ÁLTALÁNOS TERMÉSZETFÖLDRAJZ III. GEOSZFÉRÁK 1. LITOSZFÉRA
LAKÓHELYÜNK A FÖLD A Föld belső szerkezete A Föld felépítésével, szerkezetével, történetével foglalkozó tudomány a geológia (földtan). A Föld fizikai jelenségeit a geofizika, kémiai mozgásfolyamatait a geokémia kutatja. A Föld belsejének fizikája A Föld belseje felé nő a hőmérséklet. Ennek mértéke átlagosan 100m/1 0 C. Ezt nevezzük geotermikus gradiensnek. A fiatal területek alatt a geotermikus gradiens gyorsabban nő, az idős területeke alatt pedig sokkal lassabban. Amit mi a Föld felszínéről tekintve hőmérséklet növekedésként érzékelünk, az valójában egy fordított folyamat. A Föld belseje felől haladva a hőmérséklet fokozatosan csökken. A belső fő (jelenlegi ismereteink szerint) a radioaktív anyagok (pl. uránium, tórium) bomlásából származnak A hőmérséklet csak bizonyos mélységig nő. Ezt bizonyítja, hogy számításaink szerint a Föld középpontjának hőmérséklete kb. 4500-5000 0 C, ha pedig az előbb ismertetett számítást veszszük alapul, akkor ugyanitt a hőmérsékletnek 190.000 0 C-nak kellene lennie. A felszín közelében megfigyelhető geotermikus gradiens a szilárd közegben lejátszódó gyors hűlés eredménye. A Föld gyomrában más a nyomás- és sűrűségviszony. A nyomás a mélység függvényében egyenesen növekszik. A Föld középpontjában eléri a felszíni nyomás 4000 szeresét. A sűrűség növekedése hirtelen változásokat mutat. Erre utalnak a földrengéshullámok irányváltozásai is. Földünket mágneses tér veszi körül. Ezt a Föd belsejében több ezer km mélyen elhelyezkedő vastartalmú fémolvadék áramlása kelti. Ezeket az anyagokat a Föld forgása és belső hője tartja mozgásban. A Föld mágnestengelyének felszíni döféspontja a mágneses pólus, amely nem esik egybe a csillagászati pólussal. Az iránytűvel meghatározott É-D irány, tehát eltér a földrajzi É-D iránytól. Ezt az eltérést nevezzük mágneses deklinációnak (mágneses elhajlásnak). Ha az elhajlás az É-D iránytól K felé mutat, akkor a deklináció pozitív, ha Ny felé, akkor negatív. A deklináció értéke méréssel a Föld különböző pontján meghatározható. A Föld belső áramlásai következtében a mágneses tér, és a mágneses pólusok helyzete is változik. A mágnesezhető anyagok megőrzik a keletkezésük idején uralkodó mágneses irányt. Ebből lehet következtetni a földtörténet egyes időszakainak mágneses térerősségére, és irányára. Gyakran a mágneses sarkok is felcserélődhetnek. Az egykori mágnesezettség a földtörténeti események korának meghatározására is alkalmas. Ezt nevezzük paleomágneses módszernek.
Utazás a Föld középpontja felé A Föld belseje gömbhéjas szerkezetű. A fizikai jellemzők alapján a következő gömbhéjakat különböztethetjük meg: földkéreg, földköpeny, külső mag, belső mag. Földkéreg: A legkülső, szilárd halmazállapotú gömbhéj. A Föld tömegének 1%-a Vastagsága a szárazföldek alatt: 30-40 km (hegységek alatt elérheti a 70-90 km-t is), az óceánok alatt: 7-11 km. A szárazföldi kéreg felső része szilikátokban gazdag. Jellegzetes kőzete a gránit, ezért gránitos rétegnek nevezzük. (sűrűsége: 2,7g/cm 3 ). Alatta szilikátokban szegényebb, de fémekben gazdagabb réteg következik, ezért a sűrűsége is növekszik (3,0g/cm 3 ). Jellemző kőzete a gabbró, ezért gabbrós rétegnek is nevezik. Az óceáni kéreg egyszerűbb, hiányzik alattuk a kisebb sűrűségű gránitos réteg A kéreg a fémes elegyrészekben gazdagabb, szilikátokban szegényebb anyag változatából áll. Felső része bazaltos, alsó része gabbrós. A földkéreg alsó határát a horvát kutatóról elnevezett Mohorovicic- határfelület zárja. Földköpeny: A Föld tömegének 68-a A Mohorovocic-felülettől a kb. 2900 km mélyen húzódó Gutenberg-Wiechertfelületig tart. Lefele haladva tovább csökken a könnyebb szilikátos és nő a nehezebb fémes elegyrész (pl. vas, magnézium) aránya. Földmag: A Föld tömegének 31%-a, Két részre osztható: Külső mag: más néven maghéj, kb. 1800 km vastag. Anyaga folyékony fémekből áll (pl. vas, nikkel). Alsó határa 4700-5100 km között található. Belső mag: Anyaga szilárd halmazállapotú, vas, nikkel összetételű. A belső és a külső magot a Lehmann-határfelület választja el egymástól 5100 km mélységben. A földkéreg és a földköpeny felső szilárd része együttesen alkotják a kőzetburkot, más néven litoszférát. Ennek vastagsága a szárazföldek alatt 70-100 km, az óceánok alatt kb. 50 km. A szilárd kőzetburok alatt már képlékeny állapot van Ezt a tartományt nevezzük lágyköpenynek, más néven asztenoszférának. Az asztenoszféra 250 km-es mélységig tart.
Kőzetlemezek lemeztektonika A lemeztektonikai szemlélet, mely felváltotta azt az elképzelést, hogy a földkéreg egységes, az 1970-es évektől szemléletmódosítást követelt. Kiderült, hogy a földkéreg egymáshoz képest elmozduló kőzetlemezekből áll. A nagy áttörést az óceánfenék kutatása jelentette. 1960-as évektől megindult kutatásokon jól látszott, hogy az óceánok fenekén un. óceánközepi hátságok húzódnak, melyek összhosszúsága eléri a 80000 km-t. (Földünk leghosszabb hegyláncai.) tengelyében hasadék található, melyből kőzetolvadék buggyan a felszínre. A kőzetolvadékot magmának nevezzük. Ez lehűl és hozzászilárdul az óceáni kéreg felső részéhez. Kőzete bazaltos. A kutatások bizonyították, hogy a hátságtól eltávolodva mindkét irányba egyre idősebb kőzetekkel találkozhatunk. Bebizonyosodott, hogy a Föld belsejéből érkező anyagok megszilárdulva hozzáforrnak a hátságok pereméhez, a felhatoló olvadékok pedig helyet követelve szétfeszítik az óceánok aljzatát. Ugyanakkor a szárazföldek peremén kialakult mélytengeri vonalában kialakult Benioff-zónák mentén a kéreg alá bukik a mélybe. Szilárd anyaga a növekvő hőmérsékletű mélység felé haladva fokozatosan beleolvad az asztenoszférába. Ezt a sávot alábukási, más néven szubdukciós övezetnek hívjuk. Ezek a felismerések jelentették az új elmélet alapját, melyet a Föld szerkezeti mozgásai, idegen szóval tektonikája alapján lemeztektonikának neveztek el. A kőzetburok lemezei A Föld felszínét hét nagy: Eurázsiai-, Észak-amerikai-, Csendes-óceáni (Pacifikus-), Délamerikai-, Afrikai-, Indoausztráliai- és Antartktiszi-lemez, és több kisebb: pl.: Arab- (Arábiai-), Fülöp-szigeti-, Nazca és Karibi-lemezekre osztjuk. A kőzetlemezek közül egyesek csak óceánokat Pl.: Csendes-óceáni-, Nazca lemez), mások szárazföldeket és óceánokat is (pl. Afrikai-lemez) is hordoznak a hátukon. A kőzetlemezek határa óceánközépi-hátságok, mélytengeri árkok, néhány esetben pedig hegyvidékek mentén húzódik. Az egyes kőzetlemezek eltérő sebességgel mozognak. (Atlanti-óceán északi része: 2-3 cm/év a távolodási sebesség; Csendes-óceáni, és a Nazcalemez 17-18 cm/év sebességgel távolodik; Nazca-lemez és a Dél-afrikai lemez 10-11 cm/év sebességgel közeledik egymáshoz.) A kőzetlemezeket az asztenoszféra áramlásai mozgatják. (A részleteke még nem tisztázottak!)
Lemezszegély típusok 1. Az óceánközépi hátságok területén a lemezek eltávolodnak egymástól. (távolodó lemezszegélyek) 2. A mélytengeri árkok vonalába a lemezszegélyek közelednek egymáshoz, és a nagyobb sűrűségű óceáni lemez a szárazföldi lemez alá bukik. (pusztuló, fölemésztődő lemezszegélyek). 3. Az egymás mellett elcsúszó, elnyíródó kőzetlemezek ritka jelenségek Ilyen található az Észak-amerikai lemez délnyugati szegélyén, a híres Szent András-törésvonalnál. A lemeztektonika révén sikerült egységes magyarázatot adni a vulkánosság, a földrengések és a hegységképződés folyamataira. Kőzetlemezek és a vulkáni tevékenység Mélységi magmatizmus és felszíni vulkánosság A fölfele hatoló kőzetolvadék nem éri el minden esetben a felszínt. A felszín alatt megszilárduló magmából kialakult kőzeteket mélységi magmás kőzeteknek nevezzük. Ilyen pl. a földkéreg felépítésében jelentős szerepet játszó gránit, és gabbró. Lassan hűl le, van idő a kikristályosodásra. Ezért nagyméretű, un, durvaszemű kristályok építik fel ezeket a kőzeteket.) Vulkánosságról akkor beszélünk, ha a magma a felszínre kerül. A felszínre kerülő magma a láva. A vulkáni kőzetek szoros rokonságban állnak azzal a magmáéval, amiből keletkeznek. Tehát másfajta lávakőzet képződik a gránitból, ill. a gabbróból. Gyorsan kihűlnek, ezért nincs idő a kikristályosodásra. Ezért nevezzük a földkéreg bazaltos anyagát finomszemcsés kőzetnek. A tűzhányók Általában tengerparton, tenger közelében, szigeten helyezkednek el. (pl. Európában: Vezúv, Etna, Stromboli; Japán: Fuji; Indonézia ill., az amerikai kontinens vulkánjai). Régen a víz és a tűz párharcának hitték a vulkáni tevékenységet (mélybe kerülő víz). A lemeztektonika adott magyarázatot. A lemezhatáron elhelyezkedő területek a leginkább vulkanikus területek. A távolodó lemezszegélyeknél: A felszínre kerülő anyag jellege a magma összetételétől függ. A magma-, ill. vulkáni kőzetcsoportokat a szilikáttartalom (SiO 2 ) alapján csoportosítjuk bázikus, semleges, és savanyú kőzetekre.
A felszínre törő magam 80%-a az óceánközépi-hátságok mentén tör a felszínre. Anyaguk az asztenoszférából érkezik, 1100-1200 0 C hőmérsékletű. A nagy mélységből érkező, SiO 2 ban szegényebb (kevesebb 52%-nál) kőzeteket bázisos kőzeteknek nevezzük. Ilyen a gabbró felszínre kerüléséből kialakult bazalt. Az óceán mélyén kibuggyanó bazalt jellegzetes kerekded formában szilárdul meg. A belseje még izzik, mikor a külső burka már lehűlve bekérgeződik. Ezt nevezzük párnalávának. A bazaltláva hígan folyó. Ez alakította ki a Föld enyhe lejtőjű (kisebb, mint 50-os) pajzsvulkánjait (Izland) és a lapos bazaltfennsíkokat (Izland, Dekkán-fennsík). A közeledő lemezszegélyeknél: Az árkokhoz kötődő tűzhányok magmája az alábukó és megolvadó kőzetlemezből származik. Hőmérséklete (alacsonyabb) 800-900 0 C. Több SiO 2 -t, kevesebb fémet tartalmaz. Ezért a belőle megszilárdult kőzet világosabb színű. Lávája sűrűbb, ezért a belőle felépülő vulkáni kúpok meredekebbek. Az alábukáshoz kapcsolódó tűzhányoknál a SiO 2 tartalom alapján két kőzetcsoportot különböztetünk meg: A semleges vulkáni kőzetek SiO 2 tartalma 52-65%. A mélységi magmás kőzetek közül ide tartozik a diorit, melynek kiömlési kőzete az andezit. A savanyú vulkáni kőzetek SiO 2 tartalma több mint 65%. Ilyen mélységi magmás kőzet a gránit, melynek kiömlési kőzete a riolit. Andezit kőzetből állnak a rétegvulkánok (sztratovulkánok). Pl. Vezúv, Fuji. A rétegvulkán keresztmetszetének részei: magmakamra, kürtő, kráter (kaldera pl.: Mount St. Henes), vulkáni hamu, láva. A savanyú riolitos vulkáni kitörések még hevesebb robbanásokkal járnak. Pl. Martiniqueszigetén (mártinik) a Mont Pelé (mon pölé). Vulkánosság a kőzetlemezek belső területén: Ilyenek főleg a Csendes-óceán térségében találhatók a kőzetlemezek szegélyétől távolabb. Ilynek pl. a Hawaii-szigetek vulkánjai. Kialakulásukat a forró pontokkal magyarázzák. Ezeken a pontokon a köpenyben feláramló magma lyukat éget a kőzetburokra és így jön létre a vulkáni működés. A kőzetlemez továbbhalad. Ezért az előző helyen megszűnik a vulkáni működés, de egy másik helyen új vulkán keletkezik. Vulkáni utóműködések A vulkáni működés szüneteiben, ill. végleges megszűnése után még évmilliókig gőz- és gázszivárogás figyelhető meg. Ezeket nevezzük vulkáni utóműködésnek.
Fajtái: fumarolák: 200-900 0 C-os főleg vízgőzből álló kigőzölgések, amelyekhez különféle vegyületeket társulhatnak (pl.: NaCl; KCl) szolfatárák: 200-400 0 C-os kénvegyületek (H 2 S, SO 2 ) /nevüket a Nápoly melletti kéntől sárgálló Solfatar-kráteréről kapták./ mofetták: 100 0 C-alatti jórészt Co2 gázfeltörések (pl. tordai Büdös barlang a Székelyföldön) gejzírek: szökőhévforrások (pl. Öreg Hűséges USA Yellowstone Park) A vulkáni kőzetek melege melegíti fel a felszínről bekerült vizeket. A kürtőben lévő vízoszlop fokozatosan felmelegszik. A mélyben lévő, nagyobb nyomás alatt álló víztömeg 100 0 C fölött forr fel. Az egész vízoszlop csak akkor tud felforrni, amikor az egész vízoszlop eléri a 100 0 C-ot. Ekkor a víz robbanásszerűen gőzállapotba megy át, és kilövell a felszínre. A kilövellt víz lehűlve visszahull a kürtőbe, ahol a folyamat újrakezdődik.
A kőzetlemezek és a földrengések A földrengések keletkezése A földrengéseket szilárd kőzettestek elmozdulása okozza. Az így keletkezett feszültségek a földrengésekben oldódnak föl. A földrengések mélyben való kipattanási pontja a rengésfészek (hipocentrum). A rengésfészek és a Föld középpontját összekötő képzeletbeli egyenesnek a földfelszíni döféspontja a rengésközpont (epicentrum). A földrengés fizikailag hullámmozgásként írható le. A hullámok egyik csoportja a fészekből kiindulva kitágítja vagy össze nyomja a kőzeteket, másik csoportjuk pedig a fészekre merőlegesen terjed, keresztirányú rezgést végző hullám. A földrengéshullámokat a szeizmográfok jelzik. Ez egy forgó írószalag, melynek házát a talajhoz rögzítik. Az írókar egy rugóval van felfüggesztve. Rengéskor a műszerház a Földdel együtt mozog, a felfüggesztett tömeg viszont tehetetlenségénél fogva helyben marad. A szalagon ezt a viszonylagos elmozdulást rögzíti a készülék. A földrengések eloszlása Évente 700-800.000 rengést észlelnek, ebből kb. 150.000 érzékelhető. Nagy erejű rengések száma 300-400. A rengések 80%-a a Csendes-óceán medencéjének peremén észlelhető, 15%- a pedig a Földközi-tenger és az Indonéz-szigetvilág közötti sávban. A földrengések a lemezhatárokhoz kötődnek. A vulkánosság és a földrengések között nincs közvetlen összefüggés. Előbbiek tevékenysége a kőzetolvadék, utóbbiaké a szilárd kőzettestek elmozdulásával van összefüggésbe. Az óceáni hátságoknál kisebb erejű és sekélyebb fészkű földrengések a gyakoriak. A mélytengeri árkok körzetében sekély (0-70 km-es), közepes (70-300 km-es), mély (300 km-nél több) fészekmélységű rengések egyaránt előfordulnak. A legpusztítóbbak a sekélyfészkű rengések. Kipattanási helyük a két lemez ütközési felülete. Az egymás mellett elmozduló lemezek határán is erős rengések keletkeznek (pl. kaliforniai Szt. András- törésvonal). A földrengések erősségének mérése Mercalli-skála segítségével osztályozzák 1910-es évektől a rengéseket. A skála 12 fokozatú. Nem méréseken, hanem a tapasztalaton alapszik. Hátránya, hogy csak lakott területekre alkalmazható. 1930-as évektől alakították ki a Richter-skálát. Műszeres méréseken alapszik. A rengések méretét (magnitúdóját) veszik alapul, melyet a rengéskor felszabaduló energia ad meg. Gyakran kilencfokozatúnak nevezik, de ez nem helyén való, hiszen a földrengéseknek nincs felső határa. Az eddig mért legerősebb rengés 8,9 volt. Chilében mérték 1960-ban. Tényszerű adatokon alapszik. A földrengés mértéke itt nincs párhuzamban a rombolás nagyságával. Ez utóbbi függ a kőzetviszonyoktól, a beépítettségtől és a népsűrűségtől.
A földrengések kísérőjelenségei Sok esetben nem is maga a földrengés okozza a legnagyobb pusztítást, hanem a nyomában fellépő tűzvészek, szökőárhullámok (cunamik japán elnevezése) okozzák. Ez utóbbiak Csendes-óceán térségére jellemzőek, akár 30 m-es vízfallá is felmagasodhatnak a hullámok. Kőzetlemezek és a hegységképződés Hegységrendszernek egy hegységképződési időszak során képződött hegységek összességét nevezzük. Képződésük több millió évig tart, sok részfolyamat eredményeként jönnek létre. A részfolyamatok a szerkezet mozgások már korábban is ismertek voltak, a hegységképződés teljes körű magyarázatát a lemeztektonika szolgáltatta. Gyűrődés-vetődés-kiemelkedés A hegységek anyaga nagy kiterjedésű üledékgyűjtőkben halmozódik fel. Ezek a geoszinklinálisok. Anyaguk részben vulkáni kőzet, de főleg a szárazföldről bekerült üledékekből halmozódik fel. A felhalmozódott anyagból évmilliók alatt, bonyolult szerkezeti mozgások során épülnek fel a hegységek. E szerkezeti mozgások közé tartoznak a gyűrődések és a vetődések. Gyűrődés A földkéreg rétegeiben oldalirányú erők hatására kialakuló (hullámos) mozgás. A mélyben lévő, nagy nyomás és magas hőmérséklet miatt képlékeny rétegekben megy végbe. Alapformája a redő, mely redőboltozatból (antiklinális) és redőteknőből (szinklinális) áll.
GEOSZFÉRÁK LITOSZFÉRA Ha a két irányból egyenlő erők érkeznek, akkor álló redők keletkeznek. Ha a nyomások különböző nagyságúak, akkor ferde és fekvő redők képződnek, melyek óriási erők hatásár elszakadhatnak eredeti aljzatuktól és így áttolódhatnak más rétegekre így jönnek létre a takaróredők. Az áttolódás akár a több 100 km-t is elérheti. (Pl. Alpokban) Vetődés A szilárd kőzetanyag két tömbjének töréses elmozdulása az úgynevezett vetősík mentén. Az elmozdulás függőleges és vízszintes irányú is lehet. A vetők által közrefogott kőzettömeg a rög. A párhuzamos vetődések mentén való kiemelkedés a sasbérc, a hasonló módon besülylyedt rész az árok. A bezökkenések egymásutánisága alkotja a lépcsőket. A tál alakú bezökkenés a medence.
A hegységek az ütköző lemezszegélyeken képződnek Az üledékgyűjtők valójában az óceán lemezhatároktól (belső) távoli területei. A felgyűrődés a tektogenezis az alábukási sávok mélytengeri árkaiban megy végbe. Ez a hegységképződés az ütköző lemezek területéhez tartozó hegységképződés. Az ütközés történhet két óceáni, óceáni és kontinentális, valamint két kontinentális lemez határán. A különféle lemezhatárokon eltérő hegységek jönnek létre. A lemeztektonika ad magyarázatot a Pacifikus- és az Eurázsiai-hegységrendszer kialakulására is. A hegységek kőzeteiből lehet visszakövetkeztetni a lemeztektonikai eseményekre. Hegységképződés két óceáni lemez ütközésekor Ilyenkor szigetívek jönnek létre. Az alábukó kőzetlemez megolvadó anyaga szolgáltatja a szigetek vulkáni magját. Az üledék a szigetív szárazföldi felén lévő óceáni medencében gyarapodik (Pl.: Csendes-óceán nyugati része: Új-Hebridák, Salamon-szigetek) Hegységképződés óceáni és szárazföldi lemez ütközésekor Ha a szigetívek menti alábukás hosszabb ideig tart, akkor az óceánperemi lemez felemésztődik és az alábukás az óceán és a kontinentális lemez határán folytatódik. Ilyen ma az Andok területén figyelhető meg. A nagyobb sűrűségű óceáni lemez a vastagabb, kisebb sűrűségű kontinentális lemez alá bukik. Itt fontos szerepet játszik a savanyú vulkánosság (Pl. Pacifikus-hgr.) Az alábukás során az üledék egy része redőkbe gyűrődik és a szárazföld pereméhez préselődik. A gyűrt üledékes kőzetek viszont alárendelt szerepet játszanak ezeken a helyeken.
GEOSZFÉRÁK LITOSZFÉRA Hegységképződés két kontinentális lemez ütközésekor Ez a hegységképződés legbonyolultabb változata. Kezdetben itt kisebb óceáni medencék voltak, ahol az alábukások következtében az óceáni lemezek teljesen felemésztődtek. Miközben a szárazföldi lemezek egyre közelebb kerültek egymáshoz az óceáni medence (geoszinklinális) üledékei meggyűrődtek. Az eltérő sebességgel mozgó lemezhatárokon alakultak ki a ferde és fekvő redők, melyek ütközéskor az időseb kőzetre tolódva takaróredőket hoztak létre. Az ütközéskor a kontinens pereméről mikrolemezek szakadtak le, melyek közbeékelődve meghatározták az új hegység vonulatainak elhelyezkedését. (pl. Alpok, Himalája vonulatai). Felépítésükben a felgyűrt üledékek játsszák a főszerepet. (Arról, hogy valaha itt is óceáni hátságok voltak, a vulkáni kőzetcsoportok, valamint az óceánfenék foszlányaként értelmezett ofiolitok árulkodnak.)
A kőzetburok építőkövei A kőzeteke keletkezésük szerint három nagy csoportba sorolhatjuk: magmás kőzetek üledékes kőzetek átalakult (metamorf) kőzetek Kőzet: ásványtársulás Az ásványok A szilárd kőzetburok 99%-át nyolc elem alkotja: oxigén (O 2 ); szilícium (Si); alumínium (Al); vas (Fe); Kalcium (Ca); nátrium (Na); kálium (K); magnézium (Mg). Ezekből épülnek fel az ásványok, belőlük pedig a kőztek A magmás kőzetek Az ásványok a földkéreg egynemű szervetlen eredetű alkotórészei. Közöttük is kimutatható 3 eredetcsoport. A mintegy 2000 ásvány közül 200 kőzetalkotó ásvány. A legfontosabbak a kvarc, a csillámok, a földpátok, az olivinek, a piroxének és az amfibolok. Az ásványokat felépítő atomok kristályrácsban helyezkednek el. A kristályos szerkezet az ásványok jellegzetes tulajdonsága. A különféle kőzetek rendszerint többféle ásványból állnak. (Pl. gránit: kvarc, földpát, csillám) A magma különféle olvadáspontú szilikátok és oxidok elegye. Az alkotórészek olvadáspontjuk alá hűlve kikristályosodnak. A magmás kőzetek a Föld belső, izzón folyó kőzetolvadékából, a magmából szilárdulnak meg. Megkülönböztetjük a Föld felszíne alatt megszilárduló mélységi magmás kőzeteket (gabbró, diorit, gránit), ill. a felszínre ömlő magmából (láva) megszilárduló kőzeteket. Ezek az un. kiömlési magmás kőzetek, más néven vulkanikus kőzetek (bazalt, andezit, riolit) Ezeket más néven lávakőzeteknek is nevezik. A kitörés során a kirepülő lávafoszlányokból keletkezik a vulkánikus törmelékes kőzet, a tufa (bazalttufa, andezittufa, riolittufa).
Üledékes kőzetek Ezek a kőzetek lerakódás útján váltak kőzetté. Szárazföldről a szél, a folyók, a jég útján kerültek a tengerekbe, óceánokba (kavics, homok, iszap). Fizikai (aprózódás) és kémiai (mállás, oldódás) változások során váltak üledékes kőzetekké. Három csoportba oszthatjuk az üledékes kőzeteket: törmelékes üledékes kőzetek vegyi üledékes kőzetek szerves üledékes kőzetek Törmelékes üledékes kőzetek Más, idősebb kőzetek aprózódása, darabolódása, tovaszállítása és felhalmozódása útján keletkeznek. Köztük megtalálható a durva szemcsések, szabálytalan formájúak, éles törmelékekből összeálló breccsa, vagy kavicsokból összecementálódott konglomerátum, valamint a lisztfinomságú lösz. Vegyi üledékes kőzetek Vegyi átalakuláson mennek keresztül. Pl. a sókőzetek egykori tengerek bepárlódásával keletkeztek. Először a könnyebben oldható sók váltak ki.
Szerves üledékes kőzetek Élőlények maradványaiból jöttek létre. Pl. mészkő Átalakult (metamorf) kőzetek Magmás vagy üledékes kőzetekből nagy nyomáson és/vagy magas hőmérsékleten alakultak át. Az eredeti kőzetek ásványai új metamorf ásványokká kristályosodtak át. Pl. kristályos palák Átalakulást okozhat még az is, hogy üledékes kőzetek közé benyomul a magma. Ilyenkor a magma átégeti az üledékes kőzeteket, s belőlük metamorf kőzet szaruszirt keletkezik. Átalakult kőzet a márvány is, mely a mészkőből nagy nyomás és magas hőmérséklet következtében keletkezett. A LITOSZFÉRA KŐZETEI ÁLLANDÓAN PUSZTULNAK, ÉS ÁLLANDÓAN MEG- ÚJULNAK. A KŐZETETK KÖRFORGÁSÁT IS A LEMEZTEKTONIKA IRÁNYÍTJA.
GEOSZFÉRÁK LITOSZFÉRA Röviden néhány kőzetről
GEOSZFÉRÁK LITOSZFÉRA Érctelepek keletkezése Ércnek azokat az ásványokat, ásványtársulásokat nevezzük, amelyek valamilyen fémet a kőzetburok átlagánál jóval nagyobb mennyiségben (koncentrátumban) tartalmaznak Az ércek keletkezését túlnyomórészt a magmás folyamatokhoz (elsődleges ércképződés), illetve az üledékképződés folyamataihoz (másodlagos ércképződés) kapcsolhatjuk. Magmás érctelepek képződése A felszín felé nyomuló magma alkotórészei a lehűlés következtében meghatározott sorrendben válnak ki, és a sűrűség alapján különülnek el. 10000C körül 700-5000C körül 500-3500C körül nehézfémek (nikkel, platina, króm, vas) kiválásuk után az olvadék aljára süllyedve felhalmozódnak (vastelepek: Svédország, Kanada, Brazília) mélységi magmás kőzettestben halmozódtak fel. A fölfelé törő magma más kőzetek közé nyomul be. A magmamaradék behatol a kőzetek repedéseibe, és ott ércteléreket hoz létre. Szintén a kőzetek repedéseibe hatolnak be a magma gőzei, gázai, amelyek szintén ércesedést idéznek elő. Így jöttek létre a magmás eredetű, de már nem magmás kőzettesten belül, hanem érctelérekben felhalmozódó ón-, urán-, tóriumérctelepek. A lehűlő magmás kőzetek közé bejutó víz felforrósodik és fémeket old ki a magmás kőzetből, és azokat átszállítja a mellékkőzetek repedéseibe. A forró vizes oldat lehűlve, vagy a mellékkőzetekkel vegyi folyamatba lépve újabb ércteléreket hoz létre. Így alakultak ki a cink, ólom és réz, valamint az arany, ezüst érctelepek. (Magyarország: Recsk réz; Rudabánya vas)
Üledékes érctelepek képződése A kőzetek mállásával, lepusztulásával az érctartalmú ásványok is áthalmozódnak. A folyóvizek oldat formájában szállított fémtartalma a tengerekbe (az eltérő vegyi összetétel miatt) kicsapódik. Így keletkeztek a Föld üledékes (másodlagos) érctelepei (vas-, mangán-, cink-, réztelepek) Külön csoportot képvisel a bauxit képződése, mely trópusi, szubtrópusi területeken a magmás, üledékes és átalakult kőzetek mállásával keletkezik. A bauxitnak két csoportját különböztetjük meg: lateritbauxit és a karsztbauxit. A lateritbauxit magmás és átalakult kőzetek mállásával keletkezik. Az esővíz kimossa a könnyen szállítható anyagokat, és a nehezen mozgó aluminium-oxid feldúsul ezeken a helyeken (Jamaica, Nyugat-Afrika). A karsztbauxit karsztos kőzetek (mészkő, dolomit) felszíni mélyedéseiben összegyűlt málladék a karsztos kőzetek oldódásából marad vissza, ill. más területekről származó egyéb kőzetek mállástermékeiből származik. (Magyarország: Vértes, Bakony) A fosszilis energiahordozók képződése (szén, kőolaj, földgáz) A szénképződés A szén: szerves eredetű üledékes kőzet Hatalmas erdőségek kipusztulását követően meleg és nedves éghajlaton a területeket üledéktakaró fedte be, majd nagy nyomáson a ránehezedő súly következtében) és oxigéntől elzárva indult meg a szénképződés. A széntartalmú vegyületek feldúsultak. A szenesedés mértéke a földréteg nyomásának mértékétől valamint az eltelt idő hosszától függ. Szenesedési fokozatok: tőzeg széntartalom 60%, fűtőérték 6-8.000 kj (kilózsúl) A növényi részek benne szabad szemmel láthatók. Kora: néhány 10.000 év. lignit széntartalom 60-65%, fűtőérték 10-12.000 kj (kilózsúl) Palás szerkezetű Kora: néhány millió év barnakőszén széntartalom 65-75%, fűtőérték 13-18.000 kj (kilózsúl) Sok szennyezőanyagot tartalmaz, elégetésekor kellemetlen szagú kéndioxid keletkezik. Kora: több millió év feketekőszén széntartalom 80-90%, fűtőérték 24-30.000 kj (kilózsúl) Kora: 350-280 millió évvel ezelőtti időszakban keletkezett (karbon)
antracit széntartalom 92-96%, fűtőérték 32-35.000 kj (kilózsúl) Különlegesen nagy nyomás alatt képződik. A kőolaj és földgáz képződése A kőolaj és a földgáz a tenger parányi lebegő élőlényei, a planktonok közvetítésével a tengerfenéken alakul ki. Az elhalt planktonmaradványok a tengerfenék iszapjába süllyedtek és betemetődtek. Oxigén nélküli környezetben, a bomlás következtében, a nyomás és a hőmérséklet növekedése mellett a szervezetükből kiváló zsírokból és olajokból jött létre a kőolaj és a földgáz. A kőolaj és a földgáz kialakulásának helye nem egyezik meg általában a lelőhelyükkel. Ennek oka a folyékony és a légnemű anyag migrálása (elmozgása). A kőolajaz un. kőolajcsapdákban (pl. gyűrődések redőboltozatainál) halmozódik fel.
FÖLDTÖRTÉNET A Föld történetét ősidőre, óidőre, középidőre és újidőre osztjuk. Az időkön belül időszakokat különböztetünk meg, melyeken belül korokról, azon belül pedig korszakokról beszélünk.
A Föld kora: 4,6 milliárd év Gröndland kőzetei 4,2 milliárd évesek, ezt megelőzően nincsenek közvetlen bizonyítékok. A Föld magas hőmérséklete indította el az alkotóelemek gömbhéjakba való szerveződését. Ős- (4600 millió éve) és előidő (2500 millió éve) eseményei: A földtörténet 87%-a tartozik ide. Az őslégkör kialakulása a vulkáni gázokból. Az ősóceánok születése a vulkáni eredetű vízgőzből kicsapódott vízből. Hegységképződések, ősmasszívumok kialakulása Az élet első megjelenésének bizonyítékai a 2,9 milliárd éves sztomatolitok (gömbhájas szerkezetű kőzetgumó, melynek szemcséit kékalgák kötötték meg.) Óidő (590 millió éve) eseményei: Első ősmaradványok kambrium Élőlények megjelenése a szárazföldön kambrium vége Kialakult az algák fotoszintéziséből a O 2, a káros sugarakat visszatartó O 3 (ózonburok) Kaledóniai hegységképződés szilur, devon (Skandinávia-, Skócia-, Kelet-Görnland hegyei, Appalache-hg. Északi része) ennek következtében összekapcsolódott Ős- Európa és Ős-Észak-Amerika Variszkuszi hegységrendszer karbon (Dél-Anglia, Franciaország hegységei, Rodope, Urál, a kelet-ausztráliai Nagy-Vízválasztó-hegység, Appalache déli része) ezzel hozzájuk csatolódtak a déli őskontinens magok. Az óidő végére a Föld összes szárazföldje egyetlen hatalmas őskontinensben a Pangeába (Összföld) egyesült. Az őskontinenst egyetlen ősóceán a Pathlassza (Össztenger) vette körül. Feketekőszén telepek karbon Középidő (235 millió éve) eseményei: Pangea feldarabolódása jura: Laurázsia: Észak-Amerika, Európa és Ázsia őse válik le a Gondvánáról (Afrika, Dél-Amerika, Ausztrália, Antarktisz) a Thetys-tenger medencéjének szétnyílásával. Ez a folyamat az Atlanti-óceán medencéjének kialakulásához vezetett. Az Atlanti-óceán hátságának kialakulásával Gondvana is három részre esik szét: Dél- Amerika - Afrika, Ausztrália Antarktisz, Indiát hordozó lemezre. Kinyílik az Atlanti-óceán medencéje kréta Pacifikus- és az Eurázsia-hegységrendszer képződése megindul kréta Ősgyíkok, nyitvatermők, zárvatermők megjelenése Újidő (65 millió éve) eseményei: harmadidőszak Pacifikus-, Eurázsiai-hegységrendszer kialakulása harmadidőszak Pacifikus vonulatok (Kamcsatka, Kuril-szigetek, Japán hegyei, hegységei, Kordillerák Észak-Amerikában, Dél-Amerikában az Andok) Eurázsiai vonulatok (Atlasz, Pireneusok, Alpok, Appenninek, Kárpátok, Dinári- és Balkán-hegység, Kaukázus, Kis-Ázsia és az Iráni medence peremhegségei, Himalája) Barnaszén, kőolaj és földgáztelepek harmadidőszak
negyedidőszak Jégkorszakok negyedidőszak pleisztocén Jégkorszakok: A jégtakaró a negyedidőszakban többször előrenyomult (jégkorszakok) és visszahúzódott (jégkorszakközök). Európában a London-Köln- Krakkó-Kijev vonalig nyomult előre. Észak-Amerikában (K-Ny irányú hegységek híján) a 40. szélességi fokiig hatolt előre. a jég előrenyomulásával átrendeződtek az éghajlati és növényzeti területek a jégtakaró nagymennyiségű vizet tartott fogva a világtenger szintje kb. 90m-rel csökkent. a jégkorszakközökben emelkedett a tengerszint, és a jégtömegtől megszabadult területek is. Az utolsó jégkorszak mintegy 10.000 éve fejeződött be. Ettől számítjuk a holocén (jelenkor) kezdetét. A mai partformák, vízhálózati rendszerek és a mai élővilág kialakulása. Az embertan tudománya kb. 100.000 évvel ezelőttre teszi az értelmes ember (Homo sapiens) megjelenését, s ettől az időponttól számítják a történelmi őskort.
A FÖLDRÉSZEK SZERKEZETE ÉS DOMBORZATA Ősmasszívumok: A Föld legősibb kéregdarabjaiból és a hozzájuk forrt ős- és előidei hegységek sokszor gyökerükig lepusztult maradványaiból állnak. (Kanadai-, Balti-, Angara, Kínai-, Dekkán, Arab-, Guyanai-, Brazíliai-, Afrikai-, Ausztráliai ősmasszívum) Fedetlen ősmasszívumok: az ősi kőzetek a felszínre bukkannak Fedett ősmasszívumok: a süllyedő ősmasszívumokra rárakódott az üledékes kőzettakaró. Gyűrthegységek: Röghegységek: Lánchegységek: Síkságok: Az üledékes kőzetrétegek gyűrődésével jöttek létre. A gyűrthegységek területein létrejött törések következtében egyes részek (rögök) kiemelkedtek, más területeke besüllyedtek (medencék). Így alakultak ki az egykori gyűrthegységekből a röghegységek. A láncszerűen egymáshoz kapcsolódó hegyek sorozatát nevezzük lánchegységnek. Vízszintes, vagy közel vízszintes felszínű területek, ahol a lejtés ne haladja meg a 6 -et (60 cm/100 m) Tökéletes síkság: a km 2 -enkénti magasságkülönbség általában 10-20 m-nél kevesebb Tökéletlen síkság: a km 2 -enkénti magasságkülönbség elérheti a 20-50 m-t. Elhelyezkedésük szerint (a tengerszinthez viszonyítva) alföldek: 0-200 m között a tengerszint felett mélyföldek: 0 m alatt (tengerszint alatt) felföldek, fennsíkok: a tengerszint fölött 200 m-nél magasabban elhelyezkedő síkság.