie samo lub b. podobne do wykształcenia pokrywy platformy prekambryjskiej. Podkarpacie, Górny Śląsk, Niecka Miechowska, Kujawy i Pomorze Zach. mają podłoże staropaleozoiczne, sfałdowane i usztywnione w czasie orogenezy kaledońskiej, a pokrywę platformową rozpoczynającą się osadami dewonu i osiągającą grub. od 1000 do ponad 10 000 m. Wielkopolska i nizinny Dolny Śląsk (Przedgórze Sudeckie) mają podłoże młodopaleozoiczne, sfałdowane i skonsolidowane w czasie orogenezy hercyńskiej oraz pokrywę rozpoczynającą się utworami górnego karbonu lub permu i osiągającą grub. od 500 do ponad 5000 m.
Strefa kontaktu platform prekambryjskiej i paleozoicznej jest zw. strefą tektoniczną Teisseyre'a-Tornqwista, a ostatnio - strefą Gutercha; jest to strefa rozłamów wgłębnych sięgających aż do powierzchni Mohoroviicia. Platforma paleozoiczna podlegała staro- i młodoalp. ruchom tektonicznym, które spowodowały powstanie nieciągłych deformacji tektonicznych (gł. uskoków). Pod wpływem ciśnienia nadkładu na sole permskie utworzyły się wysady i słupy solne (tektonika salinarna). Ruchy na pograniczu kredy i trzeciorzędu uformowały wał środkowopol., niecki: szczec., mogileńsko-łódz., miechowską (nidziańską) i brzeżną oraz monoklinę przedsudecką i śląsko-krakowską.

Kaledonidy odsłaniają się w pd. części G. Świętokrzyskich, które budują utwory prekambru i starszego paleozoiku (gł. łupki ilaste, mułowce, piaskowce, kwarcyty, szarogłazy, margle, wapienie); miejscami występują również niewielkie intruzje diabazów i lamprofirów. Serie skalne są intensywnie sfałdowane w wyniku orogenezy kaledońskiej.

Hercynidy są odsłonięte na Dolnym Śląsku, także w G. Świętokrzyskich. W Sudetach Zach. łańcuch hercyński jest zbud. z metamorficznych i osadowych skał prekambru i paleozoiku (m.in. gnejsy, migmatyty, łupki krystal., amfibonity, wapienie, dolomity). Skały te przeszły kilka faz fałdowań i metamorfizmu. Ostatnie odbyły się między dolnym a górnym karbonem - w fazie sudeckiej orogenezy hercyńskiej. Proces górotwórczy zakończyły górnokarbońsko-dolnopermskie intruzje granitoidów (Karkonosze, Strzegom) oraz wulkanizm dolnopermski (diabazy). Zapadliska śródgórskie (północno- i śródsudeckie) są wypełnione molasowymi utworami górnego węglonośnego karbonu i dolnego permu (mułowce, piaskowce, iłowce, zlepieńce, arkozy). Sudety Wsch. są zbud. z 2 stref. Strefa zach. przylegająca do G. Sowich (masyw śródgórski) jest zbud. ze skał prekambru i paleozoiku (gnejsy, granitognejsy, intruzje diabazów i granitoidów - Strzelin); gł. fałdowanie tej strefy odbyło się między dewonem a karbonem. Szeroka strefa wsch. składa się z fliszowych osadów górnego dewonu i dolnego karbonu (zlepieńce, piaskowce, łupki ilaste), o dużej miąższości; ostateczne sfałdowanie tej strefy odbyło się w górnym karbonie.

Górny Śląsk jest zapadliskiem przedgórskim wypełnionym grubymi (ponad 6000 m) paralicznymi i limnicznymi osadami górnego karbonu (zlepieńce, piaskowce, mułowce, iłowce, z pokładami węgla kam. - tzw. karbon produktywny). Struktury hercyńskie występują na powierzchni na obszarze G. Świętokrzyskich; orogeneza hercyńska działała zarówno w ich części pn. jak i pd., gdzie przebudowała struktury starsze. Ruchy alp. spowodowały wyraźne odmłodzenie morfologiczne G. Świętokrzyskich i Sudetów.
Budowa geologiczna Europy

Najstarszą częścią Europy jest Europa Wschodnia, stanowiąca platformę prekambryjską (wschodnioeur.); podłoże jej jest zbud. z prekambryjskich skał metamorficznych i magmowych (głębinowych i wylewnych), intensywnie sfałdowanych podczas orogenez prekambryjskich, a następnie zdenudowanych; na podłożu leży pokrywa skał osadowych (pokrywa platformowa) wieku od najwyższego prekambru do kenozoiku. Skały podłoża odsłaniają się jako tarcze: ukr. i bałtycka. Na obniżonych częściach podłoża prekambryjskiego (syneklizach i zapadliskach) pokrywa osadowa (platformowa) osiąga grub. 5-10 km, a niekiedy nawet ponad 20 km; na kopułowatych nabrzmieniach podłoża, zw. anteklizami lub wyniesieniami, pokrywa jest cienka. Ważniejsze syneklizy: moskiewska, nadbałtycka, permska, ważniejsze zapadliska: nadkaspijskie i peczorskie, ważniejszy rów: dnieprowsko-doniecki; ważniejsze wyniesienia: kursko-woroneskie, wołgo-uralskie, mazursko-białoruskie. W zach. i środk. części Europy ostatnie ruchy górotwórcze odbywały się w paleozoiku; wynikiem ich było powstanie łańcuchów kaledonidów i hercynidów; od wsch. ogranicza Europę hercyński łańcuch Uralu. Łańcuchy kaledonidów i hercynidów są w przeważającej części zdenudowane i przeważnie przykryte pokrywą osadowych skał dewońsko-kenozoicznych (na kaledonidach) lub permsko-kenozoicznych (na hercynidach), tworząc platformę paleozoiczną, wśród której wyróżniają się niecki: pol.-niem., anglo-paryska i akwitańska. Spod pokrywy osadowej (platformowej) wyłaniają się izolowane części zdenudowanych łańcuchów kaledońskich i hercyńskich: Sudety, G. Świętokrzyskie, Masyw Czeski, Rudawy, Harz, Reńskie G. Łupkowe, Ardeny, Masyw Centr., Masyw Armorykański, Meseta Iberyjska, Dobrudża. Europa Południowa należy do strefy alpidów; tworzą ją najmłodsze góry: Betyckie, Pireneje, Alpy, Karpaty, Apeniny, Dynarskie, Bałkany, Pindos. W osiowych strefach tych gór często występują masywy prekambryjskie, kaledońskie i hercyńskie. Strefa alpidów jest zbud. gł. ze skał mezozoicznych i trzeciorzędowych, które ostatecznie zostały sfałdowane w trzeciorzędzie (w miocenie). Góry te charakteryzuje budowa fałdowo-płaszczowinowa i łuskowa. Wypiętrzaniu alpidów towarzyszyło powstanie zapadlisk przedgórskich i śródgórskich, np. zapadlisko przedalp., przedkarpackie, panońskie. Z orogenezą alp. był związany silny wulkanizm, czynny do dziś. Główne bogactwa naturalne: węgiel kam., brun., ropa naft., gaz ziemny, rudy żelaza, metali nieżel. (cynku i ołowiu, miedzi, bizmutu, kobaltu i niklu, rtęci, wolframu, srebra, cyny) oraz siarka, boksyty, sól kam., sole potasowo-magnezowe.