BUDOWA LITOSFERY

Rys. 1.1. Uproszczony przekrój przez skorupę ziemską.

Litosfera, czyli zewnętrzna powłoka Ziemi, obejmuje skorupę ziemską i górną część płaszcza ziemskiego, które rozdziela powierzchnia nieciągłości Mohorowičicia (w skrócie zwana Moho) (Rys. 1.1). Główne pierwiastki budujące skorupę ziemska to: tlen (O) 44,6%, krzem (Si) 27,7%, glin (Al) 8,1% i żelazo (Fe) 5%. Wyróżniamy skorupę kontynentalną, występującą pod kontynentami oraz oceaniczną – pod oceanami. Grubość skorupy kontynentalnej wynosi 35-40 km (maksymalnie 80 km pod Himalajami). Jest ona zbudowana ze skał magmowych typu granitu (granity, andezyty, granodioryty). Głównymi minerałami skałotwórczymi są tu krzemiany i glinokrzemiany (plagioklazy, amfibole, pirokseny) oraz kwarc. Wiek skorupy kontynentalnej określany jest na 4 mld lat. Najstarsze znane minerały to cyrkony sprzed 4,4 miliarda lat (4,404 +/- 0,008 mld lat), pochodzą ze zmetamorfizowanych konglomeratów piaszczystych z Australii Zachodniej (kompleks gnejsowy Narryer). Grubość skorupy oceanicznej wynosi 5-8 km. Skorupa ta powstała w wyniku wylewania się i zastygania law typu bazaltów na dnie dolin ryftowych. Skorupa oceaniczna nie jest starsza niż 200 mln lat, gdyż podlega dynamicznym zmianom: jest stale niszczona w streach kolizji lub subdukcji oraz tworzona w strefach ryftów oceanicznych.

Rys. 1.2. Mechanizm poruszający płyty litosfery.

Kontynentalne i oceaniczne płyty litosfery „pływają” po górnym płaszczu Ziemi dzięki mechanizmowi prądów konwekcyjnych (Rys. 1.2). W skorupie ziemskiej występują miejsca silniej podgrzane na skutek zwiększonego strumienia ciepła płynącego z płaszcza. Jeśli występują one punktowo, to tworzą się plamy gorąca, jeśli liniowo to dochodzi do powstania grzbietów śródoceanicznych – ryftów. Ryfty są wielkimi, wydłużonymi strefami pęknięć skorupy ziemskiej, wzdłuż których magma wydostaje się na powierzchnię, zastyga i powstaje nowa skorupa oceaniczna lub nowy ląd.

Rys. 1.3. Strefa subdukcji.

Jeżeli strefa ryftowa przebiega przez kontynent może doprowadzić do jego pęknięcia i rozpadu. Przy stałej wielkości powierzchni Ziemi przyrost skorupy oceanicznej w strefach ryftowych jest kompensowany przez skrócenie (pochłonięcie, przetopienie i zniszczenie) skorupy w strefach kolizji płyt litosfery oraz w strefach subdukcji (Rys. 1.3).

Rys. 1.4. Rodzaje fałdów tektonicznych.

W strefach kolizji dochodzi do częściowego uplastycznienia masy skalnej i jej pofałdowania (Rys. 1.4). Zarówno strefy kolizji płyt litosfery jak i strefy subdukcji są strefami aktywnymi sejsmicznie z czynnymi wulkanami.

Inny rodzaj kontaktu płyt litosfery lub bloków skalnych, spowodowany naprężeniami poziomymi, stanowią uskoki przesuwcze, prowadzące do przesunięć poziomych (Rys. 1.5).

Rys. 1.5. Powstawanie uskoków tektonicznych i ich rodzaje.

Dryf płyt litosfery i spoczywających na nich kontynentów trwa od zarania dziejów Ziemi. Wciąż rodziły się nowe oceany, pękały i oddalały się od siebie kontynenty, by potem zderzać się w przeróżnych konfiguracjach, miażdżąc znajdujące się między nimi oceany i fałdując oraz wypiętrzając góry. W proterozoiku, ok. 600 mln lat temu, lądy były połączone w jeden spuperkontynent Gondwany dominujący na półkuli południowej, oblany wodami superoceanu Panthalassa. W kambrze i ordowiku położenie kontynentów było podobne, tzn. na południu nadal istniał wielki kontynent Gondwany, obejmujący dzisiejszą Australię, Antarktydę, Amerykę Południową i Afrykę. W okolicach równika położone były mniejsze lądy: Laurencja, Syberia i Baltika (Bałtyka). W czasie orogenezy kaledońskiej doszło do kolizji Laurencji i Baltiki. Powstał nowy kontynent Laurosja leżący na równiku. Pomiędzy Laurosją i leżącą bardziej na północ Syberią a Chinami Północnymi utworzył się Ocean Paleotetydy. Mikrokontynent Avalonii na półkuli południowej przesunął się ku równikowi (Karta ćwiczeń L 1.3a) . Układ kontynentów w dewonie pokazuje Karta ćwiczeń L 1.3b. Podczas orogenezy waryscyjskiej doszło do zderzenia Laurosji i Gondwany (w miejscu kolizji powstały Appalachy). Z połączenia Laurosji z Syberią powstała Laurazja, która wraz z Gondwaną utworzyła potężny ląd zwany Pangeą. W triasie na południe od Paleotetydy powstał nowy ocean – Tetyda, oddzielający południową część Pangei od Chin Południowych. Pod koniec triasu powstała wielka prowincja wulkaniczna centralnego Atlantyku. Z początkiem jury superkontynent Pangea zaczął się rozpadać na Gondwanę na południu i Laurazję na północy. Laurazja zaczęła pękać wzdłuż rodzącego się ryftu północnego Atlantyku. Ocean Panthalassa przekształcił się w Ocean Spokojny. Strefa ryftowa między Ameryką Północną i Afryką stanowiła zaczątek Oceanu Atlantyckiego (Karta ćwiczeń L 1.3c). We wczesnej kredzie nastąpił ostateczny rozpad Gondwany na mniejsze kontynenty i otworzył się ryft południowego Atlantyku. W późnej kredzie kontynenty miały położenie zbliżone do obecnego. Oderwane od Gondwany Indie dryfowały ku Azji, a Antarktyda była jeszcze połączona z Australią. Miedzy Ameryką Południową i Afryką oraz miedzy Ameryka Północna a Europą rozpościerał się Ocean Atlantycki, natomiast Europę od Afryki i Indie od Azji oddzielał Ocean Tetydy. W orogenezie alpejskiej doszło do kolizji Afryki z Europą i powstania łańcucha alpejskiego oraz do kolizji Indii z Azją i wypiętrzenia Himalajów. Zamknięciu uległ Ocean Tetydy, którego pozostałością jest dzisiejsze Morze Śródziemne.

Kontynenty, będące trwałymi elementami w dziejach Ziemi, procentowo wciąż powiększają swoją powierzchnię (wliczając w ten obszar morza szelfowe, czyli ich zalewane okresowo niższe części). Oceany natomiast są elementem nietrwałym w dziejach Ziemi. Rodzą się poprzez rozrost ryftów i giną miażdżone w kolizjach kontynentów oraz konsumowane przez subdukcję w płaszczu Ziemi. Obecne położenie płyt litosfery oraz grzbietów oceanicznych ilustruje (Karta ćwiczeń L 1.1a).

Umownie wyróżniamy duże kontynenty, których „rdzenie”, zwane tarczami, zbudowane są z bardzo starych skał oraz mniejsze mikrokontynenty, zwane też terranami. Terrany wędrują wraz z dnem oceanicznym, jak na pasie transmisyjnym, aby w końcu „dokleić się” (czyli dokować) do kontynentu, powiększając jego powierzchnię.

Jak odtwarzamy ruchy kontynentów?

Drobiny minerałów zawierające żelazo działają w danej chwili jak mikromagnesy – ustawiają się równolegle do linii pola magnetycznego Ziemi. Mikromagnesy te unieruchamiają się, jeżeli magma je zawierająca zakrzepnie lub gdy ich drobiny opadają z zawiesiny na dno morza i wejdą w skład osadu (potem skały). Tak rejestrowany jest przebieg linii magnetycznych Ziemi w odległych epokach. Kierunki te można pomierzyć w skale po milionach lat. Jeśli określimy wiek tych skały (przy pomocy metod radiometrycznych lub skamieniałości przewodnich), to możemy nie tylko odtworzyć położenie bieguna, lecz także, w miarę precyzyjnie, umiejscowić ten fragment skorupy ziemskiej na naszym globie w minionym czasie geologicznym. Oprócz przesunięć w kierunku równoleżnikowym czy południkowym (niektóre obecne kontynenty lub ich fragmenty mogły przez miliony lat przewędrować całą kulę Ziemską), kontynenty też obracały się (rotowały) (patrz Tabela stratygraficzna).

Demonstracja:
Odtworzenie ruchu kontynentów w przeszłości geologicznej przy pomocy animacji on-line dostępne jest na mapach paleogeograficznych Ziemi. Przy braku odpowiedniego sprzętu można wykorzystać kopie map paleogeograficznych z kart ćwiczeń.

Karty ćwiczeń:
Karty ćwiczeń przeznaczone są dla grup 2-4 osobowych

SPIS ILUSTRACJI

• Rys.1. Uproszczony przekrój przez skorupę ziemską. Źrodło: http://geografia_liceum.republika.pl/skorupamini
• Rys.2. Mechanizm poruszający płyty litosfery. Źrodło: Atlas encyklopedyczny PWN. Istituto Geografico De Agnostini, Wyd. Naukowe PWN, 1998, Novara.
• Rys.3. Strefa subdukcji – miejsce, gdzie płyta oceaniczna podsuwa sie pod płytę kontynentalną i ulega „pochłonięciu” (przetopieniu). Tworzy sie tu rów oceaniczny, któremu towarzyszą wulkany. Źrodło: Atlas encyklopedyczny PWN. Istituto Geografico De Agnostini, Wyd. Naukowe PWN, 1998, Novara.
• Rys.4. Rodzaje fałdów tektonicznych. Źródło: Busch R.M., 2000. Laboratory manual in physical geology. Prentice Hall, London.
• Rys.5. Powstawanie uskoków tektonicznych i ich rodzaje. Źródło: Busch R.M., 2000. Laboratory manual in physical geology. Prentice Hall, London.