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:
- kompensację izostatyczną, w której wyróżniamy czynniki obciążeniowe (fałdowania i tektonika, sedymentacja, zlodowacenia) oraz czynniki odciążeniowe (erozja, deglacjacja),
- kompensację termiczną.
Oba rodzaje kompensacji mogą współistnieć i wzajemnie się uzupełniać.
Kompensacja izostatyczna
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
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.
.
Bibliografia
1. M. Książkiewicz: Geologia dynamiczna, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1972.2. Z. Mortimer: Zarys fizyki Ziemi, AGH Uczelniane Wydawnictwa Naukowo-Dydaktyczne, Kraków 2004.
3. A. Radomski, M. A. Gasiński: Elementy oceanologii. Wprowadzenie do środowisk morskich, Wydawnictwo UJ, Kraków 2004.
4. W. Jaroszewski, L. Marks, A. Radomski: Słownik geologii dynamicznej, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1985.
5. R. Dadlez, W. Jaroszewski: Tektonika, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 1994.