Skorupa zewnętrzna

Najbardziej zewnętrzna, sztywna, skalista warstwa Ziemi nazywana jest skorupą ziemską. Składa się ona z łatwo topiących się skał o małej gęstości; w skorupie kontynentalnej przeważają skały granitoidowe (zob. granit), natomiast skład skorupy oceanicznej odpowiada głównie bazaltowi i gabro. Analizy fal sejsmicznych, generowanych przez trzęsienia ziemi we wnętrzu Ziemi, pokazują, że skorupa ziemska rozciąga się około 50 km (30 mil) pod kontynentami, ale tylko 5-10 km (3-6 mil) pod dnem oceanu.

Read More on This Topic

geoida: Określenie sylwetki Ziemi

Wydanie, że Ziemia jest kulista, przypisuje się zwykle Pitagorasowi (rozkwitł w VI w. p.n.e.) i…

Przy podstawie skorupy ziemskiej ostra zmiana w obserwowanym zachowaniu fal sejsmicznych wyznacza granicę z płaszczem. Płaszcz składa się z gęstszych skał, na których unoszą się skały skorupy. W geologicznych skalach czasowych płaszcz zachowuje się jak bardzo lepki płyn i reaguje na naprężenia płynąc. Razem górny płaszcz i skorupa działają mechanicznie jako pojedyncza sztywna warstwa, zwana litosferą.

Zewnętrzna powłoka litosferyczna Ziemi nie jest jednym ciągłym kawałkiem, ale jest rozbita, jak lekko pęknięta skorupka jajka, na około tuzin głównych oddzielnych sztywnych bloków lub płyt. Istnieją dwa rodzaje płyt: oceaniczne i kontynentalne. Przykładem płyty oceanicznej jest Płyta Pacyficzna, która rozciąga się od Wzniesienia Wschodniopacyficznego do rowów głębinowych graniczących z zachodnią częścią basenu Pacyfiku. Przykładem płyty kontynentalnej jest Płyta Północnoamerykańska, która obejmuje Amerykę Północną oraz skorupę oceaniczną pomiędzy nią a częścią Grzbietu Śródatlantyckiego. Ten ostatni jest ogromnym podmorskim łańcuchem górskim, który rozciąga się wzdłuż osi basenu Atlantyku, przechodząc w połowie drogi między Afryką a Ameryką Północną i Południową.

Płyty litosferyczne mają grubość około 60 km (35 mil) pod oceanami i 100-200 km (60-120 mil) pod kontynentami. (Należy zauważyć, że grubości te są określone przez sztywność mechaniczną materiału litosferycznego. Nie odpowiadają one grubości skorupy ziemskiej, która u swej podstawy jest zdefiniowana przez nieciągłość w zachowaniu fal sejsmicznych, jak wspomniano powyżej). Unoszą się one na słabej, być może częściowo stopionej, warstwie górnego płaszcza zwanej astenosferą. Powolne prądy konwekcyjne w głębi płaszcza, generowane przez radioaktywne ogrzewanie wnętrza, napędzają ruchy boczne płyt (i kontynentów na ich szczycie) w tempie kilku centymetrów na rok. Płyty oddziałują na siebie wzdłuż swoich krawędzi, a granice te dzieli się na trzy ogólne typy na podstawie względnych ruchów sąsiadujących płyt: rozbieżne, zbieżne i transformacyjne (lub uderzeniowo-ślizgowe).

W obszarach dywergencji, dwie płyty oddalają się od siebie. Ruchy wyporowe w płaszczu zmuszają płyty do rozejścia się w strefach ryftowych (takich jak wzdłuż środkowej części dna Oceanu Atlantyckiego), gdzie magmy z leżącego pod nimi płaszcza wznoszą się, tworząc nowe skały skorupy oceanicznej.

Płyty litosferyczne przesuwają się ku sobie wzdłuż granic zbieżnych. Kiedy płyta kontynentalna i płyta oceaniczna zbliżają się do siebie, krawędź czołowa płyty oceanicznej zostaje wepchnięta pod płytę kontynentalną i w dół do astenosfery – proces ten nazywa się subdukcją. Subdukcji ulegają jednak tylko cieńsze, gęstsze płyty skorupy oceanicznej. Kiedy dwa grubsze, bardziej wyporne kontynenty spotykają się w strefach konwergencji, stawiają opór subdukcji i mają tendencję do wyginania się, tworząc wielkie łańcuchy górskie. Himalaje, wraz z przyległym Płaskowyżem Tybetańskim, powstały podczas takiej kolizji kontynent-kontynent, kiedy Indie zostały przeniesione na Płytę Euroazjatycką przez względny ruch Płyty Indyjsko-Australijskiej.

Na trzecim typie granicy płyt, odmianie transformacyjnej, dwie płyty przesuwają się równolegle do siebie w przeciwnych kierunkach. Obszary te są często związane z wysoką sejsmicznością, ponieważ naprężenia, które gromadzą się w przesuwających się płytach skorupy ziemskiej są uwalniane w odstępach czasu, generując trzęsienia ziemi. Uskok San Andreas w Kalifornii jest przykładem tego typu granicy, która jest również znana jako uskok lub strefa pęknięć (patrz podmorska strefa pęknięć).

Większość aktywnych procesów tektonicznych Ziemi, w tym prawie wszystkie trzęsienia ziemi, występują w pobliżu granic płyt. Wulkany tworzą się wzdłuż stref subdukcji, ponieważ skorupa oceaniczna ma tendencję do przetapiania się podczas schodzenia do gorącego płaszcza, a następnie wznosi się na powierzchnię jako lawa. Łańcuchy aktywnych, często wybuchowych wulkanów powstają więc w takich miejscach jak zachodni Pacyfik i zachodnie wybrzeża obu Ameryk. Starsze pasma górskie, erodowane przez wietrzenie i spływy, wyznaczają strefy wcześniejszej aktywności płytowej. Najstarszymi, najbardziej stabilnymi geologicznie częściami Ziemi są centralne rdzenie niektórych kontynentów (takich jak Australia, część Afryki i północna część Ameryki Północnej). Nazywane tarczami kontynentalnymi, są to regiony, gdzie budowa gór, uskoki i inne procesy tektoniczne są ograniczone w porównaniu z aktywnością, która występuje na granicach między płytami. Ze względu na ich stabilność, erozja miała czas, aby spłaszczyć topografię tarcz kontynentalnych. To właśnie na tarczach lepiej zachowały się dowody geologiczne w postaci blizn po kraterach powstałych w wyniku dawnych uderzeń asteroid i komet. Jednak nawet tam procesy tektoniczne i działanie wody wymazały wiele starożytnych cech. W przeciwieństwie do tego, znaczna część skorupy oceanicznej jest znacznie młodsza (dziesiątki milionów lat), a żadna z nich nie pochodzi sprzed ponad 200 milionów lat.

Te ramy koncepcyjne, w których naukowcy obecnie rozumieją ewolucję litosfery Ziemi – nazwane tektoniką płyt – są prawie powszechnie akceptowane, chociaż wiele szczegółów pozostaje do opracowania. Na przykład, naukowcy nie osiągnęli jeszcze ogólnej zgody co do tego, kiedy uformowały się pierwotne rdzenie kontynentalne lub jak dawno temu zaczęły działać nowoczesne procesy płytowo-tektoniczne. Z pewnością procesy konwekcji wewnętrznej, segregacji minerałów przez częściowe topnienie i rekrystalizację oraz wulkanizm bazaltowy działały prężniej w pierwszym miliardzie lat historii Ziemi, kiedy wnętrze planety było znacznie gorętsze niż obecnie; niemniej jednak to, w jaki sposób powstały i zostały rozproszone lądolody na powierzchni mogło być inne.

Gdy urosły główne tarcze kontynentalne, tektonika płyt charakteryzowała się cyklicznym składaniem i rozpadem superkontynentów powstałych z połączenia wielu mniejszych rdzeni kontynentalnych i łuków wyspowych. Naukowcy zidentyfikowali dwa takie cykle w zapisie geologicznym. Superkontynent zaczął się rozpadać około 700 milionów lat temu, w późnym prekambrze, na kilka głównych kontynentów, ale około 250 milionów lat temu, na początku triasu, ciągłe dryfowanie tych kontynentów doprowadziło do ich ponownego połączenia w jedną superkontynentalną masę lądową zwaną Pangeą. Około 70 milionów lat później, Pangea zaczęła się rozpadać, stopniowo dając początek dzisiejszej konfiguracji kontynentów. Rozkład jest nadal asymetryczny, z kontynentami znajdującymi się głównie na półkuli północnej naprzeciwko basenu Pacyfiku.

Zaskakująco, spośród czterech planet lądowych, tylko Ziemia wykazuje dowody długotrwałej, wszechobecnej tektoniki płyt. Zarówno Wenus jak i Mars wykazują geologię zdominowaną przez bazaltowy wulkanizm na w dużej mierze nieruchomej skorupie, z jedynie słabymi wskazówkami na temat prawdopodobnie ograniczonych epizodów poziomego ruchu płyt. Merkury jest wewnętrznie znacznie gęstszy niż inne planety ziemskie, co sugeruje większe metaliczne jądro; jego powierzchnia jest w większości pokryta kraterami uderzeniowymi, ale wykazuje również globalny wzór skarp sugerujący kurczenie się planety, związane być może z chłodzeniem wnętrza. Najwyraźniej niezbędne do tego rodzaju tektoniki płyt, który występuje na Ziemi, są duże rozmiary planety (stąd duży przepływ ciepła i cienka skorupa), co eliminuje Marsa, oraz wszechobecna woda w skorupie, która zmiękcza skały, co Wenus utraciła bardzo wcześnie w swojej historii. Chociaż Ziemia jest rzeczywiście aktywna geologicznie i stąd posiada młodą powierzchnię, powierzchnia Wenus mogła zostać całkowicie odnowiona przez globalny wulkanizm bazaltowy w ciągu ostatniego miliarda lat, a małe części powierzchni Marsa mogły doświadczyć bardzo niedawnej erozji z ciekłej wody lub osuwisk.

.