W stadium embrionalnym ( Rys. 1A) dochodzi do rozwoju nowej strefy ryftowej, która może się tworzyć na terenach kontynentalnych (zob. Granice dywergentne oraz Geneza ryftu ), [3], [4], [5]. Stadium to rozpoczyna się zwykle rozwojem tzw. kopuły lub wału termicznego, ciągnącego się niekiedy tysiącami kilometrów, przy szerokości dochodzącej do kilkuset kilometrów. Powstaje ono w rezultacie oddziaływania na skorupę kontynentalną lub oceaniczną gorącego, wstępującego prądu konwekcyjnego (zob. Ciepło Ziemi ). Gorąca materia astenosfery wdziera się ku coraz wyższym częściom litosfery, powodując jej nadtopienie i wydźwignięcie. Jednocześnie górna część litosfery, na którą oddziałuje mniejsze ciśnienie, zachowuje się jak ciało kruche i pęka wzdłuż licznych linii uskokowych. W tej fazie, w szczytowej części wypiętrzanego wału, tworzą się systemy głębokich i dość szybko obniżających się rowów tektonicznych. Osiągają one z reguły 30-60 km szerokości i około 5000 m głębokości. Wzdłuż szczelin uskokowych rozwijają się także intruzje magmowe oraz wylewy law wulkanicznych. W dnach rowów gromadzą się natomiast sekwencje osadów jeziornorzecznych i bagiennych. Ich krawędzie mają z reguły charakter uskokowy. Serią stopni ograniczonych uskokami zrzutowymi obniżają się w kierunku centrum ryftu. Na poszczególnych stopniach spotyka się często sekwencje osadów lądowych, przewarstwionych nierzadko pokrywami wulkanicznymi. Dopiero na takich utworach spoczywają niezgodnie najstarsze serie osadów morskich o charakterze szelfowym.
W stadium młodocianym ( Rys. 1B), w wyniku poziomego rozciągania litosfery, rozwija się z czasem strefa rozrostu dna oceanicznego (zob. Architektura i procesy strefy rozrostu oceanicznego ), charakteryzująca się często wyraźną symetrią. W osiowej części tej strefy, o szerokości dochodzącej do kilku kilometrów, rozwijają się intensywnie procesy podmorskiego wulkanizmu (zob. Rozmieszczenie wulkanów ). To właśnie tutaj powstaje nowa skorupa oceaniczna (zob. Skorupa oceaniczna ), która jest znacznie cieńsza od skorupy kontynentalnej (zob. Skorupa kontynentalna ), lecz charakteryzuje się wyższą gęstością. W tej fazie rozwoju młody ocean jest stosunkowo płytki, jego największe głębokości występują w części osiowej. W całej strefie rozrostu notuje się także dość liczne, lecz zwykłe słabe, trzęsienia ziemi (zob. Związek trzęsień ziemi z tektoniką płyt ), których centra znajdują się na głębokościach nie przekraczających 70 km.
W stadium dojrzałym ( Rys. 1C) ocean rozrasta się, powstają równie abysalne, sięgające głębokości około 3000 – 6000 km. W wielu miejscach ponad nie sterczą podwodne góry z charakterystycznymi, płaskimi wierzchołkami. Są to tzw. gujoty, czyli dawne wyspy wulkaniczne, które pogrążyły się pod wodę wraz z obniżającym się dnem oceanicznym (zob. Pióropusze płaszcza i plamy gorąca ). Na krawędziach pasywnych tworzą się serie osadowe o dużej miąższości.
W stadium schyłkowym ( Rys. 1D) może jeszcze funkcjonować strefa rozrostu dna oceanicznego, ale jednocześnie na obrzeżach oceanu wykształcają się strefy subdukcji, w których litosfera oceaniczna jest podsuwana pod skorupę kontynentalną (zob. Procesy strefy subdukcji ). Podobnie jak na dzisiejszym Pacyfiku, strefy subdukcji mogą bezpośrednio towarzyszyć wybrzeżom kontynentalnym lub przylegać do łuków wyspowych (zob. Architektura strefy subdukcji ). W wokółoceanicznych strefach subdukcji pochłaniana jest bazaltowa skorupa oceaniczna, często wraz z pokrywającymi ją osadami. Tempo procesu pochłaniania litosfery, w konfrontacji z prędkością narastania w nowej strefie rozrostu dna, decyduje o dalszym rozwoju basenu oceanicznego.
Stadium reliktowe ( Rys. 1E) zaznacza się dopiero wówczas, kiedy proces tworzenia nowej litosfery w strefach rozrostu nie nadąża za tempem jej pochłaniania w strefach subdukcji i następuje stopniowe zwężanie się i zanik oceanu. Z czasem w takim basenie strefa rozrostu dna oceanicznego zupełnie zanika, a pozostają jedynie mniej lub bardziej izolowane zbiorniki mórz śródlądowych, charakteryzujące się dość znacznymi głębokościami.
W ostatniej, kolizyjnej fazie rozwoju oceanu ( Rys. 1F), następuje zupełny zanik zbiornika w wyniku kolizji płyt litosfery (zob. Orogeny kolizyjne ). W samej kolizji formuje się pasmo górskie (pas orogeniczny) (zob. Orogeneza i epejrogeneza - definicje podstawowe ). Szczególnie intensywnie działają tutaj procesy dźwigania młodego górotworu względem przedpola, w obrębie którego rozwijają się zwykle rowy przedgórskie. Gromadzą się w nich produkty niszczenia wypiętrzanych gór, a w konsekwencji pojawiają się obniżające ruchy izostatyczne.

Przykład 1: Przykłady faz stadium Wilsona we współczesnym układzie geotektonicznym

Przykładem obszaru stadium embrionalnego są Wielkie Rowy Afrykańskie.
Wzorcowe dla obszaru stadium młodocianego jest Morze Czerwone.
Oceany Atlantycki, Arktyczny i Indyjski reprezentują stadium dojrzałe.
Ocean Spokojny odpowiada stadium schyłkowemu.
Morze Śródziemne reprezentuje stadium reliktowe.
Przykładem obszaru kolizyjnego są Himalaje.

Przykład 2: Powstanie orogenu himalajskiego

Rys. 2 przedstawia w sposób schematyczny ciąg wydarzeń prowadzących do powstania orogenu himalajskiego [6], [7], [8], [9], [10], [11]. Można tu wyróżnić stadia górotwórcze:

przedorogeniczne,
orogeniczne,
postorogeniczne.

Stadium górotwórcze przedorogeniczne obejmuje okres przed główną kolizją kontynentalną Indii i Eurazji, a więc okres od jury, ok. 160 mln lat temu po eocen, ok. 50 mln lat temu. Pod koniec jury, ok. 135 mln lat temu, nastąpiła kolizja bloku Lhasy z blokiem Qiangtang, będącym częścią Eurazji. W kredzie, ok. 145 do 66 mln lat temu, istniała subdukcja Oceanu Tetydy pod blokiem Lhasy, reprezentującym zewnętrzną krawędź Eurazji. Miała tu miejsce orogeneza bezkolizyjna (zob. Orogeny bezkolizyjne ). W eocenie, ok. 50 mln lat temu, rozpoczyna się kolizja Indii z blokiem Lhasy, a więc właściwy etap orogeniczny. Następuje oderwanie się litosfery oceanicznej Oceanu Tetydy i podsuwanie się litosfery kontynentalnej Indii pod Eurazję (zob. Orogeny kolizyjne ). W wyniku pogrubienia skorupy i izostazji następuje wypiętrzanie orogenu i ekshumacja, czyli wyniesienie na powierzchnię Ziemi skał z dużej głębokości. W stadium postorogenicznym w holocenie ma miejsce dalsze wypiętrzanie orogenu, a jednocześnie jego erozja i gromadzenie się na przedgórzu skał z tej erozji pochodzących.

Rysunek 2: Schematyczne (bez skali) profile tektoniki płyt obrazujące ewolucję obszaru wokół Himalajów.

Bibliografia

1. J. T. Wilson: Did the Atlantic Close and then Re-Open?, Nature 1966, Vol. 211 (5050), pp. 676-681.
2. K. Burke, J. F. Dewey: The Wilson Cycle. Geological Society of America, Northeastern Section, 10th Annual Meeting, Syracuse, NY, Abstracts with Programs, Boulder, CO, p. 48.
3. I. B. Ramberg, E. R. Neumann (Eds.): Tectonics and Geophysics of Continental Rifts, Springer, Dordrecht 1978.
4. P. Kearey, F. J. Vine: Global Tectonics, Blackwell Science, Oxford, London, Edinburgh, Boston, Melbourne 1990.
5. L. Czechowski: Tektonika płyt i konwekcja w płaszczu Ziemi, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 1994.
6. J. F. Dewey, J. M. Bird: Mountain belts and the new global tectonics, Journal of Geophysical Research 1970, Vol. 75, pp. 2625-2647.
7. J. Golonka: Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic, Tectonophysics 2004, Vol. 381, pp. 235-273.
8. M. Narkiewicz: Problemy budowy i ewolucji geologicznej Himalajów i Tybetu na XXX Międzynarodowym Kongresie Geologicznym w Pekinie, Przegląd Geologiczny 1997, Vol. 45, iss. 5, p. 476.
9. M. P. Searle, B. F. Windley, M. P. Coward, D. J. W. Cooper, D. Rex, Li Tingdong, Xiao Xuchang, M. Q. Jan, V. C. Thakur, S. Kumar: The closing of Tethys and the tectonics of the Himalaya, Geological Society of America Bulletin 1987, Vol. 98, iss. 6, pp. 678-701.
10. K. V. Hodges: Tectonics of the Himalaya and southern Tibet from two perspectives, Geological Society of America Bulletin 2000, Vol. 112, iss. 3, pp. 324-350.
11. F. Marko, A. Sigdel, M. Bielik, V. Bezák, A. Mojzeš, J. Madarás, J. Papčo, P. Siman, S. Acharya, K. Fekete: A comparison of Cenozoic Neo-Alpine tectonic evolution of the Western Carpathian and Himalayan orogenic belts (Slovakia-Nepal), Mineralia Slovaca 2020, Vol. 52, iss. 2, pp. 63-82.

Link

Temat:
Opis:
Typ:

Email: