cykle pl.pdf

Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 5, 2007

Dlaczego nie sprawdzaj¹ siê cykle geologiczne tektoniki p³yt?

Clifford D. Ollier*, Jan Koziar**

Cykl geologiczny —

zwany równie¿ cyklem

skalnym — polega na

powtarzalnym przetwa-

rzaniu ska³ poprzez wie-

trzenie i erozjê, nastêp-

nie deponowaniu sedy-

mentów, ich kompakcji i

diagenezie, metamorfiz-

mie, granityzacji, przeta-

pianiu i wypiêtrzaniu, po którym nastêpuje ponownie wie-

trzenie, 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 tekto-

niki 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 zna-

lezienia nowego schematu oraz odpowiadaj¹cego mu kon-

tekstu geotektonicznego.

J. Koziar

platform na fundamencie zerodowanych korzeni starszych

gór fa³dowych. Procesy magmowe w geosynklinach (a do-

k³adniej w eugeosynklinach), metamorfizm i fa³dowanie,

prowadzi³y do ich konsolidacji i ³¹czenia siê ze starsz¹

skorup¹ kontynentaln¹ w jedn¹ kratoniczn¹ ca³oœæ. Konty-

nenty 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 juwenil-

nych magm zasadowych i kwaœnych z p³aszcza Ziemi.

Poza tym nie wszystkie ska³y przechodz¹ przez cykl wielo-

krotnie, a niektóre w ogóle nie ulegaj¹ odtwarzaniu. Grani-

ty powstaj¹ce poprzez granityzacjê lub przetopienie starszych

granitów mog¹ byæ w cyklu odtwarzane. Jednak¿e œciête

erozyjnie i przykryte pokryw¹ platformow¹ korzenie star-

szych pasm fa³dowych stawa³y siê sta³ym sk³adnikiem

rosn¹cego kontynentu. Bazalty z kolei, choæ mog¹ byæ ero-

dowane 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.

Po³¹czenie pierwotnej koncepcji cyklu geologicznego

z teori¹ geosynklin i z teori¹ akrecji kontynentów

dop³yw atmosferycznej wody,

tlenu i dwutlenku wêgla

(g³ównie podczas wietrzenia)

W drugiej po³owie XIX wieku odkryto i scharakteryzo-

wano geosynkliny, wprowadzono podzia³ skorupy ziem-

skiej na sial i simê, udokumentowano bazaltowy budulec

skorupy oceanicznej i zjawisko izostazji. Odkrycia te

wykorzystano do sformu³owania teorii akrecji kontynen-

tów (Dana, 1876). Wed³ug tej koncepcji pierwotna skorupa

Ziemi by³a skorup¹ oceaniczn¹. Lokalna dzia³alnoœæ wul-

kaniczna i zwi¹zana z ni¹ dyferencjacja magmy zasadowej

doprowadzi³a do powstania w prekambrze kwaœnych (gra-

nitowych) zal¹¿ków dzisiejszych kontynentów. Dalszy ich

rozwój mia³ siê odbywaæ przez deponowanie erodowanego

z nich materia³u w otaczaj¹cych geosynklinach, jego czê-

œciowy 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

PROCESY EGZOGENICZNE

¯YCIE

materia

organiczna

ska³y ró¿nego typu ods³oniête na powierzchni Ziemi

aktywnoœæ

wulkaniczna

luŸne osady

konsolidacja

osadów (diageneza)

TOPIENIE

metamorfizm

kontaktowy

intruzje magm

zasadowych

PROCESY ENDOGENICZNE

wypiêtrzanie

i intruzje diapirów

granitowych

wznoszenie siê

magm zasadowych

wznoszenie siê gor¹cych emanacji

Ryc. 1. Otwarty cykl geologiczny (wg Holmesa, 1965)

*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

Nale¿y podkreœliæ, ¿e ko³owy schemat Holmesa ilu-

struje jedynie periodycznoœæ procesu, a nie rzeczywisty

transport materia³u skalnego, który przemieszcza siê w przy-

375

C.D. Ollier

Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 5, 2007

kierunek wzrostu kontynentu

oraz na pod³u¿ny (obok poprzecznego) rozrost

grzbietów oceanicznych. Szersze zestawienie

argumentów na rzecz ekspansji Ziemi przedsta-

wiono w pracach Olliera (1981), Cwojdziñskie-

go (2003) i Koziara (2004).

Teoria ekspansji Ziemi ³¹czy w jedn¹ ca³oœæ

rozsuwanie siê kontynentów i zwi¹zany z tym

spreding litosfery oceanicznej oraz ich wew-

nêtrzny, tensyjny rozpad. Co wiêcej, wyjaœnia

stopniowy zanik procesu tworzenia siê geosyn-

klin roz³adowywaniem tensji, g³ównie w base-

nach oceanicznych. Przed górn¹ jur¹ tensja ta

roz³adowywa³a siê wy³¹cznie w obrêbie skoru-

py kontynentalnej, która pokrywa³a wtedy ca³¹

powierzchniê Ziemi (za wyj¹tkiem eugeosynkli-

nalnych ryftów). W póŸniejszym okresie nast¹pi³

stopniowy transfer roz³adowywania siê global-

nej 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 dowo-

dów ekspansji Ziemi podanych przez Careya.

kierunek g³ównego tektonicznego i okruchowego transportu

PREKAMBRYJSKIE

PASMO FA£DOWE

KALEDOÑSKIE

PASMO FA£DOWE

WARYSCYJSKIE

PASMO FA£DOWE

ALPEJSKIE

PASMO FA£DOWE

WSPÓ£CZESNE

GEOSYNKLINY

PRZY KRAWÊDZIACH

KONTYNENTÓW

iniekcje juwenilnego p³aszczowego materia³u (zasadowego i kwaœnego) w geosynkliny

Ryc. 2. Cykloidalny transport materia³u skalnego w otwartym cyklu geologicz-

nym, zgodnie z klasyczn¹ teori¹ konsolidacji kontynentów

bli¿eniu wzd³u¿ cykloidy, w kierunku na zewn¹trz od cen-

trum rosn¹cego kontynentu (ryc. 2).

Problemy z geotektonicznym kontekstem

zmodyfikowanego cyklu geologicznego

Nowy cykl geologiczny okaza³ siê w zasadzie popraw-

ny, lecz w jego geotektonicznym kontekœcie pojawi³y siê

problemy. Dok³adniejsze rozpoznanie struktury wiekowej

kontynentów wykaza³o, ¿e wcale nie maj¹ one tak regular-

nej budowy, jak wynika³o z teorii konsolidacji tych¿e kon-

tynentów. Skorupa kontynentalna jest nieregularnie poprze-

cinana ró¿nowiekowymi strukturami, nie tylko pasmami

fa³dowymi, ale i zamar³ymi geosynklinami (aulakogenami).

Struktura taka œwiadczy o wewnêtrznym rozpadzie konty-

nentów. Teoria Wegenera mog³a ten rozpad wyjaœniæ poprzez

tensjê, tak jak wyjaœnia³a go w wiêkszej skali dylatacyjnym

rozpadem superkontynentu Pangei na oddzielne kontynen-

ty. Proces taki zosta³ zreszt¹ wiele lat póŸniej wykazany w

odniesieniu do geosynklin i tym samym aulakogenów (Gün-

zler-Seifert, 1941; Staub, 1951; Lemoine, 1953; Trümpy,

1957, 1958) oraz rozleg³ych basenów osadowych (McKen-

zie, 1978; Jarvis & McKenzie, 1980).

Borykaj¹c siê z tym problemem na gruncie zwyciêskie-

go fiksycyzmu (stabilizmu) Stille (1944) próbowa³ zmody-

fikowaæ pierwotn¹ teoriê konsolidacji kontynentów,

wprowadzaj¹c do niej proces zapadania siê skorupy konty-

nentalnej, nazwany przez niego „regeneracj¹”. Popad³ przy

tym jednak w sprzecznoœæ z teori¹ izostazji, podobnie jak

przedwegenerowska teoria pomostowa. Co wiêcej, oka-

za³o siê, ¿e w miejscach, gdzie powinny siê znajdowaæ

zapadniête bloki sialu, wystêpuje simatyczne pod³o¿e bazal-

towe. Zaproponowano wiêc kolejny, hipotetyczny proces,

nazwany „bazyfikacj¹” (Bie³ousow, 1960), maj¹cy pole-

gaæ na rozpuszczaniu sialu w simie. Jest on jednak sprzeczny

z prawid³owoœciami fizykochemicznymi i teori¹ dyferencjacji

magm zasadowych w kierunku magm kwaœnych.

Cykl geologiczny w ujêciu tektoniki p³yt litosfery

Wiadomo dzisiaj z ca³¹ pewnoœci¹, ¿e litosfera oce-

aniczna 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. stre-

fach 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 wró-

ciæ 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 p³asz-

czowym (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 cze-

go powstaje magma. Jej czêœæ mo¿e tworzyæ granity, a czêœæ

mo¿e wydobywaæ siê na powierzchniê w procesie wulka-

nizmu 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-oce-

aniczny, który bêdziemy nazywaæ krótko „cyklem konty-

nentalnym”.

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, pre-

zentowanego na ryc. 1, w którym uwzglêdniono proces

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; Hilgen-

berg, 1933). Carey uzasadnia³ tê teoriê w nowy sposób,

wskazuj¹c na rozsuwanie siê kontynentów wokó³ Pacyfi-

ku, co jest równowa¿ne ze wzrostem jego powierzchni,

376

Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 5, 2007

←

Ryc. 3. Cykle tektoniki p³yt

wulkan

pryzma

akrecyjna

zdrapywanie

osady

spreding

na grzbiecie

oceanicznym

bazalt

litosfera

kontynentalna

(kierunek

ruchu p³yty)

(materia³

sztywny)

(materia³

plastyczny)

perydotyt

wytapianie

magmy

granitowej

astenosfera

iniekcja

MORB

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 pier-

wotnym, 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 geo-

synklin, a zak³adana przez tektonikê p³yt subdukcja powin-

na byæ ci¹g³a w zwi¹zku z ci¹g³oœci¹ udowodnionego

procesu spredingu.

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 stwo-

rzenia 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 doma-

gaj¹ 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 izo-

topowy sk³ad helu. Pierwiastek ten wystêpuje pod postaci¹

dwu izotopów: 4 He i 3 He. Izotop 4 He jest produktem radio-

aktywnego rozpadu uranu i toru. Izotop 3 He jest bardziej

tajemniczy, jako ¿e nie znamy mechanizmu jego powsta-

wania 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 sto-

sunku 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

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 najbar-

dziej istotnym procesem dyferencjacji górnego p³aszcza w

czasie geologicznym (Wilson, 1989). MORB, lokalizowa-

ny 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 gra-

nitoidowych batolitów i andezytowych wulkanów, powraca

do grzbietów oceanicznych (ryc. 3). W sposób zadziwiaj¹cy

procesy zwi¹zane z subdukcj¹ oczyszczaj¹ bazalt tak, ¿e

kiedy pojawia siê on ponownie na grzbietach oceanicz-

nych, zawsze stanowi specyficzny typ bazaltu, jakim jest

MORB.

Wbrew znacznej zmiennoœci ska³ kontynentalnych,

powoduj¹cej du¿¹ ró¿norodnoœæ osadów u krawêdzi kon-

tynentów, a tak¿e wbrew komplikacjom zwi¹zanym z

obecnoœci¹ lub brakiem ³uków wysp, rowów oceanicznych

oraz wbrew stromej lub ³agodnej strefie Benioffa, subdu-

kowany i recyklowany w komórce konwekcyjnej materia³

odzyskuje swój sk³ad i w koñcu wy³ania siê w grzbietach

œródoceanicznych znowu jako MORB. Subdukowana p³yta

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 pier-

wotnym helu (R

100 R A ) z niewielkim dodatkiem helu

radiogenicznego. Poniewa¿ tak wysoki stosunek nie mo¿e

byæ wytwarzany w p³ytkich zbiornikach, musi zatem pocho-

dziæ 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

Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 5, 2007

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 czy-

nienia z nowym materia³em o okreœlonych cechach, poja-

wiaj¹cym siê na grzbietach oceanicznych niezgodnie z ide¹

recyklingu.

dot¹d zadowalaj¹cego wyjaœnienia tych problemów.

Jeszcze wczeœniej Le Pichon (1968 — str. 3673) pisa³: Jed-

nakowo¿, je¿eli Ziemia nie ekspanduje, to jaki jest mecha-

nizm 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 geotektonicz-

nego znaczenia. Zatem decyduj¹ce o ruchu p³yt komórki

konwekcyjne powinny siê mieœciæ w w¹skiej warstwie gór-

nego p³aszcza (ryc. 5 — skrajny prawy rysunek). Szero-

koœæ komórki staje siê przez to o wiele wiêksza (od grzbietu

atlantyckiego do krawêdzi Pacyfiku i od grzbietu wschod-

nio-pacyficznego do Wysp Japoñskich) ni¿ jej g³êbokoœæ,

co uniemo¿liwia konwekcjê, nawet gdyby górny p³aszcz

by³ ciecz¹.

Wiek oceanów. We wszystkich oceanach najstarsza

litosfera pochodzi z górnej jury. Za starsz¹ uwa¿a siê jedy-

nie 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 tekto-

nikê p³yt) zosta³y zlikwidowane. Prawdopodobieñstwo tak

precyzyjnej likwidacji jest znikome. Zachodzi zatem podej-

rzenie, ¿e uzasadniamy jedn¹ fikcjê przez drug¹, tj. — ist-

nienie dawnych oceanów przez cykl oceaniczny tektoniki

p³yt, który mia³ je usun¹æ. O wiele proœciej przyj¹æ, ¿e wraz

z juwenilnym MORB, równie¿ obecne oceany s¹ pierwszy-

mi, które pojawi³y siê w historii naszej planety.

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.

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 wiê-

ksze 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; Chu-

dinov, 1998; Koziar, 2003).

litosfera

ASTENOSFERA

MEZOSFERA

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 lito-

sfery. 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). Wtóru-

je mu Le Pichon i wspó³autorzy (1973 — str. 18): Dynami-

ka p³yt i geneza [ich] ruchów nie s¹ dyskutowane. Nie ma

Problemy z cyklem kontynentalnym

Subdukowanie osadów kontynentalnych. Wed³ug tek-

toniki p³yt subdukcja zachodzi wzd³u¿ tzw. aktywnych

(sejsmicznych) krawêdzi kontynentów. S¹ to zachodnie

wypiêtrzenie

ponowne opadanie

kontynent

opadanie

superkontynent

ponowne wypiêtrzenie

Ryc. 5. Globalny schemat komórek konwekcyjnych, tworz¹cych i rozbijaj¹cych superkontynenty (van der Pluijm & Marshak, 1997;

Fig. 14.18)

378

Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 5, 2007

←

Ryc. 6 . Rozmieszczenie pasyw-

nych krawêdzi kontynentów

krawêdzie pasywne

wybrze¿a obu Ameryk oraz ³uki wysp. W pasywnych (asej-

smicznych) krawêdziach kontynentów subdukcja nie jest

zak³adana. Do funkcjonowania p³ytowo-tektonicznego cyklu

kontynentalnego potrzebne jest deponowanie sedymentów

tam, gdzie subdukcja jest zak³adana. Tymczasem domnie-

mana subdukcja a rzeczywista depozycja osadów zachodz¹

w ró¿nych miejscach. Deponowanie sedymentów zachodzi

bowiem g³ównie wzd³u¿ pasywnych krawêdzi kontynen-

tów. Krawêdzie te s¹ trzy razy d³u¿sze od krawêdzi aktyw-

nych (ryc. 6), a prawie wszystkie du¿e rzeki s¹ skierowane

w³aœnie w stronê krawêdzi pasywnych.

Wiêkszoœæ amerykañskich zlewni uchodzi do Atlanty-

ku lub Arktyki, gdzie nie ma aktywnych krawêdzi. Dwie z

najwiêkszych rzek œwiata — Amazonka i Missisipi-Misso-

uri — p³yn¹ w kierunku krawêdzi pasywnych. Potter

(1978) wskazuje, ¿e 25 najwiêkszych delt znajduje siê na

krawêdziach pasywnych. Zatem wiêkszoœæ osadów zmie-

rza 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 Gon-

dwany jej osady s¹ deponowane wokó³ niej bez ¿adnej

mo¿liwoœci do³¹czenia ich do jej sialicznego coko³u. P³yto-

wo-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 krawêdzia-

mi pasywnymi, a jest zlewni¹ kilku potê¿nych rzek. W wie-

lu obszarach osady przybrze¿ne s¹ dobrze rozpoznane,

np. wschodnie wybrze¿e Stanów Zjednoczonych jest roz-

poznane a¿ do kredy, podobnie rozpoznane jest wybrze¿e

Skandynawii. Atlantycka linia zgodnoœci kszta³tów konty-

nentów wykazuje, ¿e pryzmy osadowe s¹ zdeponowane na

krawêdzi kontynentu. Jedynie delta Nigru siêga poza jego

granice.

Przy niektórych kontynentach ryfty utworzone w pierw -

szych 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 kontynental-

nego 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 subduk-

cja 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 ¿ad-

nych wiêkszych Ÿróde³ osadów, tak ¿e ich rola w kontynen-

talnym recyklingu nie mo¿e byæ du¿a.

Za ³ukami wysp znajduj¹ siê baseny za³ukowe. Wychwy-

tuj¹ 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

Plik z chomika:

Inne pliki z tego folderu:

Inne foldery tego chomika: