Teoria tektoniki płyt litosfery

Wstęp

Żyjemy na pozornie stabilnej powierzchni Ziemi, która co prawda w niektórych rejonach się trzęsie, czasami wybuchają na niej wulkany, lecz na ogół daje nam poczucie pewności i trwałości. Tymczasem ta twarda powłoka- litosfera - jest w porównaniu z rozmiarami Ziemi cieńsza niż skorupka jajka. Pod nią - w płaszczu - zachodzą procesy przypominające powolne gotowanie się bardzo gęstej cieczy, podgrzewanej przez reakcje rozpadu pierwiastków promieniotwórczych w jądrze. Na skutek tych procesów litosfera dzieli się na fragmenty - płyty - które wzajemnie się przemieszczają, zderzają i ulegają pochłonięciu w głębi płaszcza, a jednocześnie w innych miejscach tworzą się cały czas na nowo. Ogólne prawidłowości ich zachowań opisuje teoria tektoniki płyt litosfery. Ruch płyt jest bardzo powolny w naszej „ludzkiej” skali czasu - zaledwie kilka do kilkunastu cm/rok - lecz w geologicznej skali czasu, obejmującej setki milionów lat, powoduje ciągłe przemieszczanie się kontynentów po całym globie i ustawiczne zmiany ich konfiguracji. Oceany powstają i zamykają się, kontynenty łączą się w „superkontynenty”, które z kolei znowu się rozpadają, dając miejsce nowym oceanom. Wzajemny układ kontynentów wpływa m.in. na rozkład prądów morskich w światowym oceanie, a przez to - na klimat i świat organiczny. Trzęsienia ziemi i wybuchy wulkanów są również wynikiem wzajemnych przemieszczeń płyt. Tektonika płyt litosfery określa więc warunki panujące na Ziemi - zarówno teraz, jak i w przeszłości, a odtworzenie dawnych układów kontynentów i oceanów jest kluczem do zrozumienia geologii historycznej.

Historia

Podobieństwo brzegów kontynentów rozdzielonych przez Atlantyk zauważono zaraz po sporządzeniu pierwszych w miarę dokładnych map jego wybrzeży - już w XVI w. wyrażano pogląd, że obie Ameryki zostały oderwane od Europy i Afryki. Idea ta najpełniej została ujęta przez Alfreda L. Wegenera (1880-1930) w obszernie udokumentowanej teorii dryfu (wędrówki) kontynentów (1912, 1915). Według niej na przełomie permu i triasu wszystkie kontynenty były połączone w jeden superkontynent (Pangea), a obecny układ kontynentów jest wynikiem jego rozpadu. Aby to udowodnić, Wegener porównał:

• zgodną geometrię wybrzeży kontynentów rozdzielonych obecnie oceanami,

• podobieństwo budowy geologicznej rozdzielonych obszarów,

• zasięgi występowania wymarłych zwierząt i roślin,

• dane geologiczne mówiące o rozkładzie dawnych stref klimatycznych, a zwłaszcza dotyczące paleozoicznych zlodowaceń.

To porównanie potwierdzało słuszność teorii, nie dało się jej jednak obronić na gruncie geofizycznym. Według Wegenera bloki kontynentalne miały się po prostu przesuwać po dnie oceanicznym, tymczasem geofizycy wykazali, jak ogromne siły byłyby do tego potrzebne, a także udowodnili, że byłoby to fizycznie niemożliwe bez spowodowania rozpadu kontynentu. Geolodzy, przyzwyczajeni wówczas do koncepcji dużo bardziej „stabilnej” Ziemi, również nie zaakceptowali teorii Wegenera.
Przez następne kilkadziesiąt lat zdobywano jednak nowe informacje, zwłaszcza o budowie dna oceanicznego. Poznano olbrzymi system grzbietów śródoceanicznych, a także przebieg głębokich rowów oceanicznych, przebadano rozkład głębokości trzęsień Ziemi pod jej powierzchnią, określono wiek różnych fragmentów dna oceanicznego oraz odtworzono dawną orientację kontynentów. Wszystkie te dane zaczęły pasować do jednego modelu i w latach 60. XX w. było już jasne, że rację miały obie strony: Wegener (bo kontynenty rzeczywiście były połączone, a następnie rozsunęły się) oraz przeciwnicy jego teorii (bo rzeczywiście nie przesuwały się po dnie oceanicznym - to dno rozrastało się między nimi).
Teoria tektoniki płyt została sformułowana około 1968 r., a późniejsze modyfikacje nie zmieniły w istotny sposób jej podstawowych założeń.

Dowody

Oprócz dowodów - głównie geologicznych i paleontologicznych - przytaczanych już przez Wegenera na poparcie jego hipotezy dryfu kontynentów teorię tektoniki płyt potwierdzają przede wszystkim zebrane w trakcie badań dna oceanicznego dane geofizyczne oraz znajomość szczegółów jego rzeźby.

Wiek dna oceanicznego

Już pierwsze badania dna oceanicznego wykazały, że jest ono pokryte zadziwiająco cienką warstwą osadów. To wyraźnie wskazywało na jego młody wiek, który został potwierdzony przez badania paleomagnetyczne i inne badania wieku bezwzględnego. Badania magnetyzmu dna oceanicznego wykazały, że jest ono namagnesowane w różniące się wiekiem pasy - równoległe do osi grzbietu śródoceanicznego i rozłożone symetrycznie parami po obu jego stronach: młodsze bliżej grzbietu, a starsze dalej. Świadczy to o ciągłym tworzeniu się w osi grzbietu nowej litosfery oceanicznej, która w momencie stygnięcia ulega namagnesowaniu zgodnie z panującą w tym czasie orientacją ziemskiego pola magnetycznego, a następnie zostaje odsunięta na boki, rozepchnięta przez ciągle powstającą jeszcze młodszą litosferę. Proces ten nazywa się poszerzaniem dna oceanów.
Im dalej od grzbietu śródoceanicznego, tym starsze jest dno oceaniczne, choć i tak geologicznie jest ono bardzo młode - nigdzie nie natrafiono na dno starsze niż 180-200 mln lat (jurajskie). Średni wiek skorupy oceanicznej wynosi zaledwie ok. 55 mln lat (w przypadku skorupy kontynentalnej jest to średnio 2,8 mld lat).

Rys. 1. Wiek dna oceanicznego - przykład

Grzbiety śródoceaniczne

tworzą system opasujący całą Ziemię. Ma on ponad 50 000 km długości i osiąga do 800 km szerokości. Grzbiety te wznoszą się średnio 4,5 km ponad otaczające je dno oceanu, choć i tak ich wierzchołki znajdują się przeciętnie 2,5 km pod powierzchnią wody. Są one pocięte licznymi wielkimi uskokami - zarówno wzdłuż, jak i w poprzek.

Rys. 2. Grzbiety śródoceaniczne	Rys. 3. Grzbiet śródoceaniczny. Blokdiagram

Uskoki podłużne, równoległe do osi grzbietu śródoceanicznnego, często tworzą doliny ryftowe będące strefami intensywnej działalności magmatycznej (głównie wylewy law zbliżonych do bazaltów) oraz mają znacznie podwyższony strumień cieplny - zapewne na skutek działania wstępujących prądów konwekcyjnych w płaszczu. W osiach grzbietów śródoceanicznych cały czas dochodzi do powstawania nowej, gorącej litosfery oceanicznej. Wzdłuż uskoków poprzecznych do grzbietów śródoceanicznych dochodzi do poziomych przemieszczeń litosfery na wielką skalę. Są to tzw. uskoki transformacyjne.

Rys. 4. Uskoki transformacyjne	Rys. 5. Uskok transformacyjny - blokdiagram

Rowy oceaniczne

są najgłębszymi miejscami oceanów, mają 6-11 km głębokości (Rów Mariański ma 11 022 m). Zwykle są położone bardzo blisko brzegów kontynentów lub archipelagów wysp. Mimo to nie są całkowicie wypełnione osadami przynoszonymi z lądu, a więc muszą być młode i cały czas aktywne. W rowach oceanicznych stara, chłodna, a więc i cięższa (o większej gęstości) litosfera oceaniczna ulega pogrążeniu pod inną płytę litosfery, a następnie zostaje pochłonięta w górnym płaszczu - są to tzw. strefy subdukcji. Bywają one wiązane ze zstępującymi zimnymi prądami konwekcyjnymi w płaszczu lub po prostu z „tonięciem” starej, a więc chłodnej i cięższej litosfery oceanicznej w gorącym, lżejszym płaszczu. Istnienie stref subdukcji potwierdza rozkład ognisk głębokich trzęsień Ziemi.

Rys. 6. Strefa subdukcji. Blokdiagram

Rozkład ognisk trzęsień ziemi

Fakt grupowania się trzęsień ziemi wokół Pacyfiku i wzdłuż młodych gór Eurazji był znany od dawna, jednak dopiero dokładne zbadanie rozkładu głębokości ognisk tych trzęsień pozwoliło zrozumieć mechanizm ich powstawania. Oprócz tego, że rozkład ognisk dość dokładnie odzwierciedla przebieg granic płyt litosfery, to jeszcze ich głębokość jest zależna od tego, na jakim rodzaju granicy płyt powstają.

Rys. 7. Rozkład ognisk trzęsień ziemi

Ze strefami osiowymi grzbietów śródoceanicznych związane są ogniska płytkich trzęsień ziemi, których głębokość nie przekracza 70 km. W rowach oceanicznych trzęsienia ziemi mają ogniska sięgające nawet do głębokości 700 km. Ogniska te układają się wzdłuż wąskich stref zaczynających się w pobliżu rowów oceanicznych, a zapadających pod kontynent lub łuk wysp, zwykle pod kątem 40-60°. Odzwierciedlają one przebieg granicy pogrążanej płyty, „trącej” o otaczający materiał płaszcza.

Rys. 8. Strefa subdukcji. Blokdiagram

Płyty litosfery

Litosfera Ziemi jest obecnie podzielona na kilkanaście płyt, lecz liczba ta w przeszłości była zmienna. Mogły się one bowiem łączyć, powiększać, rozpadać, a płyty zbudowane tylko z litosfery oceanicznej nawet ulegać całkowitemu pochłonięciu w strefach subdukcji.

Rys. 9. Płyty litosfery

Wielkość płyt może być bardzo różna - od setek km do wielu tysięcy km. Wyróżniamy 7 dużych płyt: eurazjatycką, afrykańską, północnoamerykańską, południowoamerykańską, pacyficzną, australijską i antarktyczną, a także sporą liczbę mniejszych płyt. Liczne jeszcze mniejsze fragmenty litosfery są zwane mikropłytami. Płyty są zbudowane z litosfery, w której skład wchodzi skorupa i podścielająca ją górna część płaszcza. Zależnie od typu skorupy wyróżniamy 2 typy litosfery:

1. kontynentalną - starą i grubą (nawet ponad 100 km), przez co sztywną, ale stosunkowo lekką,

2. oceaniczną - cieńszą (ok. 60 km), młodszą, elastyczniejszą, ale i cięższą.

Pojedyncza płyta jest zwykle zbudowana z obu typów litosfery, rzadziej z samej litosfery oceanicznej, a wyjątkowo rzadko z samej litosfery kontynentalnej.

Granice płyt

Graniczące ze sobą płyty przemieszczają się względem siebie. Zależnie od kierunku ich wzajemnego przemieszczania wyróżniamy 3 podstawowe rodzaje granic między płytami:

1. granice rozbieżne,

2. granice zbieżne,

3. granice poziomoprzesuwcze.

Rys. 10. Rodzje granic płyt

Granice kontynentów stosunkowo rzadko są granicami płyt - zwykle są to tylko granice między litosferą kontynentalną a oceaniczną, które wchodzą w skład tej samej płyty. Są to tzw. krawędzie pasywne, stosunkowo stabilne i spokojne, lecz stanowiące strefy gromadzenia się dużej ilości osadów. Taki charakter mają np. oba brzegi Atlantyku, podczas gdy granica płyt przebiega środkiem tego oceanu.

Rys. 11. Krawędź pasywna. Blokdiagram

Granice rozbieżne

Występują wtedy, gdy ruch płyt odbywa się w kierunku przeciwnym do ich wspólnej granicy. Dochodzi wówczas do powstawania między nimi nowej litosfery oceanicznej w ryftach na grzbietach śródoceanicznych. Klasycznym tego przykładem jest Grzbiet Środkowoatlantycki, który rzeczywiście przebiega prawie dokładnie środkiem tego oceanu.

Rys. 12. Grzbiet śródoceaniczny

Granice zbieżne

Występują wtedy, gdy płyty poruszają się ku sobie - jedna z nich pogrąża się wówczas pod drugą w głąb Ziemi, gdzie ulega pochłonięciu w górnym płaszczu, a produkty powstałe podczas jej stopienia są źródłem wulkanizmu na powierzchni górnej płyty, tworząc tzw. łuk magmowy. Proces pochłaniania płyt zachodzi w strefach subdukcji w rowach oceanicznych, a wulkanizm układa się w pasma za rowami.

Rys. 13. Strefa subdukcji. Blokdiagram

Rozróżniamy 3 typy zbieżności (zależnie od tego, z jakiego typu litosfery zbudowane są granice płyt, które w niej uczestniczą):

• litosfera oceaniczna z kontynentalną - gdy oceaniczna litosfera zanurza się pod kontynentalną, a po roztopieniu w górnym płaszczu dostarcza materiału dla wulkanizmu na brzegu kontynentu, na którym powstaje tzw. kontynentalny łuk magmowy, utworzony głównie przez wulkany andezytowe; dzieje się tak np. na zachodnim wybrzeżu Ameryki Południowej, a także w wielu innych miejscach wokół Pacyfiku,

Rys. 14. Zbieżność litosfery oceanicznej z kontynentalną

• litosfera oceaniczna z oceaniczną - gdy jedna płyta litosfery oceanicznej zanurza się pod drugą, też oceaniczną; na górnej płycie tworzy się wtedy łuk magmowy wyspowy, złożony głównie z wulkanów bazaltowych tworzących zwykle wyspy (np. liczne archipelagi Zachodniego Pacyfiku),

Rys. 15. Zbieżność litosfery oceanicznej z oceaniczną

• litosfera kontynentalna z kontynentalną - taka „kolizja” zwykle kończy subdukcję, gdyż sztywna i lekka litosfera kontynentalna na większą skalę na ogół jej nie ulega; powstają wtedy góry o budowie fałdowo-płaszczowinowej, a cały obszar podlega wypiętrzeniu izostatycznemu na skutek znacznego wzrostu grubości litosfery kontynentalnej (najlepiej jest to widoczne na przykładzie Himalajów i Tybetu, lecz w podobny sposób są wypiętrzane i inne łańcuchy młodych gór fałdowych).

Rys. 16. Zbieżność litosfery oceanicznej z oceaniczną

Granice poziomoprzesuwcze

Występują wtedy, gdy ruch 2 płyt zachodzi równolegle do granicy między nimi, a litosfera nie jest ani tworzona, ani pochłaniana. Takimi granicami są uskoki transformacyjne, tnące gęsto w poprzek lub skośnie grzbiety śródoceaniczne, a czasami sięgające na obszar litosfery kontynentalnej (np. uskok San Andreas w Kalifornii).

Rys. 17. Uskoki transformacyjne	Rys. 18. Uskok transformacyjny - blokdiagram

Prędkość ruchu płyt

Początkowo pomiary ruchu płyt wykonywano, badając zależność pomiędzy wiekiem dna oceanicznego a jego odległością od osi grzbietu śródoceanicznego, gdzie kiedyś powstało. W ten sposób obliczano średnie prędkości względnego przemieszczania płyt. Według otrzymanych wyników dno oceaniczne poszerzało się najwolniej na Atlantyku (2-4 cm/rok), a najszybciej na grzbiecie wschodniopacyficznym (10-17 cm/rok). Prędkości zbieżności płyt były podobne: od 4-6 cm/rok w Himalajach i 8-9 cm/rok w Andach do 9-11 cm/rok w Rowach: Japońskim i Kurylskim.

Z powodu braku nieruchomych punktów odniesienia na powierzchni Ziemi trudno było określić ruchy bezwzględne płyt - przemieszczają się przecież i płyty litosfery, i ich granice, jak również bieguny magnetyczne Ziemi. Niekiedy jako stabilne punkty odniesienia wykorzystywano plamy gorąca, które przemieszczają się zaledwie 1-2 cm/rok. W ten sposób ustalono, że np. obie płyty amerykańskie przemieszczają się ku W i NW, pacyficzna szybko przesuwa się ku NW, indyjska i australijska ku N, podobnie jak afrykańska (ta ostatnia dużo wolniej), zaś eurazjatycka obraca się w prawo, w zasadzie znajdując się w jednym miejscu.

Ruch płyt mierzono też metodami geodezyjnymi: najpierw naziemnie na Islandii (oddalanie się płyt o 1 cm/rok) i w Kalifornii (ruch przesuwczy ok. 5 cm/rok), potem z wykorzystaniem metod „kosmicznych” i satelitarnych. Wielkości i kierunki pomierzonych tak przemieszczeń okazały się zgodne z teorią tektoniki płyt: np. północny Atlantyk według tych pomiarów poszerza się o 1,5-1,8 cm/rok, zaś Hawaje zbliżają się do Alaski o ok. 5 cm/rok, a do Japonii o ok. 8 cm/rok.

Plamy gorąca

Transport gorącej materii płaszcza w pobliże powierzchni odbywa się nie tylko dzięki prądom konwekcyjnym pod strefami ryftów. Przypuszcza się, że istnieją też ogromne „kominy” gorącej, lekkiej materii mające swój początek aż na granicy płaszcza z jądrem, a sięgające przez cały płaszcz do astenosfery. Są to tzw. pióropusze płaszcza - mają one średnice do kilkuset km, a gorąca materia unosi się w nich ku górze z dużą szybkością (być może nawet do 2 m/rok), po czym promieniście rozprzestrzenia się w astenosferze, podgrzewając ją i podnosząc jej górną granicę. Przez to nad pióropuszami płaszcza litosfera ulega unoszeniu i jednoczesnemu cienieniu. Na powierzchni Ziemi powstaje wtedy plama gorąca - bardzo łagodna kopuła o średnicy od kilkuset do 1500 km, wyniesiona o 1-2 km, o wyraźnie podwyższonym strumieniu cieplnym i cieńszej litosferze. Często, lecz nie zawsze, towarzyszy jej wulkanizm.

Rys. 19. Pióropusz płaszcza oraz plama gorąca. Blokdiagram

Plamy gorąca występują na granicach płyt i wewnątrz nich - zarówno pod litosferą oceaniczną, jak i kontynentalną. Są dość stabilne (przemieszczają się najwyżej 1-2 cm/rok), a więc to płyty litosfery przesuwają się nad nimi. Powoduje to obserwowane czasami przemieszczanie się przejawów wulkanizmu, a nawet pozwala stwierdzić zmianę kierunku ruchu płyty, jak np. w łańcuchu Wysp Hawajskich, których nieaktywne dziś wulkanicznie przedłużenie ku NW, a potem ku N odzwierciedla ruch płyty pacyficznej na odcinku ok. 5000 km (najpierw ku N, a potem ku NW) w ciągu ostatnich 60 mln lat.

Rys. 20. Plamy gorąca

Od jak dawna?

Wiek Ziemi wynosi około 4,5 mld lat, natomiast w pełni udokumentowane ruchy płyt litosfery znamy dopiero od schyłku ery paleozoicznej, czyli od 200-250 mln lat. Nastąpił wtedy rozpad superkontynentu Pangei, czego efekty obserwujemy do dziś. Fragmenty skorupy kontynentalnej starsze niż 250 mln lat często zbudowane są jednak z bardzo zróżnicowanych skał, które nie mogły powstawać tuż obok siebie, mimo że teraz ze sobą sąsiadują. Są to więc zapewne fragmenty należące swego czasu do różnych płyt i mikropłyt, dopiero obecnie połączone. Przemawia to za tym, że ruch płyt litosfery odbywał się również dawniej, być może nawet od momentu wykształcenia się litosfery (niektórzy badacze twierdzą, że od 3,8 mld lat). Możliwe, że Pangea powstała z fragmentów litosfery kontynentalnej poprzedniego superkontynentu, który uległ rozpadowi ok. 550 mln lat temu, a na miejscu obecnego Atlantyku istniał starszy ocean, który w trakcie powstawania Pangei uległ zamknięciu. Takie cykle powstawania i zaniku oceanów mogły powtarzać się wielokrotnie w geologicznej historii Ziemi, lecz ślady tych starszych wydarzeń zostały całkowicie zatarte przez młodsze cykle.

Czy tylko na Ziemi?

Do funkcjonowania tektoniki płyt oprócz litosfery potrzebny jest gorący płaszcz z aktywnymi prądami konwekcyjnymi. Litosfera nie może być zbyt gruba i sztywna, bo nie uległaby rozerwaniu na płyty, ani tym bardziej subdukcji. Aby planeta (lub księżyc) spełniała te warunki, nie może mieć zbyt małych rozmiarów, gdyż wtedy ma niekorzystny stosunek powierzchni do objętości i szybko stygnie - litosfera grubieje, a konwekcja w końcu zamiera. Większe planety mają więc większe szanse na zachowanie dostatecznie dużej ilości ciepła wewnętrznego, aby napędzało ono mechanizm tektoniki płyt, albo chociaż wulkanizm.

Wenus - prawie tej samej wielkości co Ziemia, więc najbardziej „obiecująca” - wydaje się nosić ślady pewnych elementów tektoniki płyt - ma m.in. wielkie doliny podobne do ryftów kontynentalnych. Brak jest jednak wyraźnych odpowiedników stref subdukcji (prócz być może doliny Artemis Chasma, otaczającej obszar Artemis Corona), a także dowodów akrecji. Są za to liczne formy mogące być powierzchniowymi przejawami długotrwałej działalności pióropuszy płaszcza (głównie „korony” i „pajęczaki”), oraz bardzo silny wulkanizm. Przemawia to raczej za brakiem ruchu litosfery i długim podgrzewaniem jej w jednym miejscu. Według niektórych hipotez tektonika płyt na Wenus działała, lecz zamarła - co było jednym z ważniejszych ogniw procesu wiodącego do „galopującego efektu cieplarnianego”, który doprowadził Wenus do obecnego stanu skrajnego przegrzania.

Mniejsze planety i księżyce typu ziemskiego są wyraźnie zbyt „zimne” na tektonikę płyt - notuje się tam co najwyżej przejawy wulkanizmu. Na Marsie ogromne rozmiary wulkanów przemawiają za ich bardzo długim rozwojem na jednym miejscu, co raczej wyklucza ruch płyt litosfery.

Jednakże i na Marsie i na Wenus wyraźnie rysują się w rzeźbie terenu wyniesione obszary o wyglądzie „kontynentów”, otoczone nizinami zbliżonymi do suchych obecnie „basenów oceanicznych”. Może więc w początkach historii geologicznej działały tam procesy geotektoniczne zbliżone do ziemskich, a więc i tektonika płyt.

Ciekawe, że nieco podobne do tektoniki płyt mechanizmy można obserwować na lodowych księżycach Jowisza (zwłaszcza na Ganimedesie i Europie), gdzie źródłem ciepła jest prawdopodobnie jedynie tarcie pływowe. Są tam widoczne pasma rozrostu nowej lodowej „litosfery”, prawdopodobnie powstające na skutek wydostawania się materii z płynnego wodnego płaszcza - proces analogiczny do akrecji w ryftach na grzbietach śródoceanicznych, lecz tu odgrywany przez zupełnie inne substancje.

---