Już w XVII wieku dokonano pierwszych spostrzeżeń na temat podobieństwa linii brzegowej po obu stronach Oceanu Atlantyckiego (F. Bacon). Stało się to źródłem wielu poglądów na temat powstania Atlantyku. W późniejszych czasach okazało się, że skały występujące po obu stronach tego oceanu powstały w tych samych okresach geologicznych, a także, że istnieje podobieństwo zespołów flory i fauny. Na przełomie XIX i XX wieku Edward Suess opublikował prace, w których twierdził, że kontynenty Antarktyda, Afryka, Australia i Ameryka Południowa stanowiły kiedyś jedną całość, którą nazwał Gondwaną. 

Kolejnym krokiem zmierzającym do współczesnej teorii tektoniki płyt były prace Alfreda L. Wegenera (1880-1930), który stworzył hipotezę zwaną teorią dryfu kontynentów. Analiza linii brzegowej Atlantyku, podobieństwo struktur geologicznych  oraz analiza skamieniałości doprowadziły Wegenera do stwierdzenia, że wszystkie kontynenty pod koniec Paleozoiku były ze sobą połączone tworząc superkontynent Pangeę. Analiza skamieniałości (skamieniałości sprzed 150 mln lat były wszędzie podobne, natomiast młodsze były już na poszczególnych kontynentach różne) pozwoliła na stwierdzenie, że rozpad kontynentów nastąpił właśnie wówczas. Etapy rozpadu Pangei przedstawia rysunek obok. Słabym punktem tej teorii była próba wyjaśnienia przyczyn przemieszczania się kontynentów. Wegener próbował tłumaczyć ten ruch siłami związanymi z ruchem obrotowym Ziemi oraz siłami pływów. Siły te jednak są zbyt słabe i teoria ta poszła w zapomnienie.

Dopiero na początku lat 60-tych XX wieku Harry Hammond Hess przedstawił nową teorię tektoniki płyt litosfery. Podstawą powstania tej teorii były badania przeprowadzone  po drugiej wojnie światowej. Były to dokładne badania dna oceanicznego, które pozwoliły na odkrycie serii grzbietów oceanicznych przecinających równiny abisalne i wznoszące się ponad ich poziom na 2000-3000 metrów. W ich strefie osiowej odkryto strome i głębokie doliny z aktywnym wulkanizmem. Równocześnie wykryto przebiegające wzdłuż wybrzeży lub łańcuchów wysp rowy oceaniczne. Zarówno rowy, jak i grzbiety oceaniczne to obszary aktywne sejsmicznie.

Teoria tektoniki płyt zakłada, że w astenosferze istnieją komórki konwekcyjne z krążącą magmą. Ruch magmy jest wywołany ciepłem docierającym do płaszcza Ziemi z jądra. W miejscu, gdzie dociera strumień ciepła magma podgrzewa się i unosi do góry do granicy litosfery. Tam rozchodzi się na boki, ochładza się i następnie przemieszcza się z powrotem ku jądru. Poruszająca się ku górze magma powoduje "wybrzuszenie" litosfery i jej rozciągnięcie (tensję), a w konsekwencji jej pęknięcie. Wówczas magma (w tym momencie staje się już lawą) wylewa się zewnątrz i zastyga - tworzy się nowa bazaltowa skorupa ziemska. Miejsca, w których następuje pęknięcie litosfery i wylew law nazywamy dolinami ryftowymi (ryftami), a zastygająca lawa buduje grzbiety oceaniczne.Stopniowy rozrost skorupy oceanicznej nazywamy spredingiem. Odbywa się on w tempie 1-24 cm/rok (średnio 6 cm/rok). Poprzecznie do osi ryftów usytuowane są uskoki transformacyjne oddzielające fragmenty płyt przemieszczające się z różnymi prędkościami. Maksymalne przesunięcia wzdłuż tych uskoków przekraczają 600km. Dowodem na rozrost dna oceanicznego w strefie ryftowej jest wiek skał budujących dno oceanu (im dalej od ryftu tym skały są starsze) oraz analiza namagnesowania skał, która wykazuje podobne namagnesowanie skał położonych symetryczne względem doliny ryftowej (patrz rysunek obok).

Odwrotny proces zachodzi w rowach oceanicznych. Tam starsza, chłodniejsza i cięższa skorupa oceaniczna pogrąża się, a dno morskie zagłębia się, aby powtórnie stać się częścią materii płaszcza. Wciąganie litosfery w głąb płaszcza nazywamy subdukcją. W efekcie dna oceaniczne stanowią "pasy transmisyjne" o ruchu wstępującym w osi grzbietu śródoceanicznego i zstępujących w strefie subdukcji. Bloki kontynentalne nie przemieszczają się przez bazaltową skorupę oceaniczną, tylko są biernie przenoszone.

Rys. 3. Model tektoniki płyt litosfery

Współcześnie uważa się, że mechanizm rozchodzenia się płyt jest dużo bardziej skomplikowany. Jako przyczyny ruchu bierze się pod uwagę:

• nacisk wywołany powstawaniem nowych fragmentów litosfery w grzbietach oceanicznych, który sprawia, że płyty rozsuwają się na boki i z czasem pogrążają się w płaszczu
• ruch płyt pogrążających się w astenosferze pociągający za sobą pozostałą część płyty, a tarcie tym wywołane jest przyczyną ruchu w komórce konwekcyjnej, a nie odwrotnie
• kształt Ziemi
• zmiany ciężaru poszczególnych płyt itp.

Współczesna teoria tektoniki płyt zakłada podział litosfery ziemskiej na płyty zbudowane ze skorupy kontynentalnej, oceanicznej lub obu jej typów, wraz z materiałem sztywnego płaszcza (warstwą perydotytową). Granice płyt wyznaczają główne strefy występowania ognisk trzęsień ziemi czyli rowy, grzbiety oceaniczne oraz uskoki transformacyjne. Wyróżniamy siedem wielkich płyt: pacyficzną, euroazjatycką, afrykańską, indoaustralijska, północnoamerykańska, południowoamerykańska oraz antarktyczna. Poza tymi dużymi płytami istnieje jeszcze kilkanaście płyt małych i mikropłyt. Granice płyt, na których dochodzi do spredingu (rozrostu dna oceanicznego) nazywamy granicą dywergentną (akrecyjną), natomiast granica w miejscu, gdzie jedna płyta wsuwa się pod drugą, czyli w strefie subdukcji nazywana jest granicą konwergentną (konsumpcyjną). Granica konserwatywna występuj natomiast w miejscach, gdzie przesunięcie płyt następuje równolegle względem siebie, czyli wzdłuż linii uskoków.

Rys. 4 Płyty litosferyczne

Strefa ryftowa
Jest to strefa, w której dochodzi do pęknięcia skorupy ziemskiej, a następnie jej rozsunięcia. Do powstałej szczeliny (ryftu) od dołu przebija się magma, która zastyga tworząc nową skorupę ziemską. Strefy ryftowe występują głównie na obszarach oceanicznych, ale istnieją także ryftu kontynentalne (to one przyczyniły sie do rozpadu kontynentów w przeszłości). Przykładem współczesnych, aktywnych ryftów kontynentalnych jest system Wielkich Rowów Afrykańskich ciągnący się od rejonu Kanału Mozambickiego po wybrzeże M. Czerwonego. Samo M. Czerwone wypełnia także dolinę ryftową, na tyle obniżoną, że wkroczyło w nią morze. Dolina ta ciągnie się na północ aż do M. Martwego (najgłębszej depresji na Ziemi). Jeżeli proces ten będzie trwał dalej, to w przyszłości wschodnia Afryka stanie się oddzielnym lądem, a M. Czerwone będzie znacznie szersze i połączy się z M. Martwym.
 Hipotezy różnie tłumaczą powstawanie ryftu:

• Subdukcja zachodząca na końcach płyty doprowadza do zmniejszenie grubości i rozciągnięcia litosfery, a powstające naprężenia doprowadzają do pęknięcia płyty i powstania serii uskoków, do których napływa magma
• Magma wznosząca się w komórce konwekcyjnej w astenosferze doprowadza do podgrzania skorupy i wypycha ją do góry.Osłabia to skorupę i doprowadza do powstania  systemów uskoków i zapadnięcia się fragmentów skorupy. Trwający ruch magmy w komórkach konwekcyjnych sprawia, że płyty litosfery odsuwają się od siebie, następuje cienienie skorupy i wzrasta głębokość rowu. Magma stopniowo napływa w szczeliny i poszerza ryft.

Skorupa oceanicza powstająca w dolinach ryftowych jest najprawdopodobniej zbudowana z kilku warstw: na powierzchni znajduje się warstwa skał osadowych (nie musi ona wszędzie występować, zwłaszcza w pobliżu ryftu), pod nią znajduje się warstwa zbudowana z law poduszkowych składających się ze szklistego bazaltu (powstaje w wyniku gwałtownego ochładzania lawy wypływającej na dnie oceanu).Kolejną warstwą jest warstwa pionowych dajek bazaltowych, a spodnią warstwę tworzy zespół gabr, zastygających z magmy znacznie wolniej.

Strefa subdukcji

Subdukcja polega na wciąganiu płyty oceanicznej pod płytę kontynentalną lub inną płytę oceaniczną. Odbywa się to w  miejscach, gdzie występuje w astenosferze prąd komórki konwekcyjnej skierowany ku dołowi. Wówczas cieńsza i lżejsza skorupa oceaniczna jest wciągana w głąb płaszcza Ziemi i tam następuje jej przetopienie.

Jeżeli dochodzi do subdukcji pierwszego typu, tzn. płyta oceaniczna podsuwa się pod płytę kontynen

alną i powoli pogrąża sie w astenosferze (ułatwia to podobne gęstość materii budującej skorupę oceaniczną i astenosferę). Część skał osadowych położonych na skorupie oceanicznej jest fałdowana (powstaje pryzma akrecyjna, czyli zdarte i sfałdowane przez płytę górną (w tym wypadku płytę kontynentalną) osady układające się na czole płyty górnej), a część zagłębia się wraz z płytą  oceaniczną. Jednocześnie skorupa oceaniczna ugina się tworząc rów oceaniczny (rowy te mogą być czasami całkowicie wypełnione osadami np.: pryzmy akrecyjnej). Pogrążająca się w płaszczu płyta stopniowo sie ogrzewa, aż w końcu częściowo się topi (sprzyja temu duża ilość wody, która trafia do astenosfery z osadami oceanicznymi). Powstała w ten sposób magma ma stosunkowo małą gęstość i przemieszcza się ku powierzchni płyty kontynentalnej korzystając przy tym z licznych uskoków powstających podczas trzęsień ziemi (jest to obszar bardzo aktywny sejsmicznie - wzdłuż linii ścierających się płyt występuje strefa coraz głębszych trzęsień ziemi tzn. strefa Benioffa). Prowadzi to do utworzenia się łańcuchów wulkanicznych na wybrzeżu płyty kontynentalnej (przykładem są Andy na zachodnim wybrzeżu Ameryki Południowej). Wulkanizm tam występujący ma charakter dość gwałtowny. Podczas erupcji powstają duże ilości gazów i popiołów.

Subdukcja drugiego typu to podsuwanie się płyty oceanicznej pod drugą płytę oceaniczną, podobnie jak w pierwszym przypadku w miejscu subdukcji płyta wciągana do płaszcza ugina się - powstaje rów oceaniczny, a na brzegu płyty górnej tworzy się szereg podwodnych wulkanów. Wulkany te po osiągnięciu odpowiedniej wysokości wynurzają się ponad poziom wody w oceanie tworząc łańcuch wysp w charakterystycznym kształcie łuku (wyspy te powstają nad miejscem, w którym zanurzająca się płyta osiąga głębokość 100-120 km - w temperaturze tam panującej materia płyty ulega przetopieniu, a powstała magma przemieszcza się ku powierzchni ziemi). Łuk wysp wulkanicznych oddziela od oceanu morze marginalne. Zdarza się czasami, że mniej więcej równolegle do łuku wulkanicznego powstaje drugi łuk zewnętrzny zbudowany z osadów zdartych z zanurzającej się płyty oceanicznej (Pryzmy akrecyjnej). Oczywiście zjawisku subdukcji towarzyszy bardzo aktywna strefa sejsmiczna związana z ogniskami wstrząsów ciągnącymi się wzdłuż linii ścierania się obu płyt oceanicznych (strefa Benioffa).

Trzeci typ subdukcji polega na kolizji dwóch płyt o krawędziach kontynentalnych. Dochodzi do niego w przypadku, gdy w wyniku przeciwstawnego ruchu płyt zanika akwen oceaniczny, a krawędzie skorupy kontynentalnej zbliżają sie do siebie. W wyniku tego ruchu dochodzi do zdzierania i fałdowania osadów złożonych na dnie zanikającego akwenu wodnego (geosynkliny) - powstaje górotwór.

Jest on początkowo przykryty wodami morskimi, ale po wynurzeniu rozpoczyna się jego intensywna erozja - powstaje zwietrzelina zasypująca pozostałą cześć morza. Zwietrzelina opadając na dno zbiornika ulega frakcjonowaniu (najpierw opadają na dno osady największe, a potem coraz drobniejsze) - tworzy się flisz (zespół terygenicznych skał osadowych cechujący się wielokrotną cyklicznością. Klasyczny cykl rozpoczyna zlepieniec, powyżej leży piaskowiec, następnie mułowiec, a najwyżej w profilu iłowiec. Flisz powstaje na skutek schodzenia po skłonie kontynentalnym podwodnych prądów zawiesinowych i osuwisk i segregowania grawitacyjnego ziarn w czasie tego transportu). Dalszy przeciwstawny ruch płyt i zanik zbiornika powoduje sfałdowanie osadów fliszowych - powstają płaszczowiny budujące góry fałdowe. Powstałe w ten sposób góry stanowią "szew" łączący dwie płyty o krawędziach kontynentalnych, a odzielająca je w przeszłości skorupa oceaniczna ulegla całkowitej subdukcji.

GRUPA MEDIA INFORMACYJNE & ADAM NAWARA