Tektoniki płyt teoria
 
Tektoniki płyt teoria
Teoria tektoniki płyt nazywana inaczej teorią kier litosfery jest współcześnie powszechnie przyjmowaną teorią geotektoniczną tłumaczącą ruchy tektoniczne, dryf kontynentów, procesy powstawania i zaniku basenów oceanicznych, procesy tworzenia się łańcuchów górskich (orogeneza), a także trzęsienia ziemi i aktywność wulkaniczną, jako efekt ruchu płyt litosfery, ich kolizji i rozpadu. Podstaw fizycznych dla teorii tektoniki płyt dostarcza teoria prądów konwekcyjnych w płaszczu Ziemi.
 
Podstawowe założenia
Teoria tektoniki płyt oparta jest na trzech podstawowych założeniach:
(a) litosfera Ziemi jest podzielona na poruszające się względem siebie niemal sztywne płyty (płyty litosfery),
(b) granicami płyt są strefy rozrostu dna oceanicznego (na ogół położone na grzbietach śródoceanicznych), strefy subdukcji i uskoki transformacyjne,
(c) rozsuwanie się płyt zachodzi w strefach rozrostu dna oceanicznego (których początkową fazą rozwojową są ryfty kontynentalne), zbliżanie — w strefach subdukcji, wzdłuż uskoków transformacyjnych zaś następuje równoległe przesuwanie się płyt względem siebie.
 
Animacje przedstawiają podstawowe założenia i niektóre procesy wyjaśnione dzięki tektonice płyt. Z uwagi na czytelność nie zachowano właściwych proporcji na rysunkach. W szczególności głębokość oceanu jest ok. 10–20 razy większa niż w rzeczywistości.
 
Granice płyt
Chociaż granice głównych płyt litosfery zostały wyznaczone różnymi metodami, wspólna dla nich jest ich aktywność sejsmiczna. Granice płyt na ogół znajdują się na oceanach. Strefy rozrostu dna oceanicznego są podzielone przez uskoki transformacyjne na dosyć krótkie odcinki tworzące charakterystyczny układ schodkowy. Rowy oceaniczne, wzdłuż których biegną strefy subdukcji, mają zwykle kształt lekko wygiętych łuków. Wielkość płyt jest bardzo różna. Największa z nich, płyta pacyficzna, ma powierzchnię 35 razy większą od niewielkiej płyty Wyspy Kokosowej. Bardzo różny jest też procent powierzchni płyty zajęty przez kontynenty. Większą część powierzchni płyty euroazjatyckiej stanowi kontynent, zaś płyta pacyficzna obejmuje prawie wyłącznie dno oceaniczne. Brak wyraźnych regularności w podziale litosfery Ziemi świadczy o skomplikowanej naturze czynników odpowiedzialnych za powstanie i ruch płyt. W obszarach o bardziej skomplikowanej budowie tektonicznej wyszczególnia się wiele płyt często znacznie mniejszych od płyty Wyspy Kokosowej, tzw. mikropłyt (np. płyta Juan de Fuca u zachodnich wybrzeży Ameryki Północnej). Liczba wymienianych w literaturze płyt i mikropłyt sięga kilkudziesięciu.
 
Ruch płyt
Ruch płyt litosfery spowodowany jest konwekcją cieplną w płaszczu Ziemi. Płyty mogą być biernie poruszane przez prądy konwekcyjne lub same stanowić część strumienia konwekcyjnego (w przypadku płyt ulegających subdukcji). Do obliczania prędkości ruchu płyt wykorzystuje się na ogół badania paleomagnetyzmu dna oceanicznego (Pole magnetyczne Ziemi. Inwersje pola). W ciągu ostatnich lat do pomiaru prędkości płyt użyto metod geodezyjnych, m.in. interferometrii o bardzo długiej bazie (VLBI). Pomiary pozwalają określić prędkość płyt względem siebie. Obecnie najszybciej porusza się płyta pacyficzna względem płyty Nazca (ok. 15 cm/rok w pobliżu grzbietu Galapagos). Na ogół płyty poruszają się ze względną prędkością rzędu kilku centymetrów na rok. Ameryka Północna odsuwa się od Europy z prędkością ok. 1,5 cm/rok.
Strefy rozrostu dna oceanicznego
Strefy rozrostu dna oceanicznego nazywamy także strefami spredingu (ang. spreading); przebiegające wzdłuż tych stref granice płyt nazywamy granicami dywergentnymi, konstruktywnymi lub akrecyjnymi. Strefy te położone są na grzbietach śródoceanicznych (np. Grzbiet Śródatlantycki, Wzniesienie Wschodniopacyficzne). Gorąca materia astenosfery wznosi się w tych obszarach ku powierzchni Ziemi i ulega częściowemu (10-30%) stopieniu na głębokości ok. 30 km. Powstająca w wyniku tego procesu magma o składzie bazaltów toleitowych wylewa się na dno oceaniczne w wąskiej (ok. 1 km) strefie wulkanicznej, tworząc nową skorupę ziemską typu oceanicznego. Strefy te, nazywane strefami neowulkanicznymi, położone są na osiach grzbietów śródoceanicznych. Oprócz aktywności wulkanicznej, w strefie neowulkanicznej występuje często aktywność hydrotermalna — woda oceaniczna wnika porami i spękaniami w gorące skały dna i nagrzana do ok. 300°C wypływa unosząc także różne związki chemiczne. Związki te ulegają wytrąceniu na powierzchni dna, są też wykorzystywane przez organizmy żywe żyjące w tzw. oazach hydrotermalnych strefy neowulkanicznej.
 
Strefy subdukcji
Granice destruktywne płyt, gdzie jedna z płyt zagina się i pogrąża w płaszczu, znajdują się w rowach oceanicznych. Na oceanach towarzyszą im łuki wysp pochodzenia wulkanicznego. Jeżeli z rowem sąsiaduje kontynent, w jego części sąsiadującej z brzegiem oceanu występują łańcuchy górskie. W przypadku zderzenia dwóch kontynentów nad granicą płyt znajdują się młode góry (np. Himalaje). Procesowi subdukcji płyty towarzyszy silna aktywność sejsmiczna; ogniska trzęsień ziemi sięgają do głębokości 700 km (tzw. strefa Benioffa). W okolicy strefy subdukcji często ma miejsce szereg procesów prowadzących do powstawania gór i rozrostu kontynentu.
Historię strefy subdukcji, od jej powstania do wypietrzenia gór, przedstawia animacja. Jest to tylko przykład ewolucji strefy subdukcji. W zależności od różnych czynników jej ewolucja moze przebiegać inaczej.
 
Plamy gorąca
Plamy gorąca są strefami o anomalnie dużym strumieniu ciepła płynącym z wnętrza Ziemi (np. Hawaje, Islandia, Yellowstone). Rozmieszczone są dosyć przypadkowo, bez wyraźnego związku z tektoniką płyt. Około 100 stref na Ziemi zaliczamy do plam gorąca. Plamy gorąca są prawdopodobnie związane z prądami konwekcyjnymi powstającymi na granicy płaszcza z jądrem Ziemi. Prądy te, docierając od spodu do poruszającej się płyty litosfery, powodują powstanie na jej powierzchni strefy wulkanicznej, przesuwającej się w miarę ruchu płyty. Efektem tego procesu jest szereg ciągów wysp wulkanicznych na Pacyfiku (np. ciąg wysp i gór podwodnych kończący się na wyspach hawajskich). Ponieważ plamy gorąca nie poruszają się wraz z płytami litosfery, wykorzystuje się je jako punkt odniesienia przy pomiarach tzw. ruchu absolutnego tych płyt.
 
Historia
Teoria tektoniki płyt, ukształtowana w latach 60. XX w., inspirowana była wcześniejszą hipotezą Wegenera o dryfie kontynentów (1915), prekursorskimi pracami A. Holmesa (1929), a także odkryciem doliny ryftowej na Grzbiecie Śródatlantyckim (1957, W.M. Ewing, M. Tharp, B. Heezen); jej stworzenie porównuje się do odkryć Newtona, Darwina i Einsteina. Do powstania teorii tektoniki płyt przyczyniły się prace geologów i geofizyków: H.H. Hessa, R.S. Dietza, X. Le Pichona, W.J. Morgana, J.B. Heitzlera, J.T.A. Wilsona, J.T. Vine'a, D.H. Matthews'a i innych. Została stworzona na podstawie badań dna oceanicznego za pomocą echosondy, wierceń, a także badań sejsmicznych, paleomagnetycznych, geotermicznych i geochronologii bezwzględnej; pozwoliły one na stwierdzenie m.in. obecności podwyższonego strumienia cieplnego w rejonie ryftów, symetrycznego układu stref namagnesowania skał po obu stronach ryftu i pojawiania się coraz starszych bazaltów w miarę oddalania się od ryftów. W rejonie rozłamu Mendocino u zachodnich wybrzeży Ameryki Północnej, mającego charakter uskoku transformacyjnego, stwierdzono przesunięcie wynoszące około 1100 km. Tempo rozrostu dna oceanicznego w rejonie ryftu śródatlantyckiego oszacowano na 2 cm rocznie. Ilość law bazaltowych wylewanych w ryftach oceanicznych jest oceniana na 56 mld t rocznie. Obecnie teoria tektoniki płyt jest powszechnie przyjęta. Tylko niektórzy uczeni popierają konkurencyjne teorie geotektoniczne.
Leszek Czechowski
Ilustracje
Ruch płyt litosfery rys. R. Lisek/Archiwum Ilustracji WN PWN SA © Wydawnictwo Naukowe PWN
Teoria Wegenera rys. Red. Kartografii/Archiwum Ilustracji WN PWN SA © Wydawnictwo Naukowe PWN
Uskok tektoniczny rys. J. Babicki i L. Maminajszwili/Archiwum Ilustracji WN PWN SA © Wydawnictwo Naukowe PWN
Uskok transformacyjny rys. W. Mizerski/Archiwum Ilustracji WN PWN SA © Wydawnictwo Naukowe PWN
Anomalie magnetyczne oceaniczne. „Zebrowaty” obraz anomalii, symetryczny do grzbietu Reykjanes (część Grzbietu Śródatlantyckiego), na południowy zachód od Islandii; anomalie dodatnie — zaciemnione, stopień zaciemnienia odpowiada wiekowi anomalii (zaznaczonemu na pionowej kolumnie)rys. J. Babicki, L. Maminajszwili/Archiwum Ilustracji WN PWN SA © Wydawnictwo Naukowe PWN
Przeglądaj encyklopedię
Przeglądaj tabele i zestawienia
Przeglądaj ilustracje i multimedia