Wykład 5: Dryf kontynentów i tektonika płyt

advertisement
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
1
© L. Czechowski 1994
Wykład 5: Dryf kontynentów i tektonika płyt
(skrócona wersja wykładu)
\
PoniŜszy wykład omawia dryf kontynentów i podstawowe załoŜenia tektoniki
płyt, ruch płyt litosfery i jego wielkoskalowe konsekwencje.
5.1 Prekursorzy idei dryfu kontynentów: od Wegenera do Holmesa
(nadobowiązkowy)
Tutaj znajdziesz informacje o historii hipotezy o dryfujących kontynentach
5.2 Pole magnetyczne Ziemi
Pole magnetyczne Ziemi omawialiśmy w Wykładzie 3 w trochę innym
kontekście. Tutaj omawiamy tylko te fakty, które potrzebne do rozwaŜań o
dryfie kontynentów.
Przypomnijmy, Ŝe pole magnetyczne w danym punkcie jest wektorem, tzn. ma
kierunek i wielkość. Swobodnie zawieszona igła magnetyczna swoim
północnym końcem wskaŜe nam kierunek wektora pola w danym miejscu.
Swobodnie zawieszona igła magnetyczna ustawia się równoległe do pola
(rysunek 5.5). Na ogół pole magnetyczne tworzy pewien kąt z poziomem. Kąt
ten oznaczamy literą I i nazywamy inklinacją pola magnetycznego w danym
punkcie. Deklinacją natomiast (oznaczoną literą D) nazywamy kąt, który
tworzy igła kompasu z kierunkiem północy astronomicznej. Wielkość wektora
(czyli natęŜenie pola) moŜna zmierzyć magnetometrem.
Jednostki pola magnetycznego
Jednostką natęŜenia pola magnetycznego w
układzie SI jest A m-1 (amper dzielony przez
metr). Prąd o natęŜeniu 1 ampera płynąc
wzdłuŜ okręgu o promieniu 1 metra wytwarza
w środku okręgu pole o natęŜeniu 1 A m-1.
Częściej niŜ natęŜenie pola uŜywa się indukcji
magnetycznej oznaczonej przez B. Jednostką B
w SI jest tesla (skrót T; 1 T=1 V s m2). W
geofizyce częściej uŜywa się mniejszej
Rys. 5.5
Inklinacja I i deklinacja D magnetyczna
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
2
Pole magnetyczne jest wygodnie przedstawić w postaci graficznej za
pomocą linii sił. Linie te są tak rysowane, aby w kaŜdym punkcie były styczne
do wektora pola magnetycznego, a więc i do igły magnetycznej. Tam gdzie linie
są zagęszczone— pole jest silniejsze, gdzie są rzadko rozmieszczone—jest
słabsze.
Pole magnesu sztabkowego i pole ziemskie są w przybliŜeniu polami
dipolowymi. Linie sił takiego pola przedstawia rysunek 5.6. Widać, Ŝe kąt I
rośnie zbliŜając się do biegunów (miejsce gdzie I=90o nazywamy biegunem
magnetycznym zaś oddalając się od nich kąt I maleje aŜ do zera w pobliŜu
równika. Pole magnetyczne Ziemie moŜna przybliŜyć polem magnesu
sztabkowego umieszczonego w pobliŜu środka Ziemi pod kątem około 11o do
osi obrotu. Punkty przebicia powierzchni Ziemi przez przedłuŜenie tego
magnesu nazywamy biegunami geomagnetycznymi
Bieguny magnetyczne i
geomagnetyczne leŜą na tyle
blisko siebie, Ŝe w dalszych
rozwaŜaniach nie będziemy
robili róŜnicy między nimi.
Rys. 5.6
Linie sił dipolowego pola magnetycznego wytwarzanego przez magnes
sztabkowy. Pole magnetyczne Ziemi moŜna przybliŜyć przez takie pole z
dokładnością około 10 %.
5.3 Badania paleomagnetyczne
Część materiału z tego punktu takŜe była omawiana w Wykładzie 3.
Przejdźmy teraz do badań paleomagnetycznych, a właściwie do dryfu
kontynentów badanego metodami paleomagnetycznymi. Jak wiemy, ziemskie
pole magnetyczne zmienia się w czasie. Dla celów badania dryfu korzysta się z
kilku podstawowych załoŜeń.
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
3
• Badając namagnesowanie skał pozwala określić lokalny kierunek pola
magnetycznego w przeszłości (czyli deklinację D i inklinację I pola).
• Ziemskie pole magnetyczne zawsze było (poza okresami gdy następowała
zmiana biegunowości) w przybliŜeniu polem dipolowym o osi dipola
pokrywającym się w przybliŜeniu z osią obrotu Ziemi.
Przy spełnieniu obu warunków z lokalnego kierunku pola moŜna określić
odległość i kierunek połoŜenia bieguna w przeszłości względem danej próbki
skały.
Kierunek pola istniejącego w minionych epokach geologicznych
określamy na podstawie kierunku namagnesowania skał powstałych w danej
epoce.
Dalszym krokiem w badaniach jest określenie połoŜenia bieguna
magnetycznego w przeszłości (tzw. bieguna paleomagnetycznego). Pamiętajmy,
Ŝe w paleomagnetyzmie zakładamy, Ŝe bieguny geomagnetyczne były blisko
biegunów geograficznych. Dla pola ściśle dipolowego inklinacja magnetyczna I
jest związana z odległością kątową od bieguna następującym wzorem (patrz teŜ
rys. 5.7)
tg (I) = 2 ctg(θ)
(5.1)
gdzie θ to odległość kątowa od bieguna (zauwaŜ, Ŝe 90o-θ to szerokość
geograficzna). Znając D moŜemy ustalić kierunek wskazujący biegun północny,
więc I i D pozwalają wyznaczyć połoŜenie bieguna. Najpierw korzystając z I
oraz z wykresu pokazanego na rysunku 5.7 znajdujemy szerokość geograficzną
w przeszłości i obliczamy kąt
θ = 90o- (szerokość geograficzna).
Rys. 5.7 ZaleŜność inklinacji magnetycznej I od szerokości geograficznej.
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
4
Później obliczamy liniową odległość od bieguna. Wynosi ona:
l=RE θ
(5.2)
gdzie θ mierzymy w radianach, natomiast RE = 6370 km to promień Ziemi.
Odległość tę odkładamy z danego punktu P w kierunku określonym przez
deklinację D i otrzymujemy połoŜenie bieguna paleomagnetycznego względem
badanej skały (rys. 5.8).
Rys. 5.8 Określenie połoŜenia
bieguna geomagnetycznego na
podstawie inklinacji i deklinacji
pola magnetycznego
[…]
Tysiące
przebadanych próbek z róŜnych
okresów
pozwoliły
ustalić
zmiany połoŜenia biegunów
geomagnetycznych względem
kaŜdego z kontynentów od
początku ery paleozoicznej do
chwili obecnej. Pokazano to na
rysunku 5.9. Zaznaczono na nim
drogi
przemieszczania
się
bieguna
magnetycznego
określone na podstawie badań
skał z róŜnych miejsc na Ziemi.
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
5
Rys. 5.9
Trasy biegunów paleomagnetycznych względem róŜnych kontynentów.
Literami oznaczono połoŜenie bieguna w danym okresie geologicznym: Pa—
paleozoik, E—kambr, K -- kreda, J—jura, T—trias, M—mezozoik. Według
Cooka, 1973, Physics of the Earth’s planet, Mc Millan, London
Wniosek jest jednoznaczny - kontynenty poruszały się zarówno względem
bieguna, jak i względem siebie. Nie moŜna bowiem jedynie ruchem bieguna
wytłumaczyć, dlaczego badania skał pochodzących z jednego kontynentu
wyznaczają odmienną drogę jego wędrówki niŜ analogiczne wyniki uzyskane ze
skał innego kontynentu. […] NaleŜy tu jednak zaznaczyć, Ŝe błąd przy
określaniu połoŜenia biegunów jest nadal duŜy (rzędu 1000 km, a czasem
ponad).
5.4 Rekonstrukcja dryfu kontynentów
Zajmijmy się teraz zagadnieniem odtworzenia ruchu kontynentów. Nie
jest to problem moŜliwy do jednoznacznego rozwiązania. Na rysunku 5.10
przedstawiono drogę bieguna względem kontynentu (rys. 5.10 A) i dwa z wielu
moŜliwych sposobów przemieszczania się kontynentów (5.10 B i C), które dają
identyczne drogi bieguna.
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
6
Zróbmy prosty model, który pomoŜe zrozumieć to zagadnienie. Na dwóch
kawałkach kalki technicznej lub folii do rzutników (tzw. transparencji)
narysujmy dwa kontynenty, a następnie nałóŜmy te rysunki jeden na drugi
(oczywiście kontury kontynentów nie powinny się pokrywać) i połóŜmy je na
trzecią kartkę z zaznaczonym na niej biegunem. PołoŜenie bieguna przenieśmy
następnie na oba kawałki kalki, a połoŜenie kontynentów na papier. Przesuwając
teraz kontynenty i zaznaczając kaŜde kolejne ich połoŜenie oraz połoŜenie
biegunów, otrzymamy drogi biegunów oraz kontynentów. JeŜeli przez pewien
czas przesuwaliśmy kontynenty nie zmieniając ich połoŜenia względem siebie,
to zauwaŜymy, Ŝe odpowiednie odcinki drogi bieguna są takie same (rys. 5.11).
Mimo, iŜ model ten nie uwzględnia róŜnicy geometrii bryły w stosunku do
płaszczyzny, bryły w stosunku do płaszczyzny, to jednak wnioski są analogiczne
dla obu powierzchni (płaskiej i zakrzywionej). Chcąc więc stwierdzić kiedy
jakieś dwa kontynenty były ze sobą połączone (czy ściślej mówiąc -- kiedy były
względem siebie nieruchome), naleŜy znaleźć pokrywające się odcinki drogi
biegunów.
Rys. 5.10
Wykres ruchu bieguna względem kontynentu (A) oraz dwie moŜliwości ruchu
kontynentu dające przedstawiony ruch bieguna. Przy rysunku (B) załoŜono Ŝe
kontynent nie ulega obrotom. Na rysunku (C) kontynent zarówno obraca się, jak
i porusza ruchem postępowym
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
7
Rys.5.11
Przykładowy schemat ruchu dwóch kontynentów (A). Początkowo kontynenty
dryfują razem (fazy a, b, c), później niezaleŜnie od siebie (fazy d, e, f, g).
Rysunki B i C przedstawiają ruch bieguna widziany z kaŜdego kontynentu. W
okresie ruchu razem (fazy a, b, c) ruch bieguna widziany z obu kontynentów
reprezentowany jest taką samą krzywą
Metoda wydaje się prosta, ale jej zastosowanie napotyka trudności
związane z niedokładnością określenia drogi bieguna. Drogi paleobiegunów są
pasami szerokimi na około 2000 km. Szczegóły ruchu, które pozwoliłyby na
znalezienie podobieństw są w ten sposób „rozmyte”. Proponowane
rekonstrukcje ruchu kontynentów są więc dyskusyjne i wymagają uzasadnienia
innymi metodami. Konieczne jest powoływanie się na argumenty uŜyte juŜ
przez Wegenera i Du Toita: paleoklimatyczne, paleontologiczne lub
geologiczne. Wątpliwości nie dotyczą ostatnich 200 mln lat, poniewaŜ z tych
czasów przetrwały fragmenty dna oceanicznego z liniowymi anomaliami
magnetycznymi pozwalającymi na jednoznaczne odtwarzanie dryfu
kontynentów.
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
8
Podsumowanie danych paleomagnetycznych za okres ostatnich 500 mln
lat przedstawia w uproszczony sposób rysunek 5.12. Obrazuje on, podobnie jak
rysunek 5.9, drogi bieguna względem róŜnych kontynentów, ale juŜ tak
przesunięte, aby moŜliwie dobrze się pokrywały. Wnioski z powyŜszych
rozwaŜań są oczywiste: do syluru istniały dwa kontynenty (są tylko dwie drogi
bieguna). W okresie syluru nastąpiło ich połączenie w jeden superkontynent,
który istniał do początku ery mezozoicznej (a więc Wegener miał rację mówiąc
o Pangei). W mezozoiku nastąpił wreszcie rozpad Pangei na wiele kontynentów.
Rys.5.12
Drogi bieguna względem kontynentów po takim ich zsunięciu, aby ich drogi
pokrywały się na moŜliwie duŜym odcinku. Oznaczenia okresów
geologicznych:
S—sylur,
P
-perm,
M—mezozoik.
Według
M.W. Mc Elhinny’ego, 1973, Pleomagnetism and plate tectonics, Cambridge
University Press, London
Rys.5.13 (kliknij Ŝeby obejrzeć Kolejne fazy dryfu kontynentów w ciągu
ostatnich 750 mln lat. Dryf w okresie ostatnich 180 mln lat jest jednoznacznie
odtworzony. Liczby podają czas w milionach lat od chwili obecnej.
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
9
Na rysunku 5.13 przedstawiono proces dryfu w pełniejszy sposób,
uwzględniający wiele mniejszych kontynentów, które dołączyły do Pangei
jedynie na krótki geologiczny okres. Pokazano starsze kontynenty. Paleozoiczna
Pangea nie była jedynym superkontynentem w historii Ziemi. Badając znacznie
starsze drogi paleobieguna z ery proterozoicznej stwierdzono istnienie
superkontynentu w okresie 2200-800 mln lat temu. Rekonstrukcję tego
superkontynentu przedstawia rysunek 5.14. UłoŜenie kontynentów jest inne niŜ
w Pangei.
[…]
Łączenie się kontynentów w superkontynenty i późniejszy ich rozpad nie jest
prawdopodobnie efektem przypadkowego „błądzenia” kontynentów. Tendencję
do takiego zachowania moŜna wyjaśnić na gruncie konwekcji w płaszczu Ziemi.
Badając rozmieszczenie stref klimatycznych w poprzednich epokach
geologicznych i porównując z badaniami paleomagnetycznymi stwierdzono
ponadto, Ŝe prawdopodobnie bieguny geomagnetyczne zawsze pozostawały w
pobliŜu bieguna geograficznego, czyli Ŝe szerokość geomagnetyczna zawsze
(nie tylko teraz) była bliska szerokości geograficznej.
5.5 Początki teorii tektoniki płyt
W 1953 r. Marie Tharp i Bruce Heezen, korzystając ze szczegółowego
sondowania Atlantyku, odkryli dolinę ryftową przebiegającą wzdłuŜ Grzbietu
Środkowoatlantyckiego. Jak wiemy z Wykladu 1, ryfty istnieją równieŜ na
kontynentach, a najlepiej znanym ich przykładem jest Wschodnioafrykański
System Ryftowy. Powstanie ryftów wiąŜe się na ogół z siłami rozciągającymi.
Heezen po stwierdzeniu, Ŝe utwory tego typu są zjawiskiem powszechnym na
dnie oceanów, doszedł do wniosku, Ŝe świadczy to o rozszerzaniu się naszego
globu. […] Odmienne niŜ Heezen wnioski wyciągnęli dwaj uczeni
amerykańscy: Robert Dietz w 1961 r. oraz - rok później— zasłuŜony dla
oceanografii odkrywca gujotów, Harry H. Hess. Według nich ryfty są wynikiem
prądu konwekcyjnego w płaszczu Ziemi. Podnosząca się z głębi płaszcza
materia rozpływa się na boki wzdłuŜ ryftu, unosząc na sobie płyty litosfery.
Część gorącej materii wciska się w szczelinę między rozsuwającymi się płytami
i zastyga tam, tworząc nowe fragmenty skorupy oceanicznej. W dalszym ciągu
proces ten będziemy nazywać rozrastaniem dna oceanicznego. W
anglojęzycznej literaturze uŜywa się terminu spreading. Termin ten uŜywany
jest teŜ w literaturze polskiej. A więc „strefa spredingu” oznacza strefę
rozrastania się dna oceanicznego. W innym sensie tego słowa w wykładzie nie
uŜywamy. […]
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
10
Rys. 5.15
A—mapa liniowych anomalii
magnetycznych w okolicach
Grzbietu Juan de Fuca (czarne
pole to anomalie dodatnie, białe
– ujemne),
B—profil anomalii wzdłuŜ linii
AB oraz identyfikacja ich wieku
(poniŜej). Według A.D. Raffa i
R.G. Masona, 1961, Bull. Geol.
Soc. Am., vol. 72, str. 1267-1270
oraz F.J. Vine’a, 1968, Nature,
vol. 199, str. 941-947
Liniowe anomalie magnetyczne
(w skrócie l.a.m.) odkryto na
Pacyfiku u wybrzeŜy Kalifornii
w 1961 r. Z pokładu statku
„Pionier” prowadzono pomiary pola magnetycznego, pokrywając nimi gęsto
badany obszar. Na ich podstawie Ronald G. Mason i Arthur Raff wykreślili
izolinie jednakowego natęŜenia pola. Okazało się, iŜ układają się one w
regularne, prawie równoległe pasy na przemian silniejszego i słabszego pola
magnetycznego. Pasy te są często poprzecinane prostopadłymi uskokami i
przesunięte o setki kilometrów wzdłuŜ nich. Przykład liniowych anomalii
magnetycznych przedstawia mapa pokazana na rysunku 5.15.
Hipotezę tłumaczącą powstanie l.a.m. przedstawili w 1963 r. F. Vine i
D. Matthews z Cambridge. Przyjęli oni, zgodnie z sugetiami Hessa i Dietza, Ŝe
w strefie ryftu powstaje nowa skorupa oceaniczna. Oczywiście jest ona
namagnesowana zgodnie z aktualnym kierunkiem pola magnetycznego Ziemi.
Jeśli jednak nastąpi inwersja pola magnetycznego, to powstająca skorupa będzie
magnesować się przeciwnie. Kolejne inwersje dają więc przemiennie (pod
względem kierunku) namagnesowane pasy skorupy (rys. 5.16). Pole
magnetyczne skał skorupy dodaje się do obecnego pola Ziemi (gdy jest ono
zgodne z tym polem) lub odejmuje (jeśli jest przeciwne). W rezultacie
obserwujemy obszary pola silniejszego lub słabszego. A zatem, jak w
łamigłówce, złoŜyły się tu trzy zjawiska: l.a.m., inwersje magnetyczne i
rozrastanie się dna oceanicznego. Jak widać istnienie l.a.m. doskonale zgadza
się z procesem spredingu.
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
11
Rys. 5.16
Powstawanie liniowych anomalii magnetycznych jako wynik rozrastania się dna
oceanicznego
T.T. Wilson w 1965 r. wprowadził pojęcie uskoku transformującego
umoŜliwiającego duŜe przesunięcia płyt litosfery względem siebie. […]
W 1967 roku J. Oliver i B. Isaacks wskazali na strefy rowów
oceanicznych jako na miejsca, gdzie następuje zagłębienie (subdukcja) płyt
litosferycznych w głąb płaszcza.
B. Isaack, J. Oliver i L.R. Sykes rozpatrzyli takŜe sejsmologiczny aspekt
tworzącej się teorii. […]
Dzięki wymienionym powyŜej uczonym oraz wielu innym w ciągu
niecałego dziesięciolecia ukształtowała się teoria nazywana tektoniką płyt (ang.
plate tectonics). Tej nazwy będziemy uŜywali w niniejszym wykładzie.
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
12
5.6 Podstawowe załoŜenia tektoniki płyt
Podstawowe załoŜenia tektoniki płyt moŜna zamknąć w trzech punktach:
• litosfera Ziemi jest podzielona na poruszające się względem siebie niemal
sztywne płyty;
• granicami płyt są strefy rozrostu (na ogół połoŜone na grzbietach
oceanicznych), rowy oceaniczne i uskoki transformujące;
• rozsuwanie się płyt odbywa się w strefach rozrostu, zbliŜanie - w strefie
rowów oceanicznych, w uskokach transformujących zaś następuje
równoległe przesuwanie się płyt względem siebie.
Ideę tektoniki płyt przedstawiono na rysunku 5.17.
Rys. 5.17 Górny rysunek przedstawia ideę tektoniki płyt, dolny—odpowiednie
oznaczenia symboliczne układu płyt pokazanego powyŜej
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
13
Dwie płyty rozdzielone strefą rozrostu A-B rozsuwają się w przeciwnych
kierunkach. Prawa strona po dotarciu do rowu oceanicznego H-F zagina się
(stąd załoŜenie o niemal sztywnych płytach) i zagłębia w płaszcz. Obszar, gdzie
to zagłębienie następuje, będziemy nazywać strefą subdukcji. Najczęściej w
strefie subdukcji występuje rów oceaniczny. W niektórych przypadkach, gdy
dochodzi do zderzenia dwóch kontynentów zagłębienie związane z procesem
subdukcji jest wypełnione lekkimi skałami tworzącymi pasmo górskie (np.
Himalaje). Bardziej skomplikowany obiekt przedstawia lewa płyta. Jej część
równieŜ zagłębia się w płaszcz, natomiast część nasuwa się na płytę zagłębiającą
się z prawej strony. Nieciągłości, które rozdzielają płyty poruszające się
równolegle do siebie (np. EG lub CD na rys. 5.17), nazywamy uskokami
transformującymi (angielskie: transform fault). Na przedłuŜeniu uskoków
transformujących obserwuje się wygasłe (zastygłe) uskoki transformujące.
WzdłuŜ zastygłych uskoków nie następuje wzajemny ruch płyt, są to tylko ślady
po byłym aktywnym uskoku transformującym.
[…]
5.8 Granice płyt
Przyjmowany obecnie przebieg granic głównych płyt litosferycznych wraz z
zaznaczonymi obszarami sejsmicznymi pokazano na rysunku 1.4
[…]
Nietrudno zauwaŜyć, Ŝe granice płyt są związane ze strefami sejsmicznymi. Fakt
ten nie budzi zdziwienia, jako Ŝe w obszarach kontaktu dwóch poruszających się
względem siebie płyt naleŜy się spodziewać aktywności sejsmicznej. Oprócz
obserwacji tej aktywności granice płyt litosfery wyznaczamy na podstawie
morfologii (topografii), rozmieszczenia liniowych anomalii magnetycznych,
aktywności wulkanicznej i innych zjawisk.
Konstruktywne granice płyt, czyli strefy spredingu moŜna wyróŜnić
morfologicznie, jako Ŝe są na ogół połoŜone na grzbietach oceanicznych. Na
grzbietach oceanicznych małych lub średnich prędkościach spredingu znajduje
się dolina ryftowa. DłuŜsze istnienie aktywnej strefy rozrostu na kontynencie nie
jest moŜliwe. W strefie tej powstaje bowiem jedynie skorupa oceaniczna i nawet
jeśli strefa powstanie na kontynencie, to po pewnym czasie doprowadzi do
podziału tego kontynentu. Proces taki doprowadził m.in. do powstania
Atlantyku, a takŜe Zatoki Kalifornijskiej i Zatoki Adeńskiej.
Granice destruktywne płyt, gdzie jedna z płyt zagina się i pogrąŜa w
płaszczu, znajdują się w rowach oceanicznych. Na oceanach towarzyszą im łuki
wysp wulkanicznego pochodzenia. JeŜeli z rowem sąsiaduje kontynent,
obserwujemy łańcuchy górskie. W przypadku zderzenia dwóch kontynentów
nad granicą płyt znajdują się młode góry (np. Himalaje). Procesowi subdukcji
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
14
płyty towarzyszy silna aktywność sejsmiczna. Ogniska wstrząsów występują w
duŜym zakresie głębokości (do 700 km).
Trzeci rodzaj granic płyt litosfery—uskoki transformujące— moŜna łatwo
wyróŜnić na podstawie nieciągłości liniowych anomalii magnetycznych gdy
łączą one strefy spredingu ze sobą. Uskoki transformujące łączące strefy
subdukcji jest znacznie trudniej wyróŜnić tą metodą.
[…]
Spróbujmy krótko scharakteryzować podział przedstawiony na
rysunku 1.4 i w tabeli 5.1. Granice płyt na ogół znajdują się na oceanach, co jak
wyŜej zauwaŜono ma swoje przyczyny. Strefy rozrostu są podzielone na dosyć
krótkie odcinki połączone przez uskoki transformujące tworząc
charakterystyczny „schodkowy” wzór. Strefy subdukcji są zwykle lekko
wygiętymi łukami. Wielkość płyt jest bardzo róŜna. Największa, płyta
pacyficzna ma powierzchnię 35 razy większą od płyty kokosowej, najmniejszej
z płyt wymienionych w tabeli 5.1. Procent powierzchni płyty zajęty przez
kontynenty jest bardzo róŜny. Większość powierzchni płyty eurazjatyckiej
stanowi kontynent, zaś na płycie pacyficznej kontynenty zajmują znikomą część
jej powierzchni. Brak wyraźnych regularności w podziale litosfery Ziemi
świadczy o skomplikowanej naturze czynników odpowiedzialnych za powstanie
i ruch płyt.
Podział przedstawiony na rysunku 1.4 i w tabeli 5.1 nie uwzględnia
wszystkich płyt.[…] W sumie liczba spotykanych w literaturze płyt i mikropłyt
sięga kilkudziesięciu.
5.9 Wybrane argumenty za tektoniką płyt
Niektóre argumenty potwierdzające tektonikę płyt juŜ przedstawiliśmy
omawiając hipotezę dryfu kontynentów, której tektonika płyt jest szczególną
postacią. TakŜe hipoteza Vine’a i Mathewsa dostarczyła bardzo istotnych
argumentów. Podamy teraz inne fakty świadczące na korzyść tektoniki płyt.
Nasuwa się pytanie: czy podział na płyty przedstawiony na rysunku 1.4
dopuszcza (przy załoŜeniu sztywności płyt) ich przemieszczanie się, a więc, czy
tektonika płyt jest wewnętrznie niesprzeczna?
Ruch sztywnych płyt na powierzchni sfery moŜna traktować jako obrót
wokół osi przechodzącej przez środek sfery. Punkty przebicia sfery przez oś
obrotu nazywamy biegunami obrotu lub biegunami eulerowskimi. Jak zauwaŜył
Morgan w 1968 r., uskoki transformujące określające kierunek ruchu płyty
muszą być odcinkami okręgów leŜących w płaszczyznach prostopadłych do osi
obrotu płyty (rys. 5.18). Dotyczy to równieŜ zastygłych uskoków
transformujących.
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
15
Rys. 5.18
Ruch płyty po sferze moŜna przedstawić jako obrót wokół osi przechodzącej
przez środek sfery. Prędkość liniowa punktów płyty zaleŜy od odległości
kątowej θ od bieguna obrotu
[…]
Jakie jeszcze istnieją moŜliwości sprawdzenia słuszności tektoniki płyt?
W strefie rozrostu powstaje nowa skorupa oceaniczna, która następnie oddala
się od grzbietu. Wiek dna oceanicznego i wysp powinien więc być coraz
bardziej zaawansowany w miarę oddalania się od grzbietu. Informacji o wieku
dostarczają badania skamieniałych szczątków roślin i zwierząt w skałach
osadowych. Badania te są zupełnie niezaleŜne od załoŜeń tektoniki płyt.
Przeprowadzono je najpierw na wyspach oceanicznych, a następnie,
(wykorzystując moŜliwość wykonania odwiertów przez statek „Glomar
Challenger”) równieŜ w skałach wydobytych spod dna oceanu. Wyniki w
zupełności potwierdziły, Ŝe wiek wysp i dna Atlantyku jest niemal idealnie
proporcjonalny do odległości od ryftu (rys. 5.19 B).
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
16
Rys. 5.19 B
Wiek osadów leŜących bezpośrednio nad warstwą 2 skorupy oceanicznej, czyli
nad warstwą pochodzenia magmowego, w funkcji odległości od Grzbietu
Środkowoatlantyckiego.
5.9 Prędkość względna płyt
Prędkość płyt litosfery względem siebie moŜna określić róŜnymi sposobami.
Najdokładniejsza metoda jest oparta na wykorzystaniu liniowych anomali
magnetycznych i hipotezy Vine’a i Matthewsa. Hipoteza Vine’a—Matthewsa
okazała się niezwykle owocna. Znając historię inwersji pola magnetycznego
moŜna było obliczyć prędkość rozrastania się dna oceanicznego. Popatrzmy na
fragment mapy l.a.m. (rys. 5.15). NajbliŜsza ryftowi anomalia odpowiada
obecnemu zwrotowi pola. Ostatnia inwersja wystąpiła około 690 000 lat temu, a
więc taki wiek ma skorupa oceaniczna w miejscu A i A’. Obszar A, który
powstał około 690 000 lat temu oddalił się o około 20 km, a więc średnia
prędkość rozrastania się dna w strefie tego ryftu wynosi:
v= l/t= 20 km/690000 lat=2,8 cm/rok
Metoda ta ma największą wartość dla problemów tektoniki płyt. Jest ona dosyć
dokładna (błąd rzędu 0,5 cm/rok), dotyczy średniej prędkości rozrostu w
niewielkim geologicznie przedziale czasowym (ok. 1 mln lat), lecz
wystarczającym, aby w płycie litosfery zdąŜył się ustalić rozkład napręŜeń (czas
na to potrzebny jest rzędu 100 lat). ZauwaŜmy, Ŝe kierunek ruchu płyty (lub
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
17
równowaŜnie połoŜenie bieguna jej obrotu) dokładniej moŜna wyznaczyć na
podstawie kierunku uskoków transformujących. Prędkość otrzymana z l.a.m.
zgadza się z prędkością dryfu kontynentów oszacowaną na podstawie badań
paleomagnetycznych.
[…]
Prędkość płyty pacyficznej względem płyty Nazca, czyli rozrostu na
Wzniesieniu Wschodniopacyficznym, w punkcie na dolnym skraju rysunku 1.1
z Wykładu 1 wynosi 15 cm/rok. Jest to jedna z największych stwierdzonych
prędkości rozrostu dna. Prędkość płyty pacyficznej względem płyty kokosowej
wynosi, przy wejściu do Zatoki Kalifornijskiej tylko 6 cm/rok. Zaś prędkość
względna ruchu płyt Nazca i kokosowej wzdłuŜ Grzbietu Galapagos
(ciągnącego się równoleŜnikowo) wynosi 7 cm/rok.
Bez wątpienia w przyszłości duŜą rolę będą odgrywać obserwacje
geodezyjne. […] Wartość rezultatów otrzymanych tą drogą będzie (dla tektoniki
płyt) rosła w miarę, jak będą one obejmować większy przedział czasowy.
5.11 Absolutny ruch płyt
Obliczenie absolutnego ruchu płyt litosferycznych przeprowadzano
wielokrotnie, przy wykorzystaniu róŜnych metod. Głównym problemem jest
brak właściwego układu odniesienia (więcej o tym w [1] str. 90). Tutaj
omówimy wyniki uzyskane przez Minstera i Jordana w 1978 r. Przyjęli oni za
absolutny układ odniesienia układ związany z plamami gorąca. Wybrano w tym
celu 9 plam gorąca, z których 6 znajduje się na płycie pacyficznej i po jednej na
płytach kokosowej, północnoamerykańskiej i Nazca. […] Wykorzystano w tym
celu dane o względnym ruchu płyt. Obliczone wektory prędkości kątowej płyt
podano w Tabeli 5.1 Wykorzystując te dane moŜna obliczyć prędkość liniową w
danym punkcie płyty (mierzoną w cm/rok).
[…]
Tabela 5.1
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
18
Wektory absolutnej prędkości kątowej dla 11 głównych płyt litosfery. PołoŜenie
bieguna obrotu podają φ szerokość geograficzna, λ długość geograficzną. ω to
prędkość kątowa w stopniach na 1 mln lat, σ odchylenia standardowe
odpowiednich wartości. Według J.B. Minstera i T.H. Jordana, 1978, J.
Geophys. Res., vol. 83, B11, str. 5331-5354.
Jak widać z tabeli 5.1 błędy (mierzone wartością odchylenia standardowego σ)
są duŜe, zwłaszcza dla wolno poruszających się płyt. Mimo tego badania nad
absolutnym ruchem płyt pozwoliły stwierdzić kilka ogólnych cech ruchu.
W szczególności zauwaŜono, Ŝe płyty, których znaczną część zajmują
kontynenty poruszają się wolniej niŜ płyty oceaniczne, co wiąŜe się ze
stawianiem większego oporu przy ruchu litosfery kontynentalnej. Badania
sejsmiczne potwierdziły występowanie pod tarczami kontynentalnymi, na
głębokości do 250 km, obszarów o większej prędkości fal poprzecznych MoŜe
to wskazywać na większą lepkość w tych obszarach, czyli i większy opór
stawiany ruchowi. Jednak przy wystarczająco duŜych siłach płyty kontynentalne
mogą szybko się poruszać, np. z prędkością około 15 cm/rok poruszała się płyta
indyjska względem plam gorąca w okresie od 63 do 48 mln lat temu.
Innym istotnym uogólnieniem było stwierdzenie, Ŝe płyty, których
znaczna część ulega subdukcji w strefie rowów oceanicznych poruszają się z
duŜą prędkością, bliską 8 cm/rok. Forsyth i Uyeda w 1975 r. wysunęli hipotezę,
Ŝe jest to maksymalna prędkość, z jaką moŜe poruszać się subdukująca w
płaszczu płyta litosfery. Nie ulega takŜe wątpliwości, Ŝe zagłębiająca się w
płaszczu część płyty stanowi istotny czynnik poruszający płytę.
Przyjmując róŜne załoŜenia dotyczące sił działających na granicach płyt
Carlson w 1981 r. zaproponował następujący wzór na prędkość absolutną płyty
(w cm/rok):
v=(2,7±0,4)+(5,2±1,9)RP+(13,2±1,6)SP-(4,7 ±0,6)CD
(5.5)
We wzorze RP oznacza długość strefy ryftowej płyty podzieloną przez obwód
płyty. Podobnie SP oznacza długość strefy subdukcji podzieloną przez obwód
płyty. Jak widać, Carlson uwzględnia zarówno siły pchające płytę w strefie
ryftowej, jak i ciągnięcie przez płytę ulegającą subdukcji. Uwzględnia takŜe siłę
oporu tarcia przez wprowadzenie wielkości CD oznaczającej stosunek
powierzchni kontynentalnej części płyty do całości płyty. Ewentualne
napędzanie płyty przez strumień konwekcji działającej od spodu na litosferę jest
wprowadzone przez stały pierwszy składnik wzoru. ZauwaŜmy, Ŝe największy
wkład do napędu płyty dają strefy subdukcji - czynnik stojący przed SP jest
ponad dwukrotnie większy niŜ czynnik przy RP.
© L. Czechowski 1994
© L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 2007-01-28
19
Problemy do zastanowienia przed testem
JeŜeli deklinacja magnetyczna w pewnym miejscu wynosi 5o to czy kompas
magnetyczny pokazuje dokładnie północ geograficzną?
W miarę zbliŜania się do bieguna magnetycznego inklinacja magnetyczna rośnie
czy maleje?
Ziemskie pole magnetyczne rośnie czy maleje w miarę zbliŜania się do bieguna?
Badania paleomagnetyczne pozwalają określić szerokość czy długość
geograficzną w przeszłości?
Czy badania paleomagnetyczne pozwalają określić jednoznacznie dryf
kontynentów?
Jak wyglądają drogi bieguna względem kontynentów nie poruszających się
względem siebie?
Jakie zjawiska wskazują na dryf kontynentów (oprócz badań
paleomagnetycznych)?
Jakie zjawiska i struktury tłumaczy hipoteza Vine-Mathewsa?
Podaj podstawowe załoŜenia tektoniki płyt.
Jak poruszają się
transformującego?
płyty
litosfery
względem
siebie
wzdłuŜ
uskoku
Jaką metodą obliczyli względny ruch płyt Minster i Jordan w 1978 r?
W jakim miejscu prędkość rozrostu dna jest największa i ile wynosi (wg
wykładu)?
Względem czego obliczyli tzw. absolutny ruch płyt Minster i Jordan w 1978 r ?
Czy płyty mające na sobie kontynenty mogą się szybko poruszać?
Czy siły napędzające płyty wg wzoru Carlsona (wzór 5.5) działają od strony
stref subdukcji, stref rozrostu czy od dna płyty litosfery?
Download