Prekambr.pdf

Prekambr

Fizyczny model powstania wszechĻwiata, tzw. big bang został ogłoszony przez Lamaitre’a (1931) oraz Gamova. Według

najnowszych spekulacji wydarzenie to, rozpoczynajĢce istnienie wszechĻwiata, miało nastĢpię 13,7 Ga (wczeĻniejsze

szacunki podawały 20, 14 i inne daty). IstniejĢ róŇne wytłumaczenia tego procesu: cykliczne, pulsacyjne, ekspansywne

etc. Według modelu Friedmana miało to nastĢpię od punktu, w którym skupiła siħ cała materia i energia. Przebieg

wczesnej historii wszechĻwiata przedstawia siħ nastħpujĢco:

• Faza pierwotnej racy ognistej;

o tzw. 1 era kosmologiczna. Fotony zaczynajĢ materializowaę siħ pary ciħŇkich czĢstek, tzw. bariony i

antybariony, o għstoĻci 10 -24 g/cm 3 .

o Powstanie materii i antymaterii z niesparowanych barionów i antybarionów.

o Brak czĢstek innych niŇ elementarne.

o Czas trwania: 0,01 s, temperatura: 10 11 ˚C.

• Era leptonowa

o GħstoĻę materii: 10 14 g/cm 3 , temperatura 10 12 K.

o Kilka sekund trwania.

o Powstanie elektronów, pozytronów i neutrinów.

• Po około 3 min ustalił siħ pierwotny skład chemiczny wszechĻwiata z protonami (jĢdrami H), jĢdrami deuteru,

neutrinami i antymateriĢ. Skład: 73% H i 27% He. Nastħpuje ciĢgła ekspansja, materia znajduje siħ w stanie

plazmy. Temperatura jest zbyt wysoka na powstanie powłok elektronowych na jĢdrach atomów.

W 1965 roku A. Penzia i R. Wilson zarejestrowali szum pochodzĢcy spoza Układu Słonecznego. Wiek promieniowania

został okreĻlony na 13,7 Ga; promieniowanie takie musiało, obok gazów, wypełniaę wszechĻwiat u jego zarania.

…

• Faza gwiazdowa

o Powstanie gwiazd i galaktyk z gazów i pyłów. Pył ów zaczĢł tworzyę samorzutne skupienia grawitacyjne

(bezładne róŇnicowanie z powstaniem centrów koncentracji) o ogromnych Ļrednicach. W mniejszej skali

w obrħbie galaktyk taki sam proces doprowadził do powstania gwiazd przy temperaturach siħgajĢcych 11

mln ˚C z samorzutnymi reakcjami jĢdrowymi.

o 4,6 Ga z podobnej mgławicy powstało Słoıce. Miało podówczas skład: H, He, niewielkie iloĻci

pierwiastków ciħŇkich, ok. 10 -24 g/cm 3 , ok. 10K. Z poczĢtku nastħpowało sprħŇanie ciepła i emisja

promieniowania podczerwonego. W miarħ zaniku przezroczystoĻci rosła temperatura (10 7 K, għstoĻę 10 11

g/cm 3 ) – tzw. Protosłoıce.

o W wyniku dalszego kurczenia stan fizyczny przestaje byę zaleŇny od otoczenia oraz zachodzi zmiana

charakteru transportu energii od promieniowania do konwekcji. W momencie, gdy temperatura osiĢgnħła

10 4 K Słoıce zaczħło Ļwiecię, od 10 6 K rozpoczħły siħ samorzutne reakcje przemiany jĢdrowej H w He, co

ostatecznie przewyŇszyło energiħ kolapsji grawitacyjnej.

• Powstanie planet ma genezħ toŇsamĢ z gwiazdami.

o W wyniku kurczenia grawitacyjnego wzrasta prħdkoĻę obrotowa; obłok gazowo-pyłowy przybiera zatem

kształt dysku – nastħpuje segregacja składników połĢczona ze skupianiem ziarn pyłu i konsekwentny

wzrost skupiska. Blisko protosłoıca układajĢ siħ metale i krzemiany, w wiħkszej odległoĻci narasta na

nich lód wodny, lód powstały z CO 2 bĢdŅ metanu lub amoniaku.

o Akrecja planetezymali prowadziła do powstania protoplanet, które w ciĢgu ok. 100 Ma przekształciły siħ

w Merkurego (akrecja w temperaturze rzħdu 1400K), Wenus (900K), Ziemiħ (600K, Ļrednia għstoĻę 5,5

g/cm 3 , bliska Wenus) oraz Marsa.

o Meteoryty pochodzĢ z okresu kilkuset Ma po powstaniu Układu Słonecznego; nie zostały pochłoniħte w

procesie „czyszczenia”, tj. przechwytywania przez wielkie ciała. Usytuowały siħ głównie w tzw. Obłoku

Oorta oraz w Pasie Kuipera. Badania radiometryczne wieku chondrytów (czasem zasobnych w Xe i Pu)

metodĢ U-Pb dały 4,52-4,66 Ga, metodĢ Sm-Nd: 4,46-4,56.

Data 4,6 Ga wyznacza poczĢtek ery hadejskiej, trwajĢcej od poczĢtku Ziemi do powstania pierwszych skał skorupy

ziemskiej. Najstarsze znane skały majĢ 4 Ga; poczĢtki Ziemi to struktura homogeniczna; materia skupiała siħ w stanie

stałym. Ogromne iloĻci energii akrecyjnej, podobnie duŇej jak energia kolapsji grawitacyjnej, z wydzieleniem procesów

promieniotwórczych – wszystkie trzy te procesy doprowadziły do przetopienia materii ziemskiej. Wskutek powolnego

chłodzenia Ziemia krzepnie, natomiast dzisiejsze ciepło silnika ziemskiego nie ma nic wspólnego z ciepłem pierwotnym –

jest skutkiem rozpadu promieniotwórczego pierwiastków (K, Th, U) zawartych w głħbszych partiach planety.

WarstwowoĻę Ziemi wytworzyła siħ w stanie płynnym. Całkowite stopienie zostało osiĢgniħte po około 100 Ma od

powstania planety przy temperaturach rzħdu 1200˚C. JĢdro istniało juŇ około 3,8 Ga, o czym wnioskuje siħ z

odzwierciedlenia ziemskiego pola magnetycznego obecnego juŇ w najstarszych skałach.

Etapy historii planet:

• Akrecja

• Przegrzanie

• RóŇnicowanie i powstanie litosfery

• Bombardowanie materiałem miħdzyplanetarnym

• Tektonika małych płyt

• Tektonika wielkich płyt

• Zanik procesów tektonicznych w wyniku oziħbienia

Na podstawie prób pobranych z powierzchni KsiħŇyca ustalono jego wiek na ok. 4,55 Ga. Co do jego zwiĢzku z ZiemiĢ i

– co za tym idzie – genezy, istniejĢ dwie liczĢce siħ teorie:

• Przechwycenie ksiħŇyca przez pole grawitacyjne Ziemi

• ZwiĢzek KsiħŇyca z ZiemiĢ od samego poczĢtku ich istnienia, w tym takŇe ostroŇne domniemanie jakoby KsiħŇyc

miał byę utworzony z materii wyrwanej z Ziemi

Daty powyŇsze otrzymano z dunitów z wyŇyn ksiħŇycowych metodĢ U-Pb. Metoda Rb-Sr wykazała podobny wiek

badanych prób. UwaŇa siħ zatem, Ňe KsiħŇyc powstał z akrecji, przeszedł etap stopienia, dyferencjacji grawitacyjnej (z

lŇejszym materiałem sialicznym skupionym na powierzchni), póŅniej natomiast zamarł. Musiało to nastĢpię pomiħdzy 4,4

Ga a 4,2 Ga. KsiħŇyc był Ņródłem wielu wniosków o wczesnym etapie historii Ziemi, dotyczy to zwłaszcza kataklizmu

deszczu meteorytowego i obecnych na powierzchni KsiħŇyca licznych kraterów. Do elementów morfologii KsiħŇyca

naleŇĢ maria – morza, czyli równiny bazaltowe, wyŇyny ksiħŇycowe oraz wiele generacji kraterów, głównie impaktowych.

Kratery wulkaniczne sĢ zdecydowanĢ mniejszoĻciĢ. Na podstawie poszczególnych generacji zachodzĢcych na siebie

kraterów ustalono swojego rodzaju stratygrafiħ, bĢdŅ teŇ chronologiħ dziejów KsiħŇyca. Kratery pochodzĢ z bardzo

wczesnej historii satelity; bombardowanie zakoıczyło siħ około 4 Ga. Kataklizm ów mógł mieę około 1000 razy wiħksze

nasilenie niŇ współczesna czħstoĻę upadków meteorytów (współczeĻnie na Ziemi: 300 t/rok, w tzw. okresie

nektariaıskim, przed 3,85 Ga, na KsiħŇyc spadało nawet do 10 tys. t/rok). Przed koıcem okresu nektariaıskiego nastĢpił

schyłek bombardowania, tzw. terminal impact cataclism . W okresach wczeĻniejszych zdarzały siħ epizody wulkanizmu

bazaltowego, nie tylko w postaci punktowej – jego pozostałoĻciami sĢ tzw. morza, np. najstarsze z nich, Mare

Procellarum, 4,15 Ga, oraz inne o wieku 4,1 Ga. Podobne kratery znaleziono na Merkurym, Wenus, Marsie oraz licznych

satelitach innych planet, stĢd znaczna waga wniosku o podobnych bombardowaniach takŇe we wczesnej historii Ziemi.

Na tarczach prekambryjskich zachowało siħ jednak niewiele Ļladów – zostały one pokryte młodszymi osadami bĢdŅ teŇ

uległy zniszczeniu w czasie regeneracji struktur prekambryjskich. Potencjalne znaleziska sĢ rzadkie i niewyraŅne.

Dolna granica dzieciıstwa Ziemi przesuwa siħ wstecz wraz ze znaleziskami coraz starszych skał. Obecnie za takie

uwaŇane sĢ gnejsy z formacji Acasta nad Wielkim Jeziorem Niewolniczym w Kanadzie, o wieku 4,03 Ga. WczeĻniej

miano to nosiły takŇe skały z Antarktydy (3,93 Ga), Isua na Grenlandii (3,82 Ga), kratonu Kaapvaal w RPA (3,6 Ga). SĢ to

prawdopodobnie poczĢtki intensywnego powstawania skorupy kontynentalnej.

Tarcza to duŇy obszar wystħpowania prekambru na powierzchni. DuŇe kompleksy prekambru odsłaniajĢ siħ na: tarczy

laurentyıskiej, t. brazylijskiej i gujaıskiej, bałtyckiej (tzw. fennoskandia; Skandynawia bez kaledonidów), t. ukraiıskiej

(masyw ukraiıski oraz woroneŇski, dawniej stanowiĢce t. sarmackĢ, póŅniej rozdzielone), w masywie anabarskim i

aładaıskim, na t. dekaıskiej, t. gwinejskiej, t. kaapvaalskiej, t. saharyjskiej oraz w Zachodniej Australii.

Platforma jest rozległym obszarem wystħpowania prekambru na niewielkiej głħbokoĻci pod przykryciem skał osadowych.

Posiada fundament prekambryjski (cokół krystaliczny) oraz wzglħdnie płasko zalegajĢcĢ pokrywħ osadowĢ o miĢŇszoĻci

zazwyczaj około 3 km. W sumie prekambr odsłania siħ na niecałych 20% lĢdowej powierzchni Ziemi, pomimo faktu, Ňe

długoĻę tej ery to 85% dziejów Ziemi. Fundamenty krystaliczne prekambru rozciĢgajĢ siħ pod 80% powierzchni

dzisiejszych kontynentów; granice osadów pokrywajĢcych cokoły krystaliczne oraz tarcz to bardzo nietrwałe granice

erozyjne.

Granica pomiħdzy archaikiem a proterozoikiem została

ustanowiona na 2,5 Ga. Podziału tego dokonano pod koniec XIX

wieku, jednak póŅniejsze badania oraz róŇnice litologiczne

prowadzĢ do wniosku, Ňe jest on uzasadniony. IstniejĢ lokalne

odchylenia od tej granicy, np. w obrħbie kratonu Kaapvaal, gdzie

róŇnice facjalne wskazujĢ raczej na 3,0 Ga. RóŇnice strukturalne i

petrograficzne sprowadzajĢ siħ do kilku rozróŇnieı:

Archaik : przewaga skał krystalicznych, tj. magmowych i

metamorficznych, nad osadowymi. W proterozoiku odwrotnie –

przewaŇajĢ skały osadowe. Typowe wykształcenie archaiku, w

przedziale ~4 – 2,5 Ga jest dwudzielne; struktury elementarne

(terrany w znaczeniu jednostek o odmiennej budowie geologicznej)

to:

• Wysokometamorficzne terrany gnejsowe: zbudowane

przewaŇnie z paragnejsów (powstałych z przeobraŇenia utworów

osadowych; z przeobraŇenia skał krystalicznych powstajĢ

ortognejsy) o stopniu przeobraŇenia do facji granulitowej włĢcznie.

CzħĻciowo powstałe z regeneracji skał starszych. Najstarsza

uzyskana z nich data to ~3,3 Ga (Limpopo, RPA).

• Niskometamorficzne terrany granitowo-zieleıcowe: kopuły

gnejsowe okolic Barberton z wplecionymi pomiħdzy nie pasami

zieleıców. Na obrzeŇeniu sekwencje skał wulkanicznych, od

ultramaficznych w spĢgu przez maficzne aŇ po kwaĻne w postaci

przewarstwieı i intruzji w zalegajĢcych w synklinalnym utworze

skałach osadowych naleŇĢcych do grup Moodies i Fig Tree.

Wst ħ gowane formacje Ň elaziste w pasie ziele ı cowym Barberton .

PoniŇej ultramaficznych wulkanitów znajdujĢ siħ charakterystyczne dla archaiku tonality sodowe. PowstajĢ one przez

dyferencjacjħ z tworzywa pogrĢŇajĢcych siħ mokrych bazaltów (nasĢczonych wodĢ oceanicznĢ). Pas zieleıcowy ma

kilkanaĻcie-kilkadziesiĢt km szerokoĻci, do kilkuset km długoĻci, krħty przebieg wnikajĢcy miħdzy kopuły granitowe bĢdŅ

gnejsowe. Czas aktywnoĻci pasa zieleıcowego: zaledwie ok. 50 Ma.

Wypełnienie synklin pasa zieleıcowego to wulkanity i skały osadowe oraz epimetamorficzne (zieleıce). Wulkanity

układajĢ siħ w wyraŅnĢ sekwencjħ, od ultramaficznych w spĢgu. Skały takie sĢ niemal nieobecne przez cały fanerozoik,

ze wzglħdu na skomplikowane zaleŇnoĻci, jakim podlega magma tego typu, powodujĢce na drodze dyferencjacji jej

przejĻcie w magmħ maficznĢ przed wydostaniem siħ na powierzchniħ Ziemi. Najbardziej charakterystyczne z owych skał

to komatyty (do 18% Mg, budowa spinifeksowa; krystalizujĢ w temperaturze około 1650˚C, tj. wyŇszej niŇ temperatura

płaszcza Ziemi; ich genezħ próbowano wyjaĻniaę nawet wzglħdami impaktowymi, co jednak jest niemoŇliwe, ze wzglħdu

na krħty przebieg pasa zieleıcowego). Nastħpne w sukcesji sĢ skały maficzne, bazalty toleitowe, specyficzne dla

archaiku. Skały osadowe to 30-70% wypełnienia pasa zieleıcowego, przy czym rzadko zdarza siħ ich dominacja.

Zazwyczaj sĢ to skały ilaste i szarogłazy, naprzemianległe i cienko warstwowane. Jest to osad podobny do fliszu. PojawiĢ

siħ kwarcyty, arkozy, psammity i psefity, niekiedy czerty oraz wstħgowane formacje Ňelaziste. WĻród skał klastycznych

przewaŇajĢ arkozy i szarogłazy, co Ļwiadczy o bliskoĻci miejsca niszczenia gnejsów i granitów, krótkim transporcie i

szybkim zasypaniu przy braku dobrej selekcji (skały petrograficznie „niedojrzałe” ze wzglħdu na łatwoĻę rozkładu

chemicznego [zasobne w skalenie]; „dojrzałĢ” skałĢ klastycznĢ jest czysta skała kwarcowa).

Równie dobrĢ tego ilustracjĢ jest tarcza

Pilbara w Australii, gdzie znakomicie

zaznacza siħ dwoistoĻę budowy, z

odseparowanymi masywami

granitoidowymi i pasmami zieleıców

wijĢcymi siħ pomiħdzy nimi. Masywy

granitoidowo-gnejsowe sĢ stosunkowo

homogeniczne, natomiast pasma

zieleıcowe wykazujĢ pewnego rodzaju

nastħpstwo litofacjalne.

Charakterystyczne jest stopniowe

zmniejszanie udziału skał wulkanicznych

na rzecz osadowych ku górze profilu. Ku

stropowi maleje udział skał zasadowych i

ultrazasadowych: w spĢgu wystħpujĢ

nawet komatyty, w czħĻci Ļrodkowej –

obojħtne wulkanity, głównie andezyty, zaĻ w górze dominujĢ silikoklastyki. Interpretacje sĢ nader problematyczne; na

ogół pasma zieleıcowe uwaŇane sĢ za młodsze od otaczajĢcych masywów granitoidowych. Na gruncie stabilistycznych

koncepcji budowy Ziemi utoŇsamiano je z głħbokimi rozłamami w skorupie ziemskiej. Koncepcje młodsze wskazywały na

ryfting, stopniowo ustħpujĢcy miejsca subdukcji,

prowadzĢcej do sfałdowania pasma. Jeszcze

inne teorie wyróŇniały kilka etapów w rozwoju

pasów zieleıcowych, z poczĢtkowĢ

sedymentacjĢ na pierwotnej skorupie o składzie

zasadowym krzemionki dostarczanej z

wietrzenia chemicznego, oraz póŅniejszym

przetopieniem wzbogaconego w krzemionkħ

osadu, co doprowadziło do dyferencjacji i

wyodrħbnienia lŇejszej magmy granitowej. W

obniŇeniach miħdzy masywami granitoidowymi

miały gromadzię siħ osady metamorfizowane

potem w facji zieleıcowej. Obecnie wskazuje siħ

raczej na ryfting w basenie załukowym,

połĢczony z wydostawaniem siħ law

komatytowych i dostawĢ osadów z łuku

wyspowego. Dodatkowym załoŇeniem jest mały

rozmiar protokontynentów. Czyni to istnienie

pasm zieleıcowych dowodem na wczesne

istnienie tektoniki płyt w postaci zbliŇonej do

dzisiejszej, bĢdŅ zupełnie z niĢ toŇsamej.

Obraz satelitarny australijskiego kratonu Pilbara z

widocznymi kopułami granitoidowymi oraz oddzielaj Ģ cymi je

pasmami ziele ı cowymi.

Anglojħzyczne okreĻlenie „terran” niesie ze sobĢ pewnĢ dwuznacznoĻę; rozumiane jest zazwyczaj zaleŇnie od kontekstu

uŇycia:

• fragmenty skorupy ziemskiej o budowie geologicznej odmiennej od fragmentów sĢsiednich (tektonika, tworzywo

skalne itd.)

• bloki skorupy ziemskiej mniejsze od kontynentów, stanowiĢce samodzielnĢ jednostkħ paleogeograficznĢ, ze

skorupĢ kontynentalnĢ otoczonĢ przez skorupħ oceanicznĢ; mikrokontynenty.

Ewolucja skorupy ziemskiej w archaiku .

Ze wzglħdu na całkowite stopienie wczesnej materii ziemskiej (tzw. ocean magmy o spornej głħbokoĻci: od 100

do 1000 km), a takŇe bombardowanie kosmiczne i kolapsjħ grawitacyjnĢ Ziemia w poczĢtkach swego istnienia nie

posiadała skorupy. W stanie ciekłym planeta uległa dyferencjacji, zaĻ na powierzchni oceanu magmy utworzyła siħ w

trakcie chłodzenia protoskorupa, podczas gdy wnħtrze Ziemi nabrało juŇ cech zbliŇonych do dzisiejszych. PierwotnĢ

skorupħ stanowiły odosobnione płaty o niewielkich rozmiarach i gruboĻci, o składzie bazaltowo-komatytowym.

NiestabilnoĻę tejŇe skorupy wiĢŇe siħ z dynamikĢ oceanu magmy i gwałtownoĻciĢ opadu deszczu meteorytowego.

Komatyt o widocznej budowie spinifeksowej .

Kolejnym etapem rozwoju skorupy ziemskiej jest

wytworzenie siħ skorupy dwuwarstwowej, z wierzchniĢ

warstwĢ zbudowanĢ ze skał kwaĻnych – zatem skorupy

kontynentalnej. Jej substratem była zestalona uprzednio

protoskorupa, w którĢ intrudowały tonality oraz granodioryty.

W miarħ intrudowania zachodził proces dyferencjacji,

prowadzĢcy do powstawania skał kwaĻnych i stopniowego

powiħkszania udziału skał kwaĻnych w stropowej czħĻci

skorupy, nadal podĻcielonej warstwĢ bazaltowo-

komatytowĢ.

Najstarszym Ļwiadectwem istnienia skał sialicznych

sĢ ziarna cyrkonów pochodzĢce z nieistniejĢcych juŇ skał

kwaĻnych, znajdowane na kolejnych złoŇach wtórnych, np.

w zachodniej Australii. Najstarsze daty uzyskane z tychŇe

cyrkonów siħgajĢ 4,4 Ga. W Isua na Grenlandii znaleziono sporĢ formacjħ zmetamorfizowanych skał osadowych;

szczħĻliwie słaby stopieı przeobraŇenia pozwolił na odtworzenie pierwotnego charakteru petrograficznego osadu, aŇ do

poziomu struktur sedymentacyjnych. SĢ to ortokwarcyty (kwarcyty metamorficzne), wstħgowane formacje Ňelaziste, skały

wħglanowe (np. marmury), ale takŇe wulkanity maficzne. W utworach osadowych odkryto prĢdowe struktury

sedymentacyjne, takie jak ripplemarki oraz warstwowanie przekĢtne. Przesłanki takie, obok wystħpowania jaspilitów

Ňelazistych, ĻwiadczĢ o sedymentacji w płytkim zbiorniku wodnym, zapewne w morzu typu epikontynentalnego. Zatem:

podłoŇe musiało znajdowaę siħ na skorupie typu kontynentalnego; płat skorupy kontynentalnej musiał byę na tyle

rozległy, by pomieĻcię na sobie morze.

Skorupa kontynentalna w archaiku musiała mieę miĢŇszoĻę nie mniejszĢ od dzisiejszej (stanowiska zgodne),

przewaŇa poglĢd, Ňe dochodziła ona do 80 km (wniosek oparty na badaniach zespołów minerałów metamorficznych

wskazujĢcych na nadkład rzħdu 80 km). Skrajne stanowiska to miĢŇszoĻci rzħdu 220 km. Skorupa oceaniczna takŇe

musiała mieę około 20 km przeciħtnej gruboĻci. Samo tempo produkcji skorupy kontynentalnej musiało byę wysokie,

dziħki czemu naleŇy skłonię siħ ku refleksji na temat mechanizmu oraz warunków, w jakich procesy te zachodziły. Istnieje

tu takŇe znaczĢcy paradoks termiczny: w panujĢcych podówczas warunkach podwyŇszonych temperatur intensywnie

powstajĢca skorupa powinna była raczej ulegaę przetopieniu. Działo siħ jednak odwrotnie.

Mechanizm tektonomagnetyczny nie jest do koıca wyjaĻniony. Bierze siħ pod uwagħ m.in. dwie hipotezy:

• delaminacja: odspajanie warstw spĢgowych – materiał topnieje i powraca w postaci magmy intrudujĢcej w

skorupħ ziemskĢ.

• Sagdukcja: fragmenty skorupy ziemskiej pogrĢŇajĢ siħ w formie ogromnych kropel, po przetopieniu powracajĢ w

postaci intruzji.

Dopiero od 4 Ga w konwekcji uczestniczy cała litosfera – pojawia siħ subdukcja. Postħpuje wychładzanie

przypowierzchniowych stref powierzchni Ziemi. W obszernej dyskusji nt. wczesnej tektoniki płyt dowodzono, Ňe nie

istniała ona jeszcze w archaiku. Obecnie jednak uwaŇa siħ, Ňe funkcjonowała ona juŇ od 4 Ga. Dowiedziono tego na

podstawie stwierdzonych właĻciwoĻci paleomagnetycznych skał archaicznych, np. w Isua. ĺwiadczĢ one o

przemieszczeniach lateralnych ówczesnych kontynentów. Wobec tak zasadniczego podobieıstwa do dzisiejszych

mechanizmów tektonicznych ciħŇar wyjaĻnienia paradoksu termalnego przesuwa siħ na warunki, w jakich zachodziło

intensywne powstawanie skorupy ziemskiej, a zatem na istotħ odmiennoĻci archaiku od znanych nam obecnie warunków

fanerozoicznych. Pomimo bardzo wysokiego przepływu strumienia cieplnego, produkcja skorupy w archaiku zachodziła

najpewniej dwukrotnie (skrajnie stanowiska: trzy- do piħciokrotnie) szybciej niŇ obecnie. Musiał zatem istnieę mechanizm

wychładzania przypowierzchniowej warstwy Ziemi. Mogło to zachodzię dziħki szybszej niŇ dziĻ konwekcji; płyty litosfery

musiały zatem takŇe byę mniejsze ze wzglħdu na mniejsze komórki konwekcyjne w płaszczu. Z obliczeı wynika, Ňe

przyrost skorupy kontynentalnej był epizodyczny, z fazami oŇywienia i stagnacji. Okresem bardzo Ňywiołowego przyrostu

skorupy ziemskiej był czas pomiħdzy 3 a 2,7 Ga. W tymŇe interwale powstało około 50-80% skorupy ziemskiej. W

archaiku tempo przyrostu wynosiło około 3-4 km 2 /rok; po archaiku – juŇ zaledwie 0,5 do 1,5 km 2 /rok. Jest to jednak

wniosek mylĢcy: skorupa ziemska podlega nieustannej subdukcji, niszczeniu oraz regeneracji. Zwłaszcza regeneracja

była w fanerozoiku szczególnie intensywna. Według skrajnych poglĢdów skorupy kontynentalnej było w archaiku

znacznie wiħcej niŇ dziĻ. PrzewaŇa ostroŇny poglĢd, Ňe było jej niewiele wiħcej. Ogromna wiħkszoĻę podłoŇa dzisiejszych

kontynentów to skały archaiczne. OdrħbnoĻę archaiku wyraŇa siħ zatem nie tylko mechanizmami bĢdŅ warunkami, ale

takŇe intensywnoĻciĢ zachodzenia procesów.

Mi ĢŇ sza sekwencja osadów proterozoicznych w

sp Ģ gu formacji Witwatersrand, RPA.

Proterozoik. Ramy czasowe: 2,5 Ga

(wczeĻniej na kratonie kaapvaalskim) -

~570 (543) Ma. IstniejĢ juŇ mocne

przesłanki o działalnoĻci tektoniki płyt w

postaci fanerozoicznej. Asocjacje skalne

powstajĢ w warunkach podobnych do

fanerozoiku. Formacje osadowe składane

sĢ w basenach epikratonicznych,

usytuowanych w stropie wielkich płyt

skorupy kontynentalnej. Osady gromadzĢ

siħ takŇe w strukturach sĢsiadujĢcych z

kontynentami, czasem zachodzi ich

dołĢczenie do kratonu (np. w strefie łuku

wyspowego). Nie brakuje jednak skał

krystalicznych. Po 1,7 Ga do rzadkoĻci

naleŇĢ juŇ komatyty. Z okresu 2,0-1,9 Ga

pochodzĢ najstarsze znane ofiolity oraz

łupki glaukofanowe, powstajĢce w strefach

wysokich ciĻnieı, wymownie ĻwiadczĢce o

istnieniu stref subdukcji. RóŇnice pomiħdzy archaikiem a proterozoikiem tłumaczy siħ ochładzaniem oraz powiħkszaniem

komórek konwekcyjnych. Jest to poczĢtek etapu tektoniki duŇych płyt w historii Ziemi; struktury archaiczne zostajĢ

wmontowane w fundament dla utworów młodszych.

Kratony mogĢ podlegaę róŇnym przekształceniom:

• Pħkanie poprzez ryfting i póŅniejszy spreading, z bardzo głħbokimi uskokami normalnymi, nazywanymi głħbokimi

rozłamami, siħgajĢcymi aŇ do powierzchni moho. Ryfting zachodzi na pograniczu komórek konwekcji.

Poszerzanie rozłamania połĢczone z wulkanizmem bazaltowym moŇe prowadzię do powstania basenu

oceanicznego. JeĻli ryft przestanie siħ rozwijaę pozostaje tzw. aborted rift nazywany w literaturze rosyjskiej

aulakogenem .

• Terran łukowy moŇe zostaę dołĢczony do kontynentu poprzez akrecjħ lateralnĢ, ze sprzħŇeniem tektoniki,

magmatyzmu, metamorfizmu oraz sedymentacji. Akrecja lateralna jest mechanizmem najprostszym i

najczħstszym – wytworzeniem nowej skorupy. MoŇe zachodzię takŇe dołĢczenie terranu (mikropłyty), znane z

historii Ziemi na wielu przykładach cumowania mikropłyty do kontynentu.

• Wreszcie mechanizm ostatni: zrastanie całych kratonów z utworzeniem superkontynentu.

W całej historii Ziemi zachodziła wielokrotna rekonfiguracja układu kratonów. Problemów nastrħcza ewentualne

poszukiwanie szwów tektonicznych. Cechami diagnostycznymi sĢ orogeny – typu andyjskiego (subdukcja połĢczona z

kolizjami z mikropłytami bĢdŅ terranami) bĢdŅ himalajskiego (kolizja bloków kontynentalnych). Inne zasadnicze wskaŅniki

to ofiolity oraz obecnoĻę łupków glaukofanowych i melanŇy tektonicznych (zbrekcjowanych fragmentów skorupy

oceanicznej powstajĢcych w strefach subdukcji), pryzm akrecyjnych powstajĢcych nad podsuwajĢcĢ siħ skorupĢ

oceanicznĢ wskutek zdarcia osadów. Najstarsze fragmenty współczesnych den oceanów siħgajĢ jury (maksymalnie 200

Ma). Skorupa kontynentalna kumuluje siħ, podczas gdy skorupa typu oceanicznego jest efemeryczna.

Plik z chomika:

Inne pliki z tego folderu:

Inne foldery tego chomika: