Dlaczego nie sprawdzaj¹ siê cykle geologiczne tektoniki p³yt?

Dlaczego nie sprawdzaj¹ siê cykle geologiczne tektoniki p³yt? Clifford D. Ollier*, Jan Koziar** Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 5, 2007 C.D. Ollier J. Koziar Cykl geologiczny zwany równie cyklem skalnym polega na powtarzalnym przetwarzaniu ska³ poprzez wietrzenie i erozjê, nastêpnie deponowaniu sedymentów, ich kompakcji i diagenezie, metamorfizmie, granityzacji, przetapianiu i wypiêtrzaniu, po którym nastêpuje ponownie wietrzenie, erozja, sedymentacja itd. Cykl geologiczny jest podstawow¹ ide¹ w naukach o Ziemi od czasów Huttona, który nie widzia³ ani pocz¹tku ani koñca tego procesu (No vestige of a beginning, no prospect of an end 1788). Wed³ug pierwotnych za³o eñ teorii, cykl geologiczny mia³ obejmowaæ wszystkie typy ska³ i dzia³aæ we wszystkich rejonach kuli ziemskiej. PóŸniej jednak idea cyklu zosta³a zmodyfikowana zgodnie z teori¹ geosynklin i konsolidacji kontynentów, a ostatnio zosta³a dostosowana do teorii tektoniki p³yt litosfery. W zwi¹zku z tym cykl geologiczny zosta³ rozbudowany do dwu cykli: kontynentalnego (a dok³adniej kontynentalno-oceanicznego) i oceanicznego. W niniejszej pracy podjêto zadanie wykazania b³êdnoœci p³ytowo-tektonicznego schematu recyklowania ska³ i znalezienia nowego schematu oraz odpowiadaj¹cego mu kontekstu geotektonicznego. Po³¹czenie pierwotnej koncepcji cyklu geologicznego z teori¹ geosynklin i z teori¹ akrecji kontynentów W drugiej po³owie XIX wieku odkryto i scharakteryzowano geosynkliny, wprowadzono podzia³ skorupy ziemskiej na sial i simê, udokumentowano bazaltowy budulec skorupy oceanicznej i zjawisko izostazji. Odkrycia te wykorzystano do sformu³owania teorii akrecji kontynentów (Dana, 1876). Wed³ug tej koncepcji pierwotna skorupa Ziemi by³a skorup¹ oceaniczn¹. Lokalna dzia³alnoœæ wulkaniczna i zwi¹zana z ni¹ dyferencjacja magmy zasadowej doprowadzi³a do powstania w prekambrze kwaœnych (granitowych) zal¹ ków dzisiejszych kontynentów. Dalszy ich rozwój mia³ siê odbywaæ przez deponowanie erodowanego z nich materia³u w otaczaj¹cych geosynklinach, jego czêœciowy metamorfizm i uzupe³nianie zawartoœci geosynklin przez pochodz¹ce z simy zasadowe i kwaœne magmy. Po przekszta³ceniu geosynklin w wypiêtrzone pasma fa³dowe cykl zaczyna³ siê od nowa. Obszar wypiêtrzony podlega³ intensywnej erozji i zasila³ nowe geosynkliny powstaj¹ce u brzegów tak rozrastaj¹cego siê kontynentu. Czêœæ osadów by³a znoszona do jego wnêtrza, tworz¹c osadowe pokrywy *School of Earth and Geographical Sciences, University of Western Australia, Nedlands, W.A. 600 **Instytut Nauk Geologicznych, Wydzia³ Nauk o Ziemi i Kszta³towania Œrodowiska, Uniwersytet Wroc³awski, pl. M. Borna 9, 50-205 Wroc³aw platform na fundamencie zerodowanych korzeni starszych gór fa³dowych. Procesy magmowe w geosynklinach (a dok³adniej w eugeosynklinach), metamorfizm i fa³dowanie, prowadzi³y do ich konsolidacji i ³¹czenia siê ze starsz¹ skorup¹ kontynentaln¹ w jedn¹ kratoniczn¹ ca³oœæ. Kontynenty zwiêksza³y te swoj¹ objêtoœæ przez wylewy ska³ zasadowych i kwaœnych w obszarach platformowych. Tak zmodyfikowany cykl geologiczny przesta³ byæ cyklem zamkniêtym. Zachodzi w nim dostawa juwenilnych magm zasadowych i kwaœnych z p³aszcza Ziemi. Poza tym nie wszystkie ska³y przechodz¹ przez cykl wielokrotnie, a niektóre w ogóle nie ulegaj¹ odtwarzaniu. Granity powstaj¹ce poprzez granityzacjê lub przetopienie starszych granitów mog¹ byæ w cyklu odtwarzane. Jednak e œciête erozyjnie i przykryte pokryw¹ platformow¹ korzenie starszych pasm fa³dowych stawa³y siê sta³ym sk³adnikiem rosn¹cego kontynentu. Bazalty z kolei, choæ mog¹ byæ erodowane i trafiaæ do basenów geosynklinalnych w postaci materia³u klastycznego, nie mog¹ byæ w nim odtwarzane. Pochodz¹ one zawsze z górnego p³aszcza jako bazalty juwenilne. Ten zmodyfikowany cykl geologiczny, bêd¹cy cyklem w ramach jednokierunkowego, progresywnego (ewolucyjnego) rozwoju kontynentów, jest przedstawiany na wielu schematach, których reprezentantem jest schemat Holmesa (ryc. 1) z jego wiod¹cego podrêcznika geologii fizycznej. ska³y ró nego typu ods³oniête na powierzchni Ziemi aktywnoœæ wulkaniczna intruzje magm zasadowych TOPIENIE metamorfizm kontaktowy wypiêtrzanie i intruzje diapirów granitowych wznoszenie siê magm zasadowych dop³yw atmosferycznej wody, tlenu i dwutlenku wêgla (g³ównie podczas wietrzenia) PROCESY EGZOGENICZNE PROCESY ENDOGENICZNE wznoszenie siê gor¹cych emanacji Ryc. 1. Otwarty cykl geologiczny (wg Holmesa, 1965) YCIE materia organiczna luÿne osady konsolidacja osadów (diageneza) Nale y podkreœliæ, e ko³owy schemat Holmesa ilustruje jedynie periodycznoœæ procesu, a nie rzeczywisty transport materia³u skalnego, który przemieszcza siê w przy- 375

bli eniu wzd³u cykloidy, w kierunku na zewn¹trz od centrum rosn¹cego kontynentu (ryc. 2). Problemy z geotektonicznym kontekstem zmodyfikowanego cyklu geologicznego Nowy cykl geologiczny okaza³ siê w zasadzie poprawny, lecz w jego geotektonicznym kontekœcie pojawi³y siê problemy. Dok³adniejsze rozpoznanie struktury wiekowej kontynentów wykaza³o, e wcale nie maj¹ one tak regularnej budowy, jak wynika³o z teorii konsolidacji tych e kontynentów. Skorupa kontynentalna jest nieregularnie poprzecinana ró nowiekowymi strukturami, nie tylko pasmami fa³dowymi, ale i zamar³ymi geosynklinami (aulakogenami). Struktura taka œwiadczy o wewnêtrznym rozpadzie kontynentów. Teoria Wegenera mog³a ten rozpad wyjaœniæ poprzez tensjê, tak jak wyjaœnia³a go w wiêkszej skali dylatacyjnym rozpadem superkontynentu Pangei na oddzielne kontynenty. Proces taki zosta³ zreszt¹ wiele lat póÿniej wykazany w odniesieniu do geosynklin i tym samym aulakogenów (Günzler-Seifert, 1941; Staub, 1951; Lemoine, 1953; Trümpy, 1957, 1958) oraz rozleg³ych basenów osadowych (McKenzie, 1978; Jarvis & McKenzie, 1980). Borykaj¹c siê z tym problemem na gruncie zwyciêskiego fiksycyzmu (stabilizmu) Stille (1944) próbowa³ zmodyfikowaæ pierwotn¹ teoriê konsolidacji kontynentów, wprowadzaj¹c do niej proces zapadania siê skorupy kontynentalnej, nazwany przez niego regeneracj¹. Popad³ przy tym jednak w sprzecznoœæ z teori¹ izostazji, podobnie jak przedwegenerowska teoria pomostowa. Co wiêcej, okaza³o siê, e w miejscach, gdzie powinny siê znajdowaæ zapadniête bloki sialu, wystêpuje simatyczne pod³o e bazaltowe. Zaproponowano wiêc kolejny, hipotetyczny proces, nazwany bazyfikacj¹ (Bie³ousow, 1960), maj¹cy polegaæ na rozpuszczaniu sialu w simie. Jest on jednak sprzeczny z prawid³owoœciami fizykochemicznymi i teori¹ dyferencjacji magm zasadowych w kierunku magm kwaœnych. Odkrycie rozrostu litosfery oceanicznej i teoria ekspanduj¹cej Ziemi Carey (1958) i Heezen (1960) odkryli proces rozrostu, czyli spredingu litosfery oceanicznej. Obaj autorzy wi¹zali go ze sformu³owan¹ wiele lat wczeœniej teori¹ ekspansji Ziemi (Jarkowski, 1888, 1889; Lindemann, 1927; Hilgenberg, 1933). Carey uzasadnia³ tê teoriê w nowy sposób, wskazuj¹c na rozsuwanie siê kontynentów wokó³ Pacyfiku, co jest równowa ne ze wzrostem jego powierzchni, 376 PREKAMBRYJSKIE PASMO FA DOWE KALEDOÑSKIE PASMO FA DOWE kierunek wzrostu kontynentu kierunek g³ównego tektonicznego i okruchowego transportu WARYSCYJSKIE PASMO FA DOWE ALPEJSKIE PASMO FA DOWE iniekcje juwenilnego p³aszczowego materia³u (zasadowego i kwaœnego) w geosynkliny WSPÓ CZESNE GEOSYNKLINY PRZY KRAWÊDZIACH KONTYNENTÓW Ryc. 2. Cykloidalny transport materia³u skalnego w otwartym cyklu geologicznym, zgodnie z klasyczn¹ teori¹ konsolidacji kontynentów oraz na pod³u ny (obok poprzecznego) rozrost grzbietów oceanicznych. Szersze zestawienie argumentów na rzecz ekspansji Ziemi przedstawiono w pracach Olliera (1981), Cwojdziñskiego (2003) i Koziara (2004). Teoria ekspansji Ziemi ³¹czy w jedn¹ ca³oœæ rozsuwanie siê kontynentów i zwi¹zany z tym spreding litosfery oceanicznej oraz ich wewnêtrzny, tensyjny rozpad. Co wiêcej, wyjaœnia stopniowy zanik procesu tworzenia siê geosynklin roz³adowywaniem tensji, g³ównie w basenach oceanicznych. Przed górn¹ jur¹ tensja ta roz³adowywa³a siê wy³¹cznie w obrêbie skorupy kontynentalnej, która pokrywa³a wtedy ca³¹ powierzchniê Ziemi (za wyj¹tkiem eugeosynklinalnych ryftów). W póÿniejszym okresie nast¹pi³ stopniowy transfer roz³adowywania siê globalnej tensji ze skorupy kontynentalnej do nowo powsta³ych obszarów oceanicznych. Pod koniec lat 1960. proces rozrostu litosfery oceanicznej zosta³ jednak wykorzystany i w³¹czony jako element sk³adowy tektoniki p³yt litosfery, bez podwa enia i dyskusji dowodów ekspansji Ziemi podanych przez Careya. Cykl geologiczny w ujêciu tektoniki p³yt litosfery Wiadomo dzisiaj z ca³¹ pewnoœci¹, e litosfera oceaniczna rozrasta siê w osiach odkrytego przez Careya (1958) i Heezena (1960) spredingu. Odbywa siê to w partiach osiowych grzbietów œródoceanicznych poprzez intruzje bazaltów MORB (Mid-Oceanic Ridge Basalts). Tektonika p³yt, zak³adaj¹ca niezmiennoœæ promienia Ziemi, aby utrzymaæ sta³e rozmiary globu, przyjmuje, e p³yty oceaniczne s¹ podsuwane pod inne p³yty w tzw. strefach subdukcji. Jeden z twórców tektoniki p³yt, Le Pichon (1968), pisa³: je eli Ziemia nie ekspanduje, to musz¹ istnieæ inne granice p³yt, wzd³u których p³yty s¹ skracane lub niszczone (str. 3673). Materia³ oceaniczny musi zatem wróciæ do miejsca spredingu i, wynurzaj¹c siê, zamkn¹æ w ten sposób cykl. Taka wêdrówka materii ma byæ zapewniona poprzez system hipotetycznych pr¹dów konwekcyjnych, które to pr¹dy s¹ traktowane zarazem jako mechanizm napêdowy p³yt litosfery. W ten sposób wprowadzono w tektonice p³yt nowy cykl geologiczny, który jest cyklem oceanicznym (ryc. 3), nazywanym równie cyklem p³aszczowym (Flint & Skinner, 1977). Pierwsz¹ ideê takiego cyklu przedstawi³ Dietz (1961). W trakcie realizacji cyklu oceanicznego kontynent jest erodowany, a osady deponowane w rowach oceanicznych. Czêœæ z nich jest zdrapywana, tworz¹c pryzmê akrecyjn¹, a pozosta³e s¹ transportowane w dó³ razem z subdukowan¹ p³yt¹. Opadaj¹ca p³yta jest czêœciowo topiona, w wyniku czego powstaje magma. Jej czêœæ mo e tworzyæ granity, a czêœæ mo e wydobywaæ siê na powierzchniê w procesie wulkanizmu andezytowego. W ten sposób za pomoc¹ tektoniki p³yt zreinterpretowano klasyczny cykl kontynentalny i po- ³¹czono go z nowo wykreowanym cyklem oceanicznym (ryc. 3). Jest to de facto z³o ony cykl kontynentalno-oceaniczny, który bêdziemy nazywaæ krótko cyklem kontynentalnym. Oba cykle, tworz¹c razem bardzo skomplikowany uk³ad, sta³y siê na powrót cyklami zamkniêtymi. Tylko energia cieplna jest do nich dostarczana z zewn¹trz. Oznacza to regres w stosunku do otwartego cyklu klasycznego, prezentowanego na ryc. 1, w którym uwzglêdniono proces

wulkan litosfera kontynentalna wytapianie magmy granitowej (uplastycznienie) pryzma akrecyjna (subdukcja) wleczenie wsteczne p³yniêcie MORB zdrapywanie osady (kierunek ruchu p³yty) astenosfera bazalt (materia³ sztywny) perydotyt (materia³ plastyczny) litosfera oceaniczna spreding na grzbiecie oceanicznym iniekcja MORB Ryc. 3. Cykle tektoniki p³yt wzrostu skorupy ziemskiej kosztem juwenilnego materia³u p³aszczowego. Warto zwróciæ uwagê, e okrêgi na ryc. 3 odpowiadaj¹ w przybli eniu zak³adanemu tu obiegowi materii, czego nie by³o w cyklach klasycznych zarówno w cyklu pierwotnym, zamkniêtym, jak i zmodyfikowanym, otwartym. Tektonika p³yt odrzuca teoriê geosynklin, z któr¹ jest zwi¹zany klasyczny, otwarty cykl geologiczny i która by³a s³usznie uwa ana (obok cyklu geologicznego) za najwa - niejsz¹, podstawow¹ ideê w tektonice (Kettner, 1956 str. 258). Powodem odrzucenia jest cyklicznoœæ ewolucji geosynklin, a zak³adana przez tektonikê p³yt subdukcja powinna byæ ci¹g³a w zwi¹zku z ci¹g³oœci¹ udowodnionego procesu spredingu. Problemy z cyklem oceanicznym Sk³ad bazaltów oceanicznych (MORB). MORB to toleity oliwinowe z ma³ym zakresem wahañ g³ównych sk³adników, co wskazuje na stabilnoœæ procesów dzia³aj¹cych wzd³u wiêkszoœci osi spredingu. S¹ one najobfitszymi ska³ami eruptywnymi na Ziemi i ich tworzenie jest najbardziej istotnym procesem dyferencjacji górnego p³aszcza w czasie geologicznym (Wilson, 1989). MORB, lokalizowany pierwotnie w grzbietach oceanicznych, okaza³ siê ska³¹ typow¹ dla wszystkich oceanów. W teorii tektoniki p³yt subdukowana p³yta sk³ada siê z bazaltu MORB i trudnej do okreœlenia iloœci osadów o ró nym sk³adzie chemicznym, zale nym od typu kontynentalnych ska³, z których osady te pochodz¹. W cyklu oceanicznym tektoniki p³yt bazalt, po przetopieniu, kontaminacji, dyferencjacji, wytworzeniu granitoidowych batolitówiandezytowychwulkanów, powraca do grzbietów oceanicznych (ryc. 3). W sposób zadziwiaj¹cy procesy zwi¹zane z subdukcj¹ oczyszczaj¹ bazalt tak, e kiedy pojawia siê on ponownie na grzbietach oceanicznych, zawsze stanowi specyficzny typ bazaltu, jakim jest MORB. Wbrew znacznej zmiennoœci ska³ kontynentalnych, powoduj¹cej du ¹ ró norodnoœæ osadów u krawêdzi kontynentów, a tak e wbrew komplikacjom zwi¹zanym z obecnoœci¹ lub brakiem ³uków wysp, rowów oceanicznych oraz wbrew stromej lub ³agodnej strefie Benioffa, subdukowany i recyklowany w komórce konwekcyjnej materia³ odzyskuje swój sk³ad i w koñcu wy³ania siê w grzbietach œródoceanicznych znowu jako MORB. Subdukowana p³yta oceaniczna nie mo e jednak produkowaæ andezytów, a nawet granitów, a nastêpnie powracaæ na grzbiet oceaniczny, zachowuj¹c sk³ad MORB-u. Nasuwa siê zatem wniosek, e bazalt oceaniczny nie jest cyklicznie przetwarzany. Woda i sk³adniki lotne wydzielane przez magmê MORB. Kiedy tworzony jest MORB, powstaje nie tylko ska³a, lecz wydobywaj¹ siê z g³êbi równie takie sk³adniki, jak: woda, hel, dwutlenek wêgla, argon i inne. Ze sta³ego sk³adu MORB i wydobywania siê tych juwenilnych sk³adników wynika tak e juwenilnoœæ samego bazaltu. Jedynie potrzeba stworzenia cyklu oceanicznego na Ziemi o sta³ych rozmiarach prowadzi do wniosku, e MORB jest recyklowany. W strefach spredingu pojawia siê m.in. hel. Jest on bardzo lekki i uchodzi bezpowrotnie w kosmos. Hel nie podlega adnym geologicznym ani biologicznym cyklom. Zawartoœæ helu w atmosferze jest okreœlona jego tempem uwalniania z Ziemi i tempem jego ucieczki z atmosfery. Je eli skorupa oceaniczna ma byæ recyklowana, jak domagaj¹ siê zwolennicy tektoniki p³yt, bazalty MORB przed pojawieniem siê na grzbietach oceanicznych musia³by zaopatrywaæ siê w nowy hel. atwiej przyj¹æ, e zarówno bazalt, jak i hel s¹ juwenilne. Dodatkowym argumentem za takim pogl¹dem jest izotopowy sk³ad helu. Pierwiastek ten wystêpuje pod postaci¹ dwu izotopów: 4 He i 3 He. Izotop 4 He jest produktem radioaktywnego rozpadu uranu i toru. Izotop 3 He jest bardziej tajemniczy, jako e nie znamy mechanizmu jego powstawania na Ziemi. Przyjmuje siê, e jest on pierwiastkiem pierwotnym z czasów formowania siê naszej planety (np. Gold, 1987). Za miarê stosunku 3 H/ 4 He przyjmujemy wielkoœæ tego stosunku w atmosferze ziemskiej, gdzie wynosi ona1:1,4x10 6, oznaczaj¹c j¹ jako R A. Przez R oznaczamy stosunek 3 H/ 4 He w danym miejscu i wyra amy go wielokrotnoœci¹ R A. Dla helu wydobywaj¹cego siê na grzbietach oceanicznych R 8. Stosunek ten jest zaskakuj¹co sta³y, w sytuacji, gdyby oba izotopy mia³y pochodziæ z ró nych Ÿróde³. Jambon (1994) pisze: Ten wysoki stosunek musi byæ odziedziczony po pierwotnym helu (R 100 R A ) z niewielkim dodatkiem helu radiogenicznego. Poniewa tak wysoki stosunek nie mo e byæ wytwarzany w p³ytkich zbiornikach, musi zatem pochodziæ z p³aszcza, wskazuj¹c, e dzisiejszy p³aszcz dot¹d zachowuje pierwotne gazy. Alternatywnie Herndon (2003) dopuszcza, e 3 He jest tworzony przez j¹drowy generator w g³êbi Ziemi. 377

Tak czy inaczej istotne jest to, e wysoka i sta³a wartoœæ 3 He/ 4 He jest zawsze stwierdzana w osiach spredingu. Potwierdza to zatem przypuszczenie, e mamy tu do czynienia z nowym materia³em o okreœlonych cechach, pojawiaj¹cym siê na grzbietach oceanicznych niezgodnie z ide¹ recyklingu. Wiek oceanów. We wszystkich oceanach najstarsza litosfera pochodzi z górnej jury. Za starsz¹ uwa a siê jedynie ofiolity w przedmezozoicznych pasmach fa³dowych. Warto jednak przypomnieæ, e ofiolity nie by³y traktowane przez geologiê klasyczn¹ jako relikty oceanów. Je eliby jednak nawet by³y, to jak wyjaœniæ, e wszystkie starsze od górnej jury obszary oceaniczne (postulowane przez tektonikê p³yt) zosta³y zlikwidowane. Prawdopodobieñstwo tak precyzyjnej likwidacji jest znikome. Zachodzi zatem podejrzenie, e uzasadniamy jedn¹ fikcjê przez drug¹, tj. istnienie dawnych oceanów przez cykl oceaniczny tektoniki p³yt, który mia³ je usun¹æ. O wiele proœciej przyj¹æ, e wraz z juwenilnym MORB, równie obecne oceany s¹ pierwszymi, które pojawi³y siê w historii naszej planety. dot¹d zadowalaj¹cego wyjaœnienia tych problemów. Jeszcze wczeœniej Le Pichon (1968 str. 3673) pisa³: Jednakowo, je eli Ziemia nie ekspanduje, to jaki jest mechanizm powoduj¹cy takie ruchy [p³yt]? Koncepcja pr¹dów konwekcyjnych w p³aszczu Ziemi pozostaje niejasna do dziœ (np. Cwojdziñski, 2004). Wspó³czesne schematy pr¹dów konwekcyjnych nadal s¹ bardzo skomplikowane i niejednoznaczne (np. ryc. 5; wg van der Pluim & Marshak). Liczni autorzy (np. Brown & Muset, 1993; Stuart i in., 2003) uznaj¹ nieci¹g³oœæ sejsmiczn¹ na g³êbokoœci 650 km za nieprzekraczaln¹ barierê dla pr¹dów konwekcyjnych, poni ej której ewentualna konwekcja nie ma geotektonicznego znaczenia. Zatem decyduj¹ce o ruchu p³yt komórki konwekcyjne powinny siê mieœciæ w w¹skiej warstwie górnego p³aszcza (ryc. 5 skrajny prawy rysunek). Szerokoœæ komórki staje siê przez to o wiele wiêksza (od grzbietu atlantyckiego do krawêdzi Pacyfiku i od grzbietu wschodnio-pacyficznego do Wysp Japoñskich) ni jej g³êbokoœæ, co uniemo liwia konwekcjê, nawet gdyby górny p³aszcz by³ ciecz¹. Konwekcja w p³aszczu Ziemi. W teorii tektoniki p³yt materia³ p³aszczowy wraca poni ej p³yty oceanicznej i wynurza siê powtórnie na grzbiecie oceanicznym, tworz¹c komórki konwekcyjne (ryc. 4), które s¹ traktowane jako mechanizm napêdowy p³yt litosfery. litosfera A S T E N O S F E R A M E Z O S F E R A litosfera Ryc. 4. Elementarny schemat pr¹du konwekcyjnego (wg Isaacsa i in., 1968 zmodyfikowany) Powy szy schemat by³ publikowany wiele razy. Nie zwraca siê jednak uwagi na to, e widoczne na nim strza³ki nie tworz¹ zamkniêtej komórki konwekcyjnej. P³yniêcie od grzbietu oceanicznego jest ograniczone do samej litosfery. Ca³a astenosfera bierze udzia³ w ruchu powrotnym. Subdukuj¹ca p³yta siêga poni ej pr¹du wstecznego. W czasach, kiedy koncepcja pr¹dów konwekcyjnych w p³aszczu Ziemi pojawi³a siê po raz pierwszy, by³a raczej niejasn¹ ide¹. Sami twórcy tektoniki p³yt mieli co do niej w¹tpliwoœci. Geneza si³ poruszaj¹cych p³yty jest ze wszech miar niejasna pisa³ McKenzie (1972 str. 323). Wtóruje mu Le Pichon i wspó³autorzy (1973 str. 18): Dynamika p³yt i geneza [ich] ruchów nie s¹ dyskutowane. Nie ma kontynent wypiêtrzenie D³ugoœæ osi spredingu i stref subdukcji. D³ugoœæ osi spredingu jest mniej wiêcej trzy razy wiêksza od d³ugoœci domniemanych stref subdukcji, tym samym, zgodnie z zasadami tektoniki p³yt, produkowane jest trzy razy wiêcej skorupy oceanicznej ni jest konsumowane. Aby utrzymaæ zerowy bilans tworzenia i niszczenia litosfery oceanicznej, tempo dosuwania siê p³yt do rowów oceanicznych powinno byæ o wiele wiêksze ni tempo ich odsuwania siê od grzbietów oceanicznych. Tymczasem, wed³ug tektoniki p³yt, tempo ruchu p³yt miêdzy osi¹ rozrostu a stref¹ konsumpcji musi byæ sta³e. Jednym s³owem tektoniczno-p³ytowy cykl oceaniczny nie dzia³a. Oznacza to, e rozrost litosfery oceanicznej na grzbietach oceanicznych nie jest kompensowany w aktywnych krawêdziach kontynentów. Brak tej kompensacji oznacza brak konwergentnego ruchu w tych e krawêdziach, co mo e byæ wykazywane równie bezpoœrednio (Krebs, 1975; Carey, 1976; Tanner, 1976; Koziar & Jamrozik, 1991; Koziar & Jamrozik, 1994; Chudinov, 1998; Koziar, 2003). Problemy z cyklem kontynentalnym Subdukowanie osadów kontynentalnych. Wed³ug tektoniki p³yt subdukcja zachodzi wzd³u tzw. aktywnych (sejsmicznych) krawêdzi kontynentów. S¹ to zachodnie ponowne opadanie opadanie superkontynent ponowne wypiêtrzenie Ryc. 5. Globalny schemat komórek konwekcyjnych, tworz¹cych i rozbijaj¹cych superkontynenty (van der Pluijm & Marshak, 1997; Fig. 14.18) 378

Ryc. 6. Rozmieszczenie pasywnych krawêdzi kontynentów krawêdzie pasywne wybrze a obu Ameryk oraz ³uki wysp. W pasywnych (asejsmicznych) krawêdziach kontynentów subdukcja nie jest zak³adana. Do funkcjonowania p³ytowo-tektonicznego cyklu kontynentalnego potrzebne jest deponowanie sedymentów tam, gdzie subdukcja jest zak³adana. Tymczasem domniemana subdukcja a rzeczywista depozycja osadów zachodz¹ w ró nych miejscach. Deponowanie sedymentów zachodzi bowiem g³ównie wzd³u pasywnych krawêdzi kontynentów. Krawêdzie te s¹ trzy razy d³u sze od krawêdzi aktywnych (ryc. 6), a prawie wszystkie du e rzeki s¹ skierowane w³aœnie w stronê krawêdzi pasywnych. Wiêkszoœæ amerykañskich zlewni uchodzi do Atlantyku lub Arktyki, gdzie nie ma aktywnych krawêdzi. Dwie z najwiêkszych rzek œwiata Amazonka i Missisipi-Missouri p³yn¹ w kierunku krawêdzi pasywnych. Potter (1978) wskazuje, e 25 najwiêkszych delt znajduje siê na krawêdziach pasywnych. Zatem wiêkszoœæ osadów zmierza do miejsc bêd¹cych poza p³ytowo-tektonicznym cyklem kontynentalnym. Osady te nie mog¹ byæ wiêc recyklowane i przywrócone kontynentom. Od czasu separacji Antarktydy od innych czêœci Gondwany jej osady s¹ deponowane wokó³ niej bez adnej mo liwoœci do³¹czenia ich do jej sialicznego coko³u. P³ytowo-tektoniczne cykle nie dzia³aj¹ tu w ogóle. To samo odnosi siê do Australii, za wyj¹tkiem, byæ mo e, morza Timor-Arafura, i do Afryki, za wyj¹tkiem, byæ mo e, Morza Œródziemnego. Ocean Arktyczny jest otoczony wy³¹cznie krawêdziami pasywnymi, a jest zlewni¹ kilku potê nych rzek. W wielu obszarach osady przybrze ne s¹ dobrze rozpoznane, np. wschodnie wybrze e Stanów Zjednoczonych jest rozpoznane a do kredy, podobnie rozpoznane jest wybrze e Skandynawii. Atlantycka linia zgodnoœci kszta³tów kontynentów wykazuje, e pryzmy osadowe s¹ zdeponowane na krawêdzi kontynentu. Jedynie delta Nigru siêga poza jego granice. Przy niektórych kontynentach ryfty utworzone w pierwszych stadiach fragmentacji Gondwany zachowa³y siê jako baseny solne, jak np. wokó³ Afryki. S¹ one zdeformowane przez tektonikê soln¹, lecz nie zosta³y nasuniête na lub podsuniête pod kontynent, za wyj¹tkiem krótkiego odcinka nasuniêtych, waryscyjskich mauretanidów. Z kolei, niewiele osadów mo e byæ subdukowanych pod aktywne krawêdzie kontynentów bez ³uków wysp. Aktywne krawêdzie kontynentów tego typu s¹ ograniczone do zachodnich wybrze y obu Ameryk. Ich ca³kowita d³ugoœæ jest jednak fa³szyw¹ miar¹ zak³adanej subdukcji. Nie ma bowiem rowów oceanicznych ani strefy Benioffa wzd³u zachodnich wybrze y Ameryki Pó³nocnej (poza Alask¹). G³ównym jednak problemem cyklu kontynentalnego obu Ameryk jest zamkniêcie zlewni g³ównych rzek od zachodu (ryc. 7). Zatem tylko niewielka iloœæ osadów mo e byæ deponowana u zachodnich, aktywnych krawêdzi obu kontynentów. Ryc. 7. Linia wielkiego wododzia³u obu Ameryk Niewiele osadów mo e byæ tak e subdukowanych pod ³uki wysp. uki wysp s¹ g³ównymi strefami, gdzie subdukcja jest zak³adana i tym samym strefami, w których osady powinny byæ przywracane skorupie kontynentalnej. Zewnêtrzna czêœæ wiêkszoœci zachodniopacyficznych ³uków wysp (ryc. 8) mo e odgrywaæ tylko niewielk¹ rolê w recyklingu materia³u kontynentalnego, jako e powinny one subdukowaæ prawie wy³¹cznie litosferê oceaniczn¹ i tylko trywialn¹ iloœæ materia³u znoszonego z samych ³uków wysp (ma to miejsce, je eli subdukcja w ogóle zachodzi). Podobnie jest z ³ukami indonezyjskimi, gdzie nie ma adnych wiêkszych Ÿróde³ osadów, tak e ich rola w kontynentalnym recyklingu nie mo e byæ du a. Za ³ukami wysp znajduj¹ siê baseny za³ukowe. Wychwytuj¹ one wszystkie osady kontynentalne i zapobiegaj¹ ich przedostaniu siê do rowów oceanicznych. Same tylko baseny za³ukowe mog³yby recyklowaæ produkty kontynentalnej erozji i do³¹czaæ je z powrotem do skorupy kontynentalnej. Lecz baseny za³ukowe nie spe³niaj¹ takiej roli nie ma tu bowiem rowów oceanicznych ani stref Benioffa, które mo na by wi¹zaæ z domnieman¹ subdukcj¹. 379

Morze Filipiñskie Ocean Spokojny e pojawianie siê magm kwaœnych jest skutkiem przetapiania subdukowanych sedymentów. Nastêpnie magmy te staj¹ siê dowodem procesu subdukcji, a konkretnie maj¹ dowodziæ jej istnienia w wielu ró nych miejscach skorupy kontynentalnej. Cykl geologiczny na ekspanduj¹cej Ziemi Cykl geologiczny na ekspanduj¹cej Ziemi nie ró ni siê zasadniczo od zmodyfikowanego (otwartego) cyklu klasycznego i tak jak on wi¹ e siê z teori¹ geosynklin. Obie klasyczne koncepcje znajduj¹ tu prosty, dynamiczny kontekst tensyjne rozrywanie litosfery kontynentalnej. Tensja tworzy najpierw negatywn¹ formê zag³êbienia ryftowego, które wype³niane osadami staje siê potencjaln¹ geosynklin¹ (ryc. 9a). Dalsze rozci¹ganie i rozrywanie wywo³uje diapirow¹ reakcjê g³êbokiego pod³o a (ryc. 9b, 10a) i pocz¹tek procesów magmowych i metamorficznych w strukturze, która na mocy definicji staje siê eugeosynklin¹. Przedstawiony ryftowo-diapirowy mechanizm jest dziœ dobrze rozpoznany i udokumentowany (np. Burke, 1980; Latin & White, 1993; Kearey & Vine, 1997). A strefa krucha osady kierunki przypuszczalnej subdukcji Ryc. 8. Rozprzestrzenienie ³uków wysp. Strza³ki pokazuj¹ kierunek przypuszczalnej subdukcji. Strza³ki s¹ tylko schematyczne. Ruch p³yt mo e byæ skoœny, a nawet styczny do ³uku wyspowego, jak w przypadku Aleutów Geneza wulkanizmu andezytowego. Wulkanizm andezytowy aktywnych krawêdzi kontynentów wydaje siê nie wi¹zaæ z przetapianiem subdukowanych osadów pochodzenia kontynentalnego. Niektóre ³uki wysp, jak Kermadeck-Tonga, Mariany, Kuryle i Aleuty, dostarczaj¹ do towarzysz¹cych im rowów niewielkie iloœci osadów, a przy tym same te ³uki nie s¹ zbudowane ze skorupy kontynentalnej. Mimo to wulkanizm tych wysp jest andezytowy. Do aktywnej krawêdzi Ameryki P³n., tzw. Kaskadii, s¹ wprawdzie dostarczane osady kontynentalne, ale krawêdÿ ta nie ma ani rowu oceanicznego, ani strefy Benioffa. Mimo to wulkanizm Kaskadii jest andezytowy. Wulkanizm andezytowy wystêpuje równie na wyspach oceanicznych i w pobli u osi spredingu, gdzie subdukcja produktów kontynentalnej erozji jest niemo liwa. Andezyty znajdujemy na Islandii, trachity wystêpuj¹ na wyspach Tristan da Cunha. Widocznie ska³y te powstaj¹ w wyniku dyferencjacji MORB. Z powy szego wynika, e wulkanizm andezytowy aktywnych krawêdzi kontynentów wi¹ e siê z dyferencjacj¹ magmy bazaltowej, a nie z recyklingiem osadów kontynentalnych, zak³adanym przez tektonikê p³yt w ramach jej cyklu kontynentalno-oceanicznego. Za takim wnioskiem przemawia równie p³aszczowa, dyferencjacyjna geneza granitoidowych batolitów Kordylierów (Brown, 1977; Coleman & Walker, 1992; Barbarin, 1999) zwi¹zanych z aktywn¹ krawêdzi¹ kontynentu Ameryki P³n. Tektoniczno-p³ytowy cykl kontynentalny sta³ siê podstaw¹ ko³a b³êdnego rozumowania. Najpierw zak³ada siê, B strefa krucha strefa ci¹gliwa strefa ci¹gliwa osady diapir Ryc. 9. Rozwój geosynkliny (A) i diapiryzmu górnego p³aszcza (B) jako nastêpstwo rozci¹gania i rozrywania litosfery kontynentalnej G³êbokoœæ obni enia ryftowego i mi¹ szoœæ jego osadowego wype³nienia mo e siêgaæ kilkunastu kilometrów. Diapir doprowadza, z o wiele wiêkszych g³êbokoœci, du e iloœci wody juwenilnej (Klimas & Koziar, 2002) o istotnym znaczeniu dla procesów metamorfizmu i przetapiania serii eugeosynklinalnych oraz dla kszta³towania siê tektoniki serii metamorficznych. Nadciœnienie stowarzyszonej z diapirem wody juwenilnej mo e podnieœæ ciœnienie w dolnej czêœci eugeosynkliny do wartoœci znacznie wy szych od ciœnienia hydrostatycznego nadk³adu. Dalszy rozwój diapiryzmu mo e doprowadziæ do wypiêtrzenia i obna enia dolnych, osiowych czêœci eugeosynkliny. Proces ten, nazwany wspó³czeœnie ekshumacj¹, te jest dobrze rozpoznany i udokumentowany (np. Jolivet i in., 1996; Sosson i in., 1998). Diapirowe wypiêtrzenie utworów eugeosynkliny powoduje transport grawitacyjny na zewn¹trz od osi wypiêtrzenia i tym samym tworzy pasma fa³dowe (ryc. 10b). 380

A miogeosynklina eugeosynklina B pasmo ska³ ultrazasadowych zrêby pd³o a osiowa strefa diapirów, plutonów i migmatytów p³aszczowiny grawitacyjne nowa powierzchnia Moho zwi¹zana z przejœciem rozgrzanego p³aszcza do mniej gêstej fazy skorupa jest rozci¹gana na wszystkich etapach osiowy ruch w górê, po³¹czony ze spredingiem grawitacyjnym powy ej Ryc. 10. Rozwój geosynklin (A) oraz diapiryzmu i fa³dowania grawitacyjnego (B) jako nastêpstwo rozci¹gania i rozrywania litosfery kontynentalnej (wg Careya, 1976) Odgazowanie i kolaps wierzcho³ka diapiru doprowadzaj¹ do powstania zapadliska œródgórskiego. Bardziej szczegó³owe omówienie i dokumentacjê procesu tensyjnego rozwoju pasm fa³dowych przedstawili Carey (1976), Koziar & Jamrozik (1985a i b), Ollier & Pain (2000), Ollier (2003, 2005) i Koziar (2005a i b, 2006). Materia³ skalny w cyklu geologicznym na ekspanduj¹cej Ziemi tak e przemieszcza siê cykloidalnie, lecz bez wyró - nionego w planie kierunku, a kolejne, coraz m³odsze geosynkliny oraz pasma fa³dowe nie musz¹ ze sob¹ s¹siadowaæ i byæ do siebie równoleg³e. Rozrywanie litosfery mo e zachodziæ w ró nych czêœciach kontynentów i mieæ ró ny przebieg. T³umaczy to nieregularn¹, mozaikow¹ budowê skorupy kontynentalnej, któr¹ zbagatelizowa³a klasyczna teoria konsolidacji kontynentów i z któr¹ nie móg³ sobie poradziæ Stille (1944) w swej zmodyfikowanej teorii konsolidacji. W wyniku tensyjnego rozwoju geosynklin i pasm fa³dowych kontynenty zwiêkszaj¹ swoj¹ powierzchniê. Zwiêkszaj¹ j¹ te wyniku rozwoju aulakogenów i rozleg³ych basenów osadowych, których tensyjny rozwój jest dziœ dobrze rozpoznany. Natomiast objêtoœæ kontynentów roœnie w wyniku dop³ywu z p³aszcza juwenilnych magm kwaœnych i zasadowych. Dop³yw ten inicjowany jest zawsze rozci¹ganiem i rozrywaniem litosfery, co mobilizuje magmy poprzez dekompresjê, zapewnia im mo liwoœæ ruchu ku powierzchni Ziemi i tworzy przestrzeñ zajmowan¹ przez intruzywne cia³a magmowe. Klasyczny, nieewolucyjny cykl geologiczny by³ wmontowany w ewolucyjny rozwój kontynentów. Cykl geologiczny na ekspanduj¹cej Ziemi sam podlega ewolucji w sensie swego zanikania w miarê zanikania geosynklin, co wi¹ e siê ze wspomnianym ju transferem roz³adowania globalnego re imu tensyjnego z obszarów kontynentalnych do oceanicznych. Os³abianie re imu tensyjnego w obrêbie kontynentów jest te widoczne w s³abn¹cym rozwoju rozleg³ych basenów osadowych, które s¹ strukturami wiêkszymi i lepiej czytelnymi od geosynklin. W obszarach oceanicznych mamy do czynienia prawie wy³¹cznie z dop³ywem z g³êbi materia³u juwenilnego. Na grzbietach oceanicznych nie realizuje siê aden cykl geologiczny. Wnioski Wykazywana w artykule nierealnoœæ cyklu oceanicznego oznacza powrót do zmodyfikowanego cyklu klasycznego, w którym ca³y ekstruduj¹cy bazalt jest bazaltem juwenilnym. Poza tym, niemo noœæ istnienia tego cyklu wyklucza hipotezê pr¹dów konwekcyjnych w p³aszczu Ziemi i kompensacjê spredingu w miejscach zak³adanych stref subdukcji. Poniewa spreding litosfery oceanicznej jest udowodniony ponad wszelk¹ w¹tpliwoœæ, brak jego kompensacji jest jednoznaczny z ekspansj¹ Ziemi. P³ytowo-tektoniczna wersja cyklu kontynentalnego tak e powinna byæ odrzucona. Wynika to z omówionych problemów tej koncepcji, a poza tym ta wersja cyklu zazêbia siê z drugim nierealnym cyklem tektoniki p³yt z cyklem oceanicznym. Jednak recykling materia³u kontynentalnego jest ewidentny w przesz³oœci geologicznej. Nale y zatem tylko ustaliæ poprawne, geotektoniczne ramy cyklu kontynentalnego. Punktem wyjœcia jest przeanalizowanie na nowo mechanizmu tworzenia siê pasm fa³dowych. Zadanie to zosta³o ju podjête w innych, przytaczanych pracach, daj¹c w efekcie tensyjny rozwój tych pasm, z czego równie 381

wynika ekspansja Ziemi. Skutkiem ubocznym jest powrót do odrzuconej przez tektonikê p³yt teorii geosynklin, których tensyjna geneza zosta³a ju wykazana. Zatem ekspanduj¹ca Ziemia dostarcza nowego, geotektonicznego kontekstu zarówno dla geosynklin, jak i dla klasycznego, otwartego cyklu geologicznego. Literatura BARBARIN B. 1999 A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments types. Lithos, 46: 605 626. BROWN G.C. 1977 Mantle origin of Cordilleran granites. Nature, 265: 21 24. BROWN G.C. & MUSETT A.E. 1993 The Inaccessible Earth. Chapman & Hall. BURKE K. 1980 Intracontinental Rifts and Aulakogens. [In:] Continental Tectonics. National Academy of Science. Washington. CAREY S.W. 1958 The tectonic approach to continental drift. Continental Drift: A Symposium. Geol. Dept. Univ. Tasmania, Hobart: 177 355. CAREY S.W. 1976 The Expanding Earth. Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam Oxford New York. COLEMAN D.S. & WALKER J.D. 1992 Evidence for the Generation of Juvenile Granitic Crust During Continental Extension, Mineral Mountains Batholit, Utah. J. Geophys. Res., 97: 11011 11024. CWOJDZIÑSKI S. 2003 The tectonic structure of continental lithosphere considered in the light of the expanding Earth theory aproposal of a new interpretation of deep seismic data. Polish Geological Institute Special Papers, 9: 5 79. CWOJDZIÑSKI S. 2004 Mantle plumes and dynamics of the Earth interior towards a new model. Prz. Geol., 52: 817 826. FLINT R.F. & SKINNER B.J. 1997 Physical Geology, 2d ed. John Wiley & Sons. GOLD T. 1987 Power from the Earth. Dent, London. GÜNZLER-SEIFERT H. 1941 Persistente Brücke im Jura der Wildhorndecke des Berner Oberlandes. Eclogae Geol. Helv., 34: 164 172. HERNDON J.M. 2003 Nuclear georeactor origin of oceanic basalt, 3 He/ 4 He, evidence, and implications. Proceedings of the National Academy of Sciences USA, 100 (6): 3047 3050. HILGENBERG O.C. 1933 Vom wachsenden Erdball. Giessmann und Bartsch, Berlin Pankow. HOLMES A. 1965 Principles of Physical Geology. Nelson, London. HUTTON J. 1788 The Theory of the Earth, with Proofs and Illustrations, Volume 1. Transactions of the Royal Society of Edinburgh. ISAACS B., OLIVER J. & SYKES L. 1968 Seismicity and the new global tectonics. J. Geophys. Res., 73: 5855 5899. JAMBON A. 1994 Earth degassing and large-scale geochemical cycling of volatile elements, [In:] Carroll M.R. & Holloway J.R., Volatiles in Magmas. Min. Soc. Am. Rev. Miner., 30: 479 517. JARKOWSKI J. 1888 Vsemirnoje tjagotenije kak sledstvije obrazovanija vesomoj materii vnutri nebesnych tel. Wydane przez autora, Moskwa. JARKOWSKI J. 1889 Hypothese cinetique de la gravitation universelle en connexion avec la formation des elements chimiques. Chez l auteur, Moscou. JARVIS G.T. & MCKENZIE D. 1980 Sedimentary basin formation with finite extension rates. Earth Planet. Sci. Lett., 48: 42 52. JOLIVET L., GOFEE B., MONIE P., TRUFERT-LUXEY C. & BONNEAU M. 1996 Detachment in Crete and Exhumation P-T path. Tectonics, 15: 1129 1153. KEAREY P. & VINE F.J. 1996 Global Tectonics. Blackwell Science. KETTNER R. 1956 Všeobecna geologie. I. Stavba zemské kùry. Nakl. Ès. Ved. Praha. KLIMAS K. & KOZIAR J. 2002 Wadsleyit potencjalne oceany wody w strefie przejœciowej p³aszcza Ziemi? Prz. Geol., 50: 594 595. KOZIAR J. & JAMROZIK L. 1985a Tension-gravitation model of the tectogenesis. Proceeding reports of the XIII-th Congress of Carpatho-Balkan Geological Association, Poland Cracov, September 5 10, 1985., Wyd. AGH, Geological Institute: 195 199. KOZIAR J. & JAMROZIK L. 1985b Application of the tension-gravitation model of the tectogenesis to the Carpathian orogen reconstruction. Proceeding reports of the XIII-th Congress of Carpatho-Balkan Geological Association. Poland, Cracow, September 5 10, 1985, Wyd. AGH, Geological Institute: 200 203. KOZIAR J. & JAMROZIK L. 1991 Tensyjno-grawitacyjny model subdukcji. Streszczenia referatów wyg³oszonych w 1990 r. w PTG Oddz. w Poznaniu. Inst. Geol. UAM. KOZIAR J. & JAMROZIK L. 1994 Tension-gravitational model of island arcs. [In:] Selleri F. & Barone M. (red.), Proceedings of the International Conference: Frontiers of Fundamental Physics, Olympia, Greece, September 27 30, 1993; Plenum, New York. KOZIAR J. 2003 Tensional development of active continental margins. Internationales Kolloquim: Erdexpansion eine Theorie auf dem Prüfstand, 24.05 25.05.2003, Ostbayern Schloss Theuern. Technische Universität. KOZIAR J. 2004 Geologia wroc³awska a teoria ekspansji Ziemi. Ochrona Georó norodnoœci, Materia³y Sesji Naukowej z okazji XV Zjazdu SGWUW, Wroc³aw, 18 wrzeœnia 2004. Wyd. ARTES. KOZIAR J. 2005a Tensyjny rozwój orogenów œródl¹dowych. Mechanizm. Referaty, t. XIV, PTG Oddz. w Poznaniu, UAM IG, Poznañ: 131 156. KOZIAR J. 2005b Tensyjny rozwój orogenów œródl¹dowych. Przyk³ady regionalne. Referaty, t. XIV, PTG Oddz. w Poznaniu, UAM IG Poznañ: 157 196. KOZIAR J. 2006 Terrany, czyli geologia w krainie duchów. Referaty, t. XV, PTG Oddz. w Poznaniu, UAM IG Poznañ: 47 98. LATIN D. & WHITE N. 1993 Magmatism in extensional sedimentary basins. Annali di Geofisica, XXXVI, N. 2:123 138. LEMOINE M. 1953 Remarques sur les caracteres et l evolution de la paleographie de la zone brianconnaise au Secondaire et au Tertiare. Bull. Soc. Geol. France, 3: 105 122. LE PICHON X. 1968 Sea-Floor Spreading and Continental Drift, J. Geophys. Res., 12 (73): 3661 3697. LE PICHON X., FRANCHETAU J. & BONIN J. 1973 Plate Tectonics. Developments in geotectonics 6. Elsevier Scient. Publ. Co. LINDEMAN B. 1927 Kettengebirge Kontinentale Zerspaltung und Erdexpansion. Verlag von Gustav Fischer, Jena. MCKENZIE D. 1972 Plate tectonics. [In:] E.C. Robertson (ed.), The Nature of the Solid Earth. McGraw-Hill, New York. MCKENZIE D. 1978 Some remarks on the development of sedimentary basins. Earth Planet. Sci. Lett., 40: 25 32. OLLIER C.D. 1981 Tectonics and Landforms (2 nd. Ed.). Longman, London. T³um. polskie: Tektonika a formy krajobrazu. Wyd. Geol., Warszawa, 1987. OLLIER C.D. & PAIN C.F. 2000 The Origin of Mountains. Routledge, London. OLLIER C.D. 2003 The origin of mountains on an expanding Earth and other hypotheses. [In:] Scalera G. & Jacob K-H. (ed.), Why expanding Earth? INGV Publisher, Roma. OLLIER C.D. 2005 Mountain building and orogeny on an expanding Earth. Boll. Soc. Geol. It., Volume Speciale, 5: 169 176. POTTER P.E. 1978 Significance and origin of big rivers. J. Geol., 86: 13 33. SOSSON M., MARILLON A.C., BOURGOIS J., FERAND G., POUPEAU G. & SAINT-MARC P. 1998 Late exhumation stages of the Alpujarvide Complex (western Betic Cordilleras, Spain): new thermochronological and structural data on Los reales and Ojen nappes. Tectonophysics, 285: 253 273. STAUB R. 1951 Über die Beziehungen zwischen Alpen und Apennin und die Gestaltung der alpinen Leitlinien Europas. Eclogae Geol. Helv., 44: 29 130. STILLE H. 1944 Geotektonische Gliederung der Erdgeschichte. Berlin. STRAHLER A.N. 1963 The Earth Sciences. Harper and Row, New York. STUART F.M., LASS-EVANS S., FITTON J.G. & ELLAM R.M. 2003 High 3 He/ 4 He ratios in picritic basalts from Baffin Island and the role of a mixed reservoir in mantle plumes. Nature, 424: 57 59. TARLING D.H. 1978 Evolution of the Earth s Crust. Academic Press, London. TRÜMPY R. 1958 Remarks on the preorogenic history of the Alps. Geol. Mijnbouw, 20: 340 352. TRÜMPY R. 1960 Der Werdegang der Geosynclinale. Geol. Rundschau, 50: 4 7. VAN DER PLUIJM B.A. & MARSHAK S. 1997 Earth Structure. WCB/McGraw-Hill. WEGENER A. 1912 The Origin of Continents and Oceans. English translation 1924. Methuen, London. WILSON M. 1989 Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman, London. Praca wp³ynê³a do redakcji 01.09.2006 r. Akceptowano do druku 18.12.2006 r. 382