Litosfera
Litosfera (od grčke reči koja znači „kamenit” — sfera) predstavlja čvrsti omotač planete.[1] Na Zemlji, litosferu čine kora i najviši deo mantla koje razdvaja Mohorovičićev diskontinuitet. Ispod litosfere se nalazi astenosfera, slabiji, topliji, i dublji deo gornjeg omotača. Granica litosfera-astenosfera odgovara otprilike dubini na kojoj dolazi do topljenja omotača. Litosfera je najhladniji deo konvekcijskog sistema koji se odvija u Zemlji, i ona se vremenom istanjuje. Litosferu čine tektonske ploče, koje se kreću nezavisno jedna od druge. Pokreti litosfernih ploča se nazivaju tektonski pokreti, a tektonika ploča se bavi izučavanjem ove problematike.
Koncept postojanja litosfere kao čvrstog spoljnog sloja razvio je Barel, koji je napisao seriju radova na ovu temu (Barel 1914). Koncept je zasnovan na primećenom prisustvu značajnih gravitacionih anomalija na različitim delovima kontinentalne kore, na osnovu čega je zaključio da mora postojati čvrsti gornji omotač (koji nazivamo litosfera) koji se nalazi iznad mekog omotača koji je tečljiv (koji je on nazvao astenosfera).
Zemljina litosfera uredi
Zemljina litosfera, koja čini tvrdi i kruti spoljni vertikalni sloj Zemlje, uključuje koru i vršni omotač. Pod litosferom se nalazi astenosfera koja je slabiji, topliji i dublji deo gornjeg omotača. Granica litosfera-astenosfera je definisana razlikom u odgovoru na stres: litosfera ostaje kruta tokom veoma dugih perioda geološkog vremena u kojima se deformiše elastično i kroz krto lomljenje, dok se astenosfera deformiše viskozno i prihvata naprezanje kroz plastičnu deformaciju.
Debljina litosfere se stoga smatra dubinom do izoterme povezane sa prelazom između krtog i viskoznog ponašanja.[2] Temperatura na kojoj olivin postaje duktilan (~1000 °C) se često koristi za postavljanje ove izoterme jer je olivin generalno najslabiji mineral u gornjem plaštu.[3]
Litosfera je horizontalno podeljena na tektonske ploče, koje često uključuju terane narasle od drugih ploča.
Istorija koncepta uredi
Koncept litosfere kao snažnog spoljašnjeg sloja Zemlje opisao je A.E.H. Lav u svojoj monografiji iz 1911. godine „Neki problemi geodinamike“, a dalje je razvio Džozef Barel, koji je napisao seriju radova o konceptu i uveo termin „litosfera“.[4][5][6][7] Koncept se zasnivao na prisustvu značajnih gravitacionih anomalija nad kontinentalnom korom, iz čega je zaključio da mora postojati jak, čvrst gornji sloj (koji je nazvao litosfera) iznad slabijeg sloja koji bi mogao da teče (koji je nazvao astenosfera). Ove ideje je proširio Redžinald Aldvort Dejli 1940. godine svojim seminalnim delom „Snaga i struktura Zemlje.“[8] Oni su široko prihvaćeni od strane geologa i geofizičara. Ovi koncepti jake litosfere koja počiva na slaboj astenosferi su suštinski za teoriju tektonike ploča.
Tipovi uredi
Litosfera se može podeliti na okeansku i kontinentalnu litosferu. Okeanska litosfera je povezana sa okeanskom korom (koja ima srednju gustinu od oko 2,9 grama po kubnom centimetru) i postoji u okeanskim basenima. Kontinentalna litosfera je povezana sa kontinentalnom korom (koja ima srednju gustinu od oko 2,7 grama po kubnom centimetru) i leži u osnovi kontinenata i epikontinentalnog pojasa.[9]
Okeanska litosfera uredi
Okeanska litosfera se sastoji uglavnom od mafične kore i ultramafičnog omotača (peridotita) i gušća je od kontinentalne litosfere. Mlada okeanska litosfera, pronađena na srednjeokeanskim grebenima, nije deblja od kore, ali okeanska litosfera postaje deblja kako stari i udaljava se od srednjeokeanskog grebena. Najstarija okeanska litosfera je tipično debela oko 140 km.[3] Ovo zadebljanje nastaje provodnim hlađenjem, koje pretvara vruću astenosferu u litosferski omotač i uzrokuje da okeanska litosfera postaje sve deblja i gušća sa godinama. Zapravo, okeanska litosfera je termalni granični sloj za konvekciju[10] u omotaču. Debljina dela plašta okeanske litosfere može se aproksimirati kao termički granični sloj koji se udebljava kao kvadratni koren vremena.
Ovde je debljina litosfere okeanskog omotača, je toplotna difuzivnost (približno 10−6 m²/s) za silikatne stene, i je starost datog dela litosfere. Starost je često jednaka L/V, gde je L rastojanje od centra širenja srednjeokeanskog grebena, a V je brzina litosferske ploče.[11]
Okeanska litosfera je bila manje gusta od astenosfere tokom nekoliko desetina miliona godina, ali nakon toga je postajala sve gušća od astenosfere. Dok je hemijski diferencirana okeanska kora lakša od astenosfere, termička kontrakcija litosfere plašta čini je gušćom od astenosfere. Gravitaciona nestabilnost zrele okeanske litosfere ima za posledicu da u zonama subdukcije okeanska litosfera uvek tone ispod glavne litosfere, koja može biti okeanska ili kontinentalna. Nova okeanska litosfera se stalno proizvodi na srednjeokeanskim grebenima i reciklira se nazad u plašt u zonama subdukcije. Kao rezultat toga, okeanska litosfera je mnogo mlađa od kontinentalne litosfere: najstarija okeanska litosfera je stara oko 170 miliona godina, dok su delovi kontinentalne litosfere stari milijardama godina.[12][13]
Subduktovana litosfera uredi
Geofizičke studije u ranom 21. veku pretpostavljaju da su veliki delovi litosfere potopljeni u omotač do 2900 km do granice jezgro-plašt,[14] dok drugi „plutaju” u gornjem plaštu.[15][16] Postoje delovi koji se potapaju u plašt čak 400 km, ali ostaju „vezani“ za kontinentalnu ploču iznad,[13] slično obimu „tektosfere“ koju je predložio Džordan 1988. godine.[17] Subdukcijska litosfera ostaje kruta (što pokazuju duboki zemljotresi duž Vadati-Beniofove zona) do dubine od oko 600 km (370 mi).[18]
Kontinentalna litosfera uredi
Kontinentalna litosfera ima raspon debljine od oko 40 km do možda 280 km;[3] gornjih ~30 do ~50 km tipične kontinentalne litosfere je kora. Kora se razlikuje od gornjeg omotača po promeni hemijskog sastava koja se dešava na Mohorovičevom diskontinuitetu. Najstariji delovi kontinentalne litosfere leže ispod kratona, a litosfera plašta tamo je deblja i manje gusta od tipične; relativno mala gustina takvih „korena kratona“ plašta pomaže u stabilizaciji ovih regiona.[12][13]
Zbog svoje relativno male gustine, kontinentalna litosfera koja stiže u zonu subdukcije se ne može potopiti mnogo dalje od oko 100 km (62 mi) pre ponovnog izrona. Kao rezultat toga, kontinentalna litosfera se ne reciklira u zonama subdukcije na način na koji se reciklira okeanska litosfera. Umesto toga, kontinentalna litosfera je skoro trajna karakteristika Zemlje.[19][20]
Ksenoliti plašta uredi
Geonaučnici mogu direktno da proučavaju prirodu subkontinentalnog omotača ispitivanjem ksenolita plašta[21] koji se nalaze u kimberlitu, lamproitu i drugim vulkanskim cevima. Istorija ovih ksenolita je istražena mnogim metodama, uključujući analize obilja izotopa osmijuma i renijuma. Takve studije su potvrdile da su litosfere plašta ispod nekih kratona opstajale u periodima dužim od 3 milijarde godina, uprkos toku plašta koji prati tektoniku ploča.[22]
Reference uredi
- ^ Skinner, B.J. & Porter, S.C.: Physical Geology, page 17, chapt. The Earth: Inside and Out, 1987, John Wiley & Sons, ISBN 0-471-05668-5
- ^ Parsons, B.; McKenzie, D. (1978). „Mantle Convection and the thermal structure of the plates” (PDF). Journal of Geophysical Research. 83 (B9): 4485. Bibcode:1978JGR....83.4485P. CiteSeerX 10.1.1.708.5792
. doi:10.1029/JB083iB09p04485.
- ^ a b v Pasyanos M. E. (2008-05-15). „Lithospheric Thickness Modeled from Long Period Surface Wave Dispersion” (PDF). Pristupljeno 2014-04-25.
- ^ Barrell, J (1914). „The strength of the Earth's crust”. Journal of Geology. 22 (4): 289—314. Bibcode:1914JG.....22..289B. JSTOR 30056401. S2CID 118354240. doi:10.1086/622155.
- ^ Barrell, J (1914). „The strength of the Earth's crust”. Journal of Geology. 22 (5): 441—468. Bibcode:1914JG.....22..441B. JSTOR 30067162. S2CID 224833672. doi:10.1086/622163.
- ^ Barrell, J (1914). „The strength of the Earth's crust”. Journal of Geology. 22 (7): 655—683. Bibcode:1914JG.....22..655B. JSTOR 30060774. S2CID 224832862. doi:10.1086/622181.
- ^ Barrell, J (1914). „The strength of the Earth's crust”. Journal of Geology. 22 (6): 537—555. Bibcode:1914JG.....22..537B. JSTOR 30067883. S2CID 128955134. doi:10.1086/622170.
- ^ Daly, R. (1940) Strength and structure of the Earth. New York: Prentice-Hall.
- ^ Philpotts, Anthony R.; Ague, Jay J. (2009). Principles of igneous and metamorphic petrology (2nd izd.). Cambridge, UK: Cambridge University Press. str. 2—4, 29. ISBN 9780521880060.
- ^ Donald L. Turcotte, Gerald Schubert, Geodynamics. Cambridge University Press, 25 mar 2002 - 456
- ^ Stein, Seth; Stein, Carol A. (1996). „Thermo-Mechanical Evolution of Oceanic Lithosphere: Implications for the Subduction Process and Deep Earthquakes”. Subduction. Geophysical Monograph Series. 96: 1—17. Bibcode:1996GMS....96....1S. ISBN 9781118664575. doi:10.1029/GM096p0001.
- ^ a b Jordan, Thomas H. (1978). „Composition and development of the continental tectosphere”. Nature. 274 (5671): 544—548. Bibcode:1978Natur.274..544J. S2CID 4286280. doi:10.1038/274544a0.
- ^ a b v O'Reilly, Suzanne Y.; Zhang, Ming; Griffin, William L.; Begg, Graham; Hronsky, Jon (2009). „Ultradeep continental roots and their oceanic remnants: A solution to the geochemical "mantle reservoir" problem?”. Lithos. 112: 1043—1054. Bibcode:2009Litho.112.1043O. doi:10.1016/j.lithos.2009.04.028.
- ^ Burke, Kevin; Torsvik, Trond H. (2004). „Derivation of Large Igneous Provinces of the past 200 million years from long-term heterogeneities in the deep mantle”. Earth and Planetary Science Letters. 227 (3–4): 531. Bibcode:2004E&PSL.227..531B. doi:10.1016/j.epsl.2004.09.015.
- ^ Replumaz, Anne; Kárason, Hrafnkell; Van Der Hilst, Rob D; Besse, Jean; Tapponnier, Paul (2004). „4-D evolution of SE Asia's mantle from geological reconstructions and seismic tomography”. Earth and Planetary Science Letters. 221 (1–4): 103—115. Bibcode:2004E&PSL.221..103R. doi:10.1016/S0012-821X(04)00070-6.
- ^ Li, Chang; Van Der Hilst, Robert D.; Engdahl, E. Robert; Burdick, Scott (2008). „A new global model for P wave speed variations in Earth's mantle”. Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 9 (5): n/a. Bibcode:2008GGG.....905018L. doi:10.1029/2007GC001806 .
- ^ Jordan, T. H. (1988). „Structure and formation of the continental tectosphere”. Journal of Petrology. 29 (1): 11—37. Bibcode:1988JPet...29S..11J. doi:10.1093/petrology/Special_Volume.1.11.
- ^ Frolich, C. (1989). „The Nature of Deep Focus Earthquakes”. Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 17: 227—254. Bibcode:1989AREPS..17..227F. doi:10.1146/annurev.ea.17.050189.001303.
- ^ Ernst, W. G. (jun 1999). „Metamorphism, partial preservation, and exhumation of ultrahigh‐pressure belts”. Island Arc. 8 (2): 125—153. doi:10.1046/j.1440-1738.1999.00227.x.
- ^ Stern 2002, str. 1.
- ^ Nixon, P.H. (1987) Mantle xenoliths J. Wiley & Sons, 844 p. ISBN 0-471-91209-3
- ^ Carlson, Richard W. (2005). „Physical, chemical, and chronological characteristics of continental mantle”. Reviews of Geophysics. 43 (1): RG1001. Bibcode:2005RvGeo..43.1001C. doi:10.1029/2004RG000156 .
Literatura uredi
- Philpotts, Anthony R.; Ague, Jay J. (2009). Principles of igneous and metamorphic petrology (2nd izd.). Cambridge, UK: Cambridge University Press. str. 2—4, 29. ISBN 9780521880060.
- Chernicoff, Stanley; Whitney, Donna (1990). Geology. An Introduction to Physical Geology (4th izd.). Pearson. ISBN 978-0-13-175124-8.
- lorea, N.; Cotet, V.; Mocani, V. (april 2014). „Cycles of substances and energy at geospheres interface - fluxes conditioning the soil and life”. Carpathian Journal of Earth and Environmental Sciences. 9 (2): 209—217.
- Allaby, A. and Allaby, M. (eds). (2003). A Dictionary of Earth Sciences. Oxford University Press. New York. 2nd edition. p. 320. ISBN 0198607601
- Siscoe, G. (1991). „Aristotle on the magnetosphere”. Eos, Transactions, American Geophysical Union. 72 (7): 69. Bibcode:1991EOSTr..72...69S. doi:10.1029/90EO00050.
- Moore, T. E.; Delcourt, D. C. (1995). „The geopause”. Reviews of Geophysics. 33 (2): 175. Bibcode:1995RvGeo..33..175M. doi:10.1029/95RG00872.
