1. Superkontynety w historii Ziemi:

• Laurazja (~300 – ~60 milionów lat temu): Laurazja powstała w późnym karbonie w wyniku kolizji Laurosji z Syberią a następnie z Kazachstanią i Chinami. Laurazja otoczona była od zachodu i północy przez ocean Panthalassa, a od południowego wschodu – przez Paleotetydę. Laurazja zaczęła rozpadać się we wczesnej jurze, w wyniku pojawienia się północnej części ryftu atlantyckiego. Ostateczne oddzielenie się Laurazji na Amerykę Północną i Eurazjęnastąpiło w końcu kredy.

• Pangea (~300 – ~180 milionów lat temu): Pangea uformowała się w karbonie, na skutek zamknięcia się paleozoicznego oceanu Reik i kolizji kontynentu Laurosji z południowym superkontynentem Gondwany. Towarzyszyło temu intensywne wypiętrzanie się gór zwane orogenezą hercyńską, które utworzyło masywne pasmo hercynidów w centrum powstałego lądu. Pangeę otaczał pokrywający całą półkulę Ziemi "wszechocean" Panthalassa, a od wschodu rozcinał ją mniejszy zbiornik oceaniczny – Ocean Tetydy. W okresie jurajskim rozerwanie się Pangei na dwie części – północną Laurazję, oraz południową, odtworzoną Gondwanę, spowodowało powstanie centralnego Oceanu Atlantyckiego. Te lądy uległy dalszemu podziałowi, tworząc dzisiejsze oblicze Ziemi z jej siedmioma kontynentami.

• Gondwana (~600 – ~30 milionów lat temu; wchodziła w skład Pangei): Gondwana powstała po raz pierwszy w okresie kambryjskim, 550–500 milionów lat temu, wraz z rozpadem superkontynentu Pannocji. Przez większą część ery paleozoicznej biegun południowy znajdował się na obszarze tego superkontynentu, w związku z czym w chłodniejszych okresach tworzyły się na nim czapy lodowe. Około 300 milionów lat temu zamknął się stosunkowo niewielki ocean Reik i mniejszy superkontynent Eurameryki połączył się z Gondwaną, tworząc Pangeę. Na masę lądową Gondwany składały się dzisiejsze: Ameryka Południowa, Afryka, Indie, Australia, Antarktyda, Nowa Zelandia i południowo-wschodnia część Azji oraz mniejsze mikrokontynenty, jak Wyniesienie Kergueleńskie. Pangea rozpadła się w okresie jurajskim, około 180 mln lat temu, odtwarzając superkontynent Gondwany, choć nie dokładnie taki sam. Niewielkie bloki lądowe, m.in. Floryda, pozostały połączone z Ameryką Północną. Już w kredzie Afryka i Indie odłączyły się od pozostałych części Gondwany, otwierając południowy Atlantyk i Ocean Indyjski. Ostateczny rozpad superkontynentu nastąpił w erze kenozoicznej, gdy najpierw Ameryka Południowa, a potem Australia oddzieliły się od Antarktydy.

• Pannocja (~600 – ~540 milionów lat temu): hipotetyczny superkontynent istniejący w neoproterozoiku, który powstał około 600 mln lat temu w ediakarze i uległ rozpadowi po 60 mln lat, na początku kambru. Superkontynent ten utworzył się po rozpadzie Rodinii. Rozszerzanie się oceanu Panthalassa, który rozerwał Rodinię i zamykanie Oceanu Panafrykańskiego pociągnęło za sobą kontynenty, które zderzyły się ponownie w innej konfiguracji. Zderzenie wypiętrzyło dookoła centralnego kratonu Konga masyw górski, scalając późniejszy kontynent afrykański (zdarzenie to nazywa się orogenezą panafrykańską). Pannocja powstała z połączenia Protogondwany z Protolaurazją (którą tworzyły Laurencja, Bałtyka, Amazonia i Syberia). Pannocja znajdowała się głównie na półkuli południowej, jednak fragment późniejszej Gondwany położony był prawie południkowo. Taki układ mas lądowych miał poważny wpływ na klimat Ziemi^[1]. W okresie kriogenu na Ziemi panowało potężne zlodowacenie, być może obejmujące obszar całej planety (hipoteza ta nosi nazwę "Ziemia-śnieżka", ang. Snowball Earth). Pod koniec proterozoiku Pannocja rozpadła się na Gondwanę, Laurencję, Bałtykę oraz Syberię na skutek otworzenia się oceanów Japetus i Prototetydy. Nie jest pewne, czy mniejsze kontynenty nie odłączyły się od Gondwany wcześniej i jednolity kontynent Pannocji de facto nigdy nie powstał.

• Rodinia (~1100 – ~750 milionów lat temu): Rodinia uformowała się pod koniec mezoproterozoiku, około 1,2 – 1,1 mld lat temu. Nie są znane jej dokładne rozmiary i położenie, ale uważa się, że w skład Rodinii wchodziły wszystkie istniejące wówczas masy lądowe. Kraton północnoamerykański stanowił centrum tego kontynentu. W kriogenie, okresie w którym Rodinia uległa rozpadowi, miały miejsce zlodowacenia o zasięgu globalnym; było to związane z faktem, że duża część rozpadającego się superkontynentu znalazła się wówczas w pobliżu bieguna południowego. Około 750 mln lat temu Rodinia rozdzieliła się na trzy części, pomiędzy którymi otworzył się nowy ocean – Panthalassa. Laurencja przemieściła się na południe, ląd Gondwany (Australia,Antarktyda i Indie) odsunął się na północ, a pomiędzy nimi znalazł się kraton Konga (obszar środkowozachodniej Afryki). Kontynenty te przypuszczalnie przejściowo połączyły się ponownie, tworząc superkontynent Pannocja.

• Kenorland (~2,7 – ~2,1 mld lat temu): Utworzył się on w erze neoarchaicznej (ok. 2,7 miliarda lat temu) na skutek akrecji (zderzenia) neoarchaicznychkratonów i utworzenia nowej skorupy kontynentalnej w masywnych erupcjach wulkanicznych. Kenorland rozpadł się ok. 2,45 mld lat temu, w siderze, pierwszym okresie paleoproterozoiku. Kenorland składał się z Laurencji (kratonu będącego główną częścią dzisiejszej Ameryki Północnej i Grenlandii), Bałtyki (dzisiejsza Skandynawia i Bałtyk), zachodniej Australii i Kalahari.

• Walbara (ok. 3,6 mld lat temu): Walbara powstała w paleoarchaiku (3,6 - 3,3 mld lat temu), a rozpadła na przełomie archaiku i proterozoiku (w neoarchaiku lub paleoproterozoiku, pomiędzy 2,7 a 2,1 mld lat temu). Składała się z dwóch prastarych fragmentów skorupy kontynentalnej: kratonów Pilbara (zachodnia Australia) i Kaapvaal (południowa Afryka).

1. Omów główne cechy geotektoniczne dzisiejszej Ziemi:

Teorie geotektoniczne mają na celu wyjaśnienie obecnej budowy Ziemi – w szczególności rozmieszczenia lądów i oceanów, oraz mechanizmów powstawania gór. Ogólnie podzielić je można na fiksycyzm i mobilizm. Teorie fiksycystyczne (lub inaczej permanencji) zakładają stałe położenie kontynentów, z kolei teorie mobilistyczne zakładają ciągły ich ruch. Obecnie dominującą teorią jest teoria tektoniki płyt, inne teorie zostały obalone lub są popierane przez bardzo nielicznych naukowców. Do tej ostatniej grupy należy przede wszystkim hipoteza ekspandującej Ziemi.

• hipoteza kontrakcji – Ziemia ochładza się, wskutek czego kurczy się, co powoduje zaburzenia tektoniczne – historyczna.

• hipoteza izostazji – przyczyny napięć w skorupie ziemskiej to wyrównywanie się mas – w zasadzie aktualna.

• hipoteza permanencji – kontynenty i oceany istnieją od początku Ziemi – włączona w teorię ekspandującej Ziemi.

• hipoteza epejrogenezy – regresje i transgresje morskie spowodowane są pionowymi ruchami skorupy ziemskiej – lokalnie aktualna.

• hipoteza pomostowa – początkowo całą powierzchnię Ziemi zajmowały kontynenty, część z nich zapadła się jednak na przełomie mezozoiku i kenozoiku – historyczna.

• teoria Wegenera – kontynenty przemieszczają się pod wpływem ruchu obrotowego Ziemi – włączona w teorię tektoniki płyt oraz ekspandującej Ziemi.

• hipoteza oscylacji – podłoże cyklicznie podnosi się i opada z powodu prądów konwekcyjnych magmy – niszowa.

• hipoteza undacji – materia płaszcza Ziemi różnicuje się, co powoduje przemieszczenia warstw i wypiętrzanie łańcuchów górskich – niszowa.

• teoria tektoniki płyt – powstała na podstawie hipotezy Wegenera, płyty skorupy ziemskiej bez ustanku zderzają się (łączą) i rozchodzą – aktualna i dominująca.

Założenia teorii tektoniki płyt:
- litosfera jest podzielona na poruszające się względem siebie sztywne płyty,
- granicami płyt są strefy rozrostu (na ogół ryfty oceaniczne), strefy subdukcji, zarówno czynne, jak i kopalne, oraz uskoki transformacyjne,
-rozsuwanie się płyt odbywa się w strefach rozrostu, zbliżanie płyt do siebie – strefach subdukcji, wzdłuż uskoków transformacyjnych zaś następuje równoległe przesuwanie się płyt względem siebie.

Właściwości mechaniczne warstw skalnych Ziemi

Kluczowy dla tektoniki płyt jest podział zewnętrznej warstwy Ziemi na sztywną litosferę i płynną astenosferę. Grubość astenosfery jest szacowana na ok. 150 km. Co istotne, podział ten przeprowadzony jest ze względu na własności mechaniczne i termiczne, a nie chemiczne: nie jest więc równoznaczny z podziałem na płaszcz i skorupę. Litosfera jest to ta część masy skalnej Ziemi, która ochłodziła się na tyle, że zachowuje się jak ciało sztywne, czyli pod działaniem zewnętrznej siły ulega deformacji: pęka (tworząc uskok). Ciepło dobywające się z głębin Ziemi przemieszcza się przez litosferę na drodze przewodzenia. Astenosfera to region, który ze względu na wyższą temperaturę i ciśnienie zachowuje się jak ciało plastyczne i może bardzo powoli płynąć (w skali cm/rok). Ciepło przenoszone jest tu, podobnie jak prawdopodobnie w całym płaszczu, na drodze konwekcji, czyli zsynchronizowanego unoszenia się materiału cieplejszego i opadania chłodniejszego.

Można więc wyobrazić sobie, że kry litosferyczne unoszą się na płynnym materiale astenosfery jak tafle lodu na powierzchni oceanu. Potwierdzeniem tej intuicji jest zaobserwowane zjawisko izostazji, czyli dążenia bloku litosfery do osiągnięcia równowagi w reakcji na zmianę ciężaru. Pod wpływem zwiększonego obciążenia (np. postępującegolodowca) płyta zanurza się głębiej w astenosferę, zaś po uwolnieniu jej od ciężaru (np. ustąpienia lądolodu) powoli, w sposób wahadłowy wraca do poprzedniego poziomu. Zjawisko takie precyzyjnie zmierzono m.in. na terenie Szwecji, która podnosi się właśnie po przygniatającym doświadczeniu poprzedniego zlodowacenia. Ważniejsze niż podobieństwa są jednak różnice w tej analogii.

Morfologia: typy granic

Kolejnym kluczowym składnikiem teorii tektoniki płyt jest bowiem powstawanie i niszczenie litosfery na granicach płyt. Miejsca, w których powstaje litosfera, zidentyfikowano jako potężny system grzbietów śródoceanicznych, ciągnący się na długości ponad 40.000 kilometrów na dnie wszechoceanu. Grzbiety te określa się również jakostrefy spredingu (z ang. spreading: "odsuwanie się"). Litosfera jest tu tak cienka, że magma wydostaje się na powierzchnię i, schładzając się w kontakcie z zimną wodą oceanu, zastyga w postaci bazaltowych skał dna oceanicznego. Sprzężenie tych dwóch procesów: rozsuwania się płyt oraz powstawania nowych skał litosfery, prowadzi do rozrostu dna oceanicznego. Granice zbieżne to zaś te miejsca, w których jedna płyta podsuwa się pod drugą (ang. subduction: "podsuwanie się", stąd nazwa: strefa subdukcji): jej skały ulegają zaś przynajmniej częściowemu stopieniu i powracają do puli astenosfery. Manifestacje tego procesu są wielorakie. Po pierwsze, wciągany w rozgrzane wnętrzności Ziemi materiał topi się i wędruje do góry, przyczyniając się do powstania strefywulkanizmu tuż za strefą subdukcji: łańcuch Wysp Japońskich powstał właśnie jako rezultat wulkanicznych procesów zachodzących za strefą subdukcji. Po drugie, ocieranie się płyt o siebie wywołuje aktywność sejsmiczną: stąd granice zbieżne są często źródłem licznych trzęsień ziemi, których ogniska wyznaczają górną granicę zagłębiającej się płyty. Po trzecie, jeśli zanurzająca się płyta jest typu oceanicznego, jej powierzchniowym przejawem jest rów oceaniczny.

Trzecim wspomnianym typem są granice przesuwcze, w których dwie płyty litosferyczne przesuwają się względem siebie, ani się nie oddalając, ani nie przybliżając. Najsłynniejszym przykładem jest chyba uskok San Andreas w zachodnich Stanach Zjednoczonych, którego przebieg pokrywa się z obszarem występowania niezliczonej ilości trzęsień ziemi, występujących, gdy narastające napięcie zostaje uwolnione.

Morfologia: typy płyt

Najistotniejsze rozróżnienie to podział na płyty oceaniczne i kontynentalne. Jedyną płytą "czysto" oceaniczną jest Płyta Pacyficzna, pozostałe oprócz skał dna oceanicznego zawierają również znacznie przekraczające je objętością i masą, jednak mniej gęste - więc wyniesione nad powierzchnię wszechoceanu - potężne masy oporowe zwane kontynentami. Różnica pomiędzy skorupą oceaniczną i kontynentalną jest zasadnicza. Ta pierwsza jest w gruncie rzeczy cienką (kilka kilometrów) warstwą gęstych (ok. 3 g/cm³) skał bazaltowych, które powstały relatywnie niedawno (najstarsze fragmenty dna oceanicznego mają zaledwie paręset milionów lat ze względu na tektoniczny "recykling"). Skorupa kontynentalna składa się z lżejszych (średnio 2,7 g/cm³, ale np. piaskowiec może mieć gęstość ok. 2 g/cm³) skał - wulkanicznych, m.in. granitów i granodiorytów - a także produktów ich przemian: skał metamorficznych i osadowych. Te potężne amalgamaty mogą unosić się wiele kilometrów ponad poziomem morza, podczas gdy dno oceanu leży przeciętnie 4 kilometry pod powierzchnią wody. Zgodnie z prawami izostazji (hipoteza izostazji) odpowiada temu głębokie zakorzenienie kontynentów (do kilkudziesięciu kilometrów), które jest przyczyną, dla której używa się czasem określenia "masa oporowa". Deformacje tektoniczne i aktywność sejsmiczna mają tendencję do koncentrowania się w regionach cieńszej lub osłabionej litosfery, przez co "twarde jądra" kontynentów (tzw. kratony) są poniekąd wyłączone z procesów tektonicznych.

Widocznym rezultatem tych zależności jest fakt, że praktycznie wszystkie strefy rozrostu znajdują się obecnie na terenie dna oceanicznego: rozpychanie litosfery przez podsuwający się materiał astenosfery jest dużo bardziej faworyzowane energetycznie niż mozolne przebijanie się przez warstwy skał litosfery kontynentalnej grubości nierzadko dziesiątków kilometrów. Sytuacje takie mogą się jednak zdarzyć i współcześnie obserwuje się ruchy rozciągające w rejonie wschodniej Afryki, w tzw. Ryfcie Afrykańskim lub Afarskim. Zauważmy przy okazji, że zainicjowany w ten sposób proces rozrywania kontynentu przez działające od spodu pole sił został rozpoczęty od strony brzegu kontynentu, nie w jego środku. W większości modeli powstawania nowych grzbietów śródoceanicznych przewiduje się, że rozpad kontynentu postępuje od brzegu. Zauważmy przykładowo, że Grzbiet Śródatlantycki znajduje się bliżej brzegów Afryki i Ameryki Południowej pośrodku długości tych kontynentów, a dalej w ich południowych i północnych częściach. Można więc wywnioskować, że pierwotny superkontynent Pangea został naderwany z jego południowego brzegu, a pęknięcie to stopniowo migrowało ku północy, czemu towarzyszyło wdzieranie się oceanu i jego ostateczne połączenie się z częścią północną grzbietu, odpowiadającą dzisiejszemu północnemu Atlantykowi; proces ten widoczny jest na ilustracji po prawej.

Przeistaczanie się skorupy kontynentalnej w oceaniczną w tego typu procesie, zwanym procesem ryftowania jest skomplikowanym procesem prowadzącym do rozwinięcia się tzw. pasywnej krawędzi kontynentalnej, w której widoczne jest stopniowe przejście od skał typu kontynentalnego do bazaltów dna oceanicznego, tworzących tzw. serię ofiolitową. Dobrą ilustracją są brzegi kontynentów otaczających Ocean Atlantycki. Z drugiej strony obserwuje się także narastanie objętości skorupy kontynentalnej, jakie zachodzi np. w zbieżnych granicach płyt litosferycznych. Jednym ze wspomnianych przykładów jest więc formowanie się łuku wulkanicznego, budowanego z produktów topienia się skał za strefą subdukcji. Wznoszące się diapiry magmy wydostają się na powierzchnię, budując łańcuch wulkaniczny. Inne procesy odpowiedzialne są za kumulowanie się materiału w tzw. pryzmach akrecyjnych, gdzie masy skalne z podsuwającej się płyty zostają zdrapane i złożone na brzegu płyty górnej.

Ze względu na względną lekkość skorupy typu kontynentalnego mało prawdopodobne jest wciągnięcie znacznych ich ilości w głąb Ziemi w strefach subdukcji, jak to się dzieje z łatwością ze skorupą oceaniczną. Bardziej prawdopodobne jest, że materiał skalny wciąganego kontynentu zostanie w znacznej części spiętrzony, formując łańcuch górski typu fałdowego, jak stało się to choćby z Alpami i Himalajami. Rezultatem tego jest stopniowe zwiększanie się objętości skorupy kontynentalnej w czasie geologicznym.

• hipoteza ekspandującej Ziemi – Ziemia od pewnego momentu czasu stale się powiększa, co spowodowało rozerwanie superkontynentu i powstanie oceanów – aktualna i niszowa,

• hipoteza katastroficzno-planetoidalna – początkowy superkontynent (Pangea) został kilkakrotnie podzielony na współcześnie istniejące drogą kolizji z dużymi planetoidami, których średnica w momencie uderzenia w skorupę ziemską wynosiła 100-2000 km.

1. Omów cechy charakterystyczne pasywnej krawędzi kontynentalnej:

Krawędź pasywna (ang. passive margin) lub krawędź typu atlantyckiego wg. teori tektoniki płyt jest to strefa, w której płyta kontynentalna przechodzi stopniowo w oceaniczną.

Nie zachodzą tu procesy subdukcji lub przesuwania się wzajemnego płyt litosferyczych na uskokach transformacyjnych (krawędzie konserwatywne). Strefa szelfowa jest tu zazwyczaj szeroka, krawędź szelfu łączy ją ze stokiem kontynentalnym, który stoniowo przechodzi w podnóże kontynentalne. Przeciwieństwem krawędzi pasywnej jest krawędź aktywna lub typu pacyficznego, która jest związana z granicą konwergentną.

Pasywne krawędzie związane są basenami sedymentacyjnymi określanymi jako baseny krawędzi pasywnych. W wyniku obciążenia osadami dostarczanymi z lądu, strefa przejściowa pomiędzy płytą oceaniczną i kontynentalną ulega subsydencji, co prowadzi to wyraźnie wklęsłego w przekroju kształtu basenu. Takie baseny sięgają na setki kilometrów w głąb oceanu i rozciągają się na tysiące kilometrów wzdłuż krawędzi kontynentów. Osady rozłożone są tu strefowo od płytkomorskich, przez osady stoku kontynentalnego po głębokomorskie.

Rysunek po prawej stronie schematycznie przedstawia rozwój depozycji i subsydencję w strefie przejściowej (pomiędzy skorupą kontynentalną i oceaniczną) na krawędzi pasywnej. Rysunek dostępny dzięki uprzejmości Massachusetts Institute of Technology (Southard 2007).

1. Baseny ryftowe:

Baseny ryftowe (ang. rift basins) to rodzaj basenów sedymentacyjnych, które powstają strefie ryftowej, w wyniku rozciągania litosfery w obrębie kratonów. Długość takich basenów dochodzi do tysięcy kilometrów. Baseny ryftowe są wypełniane przeważnie przez osady lądowe, najczęściej fluwialne, stożków napływowych i jeziorne ze skałami wulkanicznymi. Współczesnym przykładem jest strefa ryftowa we Wschodniej Afryce

Oceaniczne baseny ryftowe (ang. oceanic rift basins) to rodzaj basenów sedymentacyjnych, które można określić jako zaczątki nowych oceanów powstające, gdy w rowie ryftowym zaczyna być wytwarzana skorupa oceaniczna, patrz cykl Wilsona.

Oceaniczne baseny ryftowe stanowią przejściową formę pomiędzy rowami ryftowymi a basenami związanymi z pasywnymi krawędziami. Tego typu baseny są wypełniane przez osady pochodzenia wulkanicznego, stożków napływowych, ewaporatami, osadami jeziornymi i morskimi. Współczesnym przykładem takiego basenu jest Morze Czerwone.

Ilustracja po prawej stronie przedstawia schemat oceanicznego basenu ryftowego Morza Czerwonego według Southard (2007). Rysunek dostępny dzięki uprzejmości Massachusetts Institute of Technology i pochodzi z MIT OpenCourseWare.

1. Rozwój i budowa kaledonidów skandynawskich oraz rola kolapsu ekstensyjnego w strukturze tego orogenu:

orogen kaledoński:

• orogeneza takońska (480-440 Ma) – młodsze skały ordowickie we wschodniej krawędzi Ameryki Północnej

• orogeneza akadyjska (410-350 Ma) – regionalny metamorfizm

• orogeneza appalachijska (310-250 Ma) – superkontynent Rodinia

Kaledonidy skandynawskie tworzyły się w czasie ~500 do 350 Ma w wyniku serii wydarzeń kolizyjnych dokumentowanych obecnością ofiolitów w pakietach nasuwczych, rozdzielanych fazami ekstensji. Orogen składa się ze stosu allochtonicznych pakietów nasuwanych na Baltikę głownie w okresie ~435 Ma ~395 Ma, w czasie (wyd. =) orogenezy skandyjskiej.

Kaledonidy: Skandynawia, Grenlandia, Wyspy Brytyjskie, północne Appalachy – stanowią zamknięcie po oceanie Iapetus
Kaledonidy skandynawskie – orogen kolizyjny (500-350 Ma), obecność ofiolitów w pakietach nasuwczych, rozdzielone fazami ekstensji
Nad autochtonem są trzy sekwencje allochtoniczne. Wyższe strukturalnie znajdują się na zachodzie.
435-395 Ma – orogeneza skandynawska
Podłoże bałtyckie podzielone jest na dwie części. Część jasna nie została oderwana, a część ciemna stanowi dolny allochton przemieszczony, ale pochodzący z Baltiki.
uppermost allochton = Laurencja (takonity), upper allochton = płaszcz. oceaniczne i kontynentalne pochodzenia bałtyckiego (przypuszczalnie odryft. fragmenty lub inne mikrokontynenty), middle allochton = też przypuszczalnie pochodzą z Baltiki, lower allochton = bałtyckie skały osadowe i krystaliczne

1. Wyjaśnij hipotezę terranów na podstawie Kordylierów Ameryki Północnej

Kordyliery

W mezozoiku następowało łączenie teranów ze sobą i doklejanie łuków wyspowych. Procesy akrecyjne trwały od środkowej jury po wczesny trzeciorzęd w kilku etapach:

trias/jura – jednostka (terran) sfikinian

jura – jednostka Wrangelian

kreda – kolizja jednostki Wrangelian z kontynentem, rozbity na 5 fragmentów

trzeciorzęd – ustala się współczesna strefa subdukcji

1. Przedstaw wyidealizowany model orogenu kolizyjnego

 orogen kolizyjny – zderzenie łuku wyspowego z kontynentem (skorupa łuku nie podlega subdukcji, lecz po zewnętrznej stronie łuku tworzy się nowa strefa o przeciwnym nachyleniu; towarzyszą jej procesy tektoniczne i metamorficzne)  lub kontynentu z kontynentem (zderzenie krawędzi aktywnej z pasywną; po bezpośrednim zetknięciu resztkowy płat skorupy oceanicznej odrywa się i pogrąża w płaszczu, a skorupa kontynentalna obu płyt podlega silnej tektonizacji; powstały orogen jest silnie asymetryczny z wergencją skierowana w stronę dawnej krawędzi pasywnej) – po zanikłym oceanie pozostaje tylko wąska strefa szwu tektonicznego

Kaledonidy skandynawskie – orogen kolizyjny

1. Budowa wewnętrzna Marsa i struktura jego powierzchni:

Budowa wewnętrzna:
-żelazne jądro – metaliczne Fe i siarczki Fe; o promieniu 1700 km; brak pola magnetycznego = mała ilość Fe a więcej siarki
-kamienny płaszcz – płynno-skalny płaszcz zbudowany z krzemianów Fe i Mg o grubości ok. 1660 km
-kamienna skorupa – 30 km grubości

na powierzchni tlenek żelaza – limonit

Powierzchnia:
-największe łańcuchy górskie oraz kaniony w całym Układzie Słonecznym
-czapy lodowe na biegunach – na północy otoczone przez ciemny pierścień wydm, na południu zamarznięty dwutlenek węgla (suchy lód)
-powierzchnia usiana kraterami uderzeniowymi

Wydaje się, że powierzchnia jest złożona głównie z bazaltu. Część jest bogatsza w krzemionkę i mogą ją tworzyć skały podobne do ziemskich andezytów = obecność amorficznej krzemionki

1. Sejsmika refrakcyjna i refleksyjna:

Technika refrakcyjna była pierwszą główną metodą geofizyczną wykorzystano do poszukiwań względnie głębokich struktur roponośnych. Aktualnie jest powszechnie stosowana w szczegółowych badaniach warstw przypowierzchniowych. W technice refrakcyjnej najważniejszym elementem jest pomiar czasu tzw. pierwszych wstąpień ("first break") przyjścia fali refrakcyjnej typu P. Jest to czas gdy odbiornik np. geofon zaczyna się poruszać w momencie przyjścia fal sztucznie wygenerowanych w źródle sejsmicznym. Fala refrakcyjna powstaje na granicy dwóch ośrodków (warstw) różniących się znacząco prędkościami fal przy czym prędkość w warstwie niżej ległej musi być większa. Znając czasy przyjścia fal oraz geometrię pomiarową (położenie odbiorników oraz punktów wzbudzania energii sejsmicznej) można na podstawie praw fizyki (zjawisko refrakcji i prawo załamania fali w optyce) dokładnie określić głębokość i przebieg granic refrakcyjnych związanych z granicami np. geologicznymi.

Metoda sejsmiczna techniką refrakcyjną może być wykorzystana do określenia i wyznaczenia: 
- granic oddzielających strefy różnego stanu wietrzenia górotworu,
- granicy litego niespękanego przebiegu podłoża skalnego np. stropu granitów, wapieni, dolomitów w kamieniołomach,
- poziomu zwierciadła wód gruntowych,
- kubatury mas skalnych, nadkładu, a nawet odpadów
- stref: uskokowych, spękań i osłabienia,
- urabialności skał dla celów eksploatacji masywu skalnego w kamieniołomie,
- parametrów geomechanicznych ośrodka np dynamicznych: modułów sprężystości i współczynnika Poissona, anizotropii spękań,
- wstępnej oceny klas geomechanicznych górotworu np RMR89, KFG, Qc,
- rozpoznania stref osuwiskowych, a zwłaszcza przebiegu powierzchni poślizgu.

Sejsmika refleksyjna:

Sejsmika refleksyjna – geofizyczna metoda pomiarowa, pozwalająca na uzyskanie obrazu struktur geologicznych. Polega ona na rejestracji i analizie sztucznie wywołanej i odbitej od granic warstw geologicznych fali akustycznej, (tu nazywanej falą sejsmiczną. Pomiar polega na emisji fali sejsmicznej przez źródło fali sejsmicznej w punkcie wzbudzenia, a następnie rejestracji sygnałów przez czujniki drgań umieszczone na powierzchni ziemi w punktach odbioru. Drgania docierające do punktów odbioru są wynikiem propagacji i odbić fali sejsmicznej w głębi ziemi. Przy projektowaniu punktów wzbudzenia i odbioru należy przestrzegać tzw. Zasady wielokrotnego pokrycia - przez każdy punkt odbicia powinno przechodzić 70 do 100 promieni sejsmicznych. Ma ona na celu wzmocnienie sygnału pochodzącego z każdego punktu odbicia.

Odbiór i rejestracja za pomocą sejsmografu odbitych od struktur podziemnych fal sejsmicznych prowadzi do stworzenia hodografu fali odbitej. Badania tą metodą jest możliwe, gdy ośrodek musi być warstwowany, o upadzie warstw do 45° i niewielkim zuskokowaniu. Odbicia, fali następują w miejscach gdzie ośrodki różnią się impedancją akustyczną.

Końcowym wynikiem przetwarzania jest obraz sejsmiczny, pokazujący ułożenie warstw geologicznych. Interpretacja - strukturalna - odtworzenie z danych czasowych struktury górotworu, litofacjalna - określenie np. współczynnika porowatości lub gęstości. Interpretacja obrazu jest już domeną geologów.

1. Granice fazowe:

Analiza przebiegu fal sejsmicznych wykazała, że własności fizyczne wnętrza Ziemi zmieniają się na pewnych głębokościach w sposób skokowy wzdłuż powierzchni granicznych faz o różnej prędkości rozchodzenia się fal sprężystych i różnej gęstości. Pierwszą taką granicą jest powierzchnia Moho (przejście gabro--> eklogit) oddzielająca skorupę od litosferycznej części płaszcza (11). Poniżej w płaszczu istnieją dwie ważne granice fazowe: na głębokości ~410 km i ~680 km. Ta ostatnia granica rozdziela płaszcz górny i dolny. Im głębiej, tym większe ciśnienie panuje we wnętrzu globu. To rosnące w głąb ciśnienie zmusza minerały płaszcza do przemian fazowych, tak by atomy w ich minerałów były coraz ciaśniej upakowane. Wprowadza to zmiany w ich sieci krystalograficznej, co sprawia, że minerały zachowując ten sam skład przybierają inną formę strukturalną. Poniżej 410 km oliwin – (Mg,Fe)₂SiO₄, może istnieć tylko w strukturze właściwej spinelowi, a więc tlenkowi – (Mg, Fe, Cr)Al₂O₄. Poniżej 680 km występuje kolejna transformacja i krzemiany (Mg,Fe)SiO₃ przyjmują strukturę właściwą perowskitowi (tlenkowi tytanu i wapnia, CaTiO₃), a część z nich zmienia się tlenki (Mg,Fe)O – magnesiowustyt. W warstwie D” krzemiany przyjmują strukturę post-perowskitową. Przemiana fazowa na głębokości 680 km jest endotermiczna – pochłania ona ciepło, przez co warstwa ta staje się o kilka rzędów bardziej lepka, chłodniejsza i sztywniejsza niż materia pod i ponad nią. Ta graniczna strefa przejściowa jest z jednej strony źródłem „chłodnych” kaskad spadających ku spągowi płaszcza i komplikującym konwekcyjny transport ciepła ku górze, a z drugiej strony stanowi swoistą barierę dla większości tonących w płaszczu płyt litosferycznych. Przemiana fazowa na głębokości 410 km jest egzotermiczna – wydzielone ciepło przyczynia się do wzmożenia konwekcji w górnym płaszczu oraz częściowego topienia jego minerałów. W ten sposób tworzą się w płaszczu pierwotne źródła magm, które – jako cieplejsze i lżejsze niż otoczenie – przebijają się ku powierzchni Ziemi w konwekcyjnych prądach wstępujących. Magmy te ewoluują i pojawiają się przede wszystkim w strefach spredingu (rozrostu) – w grzbietach oceanicznych i w ryftach kontynentalnych (7, 8) – często ulegając po drodze znacznym zmianom geochemicznym. Dzięki temu w strefach tych stale tworzy się nowa bazaltowa skorupa oceaniczna – średnio rocznie przybywa jej 17 km³.

1. Źródła magm w płaszczu Ziemi:

DMM – Depleted MORB Mantle, płaszcz, z którego pod ryftami oceanicznymi zostały wytopione znaczne ilości magmy bazaltowej; HIMU – High µ, płaszcz wzbogacony w pierwiastki koncentrujące się w osadowej części subdukowanej płyty oceanicznej; EM – Enriched Mantle – płaszcz wzbogacony w składniki magm bazaltowych

1. Orogeneza panafrykańska:

Ważnym krokiem na drodze ku powstaniu Gondwany była orogeneza panafrykańska. Miała ona miejsce około 800-600 mln lat temu, a jej efektem było połączenie fragmentów kontynentalnych budujących dzisiejszą platformę afrykańską.

Wokół skonsolidowanej Afryki przyłączane były kolejne kontynenty. Ostatnim etapem formowania Gondwany było połączenie jej części zachodniej (Ameryka Południowa oraz Afryka) i wschodniej (Indie, Australia, Antarktyda). Miało ono miejsce w najpóźniejszym proterozoiku (neoproterozoiku), około 650-600 mln lat temu).

Zdaniem niektórych naukowców w tym samym czasie do powstającej Gondwany dołączona została także platforma północnoamerykańska (kontynent Laurencja) oraz wschodnioeuropejska (kontynent Baltika). W ten sposób powstał kolejny superkontynent, wielkością niewiele ustępujący Pangei.

Superkontynent ten określany bywa nazwą Pannocji. Jego istnienie nie jest jednak pewne. Możliwe są więc dwa warianty zdarzeń, które miały miejsce 600 mln lat temu:

1. lądy tworzące Gondwanę weszły w skład Pannocji; w efekcie Gondwana stała się samodzielnym kontynentem dopiero po rozpadzie tego niepewnego superkontynentu, czyli już w paleozoiku (około 500 mln lat temu).

2. superkontynent Pannocja nie istniał; w takim wypadku Gondwana stała się samodzielnym kontynentem już około 600 mln lat temu; jej sytuacja nie zmieniła się przez następne 300 mln lat, aż do momentu wbudowania w skład powstającej Pangei.

1. Budowa wewnętrzna planet typu ziemskiego:

Planety skaliste mają metaliczne, żelazne lub żelazno-niklowe jądro, które może generować pole magnetyczne. Natężenie pola nie jest w prosty sposób związane z wielkością ciała, chociaż wnętrza mniejszych planet stygną szybciej i ich pole magnetyczne szybciej zanika. Jądro okrywa płaszcz zbudowany ze skał w większości będących w stanie stałym, stanowiący zwykle większą część masy ciała. Najbardziej zewnętrzną warstwą jest skorupa, odróżniająca się chemicznie od płaszcza i powstała w większości na skutek procesów magmowych.

Merkury:

Pod względem budowy Merkury bardzo podobny jest do Ziemi. Średnia bowiem gęstość tej planety wynosi 5,427 g/cm3. Wnętrze kryje pod skorupą i płaszczem małe żelazowo-niklowe jądro.

Z powodu małej wielkości planety w stosunku do wysokiej gęstości musi ona mieć duże, bogate w żelazo jądro. Geolodzy oszacowali, że jądro Merkurego zajmuje około 42% jego objętości; dla Ziemi jest to 17%. Bieżące badania sugerują, że Merkury ma płynne jądro. Jądro otacza warstwa zwana płaszczem, przez analogię do płaszcza ziemskiego, o grubości 600 km, składająca się z krzemianów.

Wenus:

Budowa wewnętrzna Wenus (przypuszczalnie zbliżona do budowy Ziemi):
-jądro wewnętrzne i zewnętrzne – zbudowane z Fe i Ni o średnicy ok. 6200 km
-kamienny płaszcz – grubość ok. 2950 km
-kamienna skorupa – grubość 25-160 km

Podobieństwa wielkości i gęstości między Wenus a Ziemią sugerują, że obie planety mają podobną budowę wewnętrzną, mają jądro, płaszcz i skorupę. Podobnie jak ziemskie, jądro Wenus jest przynajmniej częściowo płynne, ponieważ wnętrza obu planet ochładzają się w podobnym tempie. Mniejsza średnica i masa Wenus sugerują, że w jej wnętrzu panuje ciśnienie nieco mniejsze niż we wnętrzu Ziemi. Największą różnicą między obiema planetami jest brak tektoniki płyt na Wenus, prawdopodobnie związany ze znikomą zawartością wody w skorupie i skałach płaszcza. Skutkiem tego jest zmniejszony odpływ ciepła z wnętrza planety i jego wolniejsze ochładzanie, a to jest prawdopodobnym wytłumaczeniem braku pola magnetycznego.

1. Korzenie kontynentów:

Znaczne zróżnicowanie lepkości i temperatury domen płaszczowych wywołane konwekcyjnym ruchem materii transportującej ciepło uwidocznia tomografia sejsmiczna. Jest to swego rodzaju „prześwietlenie” globu, które wykorzystuje fale sprężyste i ich własność rozchodzenia się z różną prędkością w różnych ośrodkach – nieco podobnie do tomografii medycznej wykorzystującej fale ultradźwiękowe. Tomografia wykazała obecność swoistych korzeni pod kontynentalnymi fragmentami płyt litosferycznych. Tworzą je chłodniejsze i sztywniejsze partie płaszcza zespolone tam z litosferą i sięgające do głębokości 200-300 km (10).

1. Rodzaje naprężeń:

1. mikroskopowe (strukt. kryształów, ziarna mineralne)

2. globalne

Wytrzymałość litosfery zależy od:
-reżimu naprężeń,
-wielkości naprężeń i różnicy naprężeń,
-lepkości,
-czasu działania naprężeń,
-tempa deformacji,
-temperatury (strumień ciepła),
-anizotropii

1. Litosfera oceaniczna:

Litosfera oceaniczna - występuje pod oceanami. Składa się na nią skorupa oceaniczna i warstwa perydotytowi (Średnia grubość warstwy perydotytowej na obszarach zajętych przez bloki kontynentalne wynosi ok. 80 km, pod oceanami ok. 50 km. Zbudowana jest z perydotytu (magmowa skała głębinowa), przy czym uważa się, że pod kontynentami zawiera też eklogit. W innym ujęciu budowy Ziemi warstwa perydotytowa stanowi górną (najbardziej zewnętrzną) warstwę płaszcza ziemskiego.)

1. Granity:

Peraluminowe:
Al > (Ca+Na+K) = typ S; kordieryt, pierwotny muskowit, granat; z przetopieniami skał osadowych; wysoki 87Sr/86Sr

Metaluminowe:
Al < (Ca+Na+K) = typ I; amfibole, biotyt; niższy stosunek 87Sr/86Sr

Peralkaliczne:
(Na+K) > Al.; minerały alkaliczne, skalenie hypersolwusowe

Typ A: wysoko temp. Typ I; bogaty w Zr, Fe
Typ M: z płaszcza, niski 87Sr/86Sr; amfibole, klinopiroksen
Typ H: mieszane; granity pre-, syn-, posttektoniczne

Pochodzenia granitów z Australii:

1. Model White’a i Chappell’a:
-Granity typu I pochodzą z tonalitowego/granodiorytowego źródła przypominającego neoproterozoiczny łańcuch górski i leżały pod rozległymi sekwencjami turbidytów.
-Granity typu S były same wyprowadzone z metasedymentów kontynentalnej skorupy.

2. Model McCulloch’a i Chappell’a:
Granitoidy typu I i S mogły być rezultatem mieszania prymitywnego płaszcza i ordowickic metasedymentów.

3. Model Collins’a:
-Początkowe zmieszanie płaszcza i skorupy oceanicznej, która była wówczas mieszana z częścią ordowickich skał sedymentacyjnych.
-Granity typu I i S pochodzą z tego samego materiału skorupy i płaszcza.

1. Alpy Zachodnie:

mezoundacja Alp Zachodnich:
-przerwanie skorupy i wyniesienie Austrydów
-w przerwę wlewają się skały z astenosfery Helwatydy
-pomiędzy mocno sfałdowane Pennidy