Materiały pochodzą z Platformy Edukacyjnej Portalu www.szkolnictwo.pl Wszelkie treści i zasoby edukacyjne publikowane na łamach Portalu www.szkolnictwo.pl mogą być wykorzystywane przez jego Użytkowników wyłącznie w zakresie własnego użytku osobistego oraz do użytku w szkołach podczas zajęć dydaktycznych. Kopiowanie, wprowadzanie zmian, przesyłanie, publiczne odtwarzanie i wszelkie wykorzystywanie tych treści do celów komercyjnych jest niedozwolone. Plik można dowolnie modernizować na potrzeby własne oraz do wykorzystania w szkołach podczas zajęć dydaktycznych.

LITOSFERA I WNĘTRZE ZIEMI Justyna Drop

Litosfera Litosfera - zewnętrzna, sztywna powłoka Ziemi obejmująca skorupę Ziemską i warstwę perydotytową zaliczaną do górnego płaszcza ziemskiego. Miąższość litosfery wynosi ok. 70-80 km, a jej temperatura dochodzi do 700°C. Generalnie występują dwa rodzaje skorupy ziemskiej. Litosfera w częściach globu zajętych przez płyty kontynentalne jest nazywana litosferą kontynentalną. Litosfera oceaniczna występuje pod oceanami. Skorupa kontynentalna jest znacznie grubsza niż oceaniczna o 70-80 km, jest zbudowana z wielu różnych i różnowiekowych skał – magmowych, osadowych i metamorficznych i jest o wiele starsza niż oceaniczna. Najstarsze istniejące fragmenty skorupy oceanicznej pochodzą z okresu jury. Na skorupie oceanicznej leżą nieskonsolidowane osady o wieku od jury do czasów obecnych. Grubość skorupy oceanicznej szacuje się na ok. 5-12 km. Litosfera obejmuje obszary wodne: jeziora, rzeki, morza, bagna. Litosfera ma wiele wspólnego z biosferą oraz hydrosferą, a także atmosferą.

Budowa litosfery Część kontynentalna część oceaniczna część sub- kontynentalna Skały osadowe sial Powierzchnia nieciągłości Conrada Moho sima Powierzchnia nieciągłośći Górna część płaszcza Ziemi Najbardziej zewnętrzną, cienką sferę globu – litosferę budują 3 warstwy: Powłoka granitowa, inaczej sial ( ponieważ budują ją przede wszystkim krzem SI oraz glin AL, a także tlem); 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)

Wnętrze Ziemi Rozwój geofizycznych metod badań w XX wieku umożliwił zweryfikowanie wcześniejszych hipotez dotyczących budowy wnętrza Ziemi. Sejsmologia dostarczyła wielu informacji o budowie tego wnętrza; Badania fal sejsmicznych wywołanych trzęsieniami Ziemi oraz powodowanych przez człowieka wybuchami podziemnymi, dowodzą, że na pewnych głębokościach fale ulegają załamaniu i odbiciu; Świadczy to, że wnętrze globu nie jest jednolite lecz istnieją powierzchnie rozgraniczające sfery o różnych właściwościach fizycznych. Powierzchnie te nazwano powierzchniami nieciągłości. Są to cienkie kilkusetmetrowe lub kilkukilometrowe powłoki rozdzielające różniące się sprężystością i gęstością wielkie jednostki-sfery. Podstawowa granica nieciągłości występuje na głębokości 2900 km. We wnętrzu Ziemi charakterystyczne jest wzrastanie ciśnienia i temperatury wraz ze wzrostem głębokości. Przemieszczenie się o każde 3,7 metra w głąb oznacza jego wzrost o jedną atmosferę. Zmianę temperatury w skorupie ziemskiej przy określonym wzroście głębokości nazywamy gradientem geotermicznym. Odległość (w metrach) o jaką trzeba przemieścić się w głąb Ziemi, aby temperatura wzrosła o 1oC, to tzw. Stopień geotermiczny. Temperatura wzrasta średnio o 1°C co 33 metry

Budowa wnętrza Ziemi Skorupa ziemska 6-70 km Płaszcz górny 200-400 km Strefa przejściowa 660-900 km Płaszcz dolny 2900 km Jądro zewnętrzne 5100 km Jądro wewnętrzne 6378 km

Płyty litosfery Płyta tektoniczna (płyta litosfery) - największa jednostka podziału litosfery, zgodnie z teorią tektoniki płyt. W skład płyt kontynentalnych wchodzą tzw. platformy, które zbudowane są z krystalicznego, prekambryjskiego podłoża i zalegającej na nim pokrywy skał osadowych. W obrębie platform wyróżnia się tarcze powstałe w wyniku zdarcia pokrywy osadowej i odsłonięcia krystalicznego trzonu. Płyty litosfery graniczą ze sobą wzdłuż stref o nierzadko wzmożonej aktywności sejsmicznej i wulkanicznej, jednakże same zachowują stosunkowo dużą spójność i sztywność. Mogą przemieszczać się poziomo po strefach obniżonej lepkości występujących w górnej części płaszcza Ziemi. Wyróżnia się płyty kontynentalne i oceaniczne. Obecnie wyodrębnia się kilka wielkich płyt litosfery. Układ i wykształcenie płyt ulegały ustawicznym zmianom w przeszłości geologicznej; przejawiało się to m.in. w przekształcaniu się dwóch płyt w jedną większą i w zrastaniu się kontynentów w jeden większy „superkontynent”, w wyniku procesów kolizji. Z kolei rozwój ryftów doprowadzał niekiedy do rozpadu kontynentu na dwie części i powstania między nimi nowego oceanu, z czym wiązał się podział jednej płyty litosfery na dwie płyty Na przykład na przełomie paleozoiku i mezozoiku przeważająca część istniejącej wówczas kontynentalnej skorupy ziemskiej była skupiona w jednym superkontynencie zwanym Pangeą; jego stopniowy rozpad doprowadził do obecnego układu stosunkowo licznych kontynentów.

Płyty litosfery Współczesna teoria tektoniki płyt zakłada podział litosfery ziemskiej na płyty zbudowane ze skorupy kontynentalnej, oceanicznej lub obu jej typów, wraz z materiałem sztywnego płaszcza (warstwą perydotytową). Granice płyt wyznaczają główne strefy występowania ognisk trzęsień ziemi czyli rowy, grzbiety oceaniczne oraz uskoki transformacyjne. Wyróżniamy siedem wielkich płyt: pacyficzną, euroazjatycką, afrykańską, indoaustralijska, północnoamerykańska, południowoamerykańska oraz antarktyczna. Poza tymi dużymi płytami istnieje jeszcze kilkanaście płyt małych i mikropłyt.

Model tektoniki płyt litosfery Dolina Ryftowa Grzbiet Oceaniczny Strefa subdukcji Rów oceaniczny Wznosząca się magma Komórka konwekcyjna Komórka konwekcyjna

Dryf kontynentów Dryf kontynentów to poziome zmiany położenia kontynentów względem siebie oraz względem biegunów. Płyty tektoniczne powoli przemieszczają się po płynnych warstwach górnego płaszcza. Ruch ten wywołany jest prądami konwekcyjnymi, które występują we wnętrzu Ziemi. Na stykach płyt tworzą się strefy subdukcji i strefy ryftowe, którym zawsze towarzyszą zjawiska wulkaniczne i trzęsienia ziemi. Subdukcja polega na wciąganiu płyty oceanicznej pod płytę kontynentalną lub inną płytę oceaniczną. Odbywa się to w  miejscach, gdzie występuje w astenosferze prąd komórki konwekcyjnej skierowany ku dołowi. Wówczas cieńsza i lżejsza skorupa oceaniczna jest wciągana w głąb płaszcza Ziemi i tam następuje jej przetopienie. Strefa ryftowa Jest to strefa, w której dochodzi do pęknięcia skorupy ziemskiej, a następnie jej rozsunięcia. Do powstałej szczeliny (ryftu) od dołu przebija się magma, która zastyga tworząc nową skorupę ziemską. Strefy ryftowe występują głównie na obszarach oceanicznych, ale istnieją także ryftu kontynentalne (to one przyczyniły sie do rozpadu kontynentów w przeszłości). Przykładem współczesnych, aktywnych ryftów kontynentalnych jest system Wielkich Rowów Afrykańskich ciągnący się od rejonu Kanału Mozambickiego po wybrzeże M. Czerwonego. Samo Morze Czerwone wypełnia także dolinę ryftową, na tyle obniżoną, że wkroczyło w nią morze. Dolina ta ciągnie się na północ aż do M. Martwego (najgłębszej depresji na Ziemi). Jeżeli proces ten będzie trwał dalej, to w przyszłości wschodnia Afryka stanie się oddzielnym lądem, a M. Czerwone będzie znacznie szersze i połączy się z Morzem Martwym.

Charakterystyka warstw wnętrza Ziemi Głębokość maksymalna w km Warstwa (powłoka) Elementy charakterystyczne Gęstość, w gm/cm3 Temperatura, w °C 80 - 150 Litosfera Sztywna skorupa ziemska (strefa granitowa SIAL i bazaltowa SIMA) oraz górny płaszcz Ziemi 2,7 - 3,3 do 700 380 Astenosfera Plastyczna część zewnętrznego płaszcza Ziemi, prądy konwekcyjne, ruch materii 3,5 do 1 500 400 400-650 Płaszcz górny Strefa przejściowa Charakteryzuje się znaczną plastycznością, składa się głównie z chromu, żelaza, krzemu i magnezu CROFESIMA; zachodzą tu wszystkie procesy tektoniczne 3,8 - 4,7 do 2 300 2900 Płaszcz dolny Zachodzą prawdopodobnie zjawiska związane z powolnym przemieszczaniem się w górę plastycznych mas materii pod wpływem ciepła (ruchy konwekcyjne)., zbudowany głównie z niklu, żelaza, krzemu i magnezu – NIFESIMA 5,0 – 6,6 do 3 000 5 100 Jądro zewnętrzne Zachodzą prawdopodobnie zjawiska związane z powolnym przemieszczaniem się w górę plastycznych mas materii pod wpływem ciepła (ruchy konwekcyjne).zbudowane najprawdopodobniej z żelaza i niklu - NIFE 9,4 - 12,0 do 4 500 6 370 Jądro wewnętrzne Jądro wewnętrzne w stanie półplastycznym lub stałym 11,5 - 17,0 do 6 100

Geologiczne Dzieje Ziemi Badaniem zmian zachodzących w litosferze i na jej powierzchni zajmuje się geologia historyczna. Przyjmuje ona zasadę, że zjawiska i procesy geologiczne mające miejsce w przeszłości są odzwierciedlone we współcześnie odnalezionych skamieniałościach. Pozwalają one bardzo precyzyjnie określić wiek skał – zarówno bezwzględny (metoda izotopowa), jak i względny. Na podstawie badań radiometrycznych w miarę precyzyjnie określono bezwzględny wiek Ziemi na ok. 4,6 miliarda lat. Dzieje Ziemi często przedstawia się w tabelach stratygraficznych. Należy je czytać od dołu; najniżej zapisano najwcześniejsze wydarzenia, a wyżej umieszczono późniejsze. Obok nazw er i okresów w takich tablicach umieszcza się czas, który upłynął od tego wydarzenia do czasów obecnych. Czas ten podaje się zwykle w przybliżeniu, ponieważ trudno ustalić dokładną datę tak zamierzchłych wydarzeń. Wiek względny - wiek obiektów geologicznych (skał, deformacji tektonicznych) oraz zdarzeń w odniesieniu do innych obiektów geologicznych. Określanie wieku względnego ustala tylko, które elementy i zdarzenia są starsze, a które młodsze, bez podawania wieku w latach. Wiek bezwzględny - to wiek skał lub zdarzeń geologicznych wyrażony w latach, które upłynęły od tego zdarzenia do dziś.

Podstawowe metody poznawania wieku Ziemi Wiek bezwzględny Metoda izotopowa - metody datowania próbek, oparte na zjawisku rozpadu promieniotwórczego Metoda radiometryczna Wykorzystuje ona właściwości pierwiastków promieniotwórczych. Każdy z izotopów ma określony czas, po którym połowa jego atomów ulega rozpadowi na atomy pierwiastków potomnych. Jest to tzw. czas połowicznego rozpadu. Wiek względny metoda stratygraficzna oparta na ułożeniu skał mówi, że skała osadowa leżąca wyżej jest młodsza od skały osadowej leżącej poniżej. Metoda paleontologiczna (biostratygraficzna) - polega na ustaleniu wieku skał na podstawie znajdujących się w nich skamieniałości przewodnich, czyli takich, które żyły dość krótko, ale za to były bardzo rozpowszechnione (ich szczątki znajdujemy w wielu miejscach kuli ziemskiej); znajdując szczątki tych organizmów w formacjach skalnych położonych w różnych miejscach na kontynencie, możemy wnioskować, że skały te powstały w tym samym czasie. Przykład skamieniałości przewodnich

Historia naszej planety Dzieje Ziemi podzielone zostały na pięć er, natomiast ery dzieli się z kolei na okresy. Era archaiczna i proterozoiczna są czasem nazywane prekambrem. Nazewnictwo er wywodzi się z języka grackiego (archaios- starożytny, proteros- pierwszy, palaios- dawny, mezos- środkowy, oraz kainas- nowy). Nazwy okresów natomiast pochodzą najczęściej od miejscowości, bądź obszarów na kuli ziemskiej, gdzie po raz pierwszy geolodzy poznali skały danego okresu np. miasto Perm we Francji, czy Jura na granicy Szwajcarii i Francji. Niektóre okresy swe nazwy zawdzięczają charakterystycznym skałom (np. kreda, czy karbon). Czas trwania poszczególnych er jest niejednakowy. Najdłużej przebiegały dwie najstarsze ery: archaiczna i proterozoiczna, które trwały ok. 4 mld lat. Prekambr Paleozoik Mezozoik Kenozoik Kambr Ordowik Sylur Dewon Karbon Perm Trias Jura Kreda Trzeciorzęd Czwartorzęd

Prekambr Składnik atmosfery 4 mld lat temu Obecnie PREKAMBR (archaik i proterozoik) – najstarsza, najdłuższa i najsłabiej poznana era: rozpoczął się z chwilą powstania skorupy ziemskiej, czyli od ok. 4 600 mln lat do 570 mln lat temu. jego czasokres zajmuje więc 85% spośród całej historii naszego globu. uformowały się pierwsze kontynenty, powstała pierwotna atmosfera ( złożona głównie z dwutlenku węgla, pary wodnej, kwasu solnego i innych związków) i hydrosfera; trwały nieustanne procesy górotwórcze i wybuchy wulkanów; brak skamieniałości świadczyć może o braku życia; wiadomo jednak jest, że już w proterozoiku pojawiły się pierwsze pojedyncze komórki utożsamiane z bakteriami i sinicami, z których zaczęły ewoluować pierwsze rośliny zdolne do procesu fotosyntezy (produkcji tlenu); wzrost zawartości tlenu w atmosferze spowodował znaczny rozwój świata organicznego, co zakończyło prekambr. Składnik atmosfery 4 mld lat temu Obecnie dwutlenek węgla 17% 0,03% para wodna 80% 0-4% tlen 21% azot 0,2% 78,1% kwas solny 1,7% argon śladowo 0,93% Tabela przedstawiająca zmianę składu atmosfery w ciągu 4 miliardów lat

Era paleozoiczna wyznacznikiem tej ery były pierwsze zwierzęta wytwarzające szkielet. bardzo charakterystyczne dla paleozoiku są wielkie ruchy górotwórcze (orogeneza kaledońska, orogeneza hercyńska), które spowodowały powstanie olbrzymich łańcuchów górskich; podczas całej ery kontynenty dryfowały i zmieniając swoje położenie zmieniały strefy klimatyczne, ostatecznie jednak ponownie połączyły się w jeden wielki superkontynent nazwany Pangeą; - świat organiczny intensywnie się rozwijał; w połowie tej ery pierwsze rośliny i zwierzęta zaczęły zdobywać lądy Intensywny rozwój roślinności i występujące jednocześnie ruchy górotwórcze doprowadziły do powstania złóż węgla; - w kambrze pojawiły się pierwsze bezkręgowce zdolne do wytwarzania szkieletów i pancerzy, z tego okresu pochodzą m.in. ślady trylobitów – pierwszej skamieniałości przewodniej;

Wygląd Ziemi w erze paleozoicznej Tak wyglądała Ziemia w górnym kambrze, na początku paleozoiku Pod koniec tej ery, w permie kontynenty się połączyły tworząc superkontynent o nazwie Pangea oraz jeden ocean: Tetydy

Era mezozoiczna Albertozaur Tyranosaurus rex w dalszym ciągu zmieniał się rozkład kontynentów i oceanów – Pangea uległa rozpadowi, a powstałe w ten sposób kontynenty dryfowały w kierunku obecnego ich położenia; w erze tej zanotowano stosunkowo małe nasilenie ruchów górotwórczych, dopiero w kredzie pojawiły się pierwsze oznaki (fazy) orogenezy alpejskiej; był to czas wielkich zalewów morskich i ciepłego klimatu, stąd pochodzą pokłady wapieni i innych skał osadowych; w świecie flory dominowały rośliny nagozalążkowe ustępując pod koniec ery roślinom okrytozalążkowym; - na lądzie, w wodzie i w powietrzu zaczęły panować gady; - na okres jury przypada szczyt rozwoju grupy gadów zwanej dinozaurami, która wyginęła pod koniec kredy; - w jurze pojawił się pierwszy ptak (archeopteryks); - skamieniałościami przewodnimi mezozoiku były amonity i belemnity; Prawdopodobnie upadek na Ziemię wielkiej planetoidy spowodował wyginięcie wielu gatunków zwierząt i roślin oraz zakończył tę erę. Albertozaur Tyranosaurus rex

Wygląd Ziemi w erze mezozoicznej Ziemia w górnej jurze. Pangea rozpadła się na dwa kontynenty: Laurazję i Gondwanę

Era kenozoiczna Era kenozoiczna zaczęła się ok. 65 mln lat temu. Trwa do dzisiaj i jest erą dominacji ssaków. - w starszym okresie (trzeciorzędzie) miało miejsce właściwe wypiętrzenie gór fałdowania alpejskiego (jego działanie odczuwamy do dziś jako np. trzęsienia ziemi); - na początku czwartorzędu, wraz z ochłodzeniem klimatu, nastąpiło zlodowacenie wielu obszarów naszego globu (epoka plejstocenu); - ukształtowanie pionowe i poziome kontynentów przybrało obraz zbliżony do współczesnego (patrz: rozmieszczenie lądów na Ziemi w Trzeciorzędzie); - ewolucja organizmów doprowadziła do powstania obecnych gatunków, które w dalszym ciągu  odkrywane są przez gatunek dominujący – homo sapiens, tj. człowiek rozumny. Przykład pierwszych Homosapiens

Wygląd Ziemi na początku ery kenozoicznej Wraz z początkiem trzeciorzędu nastąpił dalszy podział: Laurazji na Amerykę Północną i Eurazję Gondwany na Amerykę Południową, Australię, Afrykę i Antarktydę; Istniejące współcześnie kontynenty w dalszym ciągu zmieniają swoje położenie – dryf kontynentów trwa nadal. Kontynenty zderzały się i rozbiegały w całej historii Ziemi prawdopodobnie kilka razy. Obecny ruch kontynentów, biorąc pod uwagę kierunek przesuwania oraz prędkość, także może doprowadzić do ich zderzenia i połączenia za kilkadziesiąt milionów lat.

Tabela stratygraficzna: Dzieje Ziemi Era Okres geologiczny Czas (w mln lat) Wydarzenia kenozoiczna czwartorzęd 2 do dziś Zlodowacenia, Homosapiens trzeciorzęd 65-2 Alpejskie ruchy górotwórcze, powstanie złóż węgla brunatnego, soli kamiennej, siarki, ropy naftowej i gazu ziemnego mezozoiczna kreda 140-65 Transgresje i regresje morskie, ciepły klimat, dominacja gadów - dinozaury jura 195-140 trias 230-195 paleozoiczna perm 290-230 Hercyńskie ruchy górotwórcze, powstanie złóż soli kamiennej, ropy naftowej i gazu ziemnego karbon 360-290 Hercyńskie ruchy górotwórcze, powstanie złóż węgla kamiennego dewon 395-360 Hercyńskie ruchy górotwórcze, pojawienie się pierwszych roślin i zwierząt lądowych (np. owady i płazy) sylur 435-395 Kaledońskie ruchy górotwórcze ordowik 500-435 kambr 570-500 Prekambr ( Era archaiczna i proterozoiczna) 2600-570 Powstanie atmosfery z tlenem 4600-2600 Początki Ziemi – brak śladów życia

Ruchy górotwórcze Góry powstały wiele milionów lat temu w wyniku długotrwałych i rozległych ruchów skorupy ziemskiej, które nazywane są ruchami górotwórczymi (orogenezą). Wyróżnione zostały 3 główne okresy wielkich ruchów górotwórczych: orogeneza kaledońska (najstarsza) – z tego okresu zachowały się góry niskie, orogeneza hercyńska – góry średnie, orogeneza alpejska (najmłodsza) – góry średnie i wysokie.

Orogeneza kaledońska Ruchy górotwórcze trwające od kambru po wczesny dewon. Największe nasilenie w Ameryce Północnej osiągnęły u schyłku ordowiku i na początku syluru a w Europie na przełomie kambru i ordowiku oraz pod koniec syluru. W wyniku fałdowania kaledońskiego powstały góry zwane kaledonidami. Zaliczamy do nich: Góry Kaledońskie, Grampian , Góry Skandynawskie północno-wschodnią część Appalachów góry zachodniego Kazachstanu północny Tien-szan Sajany Ałtaj Wielkie Góry Wododziałowe Góry Świętokrzyskie Wschodnie Sudety Góry Skandynawskie Sudety Wschodnie

Orogeneza hercyńska okres intensywnych ruchów górotwórczych zachodzących w paleozoiku, pomiędzy późnym sylurem a końcem permu. W ich wyniku powstały góry określane mianem hercynidów. W tej orogenezie ukształtowały się m.in. Wogezy, Harz, Ural, Appalachy ,Góry Smocze, Wielkie Góry Wododziałowe, Ałtaj, Góry Iberyjskie Ural Góry Iberyjskie

Orogeneza alpejska Himalaje Mount Everest Alpy Ostatni okres globalnych fałdowań górotwórczych, w czasie którego doszło do powstania górotworu alpejskiego. Orogenezę alpejską pośrednio wywołał rozpad Gondwany. Po oderwaniu się płyt afrykańskiej, arabskiej i indoaustralijskiej podryfowały one na północ i zderzyły się z płytą eurazjatycką, powodując intensywne fałdowanie. Większość gór powstałych w trakcie tej orogenezy - alpidów - rozciąga się wzdłuż krawędzi tych płyt. Orogeneza alpejska zaczęła się u schyłku mezozoiku i trwa nadal. W wyniku tej orogenezy zostały wypiętrzone m.in: Himalaje, Karpaty, Andy, Alpy, Góry Skaliste, Pireneje, Andy Daleki Wschód, Elbrus, Góry Pontyjskie, Apeniny, Bałkan, Góry Dynarskie, Kordyliery Himalaje Mount Everest Alpy

Obszary głównych fałdowań górskich Obszary fałdowań alpejskich Obszary fałdowań hercyńskich Obszary fałdowań kaledońskich