Co to jest litosfera?

Inaczej sklerosfera. Jest to zewnętrzna powłoka Ziemi. Obejmuje skorupę ziemską i górną część płaszcz Ziemi. Jej miąższość (grubość) waha się do 60 km pod oceanami do 100-200 km na obszarach bloków kontynentalnych. Litosfera jest strukturą sztywną, nie ulegającą odkształceniom plastycznym, o dużej wytrzymałości, zbudowaną z różnorodnych skał.

Składają się na nią trzy warstwy:

• Powłoka granitowa - inaczej sial (ponieważ budują ją przede wszystkim krzem oraz glin, a także tlen); jest nieciągła występuje tylko w obrębie kontynentów

• Powłoka bazaltowa - inaczej sima (budują ją głównie krzem SI i magnez MG przy dużym udziale tlenu); obejmuje cały glob

• Rozdziela je tzw. granica nieciągłości Conrada

• Warstwa perydotytowa - należy do skrajnie zewnętrznych części litosfery, do płaszcza ziemi

• Strefę bazaltową i perydotytową rozdziela nieciągłość Moho (od Mahorovicica)

Powstanie litosfery

Powstała w skutek gromadzenia się cięższych substancji w jądrze, a lżejszych w częściach zewnętrznych, przy równoczesnym stygnięciu powierzchni. Stało się to możliwe, gdy temperatura powierzchni spadła poniżej100 °C. Był to szczególny moment nie tylko dla formowania wnętrza planety, ale także powstawania innych elementów jej systemu - magnetosfery, atmosfery i hydrosfery.

Geneza litosfery

Na temat genezy litosfery istnieje kilka hipotez. Przeważa pogląd, że początkowo była to powłoka bazaltowa. Przenikające przez nią na zewnątrz gazy i pary zadecydowały o powstaniu atmosfery i hydrosfery. Długotrwałe oddziaływanie zarówno tych nowo powstałych sfer, jak i procesów zachodzących wewnątrz Ziemi doprowadziło do przekształcenia zewnętrznej części powłoki bazaltowej. Powstała górna warstwa litosfery – sfera granitowa.

Płyty tektoniczne litosfery

Płyta tektoniczna inaczej zwana krą litosferyczną stanowi według teorii tektoniki płyt, jedną z największych jednostek litosfery. Granice płyt litosferycznych wyznaczone są przez strefy o rosnącej sejsmiczności. Charakteryzują się one wysoką sztywnością i spójnością. Płyty odznaczają się różnymi rozmiarami i bardzo skomplikowanym układem ruchów. Niektóre z płyt są w całości płytami morskimi, inne w przeważającej części obejmują obszary lądowe. Część z nich to płyty lądowo-morskie.

Ważniejsze płyty tektoniczne

• Płyta Afrykańska

• Płyta Antarktyczna

• Płyta Australijska

• Płyta Euroazjatycka

• Płyta Pacyficzna

• Płyta Południowoamerykańska

• Płyta Północnoamerykańska

Z mniejszych płyt najważniejsze są Płyta Indyjska, Płyta Arabska oraz Płyta Nazca.

Granice płyt tektonicznych

Wyróżnia się trzy główne rodzaje granic płyt tektonicznych ze względu na sposób w jaki płyty poruszają się względem siebie. Dla każdej z nich charakterystyczne są pewne zjawiska na powierzchni ziemi.

Rodzaje granic płyt tektonicznych:

• granice rozbieżne - gdy ruch płyt odbywa się w kierunku przeciwnym do ich wspólnej granicy. W miejscach rozchodzenia się płyt w ryftach grzbietów śródoceanicznych wciska się magma, wynoszona ku górze z wnętrza astenosfery. Zastygając, rozsuwa je, a jednocześnie tworzy nowe fragmenty dna morskiego, które wobec tego jest o wiele młodsze niż same płyty. Mamy wówczas do czynienia ze zjawiskiem rozszerzanie dna oceanicznego

• granice zbieżne - gdy płyty poruszają się ku sobie. Wówczas jedna z nich pogrąża się pod drugą w tzw. strefie subdukcji. Zapadająca się płyta ulega pochłonięciu w górnym płaszczu. Produkty powstałe podczas jej stopienia są źródłem wulkanizmu na powierzchni górnej płyty, tworząc tzw. łuk magmowy.

• granice przesuwcze - gdy ruch 2 płyt zachodzi równolegle do granicy między nimi. W tym przypadku litosfera nie jest ani tworzona, ani pochłaniana. Takimi granicami są uskoki transformacyjne przecinające grzbiety śródoceaniczne. Czasami sięgają one na obszar litosfery kontynentalnej, jak np. uskok San Andreas w Kalifornii.

Teoria tektoniki płyt litosfery

Teoria wyjaśniająca rozrost dna oceanicznego, dryf kontynentów, rozwój wielkich struktur tektonicznych oraz przejawy wulkanizmu i sejsmiczności Ziemi. Według podstawowego założenia tej teorii litosfera, czyli najbardziej zewnętrzna, relatywnie sztywna powłoka twardej Ziemi, dzieli się na szereg większych i mniejszych płyt; w skład poszczególnej płyty może wchodzić skorupa ziemska oceaniczna, albo kontynentalna, albo skorupa zarówno oceaniczna, jak i kontynentalna.

Współcześnie uważa się, że mechanizm rozchodzenia się płyt jest dużo bardziej skomplikowany. Jako przyczyny ruchu bierze się pod uwagę:

• nacisk wywołany powstawaniem nowych fragmentów litosfery w grzbietach oceanicznych, który sprawia, że płyty rozsuwają się na boki i z czasem pogrążają się w płaszczu

• ruch płyt pogrążających się w astenosferze pociągający za sobą pozostałą część płyty, a tarcie tym wywołane jest przyczyną ruchu w komórce konwekcyjnej, a nie odwrotnie

• kształt Ziemi

• zmiany ciężaru poszczególnych płyt itp.

Historia Dryfu Kontynentów

W momencie pojawienia się – przeszło 4,5 miliardów lat temu - pierwszych elementów stałej skorupy rozpoczęła się wyjściowa faza kształtowania powierzchni Ziemi. Faza ta zakończyła się około 2 mld 700 mln lat temu. Nie było wówczas sztywnych struktur geologicznych, a powierzchniowe warstwy globu cechowała wielka ruchliwość. Właśnie ta ruchliwość spowodowała powstanie i warunkuje obecnie istnienie kontynentów. Ocenia się, że gdyby nie ruchliwość litosfery oraz nieprzerwane procesy lądotwórcze i orogeniczne (formowanie systemów górskich), już po 100 mln lat czynniki zewnętrzne doprowadziły do likwidacji urozmaiconej rzeźby kontynentów. Dzisiaj wiadomo, że charakter budowy geologicznej najstarszych formacji litosfery był bardzo podobny do współczesnych łuków wyspowych sąsiadujących z kontynentami. W tym pierwszym okresie nie istniały jeszcze bloki kontynentalne, a jedynie archipelagi wysp, podobne np. do bariery wyspowej we wschodniej Azji. Podlegały one procesom górotwórczym. Najstarsze znane ślady znaczącej aktywności tektonicznej datowane są na ponad 3,5 mld lat.

Druga faza rozwoju kontynentów trwała najprawdopodobniej od 2,7 mld lat do 1,8 mld lat temu. Odbywało się wtedy łączenie archipelagów wysp i formowanie sztywnych elementów kontynentów zbudowanych ze skał różnego pochodzenia. Łączące się elementy litosfery podlegały procesom tektonicznym. Świadczą o tym skomplikowane układy skał różnego pochodzenia. Łączące się elementy litosfery podlegały procesom tektonicznym. Świadczą o tym skomplikowane układy skał, stanowiące zapis wielu dokonujących się procesów górotwórczych – orogenez. Odbywały się one na ogromnych obszarach i w długich przedziałach czasowym . W trakcie formowały się sztywne fragmenty litosfery, tzw. Kratony. W dalszych dziejach Ziemi nie podlegały one fałdowaniom, a jedynie pękaniu i powolnym ruchom pionowym.

W drugiej fazie rozwoju kontynentów występowały na Ziemi zróżnicowane strefy klimatyczne (od stref równikowych do biegunowych) i działały zróżnicowane procesy zewnętrzne. Na powierzchniach ówczesnych lądów na przemian rozwijały się i zanikały pokrywy lodowe. Dowodem są datowane na około 2,6 mld lat osady lodowcowe, tzw. Tility (glina lodowcowa w formie skały zwięzłej).

Około 1,8 mld lat do około 700 mln lat temu powstało i zanikało wiele oceanów oraz dokonało się wiele faz górotwórczych. Ślady tych pradawnych procesów górotwórczych spotyka się w postaci struktur geologicznych na wszystkich kontynentach.

Około 700 milionów lat temu istniał jakiś prastary wszechląd, utworzony z połączonych fragmentów litosfery, otoczony wszechoceanem. Ten wszechkontynent rozpadł się na wiele elementów porozdzielanych oceanami – prekaledońskim, prehercyńskim, preuralskim, a być może także praoceanem Tetydy. Wskutek wciąż trwających przemieszczeń sztywnych elementów litosfery pierwszy zanikł ocean prekaledoński. Likwidacja oceanów i spiętrzenie odłożonych w nich osadów doprowadziły do uformowania pasm górotworu kaledońskiego. Potęgujący się proces scalania lądów spowodował z kolei zanik oceanu prehercyńskiego (około 300 mln lat temu) i preuralskiego (około 225 mln lat temu). Na miejscu dotychczasowych oceanów i występujących w ich obrębie geosynklin pojawiły się systemy górskie hercynidów i uralidów. W rezultacie około 200 mln lat temu na powierzchni Ziemi Znów istniał wszechląd otoczony wodami wszechoceanu.

Złożone procesy rządzące przemianami litosfery zapoczątkowały ok. 200 mln lat temu nowe, ważne zjawisko globalnej tektoniki, zwane wielkim dryftem. Początkowo doszło do pęknięcia i podziału wszechląd na część północną – Laurazję i część południową – Gondwanę. Ocean Tetydy zaczął się rozchodzić. Najpierw zaczęło się do Atlantyku. Około 135 mln lat temu zarysowało się pęknięcie południowego Atlantyku. Zaczęła się też rozwierać przestrzeń wodna pomiędzy Afryką, a Antarktydą, stanowiącą jednak nadal wielki ląd z Australią. Przez Tetydę ruszył także na północ oderwany od Afryki blok Indii. Około 65 mln lat temu środkowy Atlantyk zaczął się rozszerzać ku północy. Ameryka oddzieliła się od Grenlandii, nadal jeszcze połączonej z Europą. Niewiele później otwarła się zasadnicza część północnego Atlantyku wskutek rozerwania Grenlandii i Europy. Przemieszczające się na zachód bloki Ameryki Północnej i Ameryki Południowej deformowały swoje zachodnie krańce, tworząc systemy górskie.

W okresie 60-55 mln lat temu zaczął się proces zanikania oceanu Tetydy. Około 35 mln lat temu blok Indii zderzył się z Azją. Zapoczątkowane zostało intensywne fałdowanie, a potem piętrzenie Himalajów. Góry te „rosną” do tej pory.

Wówczas też, na skutek odłączenia Australii od Antarktydy, zaczęła się rozwijać południowa część Oceanu Indyjskiego. Około 35 mln lat temu Europa i Afryka zbliżyły się tak dalece, że zaczęły się formować Alpy, Pireneje i Kaukaz. Z oceanu Tetydy pozostało szczątkowe Morze Śródziemne. Był nawet taki okres kiedy wyschło ono niemal całkowicie.

Około 10 mln lat temu powstało Morze Czerwone, które odtąd systematycznie się poszerza i rozwija w stronę Morza Martwego. Nieustannie powiększa się Ocean Atlantycki i Ocean Indyjski, a zmniejsza Ocean Spokojny. Poszerza się Zatoka Kalifornijska, wschodnia część Afryki zmierza do rozerwania się wzdłuż roku wielkich jezior afrykańskich. Zmniejszają się morza przybrzeżne Azji Wschodniej i Zatoka Perska. Wielki dryft trwa nadal…

Współczesne poglądy na ruchy skorupy ziemskiej

W pewnych obszarach dno oceaniczne tworzy się stale od nowa. Jest to jeden z efektów nieustannych wielkich ruchów poziomych i pionowych w górnej części płaszcza Ziemi w tzw. Astenosferze.

Jedną z cech astenosfery są wywołane różnicami gęstości i temperatury ruchy materii, nazywane ,, prądami konwekcyjnymi”. Prądy te tworzą pionowo usytuowane obwody zamknięte. W związku z tym ruch materii zorientowany w jednych miejscach równolegle, a w innych prostopadle względem powierzchni Ziemi.

W strefach, w których prądy konwekcyjne rozgrzanej materii płaszcza wznoszą się, dochodzi do wciskania magmy bazaltowej w skorupę dnia oceanów. Powstają nowe pakiety bazaltu, powodujące rozsuwanie się starszych fragmentów. Strefami przyrastania skorupy bazaltowej są środkowe rozpadliny grzbietów oceanicznych, zwane ryftami. Szybkość tworzenia się, a więc i rozsuwania tej warstwy szacuje się średnio na 4-6 cm rocznie. Prędkość ta nie jest wszędzie jednakowa. Znane są miejsca, w których wynosi ona 1 cm na rok, ale także, gdzie osiąga w tym czasie 10-12 cm.

Światowy system ryftów niemal w całości znajduje się w obrębie oceanów (grzbietów śródoceanicznych). Na lądach istnieją jedynie drobne odgałęzienia tego systemu. Przykładem może być Afryka wielkiego rowu tektonicznego, zachodnie krańce Ameryki Północnej między Zatoką Kalifornijską, a San Francisco oraz Islandia, gdzie ryft dzieli wyspę na dwie rozsuwające się części.

W grzbietach śródoceanicznych i w dnach oceanów, po obu stronach ryftów występują bazalty. Są one coraz starsze w miarę oddalania się od ryftów. Najstarsze z rozpoznanych bazaltów datowane są na około 180-200 mln lat. W dnach, jak w lustrzanym odbiciu, występują, też po obu stronach ryftów, bazalty o normalnym i odwróconym namagnesowaniu.

Grzbiety śródoceaniczne oraz dnia oceanów poprzecinane są wielkimi poprzecznymi pęknięciami , tzw. Uskokami przesuwczymi. To ciągnące się na tysiące kilometrów linie nieciągłości oddzielają fragment dnia o różnych prędkościach ruchu.

Rozsuwanie się warstwy bazaltowej, wywołane procesami w ryftach, prowadzi w innych miejscach do napierania na siebie przeciwnie skierowanych strumieni materii. W tych obszarach dochodzi albo do ruchów górotwórczych (fałdowań), albo do nachodzenia na siebie i wgniatania w głąb jednego ze strumieni warstwy bazaltowej. W dniach oceanicznych formują się rowy, poniżej których występują zstępujące prądy konwekcyjne materii.

Na Ziemi istnieją dwa podstawowe systemy geologiczne, takie jak system grzbietów oraz system rowów. Stanowią one podstawowe granice wielkich płyt litosfery.

Obecny obraz tektoniki naszego globu został ukształtowany podczas ostatnich 200 mln lat. Jednak przemiany litosfery, których skutkiem jest dzisiejszy obraz budowy geologicznej i tektoniki globu, trwają co najmniej 500-600 mln lat, W tym czasie, wskutek złożonych procesów wewnętrznych , wystąpiły trzy okresy formowania się systemów górskich, czyli orogenezy: kaledońska, hercyńska i alpejska. Poziome ruchy płyt litosfery wywołały fałdowanie, kształtowanie uskoków i zrębów, dokonywanie się powolnych ruchów lądotwórczych i ruchów pionowych części skorupy ziemskiej. W czasie ostatnich 600 mln lat kry litosfery przemieszczały się względem biegunów magnetycznych i ulegała zmianie termiczna sytuacja Ziemi, a wraz z nią układ stref klimatycznych. Na powierzchni litosfery zachodziły procesy zewnętrzne (egzogeniczne), których skutkiem było rozdrabnianie skał oraz stałe przenoszenie materiału. W oceanach, a później na lądach, rozwijało się życie.