ROZDZIAŁ 1Ziemia jako system
Potok lawy spływającej z hawajskiego wulkanu Kilauea. Od roku 1843 wulkan ten wybuchał 33 razy. (G. Brad Lewis/Aurora Creative/Getty Images).
Niewielu ludzi, jadąc samochodem lub wędrując górskimi szlakami, uświadamia sobie, że skały, które widzą wokół siebie, mają swoje bogate i urozmaicone dzieje. Nie posiadając umiejętności i wiedzy geologów, nie potrafią rozpoznać mijanego urwiska jako formacji skalnej powstałej na szelfie podlegającym w zamierzchłej przeszłości działaniu przypływów i odpływów morza, odczytać w skałach na stoku góry historię pierwotnej puszczy zniszczonej erupcją wulkanu, czy znaleźć w skałach obserwowanych na nizinie pozostałości wysokich gór wznoszących się kiedyś w miejscu, w którym rozciąga się dziś równina. Geolodzy potrafią odczytywać w ten sposób przeszłość Ziemi, ponieważ pomaga im w tym znajomość wielu informacji gromadzonych od ponad dwustu lat, odkąd istnieje studiowana przez nich dyscyplina naukowa. Celem tej książki jest prezentacja faktów i zasad geologicznych w zakresie pozwalającym zrozumieć ogólną historię naszej planety oraz istniejących na niej form życia. W kolejnych rozdziałach opiszemy procesy, które ukształtowały fizyczny ziemski świat w takiej postaci, jaką dziś oglądamy, uwzględniając pochodzenie i ewolucję żywych organizmów jako jego mieszkańców. Przedstawimy również stosowane przez geologów procedury, które pozwoliły im zebrać i uporządkować te informacje. Badacze historii Ziemi nieuchronnie odkrywają, że zdobywana przez nich wiedza zmienia perspektywę postrzegania samych siebie oraz otaczającego środowiska i życia.
Znajomość historii Ziemi może mieć także wielką wartość praktyczną. Geolodzy potrafią lokalizować podziemne złoża ropy naftowej i zbiorniki wody, identyfikując rozmieszczenie skał porowatych w stosunku do innych formacji skalnych. Wiedza geologiczna pomaga też w poszukiwaniach złóż węgla, rud metali i innych surowców naturalnych ukrytych w skorupie ziemskiej. Badania geologiczne pokazały, że warunki środowiskowe na naszej planecie ulegały w przeszłości wielkim zmianom, niekiedy bardzo gwałtownym, nie tylko w skali czasu geologicznego, lecz nawet w perspektywie historii człowieka.
Badania systemu Ziemi
Skały zalegające w wierzchnich warstwach skorupy Ziemi to ogromne archiwum, którego odczytywanie i interpretacja pozwalają odtwarzać długą historię naszej planety. Studiując jej dzieje, rozpoznajemy sposoby funkcjonowania Ziemi jako złożonego systemu, którego zrozumienie pomaga w rozwiązywaniu problemów powodowanych przez zmiany zachodzące obecnie lub mogące nastąpić w niedalekiej przyszłości.
Unikatowość Ziemi
Wiedząc, że we Wszechświecie istnieją biliony planet okrążających gwiazdy podobne do Słońca, wielu naukowców wierzy, że życie musi istnieć także w miejscach poza naszym Układem Słonecznym. Jednakże niewiele spośród tych planet mogłoby podtrzymywać wszystkie znane formy życia organicznego. Ziemia ma pewne szczególne cechy sprzyjające życiu. Na przykład: odległość Ziemi od Słońca, w powiązaniu z jego rozmiarami, zapewnia występowanie na powierzchni naszej planety temperatury zapewniającej istnienie złożonych związków węgla - podstawowych cegiełek życia - wchodzących w wielorakie reakcje chemiczne. Ponadto dostatecznie duża masa Ziemi zapewnia obecność płynów podtrzymujących życie dzięki przyciąganiu grawitacyjnemu; z tych przyczyn powierzchnię Ziemi pokrywają oceany oraz atmosfera, a na lądach znajdują się jeziora, rzeki i urodzajne gleby. Równocześnie Ziemia jest zbyt mała, by jej pole grawitacyjne przyciągało wiele wielkich asteroid, z którymi zderzenia mogłyby zniszczyć istniejące formy życia. Dla porównania, Jowisz, którego masa jest 318 razy większa od masy Ziemi, jest nieustannie bombardowany przez masywne meteoryty.
Współzależność składników systemu Ziemi
Na system Ziemi składają się komponenty fizykochemiczne i biologiczne. Potrafimy dziś zrekonstruować wiele aspektów fizycznej historii planety, w tym powstawanie i rozpad gór, dzielenie się i zderzanie kontynentów, zalewanie obszarów lądowych i ponowne ich wyłanianie się z wód, a także ochłodzenia i ocieplenia klimatów. Wiemy też sporo o ewolucji życia, od bakterii i podobnych mikroorganizmów, poprzez rozwój roślin i zwierząt w archaicznych morzach, aż do wyjścia organizmów na lądy, ekspansji i zagłady dinozaurów oraz pochodzenia i rozwoju gatunku ludzkiego. Nie można jednak zrozumieć historii Ziemi, oddzielając sztucznie jej aspekty fizyczne od biologicznych. Związane z nimi procesy są bowiem ściśle połączone: środowiska fizyczne miały wpływ na rozwój form życia, a te współtworzyły zmiany warunków fizycznych. Na przykład: w rozdziale IV opiszemy wpływ warunków klimatycznych na rozmieszczenie roślin lądowych. Równocześnie, życie roślinne miało i ma wpływ na procesy klimatyczne. Lasy ocieplają regionalne klimaty, gromadząc energię cieplną, a rośliny wpływają na klimat w skali globalnej, zmieniając chemię atmosfery. Analiza danych geologicznych pokazuje, że historyczne zmiany profilów roślinnych korelowały ze zmianami klimatycznymi w ciągu setek milionów lat. Warunki klimatyczne modyfikowało również wiele innych czynników, takich jak ruchy kontynentów oraz wahania poziomu morza. Obecny obraz Ziemi jest, w skali geologicznej, stanem chwilowym wynikającym z długiej i złożonej historii planety.
Dysponując wiedzą o historii systemu Ziemi, możemy skutecznie rozwiązywać obecne problemy wynikające z zachodzących zmian. W przeszłości linie brzegowe zmieniały się w wyniku wahań poziomu morza. Dane geologiczne z minionych kilku tysięcy lat dokumentują stałe podnoszenie się tego poziomu, związane z topnieniem lodowców i zasilaniem przez nie wód oceanicznych. Obserwacje regionów nadmorskich pokazują przemieszczenia bagien przybrzeżnych powodowane przez ten czynnik. Bagna te są bardzo ważne dla ludzkości; oczyszczają morskie wody przybrzeżne, podtrzymując cenne dla nas formy życia zwierzęcego. Badania geologicznej historii bagien przybrzeżnych pomogą nam przewidzieć ich los w warunkach ocieplenia klimatu powodowanego przez działalność człowieka oraz dalszego podnoszenia się poziomu morza w najbliższych dziesięcioleciach i stuleciach.
Wrażliwość i nietrwałość aspektów systemu Ziemi
Całokształt danych naukowych o historii życia na Ziemi dostarcza unikalnej perspektywy postrzegania procesu wymierania wielu roślin i zwierząt w następstwie działalności człowieka. Ludzie powodują zagładę licznych gatunków biologicznych, wycinając lasy i niszcząc inne naturalne ekosystemy, a nasze zbiorowe zachowanie wywiera pośrednio wieloraki głęboki wpływ na ziemską biosferę. Działalność człowieka powoduje wzrost średniej temperatury na całej powierzchni Ziemi. Dane geologiczne dotyczące przeszłych form życia pokazują, jak zmiany klimatyczne wpływały na biosferę w odległej przeszłości - jak niektóre gatunki potrafiły przetrwać, migrując do rejonów o bardziej sprzyjającym środowisku życia, oraz jak inne, którym się to nie udawało, wymierały. Badając te dane, wielu biologów ze zdumieniem stwierdziło, że wiele naturalnych zbiorowisk istniejących dziś na Ziemi nie składa się z niezależnych gatunków skojarzonych w odległych epokach, a przeciwnie - z gatunków skojarzonych całkiem niedawno (w geologicznej skali czasu) w wyniku zmian klimatycznych, które zmusiły je zupełnie niezależnie do włączania się w nowe zbiorowiska.
Uświadamiając sobie szybkość i siłę naturalnych zmian środowiskowych, oraz nietrwałą naturę zbiorowości wielogatunkowych, zaczynamy dostrzegać wrażliwość i nietrwałość świata, w którym żyjemy. Ogólniej, znajomość przeszłości umożliwia nam dokonywanie inteligentnych wyborów z myślą o przyszłości naszej zmieniającej się planety.
Zanim przejdziemy do szczegółowego opisu historii Ziemi i istniejących na niej form życia, należałoby przedstawić pewne podstawowe fakty i koncepcje integrujące geologię jako naukę. Tym tematom poświęcimy pierwszych dziesięć rozdziałów książki tworzących jej część I. W części II przedstawimy historię systemu Ziemi w porządku chronologicznym.
Zasada aktualizmu
Fundamentalną koncepcją współczesnej geologii jest przekonanie, że obserwowane dziś prawa fizyki i chemii mają charakter uniwersalny i w całej historii Ziemi działały tak samo jak obecnie. Zasada ta, nazywana przez geologów aktualizmem, jest w istocie podstawą wszelkich badań naukowych, mającą zastosowanie w dowolnych przedziałach czasu. Dlatego fizyk wykonujący w jakimś dniu doświadczenie laboratoryjne zakłada, że identyczne doświadczenie powtórzone następnego dnia - ewentualnie dziesięć lub sto tysięcy lat później - będzie miało taki sam wynik. Geolodzy szczególnie szanują tę zasadę, ponieważ, jak zobaczymy dalej, powszechne odrzucenie poglądów przeciwnych w pierwszej połowie XIX wieku oznaczało narodziny współczesnej geologii jako dyscypliny naukowej.
Przyjęcie uniwersalnej zasady aktualizmu nie przeszkadza geologom w rozpoznawaniu procesów dotyczących Ziemi, przebiegających w różnych tempach w poszczególnych okresach jej historii. Na przykład: nasza planeta wiruje dziś wolniej niż w początkach swojej historii, a kontynenty, obserwowane w geologicznej skali czasu, stały się większe niż były kiedyś.
Zasada aktualizmu jako podstawa badań geologicznych
Jak idea aktualizmu funkcjonuje w geologii? Oto przykład: widząc zmarszczki na powierzchni starego piaskowca, który - jak sama nazwa wskazuje - jest stwardniałym piaskiem, zakładamy, że powstały one tak samo jak podobne zmarszczki tworzące się dzisiaj - pod wpływem określonych ruchów wody lub powietrza (ryc. 1-1). Podobnie, widząc stare skały przypominające zastygłe formy płynnej lawy wydobywającej się z czynnego wulkanu na Hawajach, przyjmujemy, że te pierwsze są także pochodzenia wulkanicznego. Geolodzy nie mogą obserwować bezpośrednio procesów tworzenia się skomplikowanych, poskręcanych form skalnych oglądanych dziś w górach, mają jednak sposobność rejestrowania skał deformujących się i przemieszczanych podczas trzęsień ziemi, oraz obliczania na tej podstawie parametrów ogromnych sił wywołujących takie zjawiska, działających w głębi skorupy ziemskiej, które kiedyś wypiętrzały łańcuchy górskie. Szybkość poziomych i pionowych ruchów powłok ziemskich można dziś obserwować w czasie rzeczywistym przy pomocy urządzeń GPS śledzących położenia specjalnie oznakowanych punktów odniesienia.
A
B
Ryc. 1-1. Zmarszczki w skałach osadowych. A. Zmarszczki tworzone przez fale morskie, odsłonięte na współczesnej plaży podczas odpływu. B. Podobne zmarszczki zachowane w piaskowcu sprzed 200 mln lat. (A: PearlBucknall/Alamy; B: The Natural History Museum/The Image Works).
Niezmienność praw przyrody w geologicznej skali czasu jest wprawdzie niekwestionowaną zasadą ogólną, lecz nie wszystkie zdarzenia z geologicznej przeszłości miały swoje odpowiedniki w okresie historii ludzkości. Większość badaczy uważa, że przyczynami niektórych takich zdarzeń były kolizje z Ziemią wielkich asteroid (skalnych lub metalicznych obiektów mniejszych od Ziemi), czego przykładem jest zagłada dinozaurów 66 mln lat temu. W rozdziale XVII przyjrzymy się dowodom wskazującym na to, że panowanie dinozaurów na Ziemi skończyło się po uderzeniu w nią masywnej asteroidy. Ciało to, średnicy około 10 km, po przejściu przez atmosferę i wody oceaniczne, wbiło się głęboko w dno morskie w pobliżu dzisiejszego wybrzeża meksykańskiego. Łatwo sobie wyobrazić, że następstwa takiego wydarzenia musiały zmieść z powierzchni Ziemi wiele gatunków żyjących na niej istot. Ludzie nie obserwowali wprawdzie nigdy czegoś takiego, lecz teoretyczne wnioskowania pozwalają się domyślać, co się wtedy działo. Tworząc na ten temat rozsądne hipotezy, nie porzucamy bynajmniej zasady uniwersalności praw natury, a - wręcz przeciwnie - racjonalnie z niej korzystamy.
Geolodzy zrozumieli również, że pewne typy skał istnieją, choć nie możemy dziś obserwować procesów ich formowania. W takich przypadkach w geologii przyjmuje się zwykle któreś z następujących trzech założeń:
1. Badane skały powstały w warunkach niewystępujących obecnie na Ziemi.
2. Warunki formowania tych skał nadal istnieją, lecz tak głęboko pod powierzchnią Ziemi, że nie możemy procesów tych obserwować.
3. Warunki tworzenia się takich skał wciąż istnieją, lecz ich powstawanie wymaga długich odcinków czasu geologicznego.
Rozważmy przykład rud żelaza, których wiek ocenia się na 1,8 mld lat. Są to takie skały, których nie możemy dziś obserwować w procesie ich powstawania. Zakłada się, że w okresie ich powstawania warunki chemiczne na Ziemi różniły się od współczesnych, a ponadto skały te, po uformowaniu, podlegały powolnym zmianom. Istnienie pokładów rud żelaza nie podważa zasady aktualizmu, nie mamy bowiem żadnych dowodów naruszenia bądź zmiany znanych praw przyrody.
Dążąc do rozwiązania tego typu problemów, geolodzy nauczyli się formować niektóre skały w laboratoriach, symulując warunki panujące na dużych głębokościach pod powierzchnią planety. W tym celu poddają proste składniki chemiczne działaniu temperatury i ciśnienia przekraczających wielokrotnie spotykane na Ziemi, uzyskując replikacje tekstur i zawartości mineralnych obserwowanych w skałach naturalnych.
Eliminacja koncepcji katastroficznych przez zasadę aktualizmu w XIX wieku
W początkach XIX wieku wielu przyrodników wyznawało koncepcję katastrofizmu, zgodnie z którą większość skał widocznych na powierzchni Ziemi powstało w warunkach globalnych potopów przypisywanych działaniu sił nadnaturalnych. Wpływowy niemiecki profesor mineralogii Abraham Gottlob Werner, działający pod koniec XVIII wieku, promował katastrofizm z dużym powodzeniem, twierdząc, że większość skał uformowała się w procesie osadzania minerałów z ogromnego morza, które okresowo zalewało i odsłaniało powierzchnie lądów. Były to idee wysoce spekulatywne, a ponieważ odwoływały się do interwencji bliżej nieokreślonych sił nadnaturalnych, uznajemy je dzisiaj za fundamentalnie nienaukowe.
Pod koniec XVIII stulecia, niedługo po publikacjach Wernera, szkocki ziemianin James Hutton stworzył podstawy aktualizmu, publikując prace poświęcone pochodzeniu skał. Doszedł do wniosku, że powstały one jako rezultat tych samych procesów, które aktualnie obserwujemy na powierzchni Ziemi lub w jej pobliżu, takich jak aktywność wulkaniczna oraz osadzanie się ziaren piasku i pyłów pod wpływem siły przyciągania ziemskiego.
Zasadniczą cechą postrzegania historii Ziemi przez Huttona była rozległość czasu geologicznego. W jego przekonaniu procesy nieustannie kształtujące i zmieniające planetę "nie zawierały śladów początku ani przewidywalnego końca". Twierdził, że wielkie masywy skalne powstawały i rozpadały się w toku codziennych procesów, nie wyłączając wypiętrzania się gór oraz ich erozji i zanikania, a pozostałości owych procesów stanowią obecnie gigantyczne dziedzictwo w postaci danych geologicznych. W początkach XIX wieku wielu geologów zdawało sobie sprawę, że niektóre typy skał powstały z lawy wydobywającej się z wulkanów, podczas gdy inne są rezultatem długotrwałego osadzania się piasków i mułów na dnach potoków, rzek, jezior i płytkich mórz. Mimo to niektórzy zagorzali katastrofiści wciąż przypisywali wszystkie uwarstwione pokłady skalne na Ziemi seriom katastrof, z których ostatnią miał być, ich zdaniem, potop biblijny, z którego uratowali się Noe i pasażerowie jego arki.
Po długiej naukowej debacie koncepcje Huttona ostatecznie w geologii zwyciężyły. Przyczynił się do tego Anglik Charles Lyell, który spopularyzował je w latach trzydziestych XIX wieku, publikując trzytomowe dzieło pt. Principles of Geology. Jako autor Lyell był skuteczniejszy od Huttona, a świat życzliwiej przyjął nowe idee w jego ujęciu, niż w czasach poprzednika. Podobnie jak Hutton, Lyell rozumiał rolę wulkanów, potopów i trzęsień ziemi w przekształcaniu oblicza planety. Twierdził, że zdarzenia te transformują Ziemię stopniowo, oraz że działają w skali lokalnej, czyli regionalnej, podobnie jak czynniki subtelniejsze, takie jak wietrzenie starych skał oraz gromadzenie się piasku i mułu w procesie powstawania nowych. Ziemia, widziana oczyma Huttona i Lyella, przypominała ogromną machinę stale przetwarzającą materię, lecz zachowującą swoje podstawowe cechy.
Postrzegane z obecnej perspektywy, argumenty Lyella były generalnie słuszne, choć potraktowane przesadnie w następujących trzech aspektach:
1. Lyell twierdził, że zdarzenia nieobserwowane nigdy przez człowieka - nie wyłączając sprzecznych z prawami przyrody - nie odgrywały istotnej roli w geologii. Wiedząc teraz, że zniknięcie dinozaurów z powierzchni Ziemi było następstwem jej zderzenia z asteroidą, musimy przyznać, że w tej kwestii skrajne poglądy Lyella były niesłuszne. Nawet niektóre powolne procesy, takie jak opisane później powstawanie formacji zawierających żelazo w dawnych morzach, nie występują już obecnie na Ziemi.
2. Zgodnie z poglądem Lyella wszystkie zmiany geologiczne były stopniowe. Dziś jednak wiemy, że oprócz uderzenia asteroidy, które wyniszczyło dinozaury, wiele innych czynników zmian geologicznych miało charakter niezwykle gwałtowny. Niektóre z nich można nazwać katastrofami naturalnymi, choć nie w znaczeniu Wernerowskim angażującym siły nadnaturalne w proces tworzenia wielkich formacji skalnych na całym świecie.
3. Lyell twierdził, że pewne typy skał tworzących naszą planetę - a nawet niektóre istoty żywe bytujące na jej powierzchni - nie ulegały nigdy zasadniczym zmianom. Przyznawał, że pewne formacje skalne oraz gatunki roślin i zwierząt mogą pojawiać się i ginąć, nie dopuszczał jednak możliwości powstawania zupełnie nowych typów skał i organizmów. Na przykład: Lyell wierzył, że ssaki istniały na Ziemi od samego jej początku, a teraz wiemy już, że ich obecność to jedynie 5% historii planety, oraz że prawie w całym tym okresie tylko nieliczne były większe od domowego kota. Uważał też, że procesy kształtujące Ziemię działały z jednakową szybkością w całym czasie geologicznym, gdy tymczasem wiele z nich nabierało przyśpieszenia i zwalniało w bardzo szerokim zakresie, o czym dziś również dokładnie wiemy.
Skrajną filozofię Lyella, streszczaną często w stwierdzeniu, że "teraźniejszość jest kluczem do przeszłości", określa się powszechnie mianem uniformitarianizmu, choć niektórzy geolodzy uznają to słowo za synonim aktualizmu. Niezależnie od tych definicji, Lyell zasługuje na prominentne miejsce w historii geologii, mimo że posuwał się za daleko w negacji znacznych przeobrażeń Ziemi i jej życia. Z pewnością można powiedzieć, że Charles Lyell i James Hutton dali nam koncepcję czasu geologicznego.
W kolejnych dziesięcioleciach rygorystyczny uniformitarianizm Lyella ustępował miejsca obszerniejszej koncepcji aktualizmu. Wprawdzie w początkach XX wieku niektórzy geolodzy wciąż nie dostrzegali istotnej roli zdarzeń katastrofalnych w historii Ziemi, obecnie jednak poglądy te zostały definitywnie porzucone.
Natura i pochodzenie skał
Skały zbudowane są z połączonych mechanicznie i/lub chemicznie skupisk materii złożonych najczęściej z pojedynczych minerałów. Minerałem jest każde ciało stałe występujące naturalnie w przyrodzie, złożone z określonych pierwiastków i/lub związków chemicznych, posiadające charakterystyczną strukturę wewnętrzną. Najpopularniejszym zapewne i najłatwiej rozpoznawalnym minerałem jest kwarc występujący powszechnie w formie ziaren piasku; materiały znane jako wapienie, gliny czy azbesty składają się z innych minerałów. Większość skał skorupy ziemskiej składa się z dwóch lub większej liczby minerałów, choć niektóre popularne skały, takie jak wapienie, dolomity, piaskowce kwarcowe i marmury zbudowane są z pojedynczych minerałów. Inne, jak węgiel, pumeks i obsydian (skała wulkaniczna) nie zawierają minerałów w formie pierwotnej, uważane są jednak za skały ze względu na pochodzenie i związki z innymi skałami.
Zespół skał zalegający pod luźną glebą lub osadami nazywamy podłożem skalnym lub skałą macierzystą. Fragmenty podłoża sięgające powierzchni Ziemi i łatwo dostępne do badań nazywa się zwykle wychodniami skalnymi lub odsłonięciami. Naukowcy mają też dostęp do skał niewidocznych na powierzchni i nieodsłoniętych. Na przykład: drążenie odwiertów i górnictwo udostępniają im skały leżące głęboko pod powierzchnią Ziemi.
Wzajemne przeobrażenia skał magmowych, osadowych i metamorficznych
Opierając się na procesach powstawania skał, z których wiele można nadal obserwować, pionierzy geologii, tacy jak Hutton i Lyell, rozpoznali trzy podstawowe typy skał: magmowe, osadowe i metamorficzne.
Skały magmowe powstają podczas stygnięcia materiału płynnego, który twardnieje lub krystalizuje (podobnie jak lód powstający z zamarzającej wody). Skały te zbudowane są z powiązanych drobin, z których każda składa się z określonego minerału (ryc. 1-2). Najlepiej znaną skałą magmową jest granit. Płynny materiał, czyli magma przeobrażająca się w skałę magmową, wydobywa się z wielkich głębokości, na których panuje bardzo wysoka temperatura. Materiał ten może docierać do powierzchni Ziemi przez pęknięcia i szczeliny skorupy ziemskiej, po czym jako lawa ochładza się, tworząc formy skał ekstruzywnych, czyli wulkanicznych, bądź krzepnie i twardnieje pod powierzchnią Ziemi, tworząc skały magmowe intruzywne (ryc. 1-3).
Ryc. 1-2. Powiązane kryształy granitu. Kryształy różowe i białe to dwa rodzaje skalenia, kryształy szare to kwarc, a kryształy czarne to minerały maficzne. Mniejsze kryształy kwarcu są wielkości ziarenek piasku. (Sabena Jane blackbird/Alamy).
Nawet skały intruzywne powstałe na dużych głębokościach bywają czasem odsłonięte, jeśli zostały wydźwignięte przez ruchy skorupy ziemskiej, a skały przykrywające zostały usunięte. Wietrzenie to ogólny termin oznaczający procesy chemiczne i fizyczne powodujące rozkład i rozpad dowolnych skał na powierzchni Ziemi. Istnieją dwa typy tak rozumianego wietrzenia: fizyczne polegające na fragmentacji skał bez zmian chemicznych, oraz chemiczne, w którym minerały tworzące skały zmieniają się w inne minerały lub ulegają rozpuszczeniu (ryc. 1-4). Stałe produkty rozpadu usuwa erozja - proces ogładzania kawałków skał oraz ich transportowania. Mechanizm ten napędzają płynące wody, lodowce, wiatry oraz przyciąganie ziemskie. W rezultacie poddany wietrzeniu i erozji materiał skalny gromadzi się w postaci osadów. Woda przenosi również niektóre produkty wietrzenia w roztworach.
A
B
Ryc. 1-3. Intruzywna skała magmowa i jej formy ilustrują względne relacje wiekowe. A. Materiał różowy to intruzje granitowe w środowisku skał starszych, zawierające ich fragmenty pochodzące z otoczenia, nazywane ksenolitami. Najszerszy wypełniony granitem przełam ma około 2-3 cm szerokości. B. Wychodnia skał osadowych pocięta uskokami. Zdjęcie przedstawia fragment szerokości około 1 m. (A: John Luczaj, Uniwersytet Wisconsin-Green Bay; B: Peter L. Kresan).
Ryc. 1-4. Kolumna powstała w wyniku wietrzenia granitu w Parku Narodowym Joshua Tree w Kalifornii. (Spring Images/Alamy).
Osad to materiał zdeponowany na powierzchni Ziemi przez wody, lodowce, wiatry i transport grawitacyjny działające na stokach wzniesień. Ziarna osadów gromadzą się w różnych miejscach i formach, takich jak: wydmy, koryta rzek, dna jezior, piaszczyste plaże, a także pokrywy denne mórz. Ziarna luźnych osadów mogą łączyć się ze sobą, tworząc skały scementowane. Działać mogą przy tym dwa procesy: kompresja zbliżająca do siebie ziarna osadów, oraz ich sklejanie przez wytrącanie mineralnych spoiw pochodzących z roztworów wodnych przepływających przez osady. Te dwa procesy przekształcające luźne osady w twarde skały osadowe nazywamy ogólnie lityfikacją.
Można wyodrębnić trzy główne typy materiału podlegającego sedymentacji:
1. Osady okruchowe (in. klastyczne). Większość skał osadowych powstaje w procesie wyżej opisanym - ze szczątków zwietrzałych skał istniejących wcześniej. Najbardziej rozpowszechnione ziarna powstające w taki sposób to cząstki iłu i ziarenka piasku. Te pierwsze tworzą się w trakcie rozkładu pewnych minerałów, są więc chemicznymi produktami wietrzenia, czego przykładem jest kaolin, który po zdiagenezowaniu (po stwardnieniu) przybiera postać często warstwowanej skały zwanej łupkiem ilastym. Podstawowy składnik kaolinu, czyli ilasty minerał kaolinit, jest zwykle efektem końcowym wietrzenia skaleni, jednych z najpospolitszych minerałów skałotwórczych, które występują bardzo obficie w granitach (patrz: ryc. 1-2) oraz w wielu innych skałach na kontynentach. Ważnym składnikiem mineralnym granitów i innych skał jest także kwarc. Wietrzenie uwalnia jego ziarna zwykle bez zmian chemicznych, czego efektem jest akumulacja piasku przeobrażającego się w piaskowce. Ziarna piasku są owalne lub prawie kuliste, nie przywierają więc mocno do siebie w warunkach kompresji. Dlatego piaskowce powstają z piasków tylko wtedy, gdy jakiś czynnik zlepia je i cementuje.
2. Osady biogeniczne. Inne skały osadowe składają się z fragmentów szkieletów organizmów żyjących w przeszłości. Na przykład wiele wapieni powstało z takiego materiału, a w szczególności z pokruszonych muszli organizmów morskich. Cementacja przekształca takie wapienne szczątki w lite skały.
3. Osady chemiczne (nieorganiczne). Jeszcze inne skały osadowe powstają z cząstek materii wytrącających się z roztworów wodnych. Pokłady soli, które wykopujemy z ziemi w wielu różnych celach, tworzą się w taki właśnie sposób, gdy woda w naturalnych zbiornikach wyparowuje w warunkach suchego klimatu.
Osady gromadzą się zwykle w różnych epizodach geologicznych, z których każdy tworzy płaski utwór zwany warstwą (łac. stratum, pl. strata). Warstwy osadów mogą, na przykład, być tworzone przez załamujące się fale lub wody wylewających rzek. Nawet po lityfikacji zachowują one często specyficzne formy pozwalające odróżniać je od położonych nad nimi i pod nimi, ponieważ tworzące je przylegające do siebie ziarna różnią się rozmiarami i składem. Sąsiadujące warstwy osadowe przywierają do siebie dość słabo i często pękają wzdłuż powierzchni warstw. W rezultacie wiele skał osadowych, oglądanych na powierzchni Ziemi w rzucie bocznym, prezentuje charakterystyczną ustopniowaną konfigurację (ryc. 1-5). Stratyfikacja (in. warstwowanie) i uwarstwienie to synonimy opisujące warstwową budowę skał osadowych.
Ryc. 1-5. Horyzontalne warstwowania skał osadowych w Wielkim Kanionie. Formacja kaibabska, zachowana na szczycie tej sekwencji skał, tworzy płaskowyż Kaibab wyznaczający w tym ujęciu linię widnokręgu. (Martin M303/Shutterstock).
Skały metamorficzne powstają w wyniku przeobrażenia, czyli metamorfizmu innych ziemskich skał w warunkach wysokiego ciśnienia i wysokiej temperatury. Z definicji metamorfizm modyfikuje skały bez zmiany ich stanu skupienia na płynny. Jeśli temperatura jest tak wysoka, że skała się topi, a następnie ochładza i krzepnie, to taką nową skałę zaliczamy ex definitione do kategorii skał magmowych, a nie metamorficznych. Niektóre typy metamorfizmów wiążą się z przepływem przez skały płynów zawierających wodę. Procesy metamorficzne tworzą minerały i struktury odmienne od właściwych dla skał pierwotnych, charakterystycznie rozmieszczone w równoległych warstwach falistych (ryc. 1-6). Dwie grupy skał powstających w wysokich temperaturach - magmowe i metamorficzne - nazywane są ogólnie skałami krystalicznymi.
Ryc. 1-6. Skała metamorficzna. Widoczna na zdjęciu skała to grubokrystaliczny gnejs. Poddana niegdyś wysokiemu ciśnieniu i temperaturze w głębi Ziemi, została rozciągnięta i poskręcana. Ciemne pasma na pierwszym planie są szerokości kilku centymetrów. (John Luczaj, Uniwersytet Wisconsin-Green Bay).
Schemat 1-7 podsumowuje różne możliwe związki między skałami magmowymi, metamorficznymi i osadowymi złożonymi ze szczątków innych skał. Każda formacja skalna może być przekształcona w inną należącą do tej samej kategorii (metamorficznej, magmowej lub osadowej) bądź do którejś z dwóch pozostałych grup. Inaczej mówiąc, wszystkie skały mogą podlegać procesom metamorfizmu, topnienia do postaci magmy lub wietrzenia i transformacji w nowe skały osadowe.
Ryc. 1-7. Przemiany typów skał. Skały każdej z trzech kategorii - magmowe, osadowe i metamorficzne - mogą przekształcać się w skały tego samego lub innego typu w różnych procesach geologicznych. (W kierunku zgodnym z ruchem wskazówek zegara: Christian Février/naturepl.com/Nature Picture Library; age fotostock/SuperStock; Les Palenik/Shutterstock; Doug Meek/Shutterstock).
Jednostki formalnej klasyfikacji formacji skalnych
Geolodzy klasyfikują też skały, zaliczając je do jednostek zwanych formacjami. Każda formacja zawiera skały określonego typu powstałe w znany sposób, takie jak: granity, piaskowce lub naprzemienne warstwy piaskowców i łupków. Na mapach geologicznych formacje oznacza się odrębnymi kolorami, a ich rozmieszczenie obrazuje występowanie w regionach geograficznych. Każda formacja ma swoją konwencjonalną nazwę, zwykle nawiązującą do obiektów geograficznych, takich jak miasta lub rzeki, w pobliżu których jest szczególnie wyeksponowana.
Typową formacją jest wapień kaibabski stanowiący krawędź dużej części Wielkiego Kanionu. Jego górna powierzchnia tworzy większą część płaskowyżu Kaibab graniczącego z kanionem i nadającego formacji jej nazwę (patrz: ryc. 1-5). Wapień kaibabski zbudowany jest z fragmentów muszli i innych szczątków szkieletowych. Te i inne cechy charakterystyczne tej formacji, a w szczególności zabarwienie oraz grubości zawartych w niej warstw skalnych, pozwalają geologom rozpoznawać ją w różnych miejscach na Ziemi. Inne wapienie występujące w rejonie Wielkiego Kanionu poniżej wapienia kaibabskiego różnią się od niego pod wieloma względami.
W obrębie niektórych formacji wyróżnia się mniejsze jednostki formalne zwane ogniwami; niektóre są też łączone w grupy, a te w supergrupy.
Trzy zasady Steno dotyczące skał osadowych
Skały osadowe powstają na powierzchni Ziemi, dlatego one właśnie dostarczają nam najwięcej informacji na temat historii życia i środowisk na tej planecie. Z tego względu zrozumienie ich rozmieszczenia i zależności wiekowych jest szczególnie ważne. Badaniami między innymi skał uwarstwionych i ich relacji czasoprzestrzennych zajmuje się dział geologii zwany stratygrafią.
W XVII wieku Nicolaus Steno, duński lekarz mieszkający we Florencji, sformułował trzy sensowne aksjomaty interpretacji skał uwarstwionych. Pierwszy z nich to zasada superpozycji, zgodnie z którą w niezakłóconej sekwencji warstw skały najstarsze leżą najniżej, a położone wyżej są coraz młodsze (ryc. 1-8A). Inaczej mówiąc, w nienaruszonej formacji skał osadowych każda warstwa jest młodsza od leżącej pod nią, i starsza od położonej nad nią. Jest to oczywiście prosta konsekwencja prawa powszechnego ciążenia, podobnie jak drugi aksjomat Steno - zasada pierwotnej horyzontalności.
Zasada horyzontalności pierwotnej głosi, że po uformowaniu wszystkie warstwy są poziome. Okazuje się, że zasada ta wymaga pewnej modyfikacji. Obecnie wiemy, że niektóre osady, takie jak powstające z piasków wydmowych, mogą się gromadzić na powierzchniach pochyłych, tworząc warstwy równoległe do stoku, na którym powstają. Osady rzadko gromadzą się na powierzchniach nachylonych pod kątami większymi od 45° do poziomu, ponieważ osuwają się z tak stromych powierzchni. A zatem, rozsądna korekta drugiej zasady Steno zakłada, że nachylenia niemal wszystkich równoległych warstw pierwotnych są bliższe poziomu niż pionu. Możemy w związku z tym przyjąć, że warstwy silnie nachylone podlegały po uformowaniu działaniu sił zewnętrznych (ryc. 1-8B).
Trzecią swoją zasadę pierwotnej ciągłości lateralnej Steno sformułował dla wyjaśnienia zjawiska występowania na przeciwległych zboczach dolin (lub innych form terenu przerywających fizyczną ciągłość warstw) podobnie warstwowanych formacji skalnych, które, jak się wydawało, mogły być kiedyś połączone. W istocie Steno podkreślał w ten sposób hipotetyczną nieprzerwaną ciągłość płaskich form warstwowych o grubościach zmniejszających się stopniowo do zera w pobliżu ścian naturalnych basenów, w których powstały. Pierwotną ciągłość warstw osadowych może przerywać erozja, jak w przypadku rzeki żłobiącej koryto i tworzącej dolinę (ryc. 1-8C).
RyC. 1-8. Trzy zasady Steno. A. Zasada superpozycji: w czasie 2 osad powstaje nad innym osadem powstałym wcześniej w czasie 1. B. Zasada horyzontalności pierwotnej: do czasu 2 warstwa, która była pozioma w czasie 1 po uformowaniu, została uniesiona i zniekształcona. C. Zasada pierwotnej ciągłości lateralnej: do czasu 2 warstwa ciągła w czasie 1 została przerwana na dwie oddzielne warstwy przez rzekę, która wyżłobiła koryto w formacji osadowej.
Powiązanie wszystkich rodzajów skał w cyklu skalnym
Po uformowaniu, skały podlegają wielu zmianom. W uniformitariańskiej koncepcji systemu Ziemi główne znaczenie ma pojęcie cyklu skalnego: niekończących się przemian różnych skał w inne.
Zrozumienie tej koncepcji ułatwiają trzy proste zasady. Zasada relacji intruzywnych mówi, że intruzje skał magmowych są zawsze młodsze od skał, w których je znajdujemy (nazywanych skałami macierzystymi). Fragmenty obcych skał znajdowane w innych skałach są zawsze od nich starsze. Mogą one należeć do formacji osadowych zawierających fragmenty pochodzące z innych formacji (np. drobne otoczaki) bądź do formacji magmowych zawierających rozpoznawalne odłamki starszych skał macierzystych wchłoniętych przez magmę przed jej zastygnięciem (patrz: ryc. 1-3A). Fragmenty skał macierzystych w skałach magmowych nazywamy ksenolitami. Według zasady superpozycji każda struktura przecinająca sekwencję istniejących wcześniej skał - taka jak uskok - musi być od tych skał młodsza (patrz: ryc. 1-3B).
Cykl skalny jest w rzeczywistości kompleksem wielu rodzajów cyklów, w których składniki różnych formacji skalnych - magmowych, osadowych lub metamorficznych - mogą stawać się częściami innych formacji tego samego typu lub któregoś z dwóch typów pozostałych. Innymi słowy, jak pokazano na schemacie 1-7, dowolna skała może być: (1) stopiona i zamieniona w magmę, która później, stygnąc, tworzy skałę magmową, (2) włączona do magmy bez topnienia, (3) poddana procesom wietrzenia i przekształcona w szczątki tworzące skałę osadową, bądź: (4) przeobrażona metamorficznie w warunkach wysokiego ciśnienia i temperatury. Schemat 1-9 ilustruje cykl skalny hipotetycznym przykładem przemian, w których uczestniczą skały magmowe, osadowe i metamorficzne.
W cyklu skalnym kluczową rolę odgrywają ruchy skorupy ziemskiej. Na przykład: wypiętrzaniu się gór towarzyszą procesy wietrzenia i erozji odsłaniające skały powstałe głęboko pod powierzchnią planety. W długich okresach czasu procesy te stopniowo niszczą góry, zmniejszając ich wysokości względne, a potoki i rzeki transportują i rozdrabniają ich materię, z której powstają osady, często w miejscach bardzo odległych od owych gór.
Ryc. 1-9. Cykl skalny. Po lewej stronie schematu widać intruzję utworzoną przez magmę, w której mogą znajdować się stopione inne skały, i która szuka sobie drogi w skorupie ziemskiej. Część magmy zawierającej stopione skały pochodzi z obecnie nieczynnych i erodowanych wulkanów. Erozji ulegają też magmowe skały intruzywne i skały metamorficzne uformowane podczas aktywności intruzyjnej. W pobliskim zbiorniku wodnym zbierają się osady tworzące z biegiem czasu skały osadowe. Jak widać, skały osadowe mogą przeobrażać się w magmowe i metamorficzne, które z kolei dostarczają materiału dla młodszych osadów, dopełniając w ten sposób pełnego cyklu. Wulkan po prawej stronie jest wciąż aktywny.
Globalne datowanie formacji skalnych
Do tej pory rozważaliśmy zależności wiekowe między formacjami skalnymi znajdującymi się blisko siebie. Chcąc tworzyć spójne koncepcje historii Ziemi w szerszej skali przestrzennej, uwzględniające wzajemne relacje czasowe skał występujących na różnych kontynentach, geolodzy muszą używać dodatkowych technik badawczych.
Skamieniałości i inne fizyczne wskaźniki względnego wieku skał
Pozostałości dawnych organizmów, zwane skamieniałościami, są użyteczne w porównywaniu wieku skał osadowych występujących na całym świecie. Pojęcia te oznaczają zachowane materialne szczątki oraz ślady organizmów, które żyły na Ziemi przed milionami lat. Niemal wszystkie skamieniałości znajdujemy w skałach osadowych, ponieważ bardzo niewiele z nich może przetrwać wysoką temperaturę, w której powstają skały magmowe i metamorficzne. Ich rozmiary bywają bardzo różne: od niewielkich komórek bakteryjnych do masywnych kości dinozaurów. Są wśród nich pancerze i skorupy zwierząt bezkręgowych, zęby i kości kręgowców, a także liście roślin i odciski ciał zwierząt zbudowanych wyłącznie z tkanek miękkich.
Analiza skamieniałości to jeden z cennych sposobów określania względnego wieku skał znajdujących się daleko od siebie. Brytyjski geodeta William "Strata" Smith zauważył pod koniec XVIII wieku, że umiejscowienie skamieniałości w skałach nie jest przypadkowe. Studiując duże obszary Anglii i Walii, Smith stwierdził że w skałach osadowych występujących na tych terenach skamieniałości rozmieszczone są w pewnym pionowym porządku (w znaczeniu sekwencji warstw położonych jedna nad drugą). Ku zdumieniu mniej doświadczonych obserwatorów, Smith potrafił przewidzieć pionową kolejność występowania skamieniałości w regionach, w których nigdy przedtem nie bywał. Wiemy obecnie, że ów porządek, nazywany sukcesją skamieniałości, odzwierciedla ewolucję organizmów i ich wymieranie, czyli naturalne pojawianie się i znikanie gatunków z upływem czasu. Rycina 1-10 ilustruje sukcesję skamieniałości trylobitów w skałach okresu kambryjskiego, w którym organizmy zwierzęce różnicowały się po raz pierwszy w historii Ziemi. Trylobity to dawno wymarła grupa związana ewolucyjnie z rakami, homarami i owadami. Smith - jak większość jemu współczesnych - nie znał zasad ewolucji gatunków, mimo to jednak potrafił wykorzystywać znajomość sukcesji skamieniałości do porównywania poszczególnych formacji skał osadowych z sekwencjami osadów znanych mu z Anglii i Walii.
Ryc. 1-10. Trylobity charakterystyczne dla kambru. Kambr był pierwszym okresem geologicznym, w którym występowało wiele gatunków zwierząt posiadających zmineralizowane (twarde) szkielety. A. Peltura. B. Ctenopyge. C. Glossopleura. D. Polypleuraspis. E. Olenellus. F. Redlilchia. Skala liniowa: 1 cm. (Według: H.J. Harrington i in., Treatise on Invertebrate Paleontology, Part O, Arthropoda 1, Geological Society of America and University of Kansas Press, Lawrence, Kansas, 1959).
Od czasu Williama Smitha geolodzy rozszerzyli wykorzystanie skamieniałości do wyznaczania względnego wieku skał w skali globalnej. Odkryto również inne wskaźniki identyfikujące warstwy osadowe powstałe w tym samym czasie w różnych częściach świata. Jednym z nich jest wysoka zawartość pierwiastka irydu na poziomie stratygraficznym leżącym bezpośrednio nad najwyższą warstwą zawierającą szczątki dinozaurów. Zawartości irydu w meteorytach są większe niż w prawie wszystkich skałach występujących na powierzchni Ziemi. Warstwa bogata w iryd występuje na całej kuli ziemskiej. W rozdziale XVII wyjaśnimy, jak spostrzeżenie tego faktu zasugerowało geologom możliwość wyginięcia dinozaurów po zderzeniu Ziemi z asteroidą. W wyniku tej kolizji powstała gigantyczna chmura pyłu z dużą zawartością irydu, który rozproszył się na całej powierzchni Ziemi, stając się swego rodzaju wskaźnikiem czasu, w którym to nastąpiło. W praktyce bogata w iryd warstwa osadowa umożliwia geologom dokładną lokalizację poziomu stratygraficznego końca epoki dinozaurów w skałach osadowych całego świata.
Określanie bezwzględnego wieku skał metodami radiometrycznymi
Zasady opisane w poprzednim podrozdziale pozwalają określać względny wiek wielu formacji skalnych, nie dają jednak możliwości ustalania ich wieku rzeczywistego. Jak zobaczymy w rozdziale VI, niektóre typy warstw osadowych powstają z roku na rok, jak regularne przyrosty w pniach drzew. Jeśli nie jest dostępny najnowszy, formujący się aktualnie, poziom ciągłej sekwencji corocznych osadów, to nie możemy, posuwając się wstecz, ustalić dokładnie ile lat temu powstała warstwa najstarsza. Inaczej mówiąc, wiemy ile lat zapisało się w złożu osadowym, ale bezwzględnego wieku warstw nie potrafimy ustalić.
Na szczęście dokładne oszacowania wieku starych skał są już możliwe. Wykorzystuje się do tego "zegary geologiczne" w formie komponentów chemicznych podlegających rozpadowi promieniotwórczemu. Występujące w przyrodzie pierwiastki radioaktywne przekształcają się w inne ze znaną szybkością. Chcąc określić wiek skały zawierającej taki materiał, geolodzy mierzą zawartości dwóch jej składników: materiału będącego produktem rozpadu promieniotwórczego oraz materiału radioaktywnego, który nie uległ jeszcze rozpadowi. Metoda ta, nosząca nazwę datowania radiometrycznego (in. izotopowego), pozwala określać wiek skał w tysiącach lub milionach lat.
Podział historii Ziemi na jednostki formalne w skali czasu geologicznego
W XIX stuleciu, na długo przed odkryciem radioaktywności, stało się oczywiste, że bardzo stare skały osadowe nie zawierają żadnych rozpoznawalnych skamieniałości. Rozpoczynając badania tych skał, a następnie skał coraz młodszych w różnych rejonach świata, pierwsi geolodzy stwierdzili, że skamieniałości pojawiają się bardzo licznie na pewnym poziomie. Poziom ten uznano za graniczny pomiędzy dwoma wielkimi okresami czasu geologicznego (ryc. 1-11). Najstarsze skały z widocznymi skamieniałościami określono jako "kambryjskie", a starsze od nich jako "prekambryjskie". Ten zgrubny podział jest nadal nieformalnie używany, lecz geologiczny czas prekambryjski podzielono formalnie na trzy eony. Eon hadeiczny (hadeik) to najwcześniejszy formalny przedział czasu geologicznego, rozciągający się od powstania planety około 4,54 mld lat temu do 4,00 mld lat temu, co odpowiada z grubsza najstarszym formacjom skalnym zachowanym na kontynentach. Czas prekambryjski reprezentowany przez skały dostępne do badań podzielono na dwa eony: archaiczny (archaik) i proterozoiczny (proterozoik). Granica między nimi przypada 2,5 mld lat temu. Późniejszy czas geologiczny, poczynając od kambru, tworzy eon fanerozoiczny (fanerozoik), którego nazwa oznacza dosłownie: "czas wyraźnie przejawiającego się życia". Tak więc, najdłuższą formalną jednostką czasu geologicznego jest eon.
Ryc. 1-11. Geologiczna skala czasu. Liczby po prawej stronie reprezentują wiek granic między okresami i epokami w milionach lat. Epoka holocenu (ostatnie 11 700 lat) jest również nazywana "współczesnością". Granice eonów "prekambryjskich" pokazano w skali skompresowanej. Daty pochodzą z Międzynarodowej Komisji Stratygraficznej (styczeń 2013).
Eon fanerozoiczny dzieli się na trzy podstawowe przedziały zwane erami, które definiuje historia życia na Ziemi. Najwcześniejszy "przedział życia starego" to era paleozoiczna. Kolejny "przedział średniego rozwoju życia", czyli era mezozoiczna, nazywany jest popularnie "erą dinozaurów", a "przedział życia współczesnego", czyli erę kenozoiczną, nazywa się nieformalnie "erą ssaków". Schemat 1-11 przedstawia te ery wraz z ich podziałem na geologiczne okresy oraz, w przypadku ery kenozoicznej, z podziałem okresów na epoki.
Na schemacie uwidoczniono również daty początków i końców okresów wyznaczone metodami radiometrycznego badania skał, których wiek odpowiada w przybliżeniu tym cezurom czasu geologicznego. Zwróćmy uwagę, że eon fanerozoiczny zaczął się 541 mln lat temu. W tej skali życie ludzkie jest tak krótkie, że interwały czasu geologicznego są dla nas trudne do wyobrażenia; nasze doświadczenia życiowe nie pozwalają na ekstrapolację znanej nam skali czasu mierzonego w sekundach, minutach, godzinach, dniach i latach na adekwatną do czasu geologicznego. Z tych względów, myśląc w kategoriach historii Ziemi, geolodzy używają specjalnej skali, której jednostkami są miliony lat. Dokonując projekcji eonu fanerozoicznego na okres jednego roku, zobaczylibyśmy w połowie kwietnia wypełzanie na lądy pierwszych zwierząt posiadających kręgosłupy, a już w początkach lipca powszechne panowanie dinozaurów oraz ich nagłą zagładę pod koniec października. W tej skali pojawienie się człowieka współczesnego obserwowalibyśmy 12 minut przed Nowym Rokiem symbolizującym chwilę obecną.
Radiometryczne badania pokazują, że wiek niektórych minerałów występujących na Ziemi przekracza 4,0 mld lat. Liczne zdarzenia geologiczne trwające miliony lat były tylko krótkimi epizodami w historii tej planety. Wiemy na przykład, że Himalaje, najwyższy łańcuch górski na świecie, ukształtowały się w ciągu minionych 15 mln lat, co stanowi jednak tylko trzecią część 1 procenta historii Ziemi. Podobnie, czas trwania procesów destrukcyjnych, których efektem były wielkie zmiany, był również drobnym jej ułamkiem. Wzniesienia będące prekursorami Gór Skalistych w zachodniej Ameryce Północnej zniknęły z powierzchni Ziemi zaledwie kilka milionów lat po ich wypiętrzeniu, a większa część Wielkiego Kanionu w Arizonie powstała zaledwie 2 lub 3 mln lat temu. Zdarzeniom tym przyjrzymy się dokładniej w dalszych rozdziałach.
Rozróżnialność przedziałów skali czasu geologicznego
W XIX wieku, kiedy zaczęto definiować okresy geologiczne jako konkretne przedziały czasu, geolodzy nie wiedzieli nawet w przybliżeniu, jak dawno się one zaczynały i kończyły. Każdy z nich określano po prostu jako pewien interwał czasu reprezentowany przez formację skalną zwaną systemem geologicznym. Na przykład: okres kambryjski był przedziałem czasu korespondującym ze skałami opatrzonymi zbiorczą nazwą "systemu kambryjskiego". (Tak rozumianego systemu geologicznego nie należy mylić z pojęciem systemu Ziemi obejmującym wszystkie aspekty dynamiki naszej planety).
Jakkolwiek niektóre systemy geologiczne były formalnie traktowane jako późniejsze od reprezentujących wcześniejsze interwały czasu geologicznego, to jednak ogół formacji skalnych przypisywanych do każdego z nich nie był wybierany arbitralnie. W decyzjach tych najważniejsze były dwa kryteria. Jednym z nich było występowanie unikalnych grup skamieniałości. Większość systemu zawiera liczne skamieniałości różniące się znacznie od znajdowanych niżej lub wyżej. Uderzające kontrasty między systemami wynikają z epizodów wielkiego wymierania, a jednocześnie poszczególne systemy charakteryzują nowe ewolucyjnie grupy organizmów.
Drugim czynnikiem skłaniającym wczesnych geologów do uznawania formacji skalnych za systemy była sama natura skał. Większość wyróżniających cech litologicznych systemów geologicznych pozostaje w określonych relacjach z historią życia. Na przykład: system kredowy został wyodrębniony jako zawierający najgrubsze osady kredy na świecie. Kreda to miękki drobnoziarnisty wapień. Obfitość tego minerału w systemie kredowym odzwierciedla fakt, że w okresie kredy doszło do wielkiego rozpowszechnienia organizmów, których szkielety zawierały cząsteczki węglanu wapnia tworzącego później pokłady kredy - niewielkich jednokomórkowców, których potomstwo unosi się do dziś w wodach morskich, lecz w mniejszych ilościach.
W początkach rozwoju geologii naukowcy nie mieli możliwości badania całej sekwencji skał występujących na Ziemi, od najstarszych do całkiem współczesnych. Pojedyncze osoby mogły studiować tylko te interesujące grupy skał, które były dostępne do badań. Tak więc w roku 1822 opisano formalnie system kredowy, a znacznie starsze systemy kambryjski i sylurski doczekały się oficjalnego rozpoznania naukowego dopiero w roku 1835. W końcu sklasyfikowano komplet skał fanerozoicznych występujących w Europie. Wydaje się dziś faktem dość osobliwym, że wszystkie systemy geologiczne eonu fanerozoicznego zostały po raz pierwszy zdefiniowane w krótkim okresie XIX wieku w jednym niewielkim rejonie świata - w Wielkiej Brytanii i sąsiednich obszarach zachodniej Europy.
Obraz Ziemi pod jej powierzchnią
Większość naszej wiedzy o strukturze głębokiego wnętrza Ziemi wynika z badań fal sejsmicznych - wielkich wibracji rozchodzących się w materii naszej planety w warunkach naturalnych trzęsień ziemi lub sztucznych zakłóceń, takich jak wybuchy jądrowe lub badania geofizyczne.
Trzęsienie ziemi zaczyna się zawsze w punkcie zwanym epicentrum, tj. w miejscu, w którym skały zderzają się ze sobą wzdłuż uskoków, wywołując fale sejsmiczne. Uskok to powierzchnia, wzdłuż której nastąpiło pęknięcie formacji skalnej i przemieszczenie jej fragmentów. Epicentra trzęsień ziemi znajdują się w zewnętrznych warstwach struktury Ziemi, daleko od jej środka, ale rozchodzące się z nich fale mają często ogromny zasięg, a nawet przechodzą przez całą planetę i są wykrywalne powierzchniowo na antypodach za pomocą instrumentów zwanych sejsmografami. Geofizycy mogą następnie oceniać ruchy zachodzące w głębi Ziemi, rejestrując w różnych miejscach wielokrotne odbicia fal sejsmicznych pochodzących z tych samych epicentrów.
Wzrost gęstości Ziemi wraz z głębokością
Im większa gęstość materiału, tym szybciej fale sejsmiczne w nim się rozchodzą. Badanie prędkości ich transmisji w różnych kierunkach w stosunku do epicentrum umożliwiło identyfikację materiałów, z których zbudowana jest centralna część Ziemi oraz ocenę ich gęstości, które okazały się znacznie większe od gęstości warstw powierzchniowych. Gradient gęstości od powierzchni do środka planety nie jest jednak liniowy; wnętrze Ziemi można podzielić na kilka koncentrycznych warstw (ryc. 1-12). W samym środku znajduje się jądro, którego sferyczna centralna część stała oraz jej płynna otulina składają się głównie z żelaza. Wokół zewnętrznych warstw jądra rozmieszczony jest płaszcz - złożona struktura o mniejszej gęstości zbudowana z materiału skalnego zajmującego większą część objętości planety. Na zewnętrznej powierzchni płaszcza znajduje się skorupa złożona ze skał o jeszcze mniejszej gęstości. Jak zobaczymy w rozdziale XI, gradient gęstości od jądra do skorupy Ziemi powstał we wczesnym stadium jej historii, gdy płynne materiały o mniejszej gęstości przemieszczały się ku powierzchni i unosiły na materiałach gęściejszych.
Ryc. 1-12. Podział wnętrza Ziemi na strefy. Skorupa ziemska, której częścią są kontynenty, spoczywa na płaszczu, a płaszcz na jądrze. Skorupa i sąsiadujące z nią warstwy płaszcza są stałe i kruche, natomiast większa część płaszcza jest stała i plastyczna. Jądro zewnętrzne jest płynne, a wewnętrzne stałe.
Przechodzenie fal sejsmicznych ze skał skorupy Ziemi do gęściejszych skał jej płaszcza charakteryzuje nagły wzrost prędkości nazywany nieciągłością Mohorovičića lub krócej Moho (ryc. 1-13). Skorupa kontynentalna jest znacznie grubsza od oceanicznej, w związku z czym podkontynentalne wartości Moho są niższe.
Ryc. 1-13. Struktura zewnętrznej części Ziemi. Skorupa kontynentalna jest znacznie grubsza od oceanicznej, szczególnie pod górami, gdzie jej głębokie korzenie rozciągają się w dół. Strefa Moho oddziela skorupę od płaszcza. Skorupa Ziemi wraz z górną częścią płaszcza tworzą litosferę.
Skały magmowe tworzące oceaniczne części skorupy Ziemi nazywane są maficznymi. Trzy pierwsze litery tej nazwy wskazują, że są to skały ciemno zabarwione z dużymi zawartościami magnezu (Mg) i żelaza (Fe). W skorupie kontynentalnej skały maficzne spotykane są znacznie rzadziej niż jaśniejsze od nich i lżejsze skały felzytowe, których nazwa pochodzi od trzech pierwszych liter angielskiego słowa feldspar oznaczającego skaleń - najpopularniejszy minerał w skorupie kontynentalnej. Skały felzytowe, w odróżnieniu od maficznych, obfitują w krzem i glin, a zawartości cięższego od nich żelaza są w nich niewielkie. Skały płaszcza Ziemi są jeszcze bogatsze w żelazo niż skorupa oceaniczna, dlatego bywają nazywane ultramaficznymi.
Skorupa kontynentalna nie tylko wznosi się ponad poziom skorupy oceanicznej, lecz także sięga dalej w głąb płaszcza Ziemi (patrz: ryc. 1-13), przy czym jej głębokość jest największa pod łańcuchami górskimi. Zjawisko to wynika z dostosowania izostatycznego - pionowych ruchów utrzymujących skorupę w grawitacyjnej równowadze na gęściejszym płaszczu (ryc. 1-14). W rezultacie skalne zakotwiczenia pod górami stabilizują ich masy. Opisane mechanizmy równoważenia skorupy ziemskiej nazywamy izostazją. Ta sama zasada dotyczy gór lodowych, których gęstość jest tylko nieznacznie mniejsza od gęstości wody, po której pływają; dlatego tylko niewielkie ich części znajdują się ponad powierzchnią morza.
Ryc. 1-14. Zasada izostazji. A. Trzy drewniane prostopadłościenne bloki pływają obok siebie po wodzie. Drewno ma gęstość dwa razy mniejszą od wody, zatem połowa każdego bloku wystaje ponad powierzchnię, a druga połowa znajduje się pod nią. Ciężary bloków są identyczne z ciężarami wypartej przez nie wody. B. Po odcięciu górnej części środkowego bloku jego zmniejszony ciężar nie równoważy już ciężaru pierwotnie wypieranej wody. C. W rezultacie skrócony blok unosi się do nowego położenia równowagi, w którym połowa nowej jego objętości jest nad wodą, a druga połowa pod wodą. Blok środkowy zachowuje się tak, jak część skorupy ziemskiej z wielką górą - wypiętrzona góra o mniejszej gęstości musi być zrównoważona przez korzeń.
Unoszenie się i ruchy kruchych stałych płyt litosfery na półpłynnej astenosferze
Skorupa Ziemi i górne warstwy jej płaszcza różnią się wprawdzie kompozycją i składem, lecz są ze sobą mocno powiązane, tworząc twardą i sztywną litosferę (patrz: ryc. 1-13). Poniżej litosfery znajduje się warstwa płaszcza zwana astenosferą, a czasem też "strefą małych prędkości", ponieważ przechodzące przez nią fale sejsmiczne mają mniejsze prędkości. Zjawisko to mówi nam, że astenosfera składa się z plastycznych i częściowo upłynnionych skał. Mimo że astenosfera zajmuje tylko 10% grubości płaszcza, jej mobilność umożliwia ruchy unoszącej się na niej litosfery.
Tektonika płyt
Litosfera nie porusza się jako sztywna całość, jest bowiem podzielona na sektory zwane płytami, zmieniające położenia względem siebie. Niektóre z nich są fragmentami skorupy oceanicznej, a inne dźwigają zarówno kontynenty, jak i oceany. Ruch płyt litosferycznych określa się mianem tektoniki płyt.
W pierwszej połowie XX wieku większość geologów wierzyła, że kontynenty mają stałe zakotwiczenia w płaszczu Ziemi. Jednakże w latach sześćdziesiątych udowodniono ponad wszelką wątpliwość, że płyty - także te podtrzymujące kontynenty - stale migrują po powierzchni globu ziemskiego. Odkrycie to było jedną z największych naukowych rewolucji w XX wieku. Tektonika płyt tłumaczy wiele zjawisk geologicznych, których wcześniej nie można było dokładnie zrozumieć, takich jak wypiętrzanie się wielkich łańcuchów górskich.
Podział płyt w miejscach ich powstawania, subdukcje i zagłębienia
Rycina 1-15 przedstawia aktualne rozmieszczenie płyt litosferycznych Ziemi. Typowa płyta tektoniczna porusza się z szybkością narastania paznokci ludzkich dłoni, czyli w tempie 5 cm na rok. Zważywszy, że płyty przemieszczają się z taką szybkością na odległość tysięcy kilometrów, możemy sobie uświadomić ogrom czasu geologicznego.
Ryc. 1-15. Rozmieszczenie płyt litosferycznych na powierzchni Ziemi. Obecnie istnieje osiem wielkich płyt i wiele mniejszych. Na schemacie pokazano trzy rodzaje granic płyt - strefy subdukcji, strefy ekspansji i uskoki transformacyjne (będzie o nich mowa w dalszej części rozdziału). Większość wulkanów znajduje się w pobliżu stref subdukcji lub ekspansji.
Jedną z najważniejszych sił napędzających ruch płyt jest konwekcja działająca w wielkiej skali w astenosferze. Konwekcja to proces, w którym materia rozgrzana w głębi astenosfery unosi się, wypierając materię chłodniejszą i cięższą położoną bliżej powierzchni (ryc. 1-16). To samo zjawisko zachodzi w podgrzewanym garnku z wodą.
Ryc. 1-16. Konwekcja napędza ruch płyt. W częściowo płynnym płaszczu Ziemi występuje zjawisko konwekcji, ponieważ jest on podgrzewany od dołu i oddaje ciepło położonej nad nim skorupie. Grubości warstw nie zachowują skali.
Granice płyt to dynamiczne obszary litosfery. Większość trzęsień ziemi powstaje, gdy skały przemieszczają się wzdłuż uskoków lub szczelin na styku płyt lub w pobliżu tych miejsc. Możliwe są trzy typy względnego ruchu dwóch płyt litosferycznych: subdukcja, czyli wsuwanie się jednych płyt pod drugie, zbliżanie się płyt do siebie, oraz ich oddalanie się od siebie (patrz: ryc. 1-15).
Płyty oddalają się od siebie wzdłuż stref ekspansji (in. spredingu), w których nowe formy litosfery w postaci materiału maficznego o stosunkowo niskiej gęstości unoszą się z ultramaficznej astenosfery i ulegają ochłodzeniu. Ciepło emanujące z astenosfery w tych obszarach rozszerza i powiększa nowo powstałe fragmenty litosfery, tworząc grzbiety śródoceaniczne, takie jak Grzbiet Śródatlantycki (ryc. 1-17). Po obu stronach takich grzbietów materia litosfery przemieszcza się lateralnie, oddalając się od ich osi, przez co powstałe wzdłuż nich krawędzie płyt też oddalają się od siebie.
Ryc. 1-17. Przekrój litosfery i astenosfery w południowej części Atlantyku. Zauważmy, że płyta litosferyczna zawierająca Amerykę Południową porusza się na zachód, oddalając się od Grzbietu Śródatlantyckiego. Równocześnie płyta litosferyczna pod Pacyfikiem porusza się na wschód, i w strefie zetknięcia z Ameryką Południową, wzdłuż głębokiego rowu oceanicznego, zagłębia się w astenosferę. Efektem kolizji tych płyt są Andy. Pióropusz płaszcza łączący topniejący odłam litosfery, który zanurzył się na znaczną głębokość, jest źródłem aktywności na wschód od Ameryki Południowej.
Płyty mogą się również przesuwać po sobie wzdłuż powierzchni zwanych uskokami transformacyjnymi. Jak widać na rycinie 1-15, uskoki te towarzyszą grzbietom śródoceanicznym na całych ich długościach. Tam, gdzie ruch płyt jest zgodny, fragmenty litosfery zagłębiają się ponownie w astenosferze wzdłuż głębokich rowów, których dna są najgłębszymi strefami oceanicznymi. Regiony, w których płyty zanurzają się w płaszcz Ziemi, nazywamy strefami subdukcji, a części płyt pogrążające się w takich strefach określane są jako fragmenty subdukowane.
Wulkany wzdłuż granic płyt. Większość wulkanów znajduje się w pobliżu granic płyt. Rycina 1-17 wyjaśnia przyczynę tej prawidłowości. Wielkie szczeliny w litosferze równoległe do osi stref ekspansji, takie jak Grzbiet Śródatlantycki, działają jak kanały, przez które magma wznosi się z astenosfery, łącząc się następnie z litosferą. W tych obszarach tworzy się też nowa magma w procesie topnienia skał powodowanego przez dekompresję wznoszącej się materii astenosfery. Uskoki w rejonach grzbietów śródoceanicznych powstają w wyniku separacji płyt w strefach rozrostu . Część magmy stygnie, tworząc płytkie skały intruzywne, a część pozostała przedostaje się przez litosferę i pokrywa dno oceaniczne. W większości takich miejsc lawa wydobywa się wzdłuż pęknięć szerokimi strumieniami, czasami jednak powstają długie pionowe kominy zakończone wulkanami stożkowymi. Nowy materiał litosferyczny oddala się od grzbietu, a następnie, po ochłodzeniu, buduje rozległe, niemal poziome warstwy pokrywające większą część dna oceanicznego.
Wiele wulkanów powstaje też wzdłuż stref subdukcji. W tych przypadkach dochodzi do częściowego topnienia się płaszcza powyżej subdukowanych fragmentów płyt z powodu uwalniania wody przenoszonej przez nie z dna morskiego. Wraz z tymi fragmentami topią się również osady z ich powierzchni. Magma powstała z materiału płaszcza i osadów ma mniejszą gęstość od otaczającej astenosfery, unosi się więc do góry. Większa jej część dociera do dna morskiego i wytryskuje formując wulkany, z których niektóre wystają ponad powierzchnię morza tworząc wyspy.
Wypiętrzanie gór wzdłuż stref subdukcji. Kiedy płyta tektoniczna wsuwa się pod litosferę kontynentalną, grubszą od litosfery oceanicznej, wówczas większa część magmy unoszącej się znad płyty subdukowanej ochładza się od przykrywającej ją litosfery, tworząc skały intruzywne. Jakaś jej część może jednak dotrzeć do powierzchni Ziemi, i w ten sposób powstają wulkany w łańcuchach górskich takich jak Andy (patrz: ryc. 1-17). Jednakże gdy na krawędzi kontynentu istnieje strefa subdukcyjna, góry tworzy nie tylko aktywność wulkaniczna. Pod działaniem wysokiego ciśnienia krawędź płyty kontynentalnej kruszy się na odłamy piętrzące się na lądzie. Jak zobaczymy w rozdziale IX, skorupa kontynentalna może pękać pod działaniem wysokiego ciśnienia, i wówczas wielkie jej odłamy wciskane są w szczeliny uskoków, a następnie piętrzą się jedne nad drugimi, pogrubiając skorupę.
Ciepło z rozpadu radioaktywnego jako napęd dynamiki płyt tektonicznych
Energia cieplna emanująca z płaszcza Ziemi napędza wiele procesów tektoniki płyt. Powoduje konwekcję w materii płaszcza (patrz: ryc. 1-16) i w strefach ekspansji tworzy magmę wznoszącą się ku powierzchni. Od wieków górnicy wiedzieli, że we wnętrzu Ziemi jest cieplej niż na powierzchni, ponieważ w miarę opuszczania się w bardzo głębokich szybach kopalnianych czuli wyraźnie wzrost temperatury. Innym dowodem istnienia potężnego źródła ciepła w głębi planety są oczywiście również gorące źródła, w tym gejzery, takie jak w Parku Narodowym Yellowstone. Pod koniec XIX wieku większość naukowców uważało to ciepło za pozostałość pierwotnego stanu planety, która we wczesnym okresie swej historii, przed ochłodzeniem, była kulą magmy. W niedługim czasie, po odkryciu w roku 1896 radioaktywności przez francuskiego uczonego Henri Becquerela, geolodzy zmienili swoje poglądy na temat termodynamicznego bilansu Ziemi. Stwierdzono mianowicie obecność w głębi Ziemi wielkiej obfitości materiałów promieniotwórczych, których rozpad dostarcza planecie ogromnych ilości energii cieplnej. Uznano zatem, że stopniowa utrata ciepła pierwotnego kompensowana jest przez duże ilości energii cieplnej pochodzącej z innego źródła wewnętrznego.
Wznoszenie się pióropuszy magmowych do skorupy Ziemi z głębin jej płaszcza
W różnych miejscach astenosfery odłamy oderwane od litosfery toną w płaszczu Ziemi do znacznych głębokości, gdzie topią się pod wpływem wysokiej temperatury. Powstała w ten sposób magma wznosi się w kolumnach zwanych pióropuszami płaszcza (patrz: ryc. 1-17). Pióropusze docierające do powierzchni Ziemi tworzą obszary aktywności wulkanicznej (in. plamy gorąca) - miejsca, w których dochodzi do uniesienia skorupy ziemskiej pod ciśnieniem magmy i jej gwałtownej erupcji. Jednym z kontynentalnych obszarów tego typu jest Park Narodowy Yellowstone, w którym w przeszłości miała miejsce aktywność wulkaniczna. Pod Islandią utworzył się - i wciąż się powiększa - oceaniczny obszar aktywności zasilany przez pióropusze magmowe i lawę.
Rola tektoniki płyt w cyklu skalnym
Procesy tektoniki płyt dostarczają przykładów cyklu skalnego na wielką skalę (ryc. 1-18). Jak widać na ilustracji 1-18A, większa część litosfery oceanicznej powstającej z magmy wznoszącej się z astenosfery i tworzącej nowe pokłady dna morskiego ostatecznie zapada się ponownie w głąb astenosfery. Dzieje się to wówczas, gdy pokłady te, oddalające się od stref ekspansji, zbliżają się do stref subdukcji. Z biegiem czasu fragmenty litosfery podlegające subdukcji oddzielają się od płyt, do których pierwotnie należały. Izolowane fragmenty pogrążają się i topią, stając się częściami płaszcza. To, że odłamy toną, może wydawać się dziwne, złożone są bowiem głównie z materiału maficznego, podczas gdy tworzywo astenosfery jest ultramaficzne, odłamy są jednak od niego gęściejsze z powodu ich niższej temperatury. Gdy 100 mln lat później konwekcja wydźwignie stopiony materiał fragmentu starej skorupy wzdłuż strefy ekspansji, to stanie się on ponownie źródłem nowej litosfery, dopełniając cyklu ruchu skalnej materii.
Ryc. 1-18. Tektonika płyt i cykl skalny. A. Subdukowany fragment litosfery tonie, topi się i zostaje wchłonięty przez płaszcz. Konwekcja dźwiga połączony materiał w górę, gdzie część subdukcyjnego materiału wyłania się wzdłuż strefy ekspansji jako nowa litosfera, przez co cykl zostaje zamknięty. B. Cykl płytszy działa wówczas, gdy subdukcji podlegają osady, które po stopnieniu współtworzą magmę wypychaną przez wulkany łuku islandzkiego (po lewej). Osady erozyjne z tych wulkanów gromadzą się na dnie morskim, gdzie podlegają subdukcji i topią się zamykając cykl. W opisanych cyklach stopiony materiał skalny powraca na powierzchnię Ziemi poprzez wulkany rozmieszczone w łańcuchach górskich wzdłuż granic kontynentów (po prawej); erozja skał wulkanicznych wytwarza kolejne generacje osadów.
Rycina 1-18B pokazuje, jak płyty tektoniczne uczestniczą w cyklach skalnych na mniejszych głębokościach. Litosfera uformowana wzdłuż stref ekspansji podlega w końcu subdukcji, wraz ze wszystkimi leżącymi na niej osadami. Część subdukowanego materiału topi się i powraca na powierzchnię w postaci aktywności wulkanicznej. Erozja powstających wulkanów dostarcza nowych osadów, z których część podlega subdukcji i topi się wytwarzając nowe generacje magmy wznoszącej się i tworzącej nowe skały wulkaniczne. Skały te erodują i produkują osady, z których znowu część podlega subdukcji. W taki oto sposób cykl się powtarza.
Cykl wodny
Woda krąży w Ziemi i ponad nią we własnym złożonym cyklu. Cykl wodny jest prostszy od skalnego, chociażby dlatego, że jego przedmiotem jest jeden związek chemiczny (H2O).
Woda występuje na Ziemi w takiej obfitości, że łatwo traktować ją jak oczywistość. W rzeczywistości obfitość ta jest dość niezwykła i warta zastanowienia. Nasza planeta jest wystarczająco duża, by jej przyciąganie grawitacyjne utrzymywało parę wodną w atmosferze - otaczającej Ziemię powłoce gazowej. Jednocześnie zakres temperatur powierzchniowych powoduje, że jest ona jedyną planetą Układu Słonecznego z ogromnymi zasobami wody w stanie ciekłym. Ta wyjątkowa ciecz pełni wiele niezwykle istotnych funkcji. Przede wszystkim ma zasadnicze znaczenie dla znanych nam form życia, jest bowiem podstawowym składnikiem komórek wszystkich organizmów. Ponadto stanowi zewnętrzne środowisko życia dla wielu jego form określanych jako "wodne". Inną ważną właściwością wody jest jej wysoka pojemność termiczna, czyli zdolność konserwacji znacznych ilości energii cieplnej w danej temperaturze. Z tych powodów prądy oceaniczne dystrybuują ciepło na powierzchni Ziemi znacznie skuteczniej niż wiatry.
Przemieszczanie się wody między jej rezerwuarami
Cykl wodny polega na ciągłym przepływie H2O między naturalnymi rezerwuarami na powierzchni Ziemi i w jej sąsiedztwie. Większość z nich, w tym oceany, jeziora i rzeki zawierają wodę w stanie ciekłym. Rezerwuarem wody jest jednak również atmosfera ze swymi zasobami pary wodnej, a także lodowce - wielkie, powoli płynące masy lodu, czyli rezerwuary H2O w stałym stanie skupienia.
Rycina 1-19 ilustruje główne cechy cyklu wodnego. W odróżnieniu od ruchów płyt tektonicznych oraz procesów wulkanicznych i zachodzących w płaszczu Ziemi, dla których źródłami energii są promieniotwórczość i ciepłota pierwotna, cykl wodny napędza energia cieplna pochodząca ze Słońca. Pod jej wpływem woda paruje, przechodząc do atmosfery. Powoduje ona również cyrkulacje materii oceanicznej i atmosferycznej oraz transport H2O na duże odległości.
Ryc. 1-19. Cykl wodny. Względne rozmiary zasobów H2O na Ziemi ujęte są w tabeli obok schematu. (Dane tabelaryczne wg Gleicka, w: S.H. Schneider, red., Encyclopedia of Climate and Weather, Oxford University Press, Nowy Jork, 1996).
Oceany zajmują ponad dwie trzecie powierzchni Ziemi i zawierają więcej niż 96% H2O krążącej w cyklu wodnym. Zdziwienie może budzić fakt, że większość pozostałej H2O, czyli około 2%, znajduje się w lodowcach. Generalnie ich obecność na niskich wysokościach n.p.m. ogranicza się do wysokich szerokości geograficznych, czyli obszarów podbiegunowych, występują jednak również w innych częściach świata w wysokich górach, gdzie powietrze ma odpowiednio niską temperaturę. Większość wody uwięzionej w lodowcach koncentruje się dziś w trzech wielkich formacjach: na Grenlandii i w dwóch połączonych ze sobą pokrywach antarktycznych. Gdyby stopiły się wszystkie lodowce istniejące na Ziemi, poziom morza na całym świecie podniósłby się o około 100 metrów.
Jeziora, choć liczniejsze niż lodowce, zawierają jedynie około 0,01% wody znajdującej się w cyklu wodnym. Udział atmosfery w zasobach wodnych jest jeszcze mniejszy, rzędu tysięcznej części procenta, a rzek najmniejszy - 0,0002%.
Znacznie więcej wody znajduje się w porach i szczelinach stałych komponentów Ziemi, niż w ciekach i zbiornikach na jej powierzchni. Gleby zawierają dziesięciokrotnie więcej wody niż rzeki i strumienie, a w górnej warstwie litosfery grubości 4 km, położonej poniżej gleb, jest jej setki razy więcej niż w samych glebach. Ludzie korzystają z zasobów wodnych litosfery zwanych wodami podziemnymi za pomocą studni. Rośliny czynią to samo, posługując się korzeniami, i chociaż zużywają część wody do tworzenia cukrów, większość zwracają do środowiska przez parowanie z liści. W procesie tym, nazywanym transpiracją, rośliny przenoszą H2O z podziemnych rezerwuarów do atmosfery, powiększając efekt parowania z akwenów i gleb. W roślinach lądowych znajduje się wprawdzie znikomy ułamek wody krążącej w cyklu wodnym, lecz poprzez transpirację dostarczają one do atmosfery mniej więcej tyle wody, co wszystkie rzeki świata.
Rozmiary i lokalizacje różnych rezerwuarów cyklu wodnego stale się zmieniają, a ich konfiguracje w wielu okresach czasu geologicznego różniły się znacząco od obecnej. W niektórych epokach lodowce pojawiały się tam, gdzie wcześniej ich nie było, wilgotne gleby zamieniały się w pustynie, a oceany zalewały suche lądy. Skutki takich zmian ulegały później odwróceniu lub miały miejsce równie głębokie zmiany innego rodzaju. Cykl wodny nieustannie przekształca Ziemię w powiązaniu z cyklem skalnym i tektoniką płyt. Wszystkie te przeobrażenia są przedmiotem badań historii Ziemi.
Ścisłe powiązanie cyklu wodnego z cyklem skalnym
Woda jest także składnikiem niektórych minerałów. Z tego względu, jak i z wielu innych, cykle wodny i skalny są ze sobą powiązane. Powierzchnia Ziemi jest w stanie dynamicznym nie tylko z powodu ruchów płyt tektonicznych i aktywności wulkanicznej, lecz także w związku z wietrzeniem skał, ich erozją i tworzeniem się osadów. Roztwory wodne różnych substancji rozkładają skały chemicznie i transportują produkty tego rozkładu. Woda i lód są także czynnikami erodującymi skały i osady oraz przemieszczającymi materiał stały uwalniany w procesach wietrzenia i erozji. Woda zawarta w litosferze oceanicznej i osadach głębokomorskich jest nawet przenoszona do astenosfery, z której powraca do litosfery i atmosfery wraz z wznoszącą się magmą.
W przyrodzie nie istnieje woda tak czysta jak destylowana w laboratoriach. Wszystkie wody naturalne zawierają składniki chemiczne inne niż H2O, które trafiają do cyklu wodnego przez procesy wietrzenia formacji powierzchniowych oraz chemicznego wypłukiwania głębiej położonych skał i osadów przez wody podziemne. Podczas parowania wód naturalnych rozpuszczone w nich składniki chemiczne wytrącają się w postaci soli. Sole gromadzące się w warstwach osadowych tworzą złoża zwane ewaporatami (patrz: s. 43). Najpopularniejszym ewaporatem jest chlorek sodu używany przez ludzi do celów spożywczych. Wydobywany metodami górniczymi ze złóż nazywany jest solą kamienną.
Wody naturalne nazywamy wodami słodkimi, gdy zawierają wagowo mniej niż 0,05% soli. Większość jezior, podobnie jak znaczna część rzek i strumieni, to zbiorniki wody słodkiej. Jednakże w suchym klimacie zasolenie jezior bezodpływowych po dłuższym czasie może się zwiększyć, gdy ilości wody słodkiej dostarczanej przez cieki nie pokrywają strat z parowania powierzchniowego. Przykładem jest Wielkie Jezioro Słone w stanie Utah. Stężenie soli w tym akwenie waha się, jest jednak średnio pięć razy wyższe niż w oceanach. Ocean światowy można by uznać za gigantyczne słone jezioro o liczącej miliardy lat historii.
Wody podziemne (około 1,7% ogólnej zawartości H2O w naszej planecie) różnią się jakością, - od wody słodkiej do silnie zasolonej. Wody te, wraz z rozpuszczonymi w nich minerałami, grają istotną rolę w wielu procesach cyklu skalnego, takich jak transformacja osadów w skały, migracja ropy naftowej i gazu ziemnego, metamorfizm oraz formowanie się wielu złóż rud.
W rozdziale X opiszemy związki chemiczne niezbędne w cyklach życiowych litosfery, oceanów, atmosfery i istot żywych. Przekonamy się przy tej okazji, jak głęboko zmiany ilości tych substancji wpływają na środowiska i formy życia.
Ukierunkowane zmiany w historii Ziemi
Poglądy Charlesa Lyella na historię Ziemi, mimo jego ogromnego wkładu w rozwój nauki, były, jak widzieliśmy, nadmiernie uproszczone. Postrzegał on planetę jak wielką machinę niepodlegającą w czasie geologicznym wielu ukierunkowanym zmianom. Był przekonany o istnieniu wyłącznie zmian cyklicznych, związanych z cyklem skalnym i cyklem wodnym. Geolodzy współcześni rozpoznają w systemie Ziemi nie tylko ciągłe działanie tych cyklów, lecz także istnienie wielu długoterminowych zmian ukierunkowanych. Lyell wierzył też, że formy życia nie zmieniały się znacząco w czasie geologicznym, co było oczywiście poglądem błędnym. Z badań skamieniałości wiedział, że gatunki znikały i były w jakiś sposób zastępowane przez inne, nie ogarniał jednak wyobraźnią progresji od prostych, prymitywnych form życia we wczesnej historii Ziemi do zbioru gatunków współczesnych obejmującego wiele form złożonych.
Przyjrzymy się najpierw poglądom Lyella na historię życia, a następnie dokonamy przeglądu niektórych aspektów fizycznych naszej planety, które zmieniały się znacząco z biegiem czasu geologicznego.
Radykalne i nieodwracalne ewolucyjne przekształcenia form życia
Zmiany środowiskowe w historii Ziemi miały ogromny wpływ na życie. Samo słowo angielskie environment (środowisko) oznacza "to, co otacza jakąś formę życia". W początkach XIX wieku dominującym poglądem większości wykształconych ludzi w Europie i Ameryce Północnej było uznanie istnienia w przeszłości wielu dawno wymarłych gatunków zwierząt i roślin, nie dopuszczano jednak możliwości ich przekształcania się przed wyginięciem w inne formy życia.
Zgodnie z tym przekonaniem, opartym na wierzeniach religijnych, środowiska ziemskie podlegały wprawdzie zmianom - przynajmniej cyklicznym - lecz populacje roślin i zwierząt nie. Karol Darwin obalił ten system poglądów w roku 1859, publikując mocne dowody potwierdzające koncepcję ewolucji organizmów żywych. Wykazał, że formy życia zmieniają się nawet wówczas, gdy ich fizyczne środowisko nie ulega większym zmianom. Na podstawie obserwacji stwierdził, że konkretne rodzaje roślin i zwierząt przekształcają się w inne w procesie, który naukowcy nazwali później ewolucją. Zgodnie z rozumowaniem Darwina, wiele form życia wprawdzie wymarło, ale zanim to nastąpiło, dały one początek innym formom żyjącym po ich wyginięciu. Zachowanie sekwencji gatunków rodzicielskich i potomnych w materiale stratygraficznym stało się podstawą ustalenia sukcesji skamieniałości, którego geolodzy używają nadal do datowania skał.
Darwinowska idea ewolucji organizmów wynikała z obserwacji poczynionych podczas eksploracyjnego rejsu dookoła świata na statku "Beagle", na którym Darwin podróżował jako nieopłacany przyrodnik, i który zatrzymywał się w wielu miejscach. Rozpoczął tę podróż w roku 1831 w wieku 22 lat. Był wówczas dobrze przygotowany w dziedzinie geologii przez Adama Sedgwicka, znawcę skał i skamieniałości paleozoicznych znalezionych w Anglii. W myśleniu Darwina kluczową rolę odgrywała zasada uniformitarianizmu. Przed podróżą na pokładzie "Beagle" inny jego nauczyciel, John S. Henslow, zachęcał go do przeczytania nowej książki Charlesa Lyella pt. Principles of Geology, w której autor przekonująco bronił koncepcji Jamesa Huttona. Henslow przestrzegał Darwina, by nie wierzył w idee Lyella, on jednak przekonał się wkrótce o słuszności jego argumentów. Podczas podróży na "Beagle" Darwin obserwował działanie procesów, które najwyraźniej leżały u podstaw głównych cech skorupy ziemskiej. Jednym z przykładów były gwałtowne erupcje wulkaniczne w Andach, bezpośrednio przez niego obserwowane. Podczas jednej z nich przeżył trzęsienie ziemi i niedługo po nim zauważył gwałtowne wypiętrzanie się pasa dna morskiego wzdłuż brzegu do wysokości powyżej poziomu morza. Dla Darwina było oczywiste, że takie procesy, dokonujące się na przestrzeni milionów lat, mogły w seriach kolejnych zdarzeń wydźwignąć góry tej wysokości co Andy, piętrząc jednocześnie skały wulkaniczne w różnych miejscach na powierzchni Ziemi. Lyellowski uniformitariański obraz historii Ziemi dostarczył mu rozległej skali czasu geologicznego koniecznej do zrozumienia ewolucji życia.
Darwinowska idea ewolucji biologicznej różniła się znacząco od koncepcji Huttona i Lyella dotyczących historii Ziemi. Lyell rozumiał, że górna część planety jest zamknięta w niekończącym się cyklu skalnym. Darwin doszedł do wniosku, że życie również się zmienia, ale nie w sposób cykliczny, rozwija się bowiem stale w nowych kierunkach. Na przestrzeni milionów lat efektem tych zmian są zupełnie nowe typy organizmów oraz rosnące zróżnicowanie form życia na Ziemi.
Zmiany fizycznych i chemicznych cech Ziemi
W skali czasu geologicznego dokonują się zasadnicze ukierunkowane zmiany nie tylko organizmów żywych, lecz także fizycznych i chemicznych cech Ziemi. Ponadto zmiany te wzajemnie na siebie oddziałują.
Jednym z najlepszych przykładów ukierunkowanej zmiany fizycznej jest stygnięcie wnętrza planety od początków jej historii. Stopniowy spadek średniej temperatury Ziemi powodują dwa czynniki. Po pierwsze, Ziemia stale traci energię cieplną wygenerowaną w chwili jej powstania. Po drugie, jej radioaktywne palenisko wygasa i w coraz mniejszym stopniu kompensuje straty. Materiały promieniotwórcze będące jego paliwem rozpadają się i coraz mniejsze ich ilości pozostają na przyszłość. Inaczej mówiąc, paliwo Ziemi nieodwracalnie się zużywa. W rezultacie obniżania się temperatury Ziemi procesy tektoniki płyt słabną w skali czasu geologicznego. Obecnie stref ekspansji i subdukcji jest mniej niż we wczesnych stadiach historii Ziemi.
Stężenie tlenu w atmosferze ziemskiej również podlega długoterminowym zmianom. W dalszych rozdziałach pokażemy, że w początkach historii planety było go bardzo mało. Jego stężenie zaczęło się zwiększać w okresie ewolucyjnego rozwoju bakterii, które - jak dziś rośliny zielone - wytwarzały własne pożywienie w procesach fotosyntezy. Tlen jest jej produktem i z biegiem czasu jego zawartość w atmosferze osiąga poziom umożliwiający życie zwierząt. Innymi słowy, ewolucja życia zmieniała środowisko na całej planecie, a nowe warunki środowiskowe prowadziły do dalszych zmian ewolucyjnych. Związki życia z cechami środowisk ilustrują ścisłe zależności między fizykochemiczną i biologiczną historią Ziemi.
Związki zmian form życia i środowisk
W badaniach historii współzależności między aspektami biologicznym i fizykochemicznym naszej planety użyteczna jest identyfikacja ekosystemów. Przez ekosystem rozumiemy środowisko wraz z grupą żyjących w nim organizmów. Istnieją ekosystemy różnych rozmiarów. Ekosystemem jest cała Ziemia ze wszystkimi swoimi formami życia, a także kropla wody, w której żyje tylko kilka mikroskopijnych organizmów.
Ekosystemy istniejące obecnie na Ziemi są efektem miliardów lat jej historii. Nawet w okresie ostatnich kilkuset milionów lat kontynenty dzieliły się i zderzały, a góry powstawały i rozsypywały się w procesach wietrzenia i erozji. Oceany wielokrotnie zalewały ogromne obszary lądów i odsłaniały je, a masywne lodowce pokrywały wielkie połacie Ziemi, by później topnieć. Wody w głębinach morskich, dziś bliskie zamarznięcia, były kiedyś znacznie cieplejsze. Klimaty na lądach ocieplały się i ochładzały. Na przykład: 40 mln lat temu na biegunach Ziemi panowała wysoka temperatura, a na północnych terenach Stanów Zjednoczonych rosły drzewiaste palmy, o czym będzie dokładniej mowa w rozdziale XVIII. Później na obszarach północnych nastąpiło ochłodzenie klimatu, a ciepło nigdy już do nich nie powróciło. Zmiany środowiskowe były nie tylko przyczyną migracji organizmów, lecz także wywierały głęboki wpływ na ewolucję, a w skali czasu geologicznego spowodowały wyginięcie wielu form życia.
Rekonstruując zmiany historycznych ekosystemów, geolodzy wyciągają wnioski istotne dla współczesnej cywilizacji stojącej w obliczu przyszłych zmian środowiskowych.
Epizodyczne zmiany w historii Ziemi
James Hutton i Charles Lyell opisali cykle stale modyfikujące Ziemię jako procesy ciągłe przebiegające bardzo powoli. Współczesna geologia zna jednak również zdarzenia epizodyczne o gwałtownym przebiegu, które odegrały bardzo istotną rolę w fizycznej i biologicznej historii naszej planety.
Procesy gwałtowne zdarzały się w różnych skalach. Na przykład: nagła erozja lub powstanie osadu może trwać kilka sekund i dotyczyć powierzchni kilku centymetrów kwadratowych. Z drugiej strony, katastrofalne zderzenie Ziemi z asteroidą, które przed 66 mln lat zmiotło z powierzchni planety dinozaury i wiele innych form życia, zmieniło warunki klimatyczne na całym świecie w ciągu kilku dni. Jednakże w skali czasu geologicznego nawet wydarzenia trwające kilkaset tysięcy lat wydają się nagłe i epizodyczne.
Nieciągłości w procesach sedymentacji
Jak wcześniej wspomnieliśmy, skały są wielkim archiwum przeszłych zdarzeń zapisanym w warstwach geologicznych, ale dokładniejsze ich badanie pokazuje, że skały osadowe ukazują historię nieciągłości (ryc. 1-20). Stwierdziliśmy też, że poszczególne warstwy skał osadowych reprezentują odróżnialne zdarzenia, a granice między nimi - dzielące je interwały czasowe. Ogólnie biorąc, przerwy te odzwierciedlają nie tylko przedziały czasu, w których nie było sedymentacji, lecz także takie, w których powstawały warstwy osadowe usunięte później przez erozję. Łatwo sobie wyobrazić powstawanie takich sekwencji sedymentacyjnych przez analogię do piaszczystej plaży, na którą fale wyrzucają piasek, a następnie go wypłukują. Załamujące się fale mogą tworzyć nowe warstwy złożone z piasku wypłukanego z obszarów dna morskiego oddalonych od brzegu. Inne fale załamujące się z większą siłą mogą następnie wymywać warstwy wcześniej osadzone. Niektóre powierzchnie między warstwami mogą reprezentować przerwy w osadzaniu materiału trwające zaledwie kilka sekund, a inne, powstałe w warunkach silnych sztormów - setki, a nawet tysiące lat. W większości dużych formacji skał osadowych przerwy czasowe między warstwami bywają tak znaczące, że całkowity czas, w którym powstawały zachowane warstwy osadowe okazuje się krótki w porównaniu z tym, w jakim powstały całe formacje.
Ryc. 1-20. Osady epizodyczne. W porcji piaskowca widoczne są cztery epizody deponowania i usuwania osadu. Moneta jednopensowa leży na osadach reprezentujących pierwszy epizod sedymentacji; osady te powstały na powierzchni nachylonej w lewo. Ich wypłukanie utworzyło powierzchnię tuż ponad monetą, nachyloną w prawo. Następnie dodatkowe osady powstały na innej powierzchni nachylonej w lewo. Po drugim epizodzie wypłukiwania powstała trzecia seria osadów, prawie dokładnie poziomych. Po kolejnym okresie bezosadowym nagromadził się ciemny osad widoczny w najwyższej części zdjęcia. (Steven M. Stanley).
Powstawanie skał osadowych w trybie katastroficznym
Niektóre epizody sedymentacyjne można określić jako zdarzenia katastroficzne. Huragany i bardzo silne sztormy wzbudzają fale i prądy erodujące osady i deponujące je w innych miejscach. Zdarzenia takie mogą zdeponować metr lub więcej osadu w ciągu kilku godzin, a nawet minut. Sedymentacja katastroficzna zdarza się nawet na dużych głębokościach. Na przykład: wzdłuż podmorskich krawędzi kontynentalnych zdarzenia typu osuwisk i obrywów mogą powodować przemieszczenia mas gęstych zawiesin obciążonych osadami do różnych obszarów głębokiego dna morskiego, gdzie materia tych prądów rozprzestrzenia się, prędkości jej ruchu maleją, a na dnie powstaje osad turbidytowy - warstwa osadowa grubości kilku centymetrów. Turbidyty, o których będzie jeszcze mowa w rozdziale V, tworzą często warstwowe pokłady znacznych grubości (ryc. 1-21).
Ryc. 1-21. Sekwencja osadów turbidytowych z późnej kredy, rozdzielonych cienkimi warstwami łupków, w Narodowym Arktycznym Rezerwacie Przyrody na Alasce. Osady turbidytowe wystają w zboczu, gdyż zbudowane są z materiału o grubszej ziarnistości niż przedzielające je łupki. Każdy turbidyt powstał szybko pod działaniem prądu przenoszącego osady z płytkiego do głębokiego obszaru morza. (USGS, fot.: David W. Houseknecht, Reston, VA).
Niezgodności zalegania warstw jako reprezentacje nieciągłości formacji skalnych
Wiele dużych masywów skał osadowych, również takich, które uznano oficjalnie za formacje, powstało na nieregularnych powierzchniach utworzonych przez erozję skał istniejących wcześniej. W takich sytuacjach nieregularne powierzchnie między formacjami skalnymi nazywamy niezgodnościami zalegania warstw. Niezgodności takie reprezentują relatywnie długie przedziały czasu, w którym erozja zdecydowanie dominowała nad sedymentacją.
Istnieją trzy rodzaje niezgodności zalegania. Kiedy grupa skał została pochylona i poddana erozji, a następnie były na nich deponowane młodsze osady, wówczas powierzchnię zerodowaną nazywamy niezgodnością kątową (ryc. 1-22 i 1-23A). Inne niezgodności zalegania warstw są mniej radykalne. Czasami warstwy leżące poniżej powierzchni zerodowanej są nienaruszone, i tylko nieregularna powierzchnia między górną i dolną częścią skały świadczy o przeszłym epizodzie erozji. Ten drugi rodzaj niezgodności nazywamy dyskordancją (ryc. 1-23B). Zdarza się, że nie ma jednoznacznej nieregularnej powierzchni wskazującej położenie takiej niezgodności; w tych przypadkach geolodzy muszą uwzględniać skamieniałości lub używać technik datowania radiometrycznego w celu lokalizacji przerwy czasowej w formacji skał osadowych. Trzeci typ niezgodności, w którym skała osadowa spoczywa na zerodowanej powierzchni skały krystalicznej (ryc. 1-23C), nazywany jest czasem nonkordancją.
Ryc. 1-22. Niezgodność kątowa między Starym Czerwonym Piaskowcem (Old Red Sandstone) i skałami sylurskimi w Siccar Point, w hrabstwie Berwickshire w Szkocji. Skały sylurskie (na dole) zostały pochylone i przełamane podczas zderzenia Baltiki z Laurencją, w wyniku którego powstała Eurameryka (patrz: ryc. 14-22). Stary Czerwony Piaskowiec (u góry po lewej) został później zdeponowany w pobliżu krawędzi tego kontynentu. Jest to klasyczny przykład niezgodności kątowej rozpoznany przez Jamesa Huttona, gdy po raz pierwszy zrozumiał znaczenie niezgodności. (Marli Miller).
Ryc. 1-23. Niezgodność kątowa, dyskordancja i nonkordancja. A. Niezgodność kątowa oddziela pochylone warstwy leżące niżej od położonych wyżej warstw płaskich. B. Dyskordancja oddziela warstwy zalegające poziomo od innych podobnych warstw leżących wyżej, które jednak spoczywają na powierzchni zerodowanej uformowanej po powstaniu warstw niższych. C. Nonkordancja oddziela warstwy poziome od zerodowanej powierzchni skał krystalicznych (magmowych lub metamorficznych) leżących poniżej.
Epizodyczne zmiany życia na Ziemi
Ewolucja życia na Ziemi podlega zakłóceniom, podobnie jak powstawanie skał osadowych. Od czasu do czasu pojedyncze gatunki znikają bądź podlegają procesom wymierania. Wielokrotnie w historii naszej planety wymierania były zbiorowe: w krótkich odcinkach czasu geologicznego ginęło wiele gatunków. Największe z tych zdarzeń, nazywane wymieraniem masowym, miały format globalnych katastrof, w których z powierzchni Ziemi znikała znaczna większość form życia. Epizod, który całkowicie zniszczył dinozaury, był jednym z wielu przypadków masowej zagłady żywych organizmów, jakie wydarzyły się w minionym okresie 500 mln lat.
Zdarzało się również, że główne epizody ewolucji przebiegały w stosunkowo krótkich interwałach czasu geologicznego. W rozdziale VII opiszemy jeden z przykładów, w którym wiele nowych gatunków powstało w ciągu zaledwie kilku tysięcy lat. W toku ewolucji trwającej wiele milionów lat dokonywały się jeszcze bardziej zdumiewające i spektakularne zmiany.
W rozdziałach XII-XX opiszemy najważniejsze skoki ewolucyjnej dywersyfikacji i wymierania, które wielokrotnie transformowały ziemską biosferę. Jednym z głównych zadań nauk o Ziemi jest rekonstrukcja tych zdarzeń oraz ich związków ze zmianami środowiskowymi zapisanymi w formacjach skał osadowych.
W rozdziałach XI-XX najważniejsze zmiany systemu Ziemi zostaną opisane w formie wstawek w głównym tekście wykładu. Większość tych zdarzeń wywarła głęboki wpływ na ziemskie formy życia. W skali czasu geologicznego wiele z nich należy uznać za epizody gwałtowne i krótkotrwałe.
Podsumowanie rozdziału
Najbardziej fundamentalna zasada przyświecająca geologom w rekonstrukcji historii Ziemi
Jest to zasada aktualizmu, mająca podstawowe znaczenie dla wszystkich nauk przyrodniczych, potwierdzająca niezależność praw natury od upływu czasu. Geolodzy interpretują dane geologiczne zgodnie z tą zasadą.
Trzy najważniejsze typy skał i ich wzajemne powiązania
Skały składają się z powiązanych mechanicznie i/lub chemicznie elementów, najczęściej złożonych z minerałów, a czasem z fragmentów innych skał. Minerał jest prostym lub złożonym materiałem nieorganicznym charakteryzującym się określonym składem chemicznym i strukturą wewnętrzną. Skały magmowe powstają podczas stygnięcia i krzepnięcia magmy. Skały osadowe, mające strukturę warstwową, powstają z osadów gromadzących się pod działaniem grawitacyjnego przyciągania ziemskiego. Skały metamorficzne tworzą się przez przeobrażenie skał wcześniej istniejących w warunkach wysokiego ciśnienia i temperatury. W niekończącym się cyklu skalnym skały każdego z trzech typów przekształcają się w skały tego samego lub innego typu. Woda krąży w złożonym cyklu powiązanym z cyklem skalnym; do rezerwuarów, przez które przechodzi, należą: oceany, jeziora i rzeki, wody podziemne, lodowce oraz atmosfera, w której występuje w formie pary wodnej.
Metody rozpoznawania względnego i rzeczywistego wieku skał
Względny wiek skał pozostających w kontakcie fizycznym można oceniać zgodnie z zasadami superpozycji, horyzontalności pierwotnej, pierwotnej ciągłości lateralnej, ciągłości relacji intruzywnych oraz inkluzji. Zmiany form życia na Ziemi są udokumentowane w skamieniałościach. Sukcesja skamieniałości ujawnia względny wiek skał w różnych regionach. Radiometryczne datowanie izotopowe wykorzystuje materiały promieniotwórcze do oceny bezwzględnego wieku skał. W XIX wieku w Europie rozwinięto koncepcję czasu geologicznego dzielącą formacje skalne na jednostki reprezentujące określone przedziały tego czasu. Badania materiału skalnego ujawniają nie tylko zmiany cykliczne, lecz także zmiany ukierunkowane fizycznych i biologicznych komponentów systemu Ziemi. Niektóre z tych zmian są gwałtowne, a nawet katastroficzne. Proces powstawania skał osadowych ma charakter epizodyczny i zawiera przerwy czasowe, z których największe reprezentują niezgodności zalegania warstw.
Relacje litosfery z wewnętrznymi strukturami Ziemi oraz charakter jej ruchów i deformacji
Trzęsienia ziemi generują fale sejsmiczne ujawniające wiele aspektów wewnętrznej struktury Ziemi. Wnętrze Ziemi składa się z koncentrycznych warstw. Gęste jądro centralne otacza gruby płaszcz o mniejszej gęstości, na powierzchni którego znajduje się stosunkowo cienka skorupa ziemska. Części skorupy Ziemi zawierające kontynenty są grubsze i mniej gęste od części oceanicznych. Skorupa wraz z górnymi warstwami płaszcza Ziemi tworzy sztywną litosferę podzieloną na płyty poruszające się poziomo po półpłynnej astenosferze. Litosfera oceaniczna powstaje wzdłuż wąskich grzbietów, od których się oddala, zagłębiając się w astenosferze wzdłuż rowów oceanicznych. Ruch ten napędza energia cieplna pochodząca z rozpadu promieniotwórczego pierwiastków radioaktywnych. Zderzeniom płyt tektonicznych towarzyszą deformacje litosfery, a w niektórych przypadkach ruchy górotwórcze.
Pytania przeglądowe i polecenia
1. Podaj ogólne przykłady zastosowania koncepcji aktualizmu w interpretacji starych skał.
2. W których spośród trzech typów skał występują niemal wszystkie skamieniałości? Dlaczego?
3. Co to jest metamorfizm?
4. Gdzie na granicach płyt tektonicznych powstaje litosfera, a gdzie znika, zagłębiając się w astenosferze?
5. Skąd pochodzi energia cieplna napędzająca proces konwekcji w płaszczu Ziemi i ruch płyt tektonicznych?
6. Co to jest izostazja i w jaki sposób wyjaśnia istnienie korzeni gór?
7. Jakimi cechami różnią się systemy geologiczne?
8. Wymień trzy rodzaje niezgodności zalegania warstw osadowych. Jak każda z nich powstaje i jak można je rozróżniać?
9. Opisz trzy rodzaje zależności między dwoma formacjami skalnymi pozwalające ocenić, która z nich jest młodsza.
10. Jakie są związki skał osadowych z magmowymi i metamorficznymi w cyklu skalnym?
11. Co napędza cykl wodny i jakie są jego związki z procesami geologicznymi, biologicznymi oraz atmosferycznymi zachodzącymi w pobliżu powierzchni Ziemi?
12. Co było błędem w poglądach Charlesa Lyella na historię Ziemi?
ROZDZIAŁ 2Minerały skałotwórcze i skały
Zblokowane sześciany pirytu z Peru. Piryt występuje w większości rodzajów skał powstałych we wszystkich okresach historii Ziemi. Odgrywa istotną rolę w badaniach zawartości tlenu w ziemskiej atmosferze, o czym będzie mowa w rozdziale XII. (? 2013 National Museum of Natural History, Smithsonian Institution).
Graficzny przegląd rozdziału
Skały i ich pochodzenie
Procesy powstawania skał magmowych, osadowych i metamorficznych są wzajemnie powiązane w cyklu skalnym.
Skały, z których zbudowana jest Ziemia, dostarczają dowodów istnienia w przeszłości geologicznej określonych warunków i zdarzeń. Skład i rozmieszczenie skał odzwierciedlają historię epizodów górotwórczych, zmian położenia lądów i mórz, zmian klimatycznych oraz wielu innych aspektów dziejów Ziemi. Ten rozdział poświęcony jest zagadnieniom o zasadniczym znaczeniu w cyklu skalnym: skałom i minerałom, z których się składają.
Struktura minerałów
Minerały, o których była już mowa w rozdziale I, to występujące w przyrodzie naturalne, proste i złożone ciała stałe. Chcąc zrozumieć ich właściwości, musimy najpierw zapoznać się z budową atomów - elementarnych składników pierwiastków chemicznych, co pozwoli nam pojąć, jak minerały powstają z połączeń atomów, a skały z połączeń minerałów.
Pierwiastki jako substancje złożone z jednakowych i unikalnych atomów
Pierwiastki to odróżnialne chemicznie substancje proste, nierozkładalne metodami reakcji chemicznych, zbudowane z jednakowych atomów. W centrum każdego atomu znajduje się jądro, w którym skupiona jest niemal cała jego masa. Jądra atomów składają się cząstek elementarnych zwanych protonami i neutronami, mających jednakowe masy (nazywane jednostkami masy atomowej). Protony są nośnikami elementarnych elektrycznych ładunków dodatnich (+1), a neutrony takich ładunków nie mają, czemu zawdzięczają swą nazwę. Jądra atomów otoczone są powłokami atomowymi złożonymi z orbitujących elektronów - cząstek elementarnych o znikomej masie, będących nośnikami elektrycznych jednostkowych ładunków ujemnych (-1) (ryc. 2-1).
Ryc. 2-1. Model atomu węgla. Położone w środku atomu jądro otaczają orbitujące elektrony (e-). Każdy proton (P+) ma masę atomową 1, podobnie jak każdy neutron (N). Masa elektronu jest znikoma. Protony i elektrony mają przeciwne ładunki elektryczne.
Każdy pierwiastek składa się z atomów z określoną liczbą protonów w jądrze, definiującą jego unikatową liczbę atomową. Na przykład: wodór, w którego jądrze atomowym znajduje się tylko jeden proton, ma liczbę atomową 1; tlen ma liczbę atomową 8, krzem 14, a żelazo 26 (ryc. 2-2). Pełną listę wszystkich pierwiastków i ich liczb atomowych można znaleźć w układzie okresowym pierwiastków.
Ryc. 2-2. Modele atomów kilku znanych pierwiastków różniących się liczbą powłok atomowych. Liczby przed literą "P" oznaczają liczby protonów.
W atomie elektrycznie obojętnym liczba elektronów w powłokach jest równa liczbie protonów w jądrze. Im więcej protonów w jądrach atomowych, tym więcej elektronów w powłokach i więcej powłok, których liczba zwiększa się skokowo. Powłoki najbliższe jąder mogą zawierać tylko dwa elektrony, a powłoki druga i trzecia maksymalnie do ośmiu. Wynika stąd, że z 26 elektronów atomu żelaza osiem musi znajdować się w czwartej powłoce.
Izotopy pierwiastków i ich względne masy atomowe
W odróżnieniu od protonów, liczby neutronów dowolnego pierwiastka mogą być różne. Na przykład: w jądrze atomu węgla, mającym 6 protonów, może być 6, 7 lub 8 neutronów (ryc. 2-3). A zatem, masy atomowe atomów węgla mogą wynosić: 12, 13 lub 14. Liczby te nazywamy względnymi masami atomowymi różnych rodzajów atomów węgla. Warianty pierwiastków różniące się liczbą neutronów w jądrach atomów oraz względnymi masami atomowymi nazywamy izotopami. Trzy opisane izotopy węgla oznacza się odpowiednio: 12C, 13C i 14C.
Ryc. 2-3. Modele atomów trzech izotopów węgla. Węgiel 12C i węgiel 13C są izotopami stabilnymi, a węgiel 14C jest izotopem radioaktywnym. (P+ = proton; N = neutron).
Izotopy niektórych pierwiastków mają w geologii szczególne znaczenie. Niektóre są radioaktywne, co oznacza, że jądra ich atomów rozpadają się w stałym średnim tempie, czego efektem są inne izotopy zwane izotopami pochodnymi. Średnie tempo rozpadu dowolnej substancji promieniotwórczej można mierzyć liczbą cząstek powstających w procesie takiego rozpadu w jednostce czasu. Na tej zasadzie działają liczniki Geigera zliczające takie cząstki. Znając średnie tempo rozpadu izotopu radioaktywnego, geolodzy mogą obliczać wiek zawierających go skał, mierząc zawartości izotopów pierwotnego i pochodnego. Na przykład: szybkie tempo rozpadu izotopu węgla 14C pozwala datować zawierające go materiały, takie jak drewno, których wiek wyraża się zaledwie w setkach lub tysiącach lat. Większość innych naturalnych izotopów radioaktywnych występujących w przyrodzie rozpada się znacznie wolniej, dlatego niektóre z nich są często stosowane do wyznaczania wieku skał rzędu setek milionów lat. Ogólna liczba atomów promieniotwórczych znajdujących się w Ziemi jest tak ogromna, że energia cieplna generowana przez ich rozpad znacząco ogrzewa naszą planetę (s. 17).
Nieradioaktywne stabilne izotopy węgla - 12C i 13C - są również użyteczne dla geologów. W rozdziale X będzie mowa o tym, że proporcje ich zawartości w materii organicznej i skamieniałościach obecnych w osadach rzucają światło na pewne aspekty historii Ziemi, takie jak zmiany składu jej atmosfery.
Rola reakcji chemicznych w powstawaniu minerałów
Skały składają się z minerałów, a minerały z pierwiastków i związków chemicznych, powstanie minerałów wymaga więc wielu reakcji chemicznych, podczas których atomy pierwiastków łączą się w cząsteczki. Na przykład: z połączenia atomu sodu z atomem chloru w chemicznej reakcji syntezy powstaje cząsteczka chlorku sodu (NaCl) - soli, której używamy do celów spożywczych jako przyprawy. Chlorek sodu występuje w przyrodzie jako składnik minerału halitu, potocznie nazywanego solą kamienną. Halit, pochodzący z dawnych mórz i słonych jezior, tworzy wielkie złoża eksploatowane obecnie metodami górniczymi.
Atomy są podstawowymi składnikami pierwiastków, a cząsteczki, czyli molekuły - związków chemicznych. Większość tych ostatnich różni się znacznie własnościami od pierwiastków, z których się składają. Na przykład: sód jest metalem, a chlor gazem; żaden z tych pierwiastków nie przypomina chlorku sodu będącego białym ciałem stałym.
Wiązania chemiczne jako wynik chemicznych reakcji
Złożone cząsteczki powstają w wyniku reakcji chemicznych, w których interakcje między elektronami tworzą powiązania atomów zwane wiązaniami chemicznymi. Cząsteczki, a tym samym złożone z nich związki, są najbardziej stabilne, gdy zewnętrzne powłoki tworzących je atomów mają po osiem elektronów. W tak zwanych wiązaniach jonowych atomy przekazują elektrony innym atomom. Przykładem wiązania jonowego jest cząsteczka chlorku sodu. Pierwiastki mające jeden lub dwa elektrony w powłokach zewnętrznych zazwyczaj przekazują je innym atomom. Na przykład: w wiązaniu jonowym NaCl atom sodu traci swój jedyny elektron zewnętrzny na rzecz atomu chloru. Chlor, o liczbie atomowej 17, ma w zewnętrznej (trzeciej) powłoce siedem elektronów, brakuje mu więc jednego do stabilnego kompletu. Kiedy więc atomy tych pierwiastków zbliżają się do siebie, zachodzi reakcja chemiczna, w której atom sodu przekazuje elektron atomowi chloru (ryc. 2-4). Produktem reakcji jest stabilna cząsteczka chlorku sodu (NaCl), w której zewnętrzne powłoki obu atomów są kompletnie wypełnione elektronami.
Ryc. 2-4. Reakcja chemiczna syntezy chlorku sodu. Chlorek sodu (NaCl) powstaje przez transfer jedynego elektronu w powłoce zewnętrznej atomu sodu (Na) do powłoki zewnętrznej atomu chloru (Cl). Powstałe w ten sposób jony sodu (Na+) i chloru (Cl-) pozostają związane siłą elektrycznego przyciągania ich przeciwnych ładunków.
Transfer elektronu tworzący wiązanie jonowe wpływa w istotny sposób na równowagę elektryczną atomów: w każdym z nich jest ona zakłócona. Na przykład: w cząsteczce chlorku sodu atom sodu zyskuje ładunek dodatni +1, ponieważ utrata elektronu powoduje nadwyżkę protonowych ładunków dodatnich. Jednocześnie atom chloru zyskuje ładunek ujemny -1 w postaci dodatkowego elektronu. Dowolny atom naładowany elektrycznie staje się jonem. Cząsteczkę chlorku sodu utrzymuje w całości przyciąganie elektryczne między dodatnim jonem sodu i ujemnym jonem chloru.
Jony zachowują swoje cechy, gdy ich związki rozpuszczają się w wodzie. Na przykład: w wodnym roztworze chlorku sodu jony Na+ i Cl- rozdzielają się, nie tracąc swoich struktur wewnętrznych. Zasolenie wód morskich polega właśnie na nagromadzeniu w nich tych i innych jonów. Kiedy w warunkach suchego klimatu woda morska paruje, koncentracja jonów Na+ i Cl- staje się zbyt wielka, by mogły utrzymywać się w roztworze. W takiej sytuacji jony te łączą się, tworząc cząsteczki stałego NaCl, który wytrąca się z roztworu. Tak właśnie powstają w przyrodzie złoża halitu, czyli soli kamiennej.
Chlorek sodu jest przykładem najprostszego wiązania jonowego, w którym pojedyncze elektrony przechodzą z atomów sodu do atomów chloru. Wiele cząsteczek powstaje w wyniku transferu większej liczby elektronów; wiele też składa się z trzech lub większej liczby jonów. Chlorek wapnia dostarcza przykładu obu tych złożoności, jego cząsteczka CaCl2 składa się bowiem z jonu Ca2+ związanego z dwoma jonami Cl-.
Grupy atomów mogą tworzyć jony złożone. Przykładami są reszty kwasowe (CO32-) i (SO42-). Jony te występują w wodach morskich w dużych ilościach, mogą więc - w sprzyjających warunkach - łączyć się z jonami dodatnimi i wytrącać, tworząc minerały.
Między atomami powstają również tzw. wiązania kowalencyjne, w których zamiast wymiany elektronów występuje dzielenie się nimi. Diament, z którego wycina się brylanty, składa się wyłącznie z atomów węgla połączonych wiązaniami kowalencyjnymi. Pojedynczy atom węgla o liczbie atomowej 6 ma w zewnętrznej (drugiej) powłoce cztery elektrony. W uformowanym krysztale diamentu każdy z elektronów zewnętrznych orbituje wokół dwóch jąder (ryc. 2-5). W ten sposób liczba elektronów w powłokach zewnętrznych wszystkich atomów jest podwojona do ośmiu, czyli do stanu wysycenia. Rezultatem jest stabilna struktura molekularna, w której każdy atom węgla ma dwa wspólne elektrony z każdym z czterech sąsiednich atomów.
Ryc. 2-5. Wiązanie kowalencyjne diamentu. A. Minerał diament składa się z kowalencyjnie powiązanych atomów węgla i występuje w formie kryształów ośmiościennych. B. Pojedynczy atom węgla (u góry) ma w powłoce zewnętrznej cztery elektrony. Wszystkie atomy diamentu (u dołu) współdzielą się symetrycznie elektronami zewnętrznymi, tak że każdy atom ma w powłoce zewnętrznej osiem elektronów zamiast czterech. Atomy diamentu są bardzo silnie powiązane, ponieważ wszystkie elektrony powłok zewnętrznych są współdzielone. Dlatego minerał ten jest bardzo twardy. C. Sieć krystaliczna diamentu składa się z atomów węgla powiązanych kowalencyjnie w trzech wymiarach. (A: Jeffrey A. Scovil Photography).
Trójwymiarowe struktury molekularne kryształów
Warunkiem tworzenia przez jony stabilnych związków jest nie tylko równowaga ładunków elektrycznych, lecz także odpowiednie dopasowanie rozmiarów jonów. Na przykład: w strukturze halitu niewielkie jony sodu doskonale pasują do większych jonów chloru (ryc. 2-6A).
Ryc. 2-6. Chlorek sodu (halit). A. Jony sodu i chloru upakowane w równych ilościach, tworzące strukturę sześcienną. B. Sześcienne kryształy halitu odzwierciedlające strukturę krystaliczną chlorku sodu. Największe na zdjęciu mają około 1 cm szerokości. C. Ukazane w większej separacji jony sodu i chloru ujawniają strukturę krystaliczną z jonami w równoległych warstwach. Warstwy oddzielone są strefami słabszych wiązań zwanymi płaszczyznami podziałów. D. Sól spożywcza, kamienna, składa się z drobnych prostopadłościennych kostek powstałych podczas kruszenia i rozdrabniania halitu, dzielących się wzdłuż wzajemnie prostopadłych płaszczyzn podziałów. (B: Breck P. Kent; D: ? 2013 National Museum of Natural History, Smithsonian Institution).
Trójwymiarowe struktury molekularne wszystkich minerałów krystalicznych są dość regularne, co odzwierciedla względne rozmiary i liczby różnych typów atomów, z których są zbudowane. Zewnętrzny kształt minerału zależy z kolei od jego struktury wewnętrznej. Na przykład: struktura halitu składa się z jednakowych ilości jonów Na+ i Cl- ciasno upakowanych w regularnej siatce. Łatwo widać, jak determinuje ona sześcienną formę kryształów tego minerału (ryc. 2-6B).
Różne minerały mogą mieć identyczny skład chemiczny, ale całkiem różne struktury krystaliczne. Dobrym przykładem są popularne minerały kalcyt i aragonit składające się z węglanu wapnia (CaCO3). Obydwa powstają w przyrodzie przez wytrącanie z roztworów wodnych, a wiele organizmów wydziela je jako tworzywo szkieletów. Kalcyt tworzy kryształy bryłowate lub szpiczasto-zębate (ryc. 2-7A). Aragonit wytrąca się bezpośrednio z wód płytkich mórz tropikalnych w formie drobnych igłowatych kryształków tworzących muły węglanowe (ryc. 2-7B). Muły te, wraz z aragonitowymi i kalcytowymi szkieletami zwierząt morskich, są głównymi składnikami osadów, które po stwardnieniu tworzą wapienie. Skały wapienne starsze niż kilka milionów lat składają się jednak wyłącznie z kalcytu, ponieważ aragonit jest niestabilny i z upływem czasu przekształca się w kalcyt. Koralowce żyjące w okresie minionych 250 mln lat budowały szkielety aragonitowe, jednak większość tych, które dotrwały do naszych czasów w formie skamieniałości, bardzo dawno przekształciła się w kalcyt (ryc. 2-8). Przemiana ta jest bardzo często powodowana przez roztwory wodne niszczące niektóre pierwotne struktury szkieletów koralowych.
Ryc. 2-7. Kalcyt i aragonit, dwie formy węglanu wapnia (CaCO3). A. Kryształy kalcytu długości 2-3 cm. B. Obraz igiełkowych kryształków aragonitu z mikroskopu elektronowego; igiełki te, długości około 5 mikrometrów, tworzą muły węglanowe na dnie płytkich mórz tropikalnych. (A: Marvin Dembinsky Photo Associates/Alamy; B: ? 2013 National Museum of Natural History, Smithsonian Institution).
Ryc. 2-8. Szkielety koralowców. Po lewej: przekrój szkieletu koralowca współczesnego, zbudowanego z aragonitu, szerokości około 10 cm. Po prawej: kawałek koralowca skamieniałego tego samego gatunku, liczący tylko kilkaset tysięcy lat, ale w znacznym stopniu przekształcony w kalcyt; zmiana taka zachodzi często pod wpływem substancji rozpuszczonych w wodzie. Wtórny kalcyt wypełnia wiele porów pierwotnego szkieletu, zacierając jego oryginalne cechy. (? 2013 National Museum of Natural History, Smithsonian Institution).
Zastępowanie jonów pierwiastków przez jony pierwiastków podobnych
Skład chemiczny konkretnego minerału mieści się, ex definitione w pewnym określonym przedziale (patrz: s. 5). Ta pozorna niejednoznaczność wynika z faktu, że minerały mają struktury krystaliczne, w których niewielkie ilości niektórych jonów mogą być zastępowane przez inne jony bez istotnych zmian fizycznych lub właściwości chemicznych minerału. I znów dobrym przykładem jest węglan wapnia. W jego strukturze krystalicznej jony wapnia bywają często zastępowane przez jony strontu, ponieważ są tylko nieznacznie od nich większe i mają ten sam dodatni ładunek +2. W skorupie ziemskiej i w oceanach występują dwa stabilne izotopy strontu. Niektóre jony strontu obecne w wodach morskich trafiają do szkieletów zbudowanych z węglanu wapnia wydzielanego przez organizmy morskie. Proporcje ilości tych dwóch izotopów w wodzie morskiej zmieniały się w ciągu długiej historii Ziemi, dlatego - o czym będzie dokładniej mowa w rozdziale VI - proporcje izotopów strontu w skamieniałościach mogą służyć do określania ich wieku.
Właściwości minerałów
Struktura molekularna minerału określa wiele właściwości mających wpływ na jego fizyczne i chemiczne zachowanie w przyrodzie. Właściwości chemiczne i mobilność pewnych pierwiastków oraz gęstości minerałów decydują o tym, czy znajdujemy je w skorupie Ziemi, czy też pochodzą z jej płaszcza. Ponadto ich struktury krystaliczne i wiązania chemiczne determinują sposoby pękania i szybkości niszczenia pojedynczych ziaren. Fizyczne i chemiczne własności głównych grup minerałów ujęte są w tabeli 2-1.
Tabela 2-1.
Główne grupy minerałów
Właściwości chemiczne
Właściwości fizyczne
Udział w formowaniu skał
Komentarze
Krzemiany
Podstawowymi jednostkami są tetrahedralne SiO44-
Zwykle twarde, z wyjątkiem miki i glin; większość ma szklisty lub perłowy połysk
Dominująca grupa minerałów w skałach magmowych, osadowych i metamorficznych
Większość krystalizuje w wysokich temperaturach i występuje w osadach tylko w formie okruchów
Węglany
Jony dodatnie połączone z CO32-
Miękkie, jasno zabarwione
Głównie w skałach osadowych, lecz także w metamorficznych marmurach
Zawierają kalcyty, aragonity i dolomity
Siarczany
Jony dodatnie połączone z SO42-
Miękkie, jasno zabarwione, rozpuszczalne w wodzie
Większość form skałotwórczych występuje w skałach osadowych
Tworzą duże osadowe złoża ewaporatów, w tym gipsu i anhydrytu
Fosforany
Jony dodatnie połączone z PO43-
Miękkie, słabo rozpuszczalne
Stosunkowo rzadkie skały osadowe
Powstają w miejscach wyjątkowej obfitości związków fosforu, czasem z kości kopalnych zwierząt, części ryb lub konodontów
Halogenki
Jony dodatnie połączone z jonami ujemnymi takich pierwiastków jak chlor (Cl) i fluor (F)
Miękkie, jasno zabarwione, rozpuszczalne w wodzie
Większość form skałotwórczych w skałach osadowych
Tworzą wielkie pokłady osadowe, w tym halitu (soli kamiennej) oraz fluorków
Tlenki
Jony metali połączone z tlenem
O różnej twardości
Głównie skały osadowe, niektóre występują jednak w skałach magmowych i metamorficznych
Niektóre, w tym zawierające magnetyty i hematyty, są głównymi składnikami rud; rudy glinu to tlenki tego pierwiastka
Siarczki
Jony metali połączone z siarką
Od miękkich do średnio twardych, często z metalicznym połyskiem
Niewielka rola skałotwórcza; wiele wytrąca się z roztworów wodnych
Należą tu piryty oraz ważne rudy powstające w wysokiej temperaturze
Pierwiastki rodzime
Czyste formy pierwiastkowe
Zróżnicowane; siarka jest żółta, grafit czarny, a złoto, srebro i miedź mają metaliczny połysk. Diamenty mogą mieć różne zabarwienia
Grafit jest zwykle metamorficznym węglem pochodzenia organicznego; inne wytrącają się z gorących płynów
Wiele z nich ma dużą wartość lub użyteczność dla ludzi
Zależność twardości minerałów od wiązań chemicznych
Siły wiązań molekularnych w minerałach są bardzo zróżnicowane. Niezwykle mocna struktura wiązań kowalencyjnych diamentu decyduje o tym, że jest on najtwardszym znanym minerałem (patrz: ryc. 2-5). Wiązania takie powstają tylko w warunkach bardzo wysokiego ciśnienia, dlatego diamenty formują się głównie w obszarach płaszcza Ziemi, które rzadko zbliżają się do jej powierzchni. Niewielkie kryształy diamentu mogą też powstawać podczas uderzeń w Ziemię dużych meteorytów, którym towarzyszy ogromne ciśnienie.
Grafit, podobnie jak diament, składa się wyłącznie z węgla, jest jednak znacznie miększy. Zbudowany jest wprawdzie z warstw atomów połączonych wiązaniami chemicznymi w wielkie molekuły, lecz wzajemne przyleganie tych struktur wynika tylko ze słabego przyciągania jąder atomowych i elektronów z warstw sąsiadujących. W rezultacie warstwy te łatwo rozdzielają się, skutkiem czego grafit może się ścierać nawet na papierze; dlatego właśnie produkujemy z niego rdzenie ołówków. Minerał ten powstaje w skorupie ziemskiej pod znacznie niższym ciśnieniem od tego, którego wymaga tworzenie struktury diamentu w płaszczu Ziemi.
Zależność gęstości minerałów od mas atomowych i upakowania atomów
Gęstość substancji to masa przypadająca na jednostkę objętości. Gęstość minerału - najczęściej wyrażana w gramach na centymetr sześcienny (g/cm3) - zależy od dwóch czynników: masy atomowej pierwiastków tworzących minerał oraz ścisłości upakowania atomów. Na przykład: gęstość wody wynosi 1 g/cm3. Żelazo - pierwiastek o liczbie atomowej 26 - ma masę atomową większą od wielu innych występujących w przyrodzie, dlatego zawierające go minerały mają przeważnie duże gęstości. Tym tłumaczy się ich znaczna zawartość w płaszczu Ziemi. Żelazo zanurzało się w głąb Ziemi we wczesnych okresach jej historii, gdy była jeszcze gorąca i płynna, w związku z czym teraz pierwiastek ten dominuje w jej jądrze.
Przykłady diamentu i grafitu doskonale ilustrują wpływ struktury wewnętrznej minerału na jego gęstość. Ciasne upakowanie atomów w diamencie, powstające w warunkach wysokiego ciśnienia w głębi Ziemi, daje mu gęstość 3,5 g/cm3, podczas gdy gęstość grafitu formującego się przy niższym ciśnieniu wynosi tylko 2,1 g/cm3.
Odzwierciedlenie struktur krystalicznych w rodzajach spękań
Słabe wiązania struktury krystalicznej minerału mogą tworzyć równoległe płaszczyzny osłabień, wzdłuż których występuje tendencja do pęknięć. Oglądając ziarna spożywczej soli kamiennej przez silnie powiększającą lupę, widzimy wiele małych prostopadłościennych kostek. Powstały one w procesie rozpadu większych brył halitu wzdłuż płaszczyzn osłabień zwanych płaszczyznami łupliwości (patrz: ryc. 2-6C i D).
Wpływ warunków fizykochemicznych formowania się minerałów i skał na ich struktury
Skład chemiczny i struktury wewnętrzne minerałów odzwierciedlają warunki ich powstawania, dlatego ich cechy wskazują na okoliczności tworzenia się formacji skalnych. Czasami o historii formacji świadczy pojedynczy minerał, a kiedy indziej cała ich grupa. Na przykład: minerały znajdowane na szczytach gór mogą sugerować, że skały, w których występują, powstały głęboko pod powierzchnią Ziemi w wysokiej temperaturze i pod wielkim ciśnieniem, a następnie zostały wydźwignięte do obecnej wysokości przez siły górotwórcze. Innym przykładem są najstarsze skały osadowe zawierające minerały bogate w żelazo, a jednocześnie obfitujące w tlen; ich obecność może wskazywać czas, w którym w atmosferze ziemskiej po raz pierwszy zawartość tlenu osiągnęła względnie wysoki poziom. Wiek wielu takich skał mieści się w granicach od 1,8 do 2,4 mld lat, a niektóre z nich są jeszcze starsze.
Kilka grup minerałów tworzących większość skał
Krzemiany to minerały zawierające krzemionkę, czyli związek krzemu z tlenem. Jest to grupa minerałów najbardziej rozpowszechnionych w skorupie i płaszczu Ziemi. W krzemianach cztery ujemnie naładowane atomy tlenu tworzą struktury czworościenne (in. tetrahedralne) z pojedynczymi, mniejszymi, dodatnio naładowanymi atomami krzemu. Rycina 2-9 pokazuje różne formy wzajemnego wiązania się takich struktur, zwykle z udziałem innych atomów, w krzemianach najczęściej spotykanych w skorupie ziemskiej. Większość tych minerałów powstaje w wysokiej temperaturze. Kwarc jest jednak również popularnym spoiwem skał osadowych i może powstawać z roztworów w gorących wodach podziemnych. Krzemiany, w tym skalenie i kwarc, są głównymi składnikami skał magmowych i metamorficznych występujących na Ziemi. Większość okruchowych skał osadowych składa się też głównie z krzemianów, ponieważ wiele ich ziaren nie ulega zniszczeniu w procesach wietrzenia i gromadzi się w postaci osadów.
Duże znaczenie skałotwórcze - choć nie takie jak krzemiany - mają minerały węglanowe i siarczanowe, z których większość powstaje w niskiej temperaturze blisko powierzchni Ziemi. Węglany zbudowane są ze związków pojedynczych lub wielu jonów dodatnich wapnia, magnezu bądź żelaza ze złożonymi ujemnymi jonami CO32- (resztą kwasu węglowego). Kalcyt i aragonit to dwie formy węglanu wapnia CaCO3 o różnych strukturach krystalicznych (patrz: ryc. 2-7). Dolomit przypomina kalcyt, z tym że połowę jonów wapnia zastępują w nim jony magnezu, a jego struktura krystaliczna ma szczególne uporządkowanie, w którym jony wapnia i magnezu rozmieszczone są w odrębnych warstwach. W odróżnieniu od kalcytu i aragonitu, dolomit nie pochodzi bezpośrednio z wytwarzanych przez organizmy żywe substancji tworzących ich szkielety.
Siarczany składają się z jonów dodatnich (takich jak wapń, bar lub stront) związanych ze złożonymi ujemnymi jonami SO42- (resztą kwasu siarkowego). W dalszej części tego rozdziału opiszemy formowanie się wielu takich minerałów w niskich temperaturach blisko powierzchni Ziemi, w procesach parowania wód oceanicznych lub jeziornych, wietrzenia skał oraz wytrącania się ze słonych wód podziemnych.
Tlenki są budulcem niewielkiej części wielkich formacji skalnych na Ziemi, mają jednak duże znaczenie jako tworzywo wielu ważnych złóż rud. Na przykład: skały, których podstawowymi składnikami są takie tlenki jak magnetyt (Fe3O4) i hematyt (Fe2O3), dostarczają większości potrzebnego ludziom żelaza. Podobne minerały, np. goethyt (FeO(OH)) występują powszechnie w glebach i innych środowiskach niskotemperaturowych.
Ryc. 2-9. Skałotwórcze minerały krzemionkowe. Diagramy pokazują czworościany krzemionkowe (SiO4) i ich konfiguracje w trzech skałotwórczych grupach krzemianów. (Dla uproszczenia inne atomy są pominięte). (Amfibole: Breck P. Kent; mika, kwarc i skaleń różowy: ? 2013 National Museum of Natural History, Smithsonian Institution; ił: Philippe Psaila/Science Photo Library/Science Source).
Typy skał
Skały klasyfikuje się na podstawie ich składu chemicznego oraz rozmiarów i wewnętrznej organizacji składników. Jak wspomnieliśmy w rozdziale I, formacja skalna należąca do jednego z trzech podstawowych typów - skał magmowych, osadowych i metamorficznych - może ulec przekształceniu w formację tego samego typu lub jednego z dwóch typów pozostałych (patrz: ryc. 1-7 i 1-9)
Skały magmowe jako rezultat krzepnięcia form płynnych
Klasyfikacja skał magmowych opiera się na ich składzie chemicznym i rozmiarach składników. Oba te kryteria odzwierciedlają warunki ich powstawania.
Skład i gęstość. W rozdziale I opisaliśmy podział ogółu skał magmowych skorupy kontynentalnej na felzytowe i maficzne. Skały felzytowe, obfitujące w krzem i glin, są zwykle jasne i stosunkowo lekkie, i z tych powodów stanowią główny budulec kontynentalnych części skorupy Ziemi. Na kontynentach najwięcej jest granitoidów (ryc. 2-10). Około 60% ich objętości to skalenie, których jedna z odmian nadaje formacjom granitowym różowe zabarwienie (patrz: ryc. 1-2 i 2-9). Skały felzytowe zawierają też duże ilości kwarcu. Minerał ten charakteryzuje najwyższa zawartość krzemu w grupie krzemianów, ponieważ składa się on wyłącznie z krzemionki (dwutlenku krzemu SiO2) (patrz: ryc. 2-9). Skaleń jest również dość bogaty w krzem, choć zawiera także glin oraz potas, sód i wapń bądź mieszaninę sodu i wapnia.
Ryc. 2-10. Popularne skały magmowe. Bazalt (u góry po lewej) i ryolit (u dołu po lewej) to, odpowiednio, skały ekstruzywne: maficzna i felzytowa; są drobnokrystaliczne, gdyż stygły gwałtownie na powierzchni Ziemi. Gabro (u góry po prawej) i granit (u dołu po prawej) to intruzywne odpowiedniki o grubszych kryształach, ponieważ ochładzały się na dużych głębokościach. (? 2013 National Museum of Natural History, Smithsonian Institution).
Skały magmowe maficzne, w odróżnieniu od felzytowych, mają stosunkowo mało krzemu i nie zawierają kwarcu. Takie skały jak gabro i bazalt (patrz: ryc. 2-10) zawierają duże ilości magnezu, żelaza lub obu tych pierwiastków, dlatego są ciemniejsze od skał felzytowych. Żelazo nadaje im też większą gęstość. Z bazaltu zbudowana jest niemal cała skorupa oceaniczna, a ze skał ultramaficznych, mających jeszcze mniej krzemu, znajdujący się pod nią płaszcz Ziemi. Polerowane odłamki gabro są czasem sprzedawane pod mylącą nazwą "czarnego granitu".
Szybkość chłodzenia i wielkość kryształów. Skały magmowe są także klasyfikowane według ich tekstur, co jest szczególnie użyteczne, ponieważ rozmiary kryształów odzwierciedlają szybkości ich formowania z materii płynnej w procesie ochładzania. Płynna skała znajdująca się w głębi Ziemi nazywana jest magmą. Gdy magma stygnie powoli, głęboko w skorupie ziemskiej, to mogą w niej powstawać duże kryształy, czego efektem są skały grubokrystaliczne. Szybkie ochładzanie się magmy na powierzchni Ziemi lub blisko niej prowadzi do powstawania skał drobnokrystalicznych złożonych z małych kryształków (patrz: ryc. 2-10). Efektem ekstremalnie szybkiego stygnięcia magmy są lśniące skały wulkaniczne nazywane obsydianami, z których plemiona rdzennych Amerykanów i inne społeczności wytwarzały groty strzał i narzędzia tnące.
Większość skał ochładzających się w skorupie ziemskiej lub na powierzchni pochodzi z płaszcza Ziemi; kiedy magma wznosi się, tworząc pęcherz lub pióropusz, czyli wąski pionowy kanał, topi czasami skały, z którymi się styka. Intruzje magmy w skorupie odbywają się dwoma sposobami: w formie diapiru, czyli rozsuwania wyżej położonych skał, lub w procesie zwanym stopingiem, w którym fragmenty skał położonych nad magmą (późniejsze ksenolity lub porwaki) zagłębiają się w niej, umożliwiając później ich ruch ku górze. Grubokrystaliczne formacje skalne tworzone przez magmę stygnącą pod powierzchnią Ziemi nazywamy intruzjami, ponieważ często zastępują skały wcześniejsze lub się w nie wtapiają (ryc. 2-11). Są one również nazywane plutonami. Żyły pokładowe (in. sille) to warstwowe lub płaskie intruzje wciskające się między warstwy osadowe, a dajki to podobne intruzje przebijające się przez utworzone wcześniej warstwy osadowe lub skały krystaliczne (patrz: ryc. 2-11A).
A
B
C
Ryc. 2-11. Konfiguracje ekstruzywnych i intruzywnych formacji skał magmowych na kontynencie. A. Magma w dużych komorach może, stygnąc, tworzyć masywne plutony. Magma unosząca się w stromo nachylonych pęknięciach tworzy dajki. Magma wciskająca się między warstwy osadowe tworzy żyły pokładowe (sille). B. Gigantyczne ksenolity piaskowca włączone do szczytowej części maficznego sillu w Dry Valleys na Antarktydzie. Największy ksenolit ma około 30 m szerokości. C. Ksenolity gabro (ciemne) w granitowym plutonie (jasny) jako część kompleksu intruzywnego Keweenawan Mellen (System uskoku śródkontynentalnego). Młotek jako skala wielkości. (B: Ryan Currier, Uniwersytet Wisconsin-Green Bay; C: John Luczaj, Uniwersytet Wisconsin-Green Bay).
Magma wydobywająca się na powierzchnię Ziemi przez otwór zwany ujściem nazywana jest lawą. Lawa, przekształcając się w skałę w wyniku ochłodzenia, tworzy często na swej powierzchni zastygłe "płynne" struktury (ryc. 2-12). Niektóre strumienie lawy wytryskują z cylindrycznych ujść, tworząc wulkany stożkowe (patrz: ryc. 2-11A). Jedną z takich struktur jest wulkan Mount St. Helens w stanie Waszyngton, którego erupcja miała miejsce w roku 1980. Na szczytach większości wulkanów po ich erupcjach tworzą się puste kratery, ponieważ lawa, która nie wydostała się na powierzchnię krzepnie i twardnieje.
Ryc. 2-12. Lawa zastygła niedawno na Hawajach. Struktura powierzchni skały ukazuje burzliwy proces wypływu lawy. (Peter L. Kresan).
