Przesuwanie się płyty oceanicznej pod wpływem ruchów konwekcyjnych w płaszczu Ziemi[1]
Biostratygraficzne podstawy hipotezy Wegenera
Okresowe zmiany pola magnetycznego Ziemi, zapisane w skałach płyty oceanicznej (wyniki badań A.V. Coxa)

Cykl superkontynentalny, nazywany również cyklem Wilsona (od nazwiska J.T. Wilsona – twórcy koncepcji uskoków transformacyjnych) – powtarzająca się sekwencja zdarzeń związanych z wędrówką kontynentów (zob. tektonika płyt), prowadzących do okresowego powstawania superkontynentu, a następnie jego rozpadu na fragmenty, które oddalają się od siebie w miarę tworzenia się nowej płyty oceanicznej z równoczesnym przetapianiem starej w strefach subdukcji. Jeden okres cyklu trwa prawdopodobnie ok. 300–500 mln lat[2][3][4][5]. Szacuje się, że superkontynent rozpada się po ok. 100 mln lat od powstania; jego fragmenty oddalają się od siebie przez ok. 200 mln lat, aby – po przemieszczeniach – ponownie skupić się w nowy superkontynent[3].

Elementy historii litosfery i jej badań

Historia Ziemi obejmuje okres ok. 4,6 mld lat, historia litosfery ponad 4,0 mld lat, a historia badań Ziemi przez człowieka, szacowana od prawdopodobnej daty pierwszych odkryć geograficznych (np. dotarcie Egipcjanina Harchufa do Nubii w XXIII wieku p.n.e.) – zaledwie ok. 4 tys. lat.

Skorupa ziemska powstała niedługo (w geologicznej skali czasu) po uformowaniu się globu – zakończeniu intensywnej akrecji planetozymali w dysku protoplanetarnym Układu Słonecznego. Wewnątrz gorącej protoplanety zachodziły procesy grawitacyjnej segregacji zgromadzonego materiału – produktów długiego i złożonego procesu powstawania pierwiastków chemicznych. W wyniku zapadania w głąb cięższych pierwiastków „szybko” powstało metaliczne jądro Ziemi (Nife, m.in. Ni i Fe), ziemski płaszcz, pierwsze kratony i cała skorupa, podobna do współczesnej. W płaszczu i skorupie wyodrębnia się warstwy:

Do najwcześniejszych kratonów należały prawdopodobnie skały znalezione w formacji Nuvvuagittuq (w okolicach zatoki Hudsona) przez Jonathana O'Neila z McGill University i Richarda Carlsona z Carnegie Institution's Department of Terrestrial Magnetism w Kanadzie. Wiek próbek oszacowano na 3,8–4,28 mld lat[6]. Starsze minerały znaleziono wcześniej w Zachodniej Australii, m.in. w Jack Hills. Ziarna cyrkonów, wbudowane w strukturę młodszych skał, datowano na 4,4 mld lat[7]. Wszystkie skały płyt oceanicznych są wielokrotnie młodsze – fragmenty najstarsze mają mniej niż 0,2 mld lat[2].

Wiek bazaltowej skorupy oceanicznej

Skorupa stanowi niewielką część masy Ziemi – płyty oceaniczne (Sima) mają grubość zaledwie ok. 5–12 km, a płyty kontynentalne (Sial) – ok. 70–80 km. Są to wartości bardzo małe w porównaniu z promieniem Ziemi (niemal 6400 km). Skały skorupy ulegają cyklicznym przemianom, które tworzą cykl skalny. Do zmian właściwości skorupy prowadzą też procesy zachodzące z udziałem materiału głębszych warstw płaszcza. Konwekcja powoduje nieustanne przemieszczanie się magmy; gorący strumień wznoszący dostarcza z głębszych warstw ciepło i nowe pierwiastki ciężkie. W astenosferze ochłodzony strumień magmy przenosi leżące na nim części sztywnej skorupy; równocześnie zachodzi krystalizacja nowych minerałów (dyferencjacja magmowa), prowadząca m.in. do zmian gęstości płyty oceanicznej (zob. też pióropusz płaszcza)[8]. Szybkość przesuwania się płyt skorupy jest zróżnicowana, np. w przypadku płyty oceanicznej Atlantyku wynosi 0,7–0,9 cm/rok, a w przypadku płyty Pacyfiku kilkakrotnie więcej (np. Hawaje przemieszczają się w kierunku Japonii z szybkością ok. 8 cm/rok)[9].

Wiedza na temat budowy i dynamiki litosfery była gromadzona przez pokolenia podróżników rejestrujących kształty odkrywanych kontynentów, geologów tworzących mapy geologiczne, mineralogów (topomineralogia, mineralogia genetyczna), litostratygrafów, geochemików i geofizyków, paleontologów, stratygrafów, biostratygrafów. Dzięki wynikom tych badań stało się możliwe odszyfrowanie informacji o ostatnich 542 mln lat historii skał i kontynentów – fanerozoiku (paleozoik, mezozoik i kenozoik. Już w XIX w. zaczęły powstawać teorie geotektoniczne. Na początku XX w. Alfred Wegener sformułował hipotezę dotyczącą powstania współczesnych kontynentów z superkontynentu nazwanego Pangea („Wszechziemia”); opierał się przede wszystkim na zaobserwowanym podobieństwie kształtu kontynentów, zgodności formacji skalnych na odpowiadających sobie wybrzeżach i danych dot. rozmieszczenia gatunków (biostratygrafia). Hipoteza Wegenera została potwierdzona w drugiej połowie XX w. m.in. przez Johna T. Wilsona, Allana V. Coxa i innych z użyciem nowych technik badawczych – metod magnetometrii i izotopowego datowania skał. Teoria wędrówki płyt tektonicznych (tektoniki płyt) zyskała niemal powszechne uznanie[uwaga 1]. Umożliwiła sformułowanie kolejnej hipotezy, dotyczącej cyklicznego występowania sekwencji zdarzeń, polegających na powstawaniu i rozpadzie superkontynentów (cykle nazywane superkontynentalnymi lub „cyklami Wilsona”[8].

1
2
3
Sekwencja geologicznych zdarzeń w fanerozoiku (ok. 0,5 mld lat) jest stosunkowo dobrze poznana.
Przypuszcza się, że jest powtórzeniem zjawisk kilkakrotnie zachodzących wcześniej i prawdopodobnych w przyszłości.

Współczesne procesy geologiczne cyklu

Podstawowymi procesami geologicznymi, najprawdopodobniej spowodowanymi współcześnie konwekcją w płaszczu, są spreading i subdukcja. Charakterystyczne efekty procesów spreadingu obserwuje się obecnie m.in.:

  1. w Afryce, w której rozszerzają się liczne ryfty noszące łącznie nazwę Wielkie Rowy Afrykańskie (wśród nich Rów Abisyński, Wielki Rów Wschodni, Wielki Rów Zachodni); w wyniku bardziej zaawansowanego procesu rozrywania kontynentu powstało Morze Czerwone, którego dnem jest młoda płyta bazaltowa (narastająca w obie strony od ryftu),
  2. w grzbiecie śródatlantyckim (przedłużeniem ryftu płyty oceanicznej jest ryft przecinający Islandię).

Jednym z przykładów subdukcji jest przetapianie wciskanej pod kontynentalną płytę południowoamerykańską oceanicznej płyty Nazca (zob. Rów Atakamski), zachodzące równocześnie z wypiętrzaniem Andów. Podobne strefy subdukcji występują w całym „ognistym pierścieniu” otaczającym Ocean Spokojny, utworzonego przez system rowów, m.in. Rów Tonga, Rów Bougainville’a, Rów Filipiński, Rów Mariański, Rów Japoński, Rów Kurylsko-Kamczacki, Rów Środkowoamerykański. Intensywna subdukcja jest przyczyną regionalnej aktywności sejsmicznej i wulkanicznej.

Trudniej zauważalnym efektem subdukcji jest zbliżanie się kontynentów, znajdujących się na sąsiednich płytach, prowadzące do zaniku rozdzielającego je morza (np. Morze Śródziemne), a ostatecznie do ich zderzenia i utworzenia gór fałdowych (np. Himalaje).

Nowe bazalty płyty oceanicznej powstają w ryftach grzbietu śródoceanicznego (w który przekształca się ryft kontynentalny, po wtargnięciu morza), sztywna skorupa przemieszcza się na strumieniu cyrkulującej niżej magmy; napiera na sąsiednie sztywne fragmenty skorupy, gdzie tworzy łańcuchy górskie lub zagłębia się, ulegając przetopieniu.

Koncepcja cyklu superkontynentalnego

Badania zjawisk zachodzących współcześnie oraz tych, których ślady są najlepiej zachowane w skałach, umożliwiły stosunkowo dokładne opisanie procesów powstawania Pangei, jej rozpadu i uformowania się współczesnych kontynentów i oceanów[10]. Stało się to podstawą dla prób interpretacji mniej wyraźnych śladów wcześniejszych przemian. Podjęto próby wyjaśnienia przyczyn stosunkowo regularnych zmian kierunku ruchu kontynentów względem siebie – oddalania się i zbliżania. Uważa się, że płyta oceaniczna typu atlantyckiego – rosnąca wskutek spreadingu, lecz nie otoczona strefami subdukcji – może istnieć nie dłużej niż 400 mln lat, ponieważ po ok. 200 mln lat jej gęstość staje się większa od gęstości astenosfery i rozpoczyna się jej zapadanie i pochłanianie w nowym „ognistym pierścieniu”. Przypuszcza się, że łączenie się kontynentów miało miejsce 2,7–2,5, 2,1–2,0, 1,7–1,5 i 1,1–1,0 mld lat temu, o czym świadczą intensywne w tych okresach orogenezy wewnętrzne[3]. Doświadczalna weryfikacja tworzonych modeli cyklu jest niezwykle trudna, nawet w odniesieniu do procesu powstawania Pangei z fragmentów powstałych w czasie rozpadu superkontynentu Rodinia[2][3].

Jedna z hipotez dotyczących mechanizmu rozpadu i odtwarzania się superkontynentu[2]

Wcześniejsze i przewidywane etapy cyklu Wilsona

Dwa ostatnie okresy cyklu Wilsona

Pierwsze hipotetyczne kontynenty nazwano Walbara (> 3,6 mld lat temu) i Ur (ok. 3,6 do ok. 2,8 mld lat temu). Były prawdopodobnie mniejsze od dzisiejszych kontynentów; ich pozostałości są odnajdywane m.in. na terenie dzisiejszych Indii, Madagaskaru, Australii[11]. Ostatni z superkontynentów – Pangea – istniał od ok. 300 mln do ok. 180 mln lat temu, a poprzedzająca go Rodinia prawdopodobnie od ok. 1100 do ok. 750 mln lat temu[uwaga 2]. Przypuszcza się, że między dwoma wymienionymi mógł istnieć jeszcze superkontynent Pannocja (co jest kontrowersyjne)[11].

Jeżeli założenia specjalistów tworzących modele cyklu superkontynentalnego są poprawne, to dziś istniejące kontynenty utworzą kolejny superkontynent za ok. 250 mln lat (zob. Pangea Proxima, Novopangea, Amazja[12][13]), co spowoduje duże zmiany klimatyczne, podobne do zachodzących w czasie powstawania poprzednich superkontynentów

Zobacz też

Uwagi

  1. ↑ Część geofizyków preferuje koncepcję „ekspandującej Ziemi”, sformułowaną przez S. Warrena Careya.
  2. ↑ Według innych źródeł (patrz ilustracja) Rodinia istniała od ok. 800 mln do ok. 600 mln lat temu.

Przypisy

  1. ↑ Budowa Ziemi, konwekcja i tektonika płyt (podstawy). [w:] Animacja z narracją w języku angielskim (5:42 min) [on-line]. www.youtube.com. [dostęp 2012-07-22]. (ang.).
  2. 1 2 3 4 R. Damian Nance, Thomas R. Worsley, Judith B. Moody: The Supercontinent Cycle. [w:] Scientific American, July 1988, ss. 72–79 [on-line]. www.as.wvu.edu/biology. [dostęp 2012-07-04]. (ang.).
  3. 1 2 3 4 Murphy, J. Brendon R. Damian Nance,. Łańcuchy górskie i cykl superkontynentalny. „Świat Nauki”, s. 38–46, 1992. (pol.).
  4. ↑ Ian W.D. Dalziel. Zanim powstała Pangea. „Świat Nauki”, s. 40–45, 1995. (pol.).
  5. ↑ Tjeerd H. Van Andel (tłum Władysław Studencki): Nowe spojrzenie na Starą Planetę. Zmienne oblicze Ziemi. Warszawa: Wydawnictwo Naukowe PWN, 1997, s. 147–163, 185–186. ISBN 83-01-12244-7.
  6. ↑ Odkryto najstarsze skały na Ziemi. [w:] PAP; Nauka w Polsce [on-line]. www.eduskrypt.pl, 2008-09-26. [dostęp 2012-07-24]. [zarchiwizowane z tego adresu (2016-03-05)]. (pol.).
  7. ↑ Paweł Wolniewicz: Najstarsze minerały na Ziemi: nowe dane. Żywa Planeta, 8 grudnia 2011. [dostęp 2012-07-24]. (pol.).
  8. 1 2 Steven M. Stanley (tłum. Ireneusz Walaszczyk): Historia Ziemi. Warszawa: Wydawnictwo Naukowe PWN, 2002. ISBN 83-01-13625-1.
  9. ↑ Wojciech Ozimkowski: Prędkości ruchu płyt. [w:] Tektonika płyt litosfery [on-line]. www.interklasa.pl. [dostęp 2012-07-25]. (pol.).
  10. ↑ ScienceWars: 600 mln lat Ziemi (Ediakar–dzisiaj). [w:] Animacja z tłem muzycznym (2:30 min) [on-line]. www.youtube.com, 2010. [dostęp 2012-07-25].
  11. 1 2 Alasdair Wilkins: A history of supercontinents on planet Earth. io9, 27 stycznia 2011. [dostęp 2012-07-25]. (ang.).
  12. ↑ Future Animation (Today – 250 million years in future); The Assembly of "Pangea Ultima". [w:] PALEOMAP Project [on-line]. www.scotese.com, 1999. [dostęp 2012-07-23]. (ang.).
  13. ↑ InteractualTeaM: Earth – Continental Movements (-650 Ma do +250 Ma). [w:] Krótka animacja (1:40 min; napisy i tło muzyczne) [on-line]. www.youtube.com, 3 kwietnia 2010. [dostęp 2012-07-25].

Linki zewnętrzne

This article is issued from Wikipedia. The text is licensed under Creative Commons - Attribution - Sharealike. Additional terms may apply for the media files.