279

278

Badania wieku bezwzględnego law wykazały, że następuje kolejne powstawanie wysp określone przesuwaniem się wulkanizmu zależnie od przesuwania się centrum ciepła w górnym płaszczu (hot spot) i tzw. konwekcyjnego pióropusza (convectionplunie; Morgan, 1972). Wyspy w zależności od składu law będą zawierały wulkany określonego typu, o różnej sile wybuchu i określonej ilości materiału piroklastycznego, czyli o zmiennej wartości indeksu eksplozyjnego Rittmanna.

Ogólnie zostało stwierdzone (Rast, 1982), że w miarę odsuwania się od stref ryftowych w kierunku stref subdukcji następuje niedosycenie krzemionką i lawy stają się bardziej alkaliczne, co związane jest z pogrubianiem się litosfery, zmniejszaniem się gradientu geotermicznego i wytapianiem magm na większej głębokości.

Jeśli chodzi o duże trzeciorzędowe bazalty płytowe, jak np. w Deka-nie lub Paranie, to należy przypuścić, że lawy te mogły wydobyć się z głębokich stref astenosfery na powierzchnię w sposób szczelinowy bez materiału piroklastycznego, przy początkowym rozłamie kontynentów (Pangea). W odróżnieniu od law powstałych w oceanicznych ryftach powiększyły one kontynenty i nie były wciągane do procesów subdukcji.

Wracając do zagadnienia pochodzenia bazytowych magm z płaszcza, można przedstawić (Hughes, 1982) próbę obliczenia, ile tego płaszcza w ciągu 4,5 mld lat uległo nadtopieniu i zmianie pierwotnego składu. Można z pewnym. przybliżeniem założyć, że obecnie przy formowaniu oceanicznej skorupy rocznie wydobywa się z płaszcza około 20 km³ lawy. Przy przyjęciu, że jedna część lawy bazaltowej powstaje z czterech części płaszcza, musiało w ten sposób zostać przerobione 300-10° km³, co stanowi około 35% jego masy. W sumie masa wszystkich skał skorupy będących derywatami płaszcza wynosi nie więcej niż 0,42%-masy Ziemi i około 0,62% masy płaszcza. Przy obliczeniach tych powinny być wzięte pod uwagę wszystkie prawidłowości, czy też różnice w pionowej i poziomej budowie płaszcza, które podane zostały w rozdziale 5.1, co wprowadza dodatkowe komplikacje i wskazuje na dużą złożoność poruszonych tu w krótkim zarysie problemów.

8.2. Pozycja skorupy kontynentalnej

Należy się zastanowić, co się dzieje w czasie wspomnianych wyżej procesów ze skorupą kontynentalną. Kontynenty zbudowane są jak wiadomo z lekkiego granitoidowego materiału, będą więc na górze i nie będą zatapiane w płaszczu, jak to się dzieje z większością skorupy oceanicznej. Stanowią one kolizyjną masę oporową, pod którą się ta skorupa oceaniczna zanurza i są najbardziej opornymi częściami litosfery. Tylko w tej litosferze mogą istnieć skały wykazujące radiogeniczny wiek 3,5—3,8 mld lat. Wielkość i forma płyt kontynentalnych ulega na przestrzeni dziejów Ziemi zmianom. W strefach ryftów płyty mogą ulegać pękaniu i rozsuwaniu, i stworzyć miejsca dla nowych mórz i oceanów.¹ Mogły też istnieć sytuacje odwrotne, gdzie przy kolizji kontynentów i mikrokontynentów mogło dojść do zamknięcia i likwidacji strefy morza czy oceanów, a osady w nich zdeponowane mogły zostać intensywnie ściśnięte i zafałdowane, i stworzyć tym samym szew spajający płyty w jeden większy kontynent. Jako przykład takiej sytuacji w tektonice płyt podawany jest subkontynent indyjski, dla którego szwem spajającym z Azją są Himalaje. Tylko wąski fragment oceanicznej litosfery wciągnięty w górotwór w formie wydłużonej ofiolitowej strefy (strefa ofiolitu Indus) wskazuje na zlikwidowaną w tym miejscu przestrzeń morską, która była częścią Tetydy.

Sialiczne skały tworzące skorupę kontynentalną były znacznie wcześniej przedmiotem badań, rozważań i często kontrowersyjnych stanowisk i punktów widzenia. Pomijając szczegóły przeszło dwudziestoletniej dyskusji na temat pochodzenia skał granitoidowych, którą wśród polskich badaczy podsumował i do której ustosunkował się Smulikowski (1958), należy nadmienić, że ostatnio został zaproponowany przez Chapella i White’a (1974) nowy uproszczony podział genetyczny granitów, który powstał na podstawie badań strefy oroge-nicznej wschodniej Australii. Zakłada on, że granity sensu lato są skałami powstałymi przez częściowe przetopienie w obrębie skorupy kontynentalnej różnych preegzystujących skał. Zależnie od materiału skalnego, z którego została wytopiona magma wyróżnia się granity typu / (igneous) powstałe ze skał magmowych, które uważane są za derywaty płaszcza (bazalty i metabazalty) oraz granity typu S (sedimentary), które powstały przez przetopienie skał pierwotnie osadowych. Mogły stanowić je skały bogate w substancje ilaste, które po zmetamorfizowaniu przedstawiały łupki łyszczykowe lub gnejsy. Generalizując zagadnienie można uznać, że granity typu I mają większą ilość sodu, mniejszą ilość glinu w stosunku do alkaliów i wapnia, zawierają hornblendę i tytanit, i tworzą dużą ilość odmian — od skał jasnych do ciemnych. Granity typu S mają pewną określoną ilość potasu, większą ilość- glinu w stosunku do alkaliów i wapnia (normatywny korund przekracza 1 %), mogą więc niekiedy zawierać kordieryt i granat. Zwykle tworzą odmiany bogate w krzemionkę. Wydzielone typy granitów różnią się także składem i ilością pierwiastków śladowych, łącznie z ziemiami rzadkimi oraz stosunkiem izotopów strontu (w odmianach / ⁸⁷Sr/ /⁸⁶Sr = 0,704—0,706, a w odmianach S ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr>708.

W granitach / spotyka się ksenolity maficzne zawierające magmową hornblendę, ksenolity w granicie S są bardziej typowymi metasedymentami. Obydwa granity różnią się także charakterem mineralizacji.

Wszystkie złożone zagadnienia globalnej tektoniki i tektoniki płyt są ostatnio obszernie dokumentowane i dyskutowane w specjalistycznych pracach. W tym podręczniku mogły być przedstawione w zarysie tylko te fragmenty, które wiążą się ściśle z zagadnieniami petrologicznymi.

1

Za takie początkowe stadium „oceanizacji” jest dzisiaj uważana strefa Morza Czerwonego między Afryką i Półwyspom Arabskim.