Zewnętrzna powłoka Ziemi – litosfera – stanowi w istocie zbiór olbrzymich płyt, które choć wydają się nieruchome – cały czas się przemieszczają. Dowodami tego ruchu są min. wielki góry, ale też trzęsienia ziemi czy wulkany.

Spis tematów (kliknij, aby przejść do wyboru tematów)


Wnętrze Ziemi

III Tektonika płyt litosfery

1. Dryf kontynentów

Teoria tektoniki płyt litosfery – to obecnie powszechnie uznawane wytłumaczenie dla faktu istnienia zróżnicowania rzeźby terenu oraz obserwowanego ruchu kontynentów. Teoria zakłada, że cała litosfera nie jest jednolitą warstwą (choć być może była nią pierwotnie), ale jest ona podzielona na co najmniej kilkanaście większych i mniejszych fragmentów (płyt). Litosfera jest chłodna i tym samym sztywna, z kolei zalegająca pod nią astenosfera – ciepła i plastyczna. Dzięki temu możliwe jest “ślizganie” się płyt tektonicznych po powierzchni astenosfery. Cały ten ruch wywoływany jest przez prądy konwekcyjne magmy w górnej części płaszcza ziemskiego (w tym w astenosferze), które docierając do powierzchni litosfery rozchodzą się w przeciwnych kierunkach, wymuszając ruch płyt tektonicznych. Zjawisko przemieszczania się wielkich obszarów ziemi nosi nazwę dryfu kontynentów.

Konwekcja we wnętrzu Ziemi

Źródło: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/3/3a/Oceanic_spreading_pl.svg/1920px-Oceanic_spreading_pl.svg.png

2. Ruch płyt tektonicznych 

Płyty tektoniczne dzielą się na oceaniczne – cieńsze, ale gęstsze i głębiej położone oraz płyty kontynentalne – grubsze, ale mniej gęste, bardziej wyniesione. Wyróżnia się kilka dużych płyt kontynentalnych i oceanicznych – nazwanych od lądów lub oceanów, które je pokrywają oraz wiele mniejszych płyt miedzy nimi.

Uproszczony model płyt tektonicznych

Źródło: Własna edycja na podstawie: https://static.epodreczniki.pl/portal/f/res-minimized/R1b9hUizcQk1R/14/vA9OE5MPorE0K4fnR6ZGCyqNGGXo75To.png

Zasadniczo większość płyt pokrywa się z granicami kontynentów, niektóre mniejsze płyty obejmują ich fragmenty.

Płyty tektoniczne znajdują się w ciągłym ruchu, którego prędkość jest mała – i wynosi od kilku do kilkunastu centymetrów rocznie (w niektórych przypadkach jeszcze mniej). Ruch ten jest więc przez nas niezauważany w perspektywie naszego życia, ale w perspektywie setek tysięcy lat, pozwala kontynentom pokonywać olbrzymie odległości, mierzone w tysiącach kilometrów.

Schemat spreadingu i subdukcji

Źródło: https://static.epodreczniki.pl/portal/f/res-minimized/R1NlVh5UREtwt/3/960/23fWCqBCRfqbgccwlFzJZtCEijkcnmfF.png z własnymi korektami.

Miejsca, w których prądy konwekcyjne uderzają od spodu w litosferę, dochodzi do rozchodzenia się płyt litosfery – ruchu rozbieżnego, zwanego też dywergentnym. W miejscu rozchodzenia się – co zachodzi prawie wyłącznie w skorupie oceanicznej – powstają wąskie, długie i głębokie pęknięcia zwane ryftami (lub dolinami ryftowymi). W miejscach tych powstają nowe fragmenty litosfery, które są efektem stygnięcia wynurzającej się z wnętrza Ziemi magmy (bazaltowej). Proces ten (przyrastania dna oceanicznego) nosi w geologii nazwę spreadingu, a miejsca w których zachodzi – strefami spreadingu. Dodatkowym skutkiem dalszego narastania dna, są powstające po obu stronach ryftu – grzbiety śródoceaniczne. Wyjątkowe sytuacje – powstawania ryftów w skorupie kontynentalnej, prowadzi do ich pękania. Najbardziej znanym przykładem jest dolina ryftowa we wschodniej Afryce, gdzie płyta Afrykańska pęka i dzieli się na nubijską (zachodnia część) i somalijską (wschodnia część).

Płyty rozchodzące się w jednych miejscach, muszą napotkać inne płyty w drugich. Miejsca te nazywamy strefami subdukcji, a proces podsuwania się jednej płyty pod drugą – subdukcją. Jest to wynik wsuwania się (a więc ruchu konwergentnego) płyt tektonicznych – oceanicznej pod kontynentalną. Najczęściej płyta oceaniczna zapada się pod płytę kontynentalną, choć także dwie płyty oceaniczne mogą doświadczyć kolizji – wtedy jedna z nich również zapadnie się pod drugą. Miejsca, w których dochodzi do zanurzania płyty wgłąb płaszcza ziemskiego – ta część materii jest niszczona, a powstałe wąskie i głębokie obniżenie nosi nazwę rowu tektonicznego. Część osadów płyty kontynentalnej jest z kolei wynoszona i fałdowana. Subdukcja nie zachodzi w przypadku zderzenia dwóch płyt kontynentalnych, gdzie – w strefie kolizji zachodzi jedynie  bardziej wzmożone fałdowanie. W wyniku kolizji płyt tektonicznych powstają góry fałdowe.

Wiek dna oceanicznego – jeden z dowodów spreadingu

Źródło: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/c/cc/2008_age_of_ocean_plates.png/1920px-2008_age_of_ocean_plates.png

Oprócz rozchodzenia się oraz zderzania, płyty mogą się też względem siebie przesuwać równolegle – wędrując w przeciwnych kierunkach, z zachowaniem powierzchni styczności. Dochodzi wtedy do powstania uskoków transformujących – czyli widocznych pęknięć powierzchni Ziemi, na granicy stycznych płyt. Najbardziej znanym na świecie przykładem takiego ruchu jest Uskok San Andreas na granicy płyt: pacyficznej i północnoamerykańskiej.

Uskok San Andreas

Źródło: https://static.polityka.pl/_resource/res/path/ea/b7/eab7df70-917c-493f-b75f-ab433df266f7

Na styku płyt litosfery mogą wytworzyć się 3 rodzaje granicy:

  • Zbieżna (konwergentna) – występuje gdy płyta oceaniczna naciera na płytę kontynentalną lub oceaniczną, albo gdy dwie płyty kontynentalne zderzają się ze sobą.
  • Rozbieżna (dywergentna) – występuje w miejscu oddalania się od siebie dwóch płyt oceanicznych lub dwóch płyt kontynentalnych
  • Przesuwcza (transformacyjna) – występuje w miejscu równoległego ruchu dwóch płyt tektonicznych dowolnego typu.

Rodzaje granic płyt tektonicznych i tempo przemieszczania się

Źródło: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/b/b4/Plate_tectonics_map.gif


Do skutków ruchu płyt tektonicznych należą:

  • Trzęsienia ziemi i wywołane nimi Tsunami
  • Zjawiska wulkaniczne
  • Powstawanie gór fałdowych i rowów tektonicznych
  • W wieloletniej perspektywie – zmiana położenia kontynentów