Wykład 5: Dryf kontynentów i tektonika płyt (skrócona wersja wykładu) \

Transkrypt

1 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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. Rys. 5.5 Inklinacja I i deklinacja D magnetyczna 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 m 2 ). W geofizyce częściej uŝywa się mniejszej

2 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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=90 o 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 11 o 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.

3 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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 90 o -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 = 90 o - (szerokość geograficzna). Rys. 5.7 ZaleŜność inklinacji magnetycznej I od szerokości geograficznej.

4 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf Później obliczamy liniową odległość od bieguna. Wynosi ona: l=r E θ (5.2) gdzie θ mierzymy w radianach, natomiast R E = 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.

5 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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 A) i dwa z wielu moŝliwych sposobów przemieszczania się kontynentów (5.10 B i C), które dają identyczne drogi bieguna.

6 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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 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

7 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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.

8 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf Podsumowanie danych paleomagnetycznych za okres ostatnich 500 mln lat przedstawia w uproszczony sposób rysunek 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.

9 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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 mln lat temu. Rekonstrukcję tego superkontynentu przedstawia rysunek 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. [ ]

10 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf Rys 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 oraz F.J. Vine a, 1968, Nature, vol. 199, str 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 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.

11 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf Rys 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.

12 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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 Rys Górny rysunek przedstawia ideę tektoniki płyt, dolny odpowiednie oznaczenia symboliczne układu płyt pokazanego powyŝej

13 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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

14 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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.

15 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf Rys 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 B).

16 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf Rys 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 lat temu, a więc taki wiek ma skorupa oceaniczna w miejscu A i A. Obszar A, który powstał około 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/ 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

17 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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 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

18 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf 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 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

19 L. Czechowski wyklad05_1pdf.rtf Problemy do zastanowienia przed testem JeŜeli deklinacja magnetyczna w pewnym miejscu wynosi 5 o 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 płyty litosfery względem siebie wzdłuŝ uskoku transformującego? 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?