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.
Po³¹czenie pierwotnej koncepcji cyklu geologicznego z teori¹ geosynklin i z teori¹ akrecji kontynentów
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
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 kwaœjuwenil-nych z p³aszcza Ziemi. Poza tym nie wszystkie ska³y przechodz¹ przez cykl wielo-krotnie, a niektóre w ogóle nie ulegaj¹ odtwarzaniu. Grani-ty powstaj¹ce poprzez graniGrani-tyzacjê 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.
Nale¿y podkreœliæ, ¿e ko³owy schemat Holmesa ilu-struje jedynie periodycznoœæ procesu, a nie rzeczywisty transport materia³u skalnego, który przemieszcza siê w
przy-*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 C.D. Ollier J. Koziar metamorfizm kontaktowy aktywnoœæ wulkaniczna TOPIENIE
wznoszenie siê gor¹cych emanacji wznoszenie siê magm zasadowych intruzje magm zasadowych wypiêtrzanie i intruzje diapirów granitowych luŸne osady konsolidacja osadów (diageneza) ¯YCIE materia organiczna ska³y ró¿nego typu ods³oniête na powierzchni Ziemi
dop³yw atmosferycznej wody, tlenu i dwutlenku wêgla (g³ównie podczas wietrzenia)
PROCESY EGZOGENICZNE
PROCESY ENDOGENICZNE
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 & McKen(McKen-zie, 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.
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,
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 kontynentalglobal-nej 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.
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
WSPÓ£CZESNE GEOSYNKLINY PRZY KRAWÊDZIACH
KONTYNENTÓW PREKAMBRYJSKIE
PASMO FA£DOWE PASMO FA£DOWEKALEDOÑSKIE
WARYSCYJSKIE
PASMO FA£DOWE PASMO FA£DOWEALPEJSKIE
kierunek wzrostu kontynentu
kierunek g³ównego tektonicznego i okruchowego transportu
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
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.
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 oceaniczlokalizowa-nych, 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
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 i3
He. Izotop4
He jest produktem radio-aktywnego rozpadu uranu i toru. Izotop3He 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 stosunku3H/4He przyjmujemy wielkoœæ tego sto-sunku w atmosferze ziemskiej, gdzie wynosi ona 1 : 1,4 x 106
, oznaczaj¹c j¹ jako RA. Przez R oznaczamy stosunek
3
H/4He w danym miejscu i wyra¿amy go wielokrotnoœci¹ RA. 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 pier-wotnym helu (R ³ 100 RA) 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, ¿e3He jest tworzony przez j¹drowy generator w g³êbi Ziemi. wulkan litosfera kontynentalna wytapianie magmy granitowej pryzma akrecyjna (subdukcja) (uplastycznienie) wleczenie wsteczne p³yniêcie MORB zdrapywanie osady bazalt (kierunek
ruchu p³yty) (materia³sztywny) (materia³ plastyczny) astenosfera
perydotyt oceanicznalitosfera
iniekcja MORB spreding na grzbiecie oceanicznym
←
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.
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.
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
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.
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).
Problemy z cyklem kontynentalnym
Subdukowanie osadów kontynentalnych. Wed³ug tek-toniki p³yt subdukcja zachodzi wzd³u¿ tzw. aktywnych (sejsmicznych) krawêdzi kontynentów. S¹ to zachodnie
litosfera litosfera
A S T E N O S F E R A M E Z O S F E R A
Ryc. 4. Elementarny schemat pr¹du konwekcyjnego (wg Isaacsa i in., 1968 — zmodyfikowany)
kontynent
wypiêtrzenie
opadanie
ponowne opadanie
superkontynent ponowne wypiêtrzenie
Ryc. 5. Globalny schemat komórek konwekcyjnych, tworz¹cych i rozbijaj¹cych superkontynenty (van der Pluijm & Marshak, 1997; Fig. 14.18)
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 pasywnykrawêdzia-mi, 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 rozroz-poznane 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.
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.
krawêdzie pasywne
←
Ryc. 6. Rozmieszczenie pasyw-nych krawêdzi kontynentów
Geneza wulkanizmu andezytowego. Wulkanizm ande-zytowy aktywnych krawêdzi kontynentów wydaje siê nie wi¹zaæ z przetapianiem subdukowanych osadów pocho-dzenia kontynentalnego. Niektóre ³uki wysp, jak Kerma-deck-Tonga, Mariany, Kuryle i Aleuty, dostarczaj¹ do towarzysz¹cych im rowów niewielkie iloœci osadów, a przy tym same te ³uki nie s¹ zbudowane ze skorupy kontynental-nej. Mimo to wulkanizm tych wysp jest andezytowy. Do aktywnej krawêdzi Ameryki P³n., tzw. Kaskadii, s¹ wpraw-dzie dostarczane osady kontynentalne, ale krawêdŸ ta nie ma ani rowu oceanicznego, ani strefy Benioffa. Mimo to wulkanizm Kaskadii jest andezytowy. Wulkanizm andezy-towy wystêpuje równie¿ na wyspach oceanicznych i w pobli¿u osi spredingu, gdzie subdukcja produktów konty-nentalnej 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 aktyw-nych krawêdzi kontynentów wi¹¿e siê z dyferencjacj¹ magmy bazaltowej, a nie z recyklingiem osadów kontynentalnych, zak³adanym przez tektonikê p³yt w ramach jej cyklu konty-nentalno-oceanicznego. Za takim wnioskiem przemawia równie¿ p³aszczowa, dyferencjacyjna geneza granitoidowych batolitów Kordylierów (Brown, 1977; Coleman & Walker, 1992; Barbarin, 1999) zwi¹zanych z aktywn¹ krawêdzi¹ kon-tynentu Ameryki P³n.
Tektoniczno-p³ytowy cykl kontynentalny sta³ siê pod-staw¹ ko³a b³êdnego rozumowania. Najpierw zak³ada siê,
staj¹ siê „dowodem” procesu subdukcji, a konkretnie maj¹ „dowodziæ” jej istnienia w wielu ró¿nych miejscach skoru-py kontynentalnej.
Cykl geologiczny na ekspanduj¹cej Ziemi Cykl geologiczny na ekspanduj¹cej Ziemi nie ró¿ni siê zasadniczo od zmodyfikowanego (otwartego) cyklu kla-sycznego i tak jak on wi¹¿e siê z teori¹ geosynklin. Obie klasyczne koncepcje znajduj¹ tu prosty, dynamiczny kon-tekst — 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 eugeosyn-klin¹. Przedstawiony ryftowo-diapirowy mechanizm jest dziœ dobrze rozpoznany i udokumentowany (np. Burke, 1980; Latin & White, 1993; Kearey & Vine, 1997).
G³êbokoœæ obni¿enia ryftowego i mi¹¿szoœæ jego osa-dowego 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 dia-pirem wody juwenilnej mo¿e podnieœæ ciœnienie w dolnej czêœci eugeosynkliny do wartoœci znacznie wy¿szych od ciœnienia hydrostatycznego nadk³adu. Dalszy rozwój dia-piryzmu 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 powo-duje transport grawitacyjny na zewn¹trz od osi wypiêtrze-nia i tym samym tworzy pasma fa³dowe (ryc. 10b).
Morze Filipiñskie
Ocean Spokojny
kierunki przypuszczalnej subdukcji
Ryc. 8. Rozprzestrzenienie ³uków wysp. Strza³ki pokazuj¹ kieru-nek przypuszczalnej subdukcji. Strza³ki s¹ tylko schematyczne. Ruch p³yt mo¿e byæ skoœny, a nawet styczny do ³uku wyspowego, jak w przypadku Aleutów
strefa ci¹gliwa strefa krucha diapir osady B strefa ci¹gliwa strefa krucha osady A
Ryc. 9. Rozwój geosynkliny (A) i diapiryzmu górnego p³aszcza (B) jako nastêpstwo rozci¹gania i rozrywania litosfery kontynentalnej
Odgazowanie i kolaps wierzcho³ka diapiru doprowadzaj¹ do powstania zapadliska œródgórskiego.
Bardziej szczegó³owe omówienie i dokumentacjê proce-su 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 geo-synkliny 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 kon-solidacji.
W wyniku tensyjnego rozwoju geosynklin i pasm fa³-dowych kontynenty zwiêkszaj¹ swoj¹ powierzchniê. Zwiê-kszaj¹ 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 kwaœ-nych i zasadowych. Dop³yw ten inicjowany jest zawsze rozci¹ganiem i rozrywaniem litosfery, co mobilizuje mag-my poprzez dekompresjê, zapewnia im mo¿liwoœæ ruchu ku powierzchni Ziemi i tworzy przestrzeñ zajmowan¹ przez intruzywne cia³a magmowe.
Klasyczny, nieewolucyjny cykl geologiczny by³ wmon-towany w ewolucyjny rozwój kontynentów. Cykl geolo-giczny 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 roz-leg³ych 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 geolo-giczny.
Wnioski
Wykazywana w artykule nierealnoœæ cyklu oceanicz-nego oznacza powrót do zmodyfikowaoceanicz-nego cyklu klasycz-nego, w którym ca³y ekstruduj¹cy bazalt jest bazaltem juwenilnym. Poza tym, niemo¿noœæ istnienia tego cyklu wyklucza hipotezê pr¹dów konwekcyjnych w p³aszczu Zie-mi i kompensacjê spredingu w Zie-miejscach zak³adanych stref subdukcji. Poniewa¿ spreding litosfery oceanicznej jest udowodniony ponad wszelk¹ w¹tpliwoœæ, brak jego kom-pensacji jest jednoznaczny z ekspansj¹ Ziemi.
P³ytowo-tektoniczna wersja cyklu kontynentalnego tak¿e powinna byæ odrzucona. Wynika to z omówionych proble-mów tej koncepcji, a poza tym ta wersja cyklu zazêbia siê z drugim nierealnym cyklem tektoniki p³yt — z cyklem oce-anicznym. Jednak recykling materia³u kontynentalnego jest ewidentny w przesz³oœci geologicznej. Nale¿y zatem tylko ustaliæ poprawne, geotektoniczne ramy cyklu konty-nentalnego.
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¿
miogeosynklina eugeosynklina
osiowa strefa diapirów, plutonów i migmatytów
osiowy ruch w górê, po³¹czony ze spredingiem grawitacyjnym powy¿ej nowa powierzchnia Moho
zwi¹zana z przejœciem rozgrzanego p³aszcza do mniej gêstej fazy
skorupa jest rozci¹gana na wszystkich etapach pasmo ska³ ultrazasadowych
zrêby pd³o¿a p³aszczowiny grawitacyjne
A
B
Ryc. 10. Rozwój geosynklin (A) oraz diapiryzmu i fa³dowania grawitacyjnego (B) jako nastêpstwo rozci¹gania i rozrywania litosfery kontynentalnej (wg Careya, 1976)
rych tensyjna geneza zosta³a ju¿ wykazana. Zatem ekspan-duj¹ca 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 granito-id 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. Chap-man & Hall.
BURKE K. 1980 — Intracontinental Rifts and Aulakogens. [In:] Conti-nental Tectonics. National Academy of Science. Washington.
CAREY S.W. 1958 — The tectonic approach to continental drift. Con-tinental Drift: A Symposium. Geol. Dept. Univ. Tasmania, Hobart: 177–355.
CAREY S.W. 1976 — The Expanding Earth. Elsevier Scientific Publis-hing Company, Amsterdam–Oxford–New York.
COLEMAN D.S. & WALKER J.D. 1992 — Evidence for the Genera-tion 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 litho-sphere considered in the light of the expanding Earth theory — a pro-posal 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 Wild-horndecke des Berner Oberlandes. Eclogae Geol. Helv., 34: 164–172. HERNDON J.M. 2003 — Nuclear georeactor origin of oceanic basalt,
3
He/4He, evidence, and implications. Proceedings of the National Aca-demy 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 Illustra-tions, 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., Vola-tiles in Magmas. Min. Soc. Am. Rev. Miner., 30: 479–517.
JARKOWSKI J. 1888 — Vsemirnoje tjagotenije kak sledstvije obra-zovanija vesomoj materii vnutri nebesnych tel. Wydane przez autora, Moskwa.
JARKOWSKI J. 1889 — Hypothese cinetique de la gravitation univer-selle 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 Carpa-tho-Balkan Geological Association, Poland–Cracov, September 5–10, 1985., Wyd. AGH, Geological Institute: 195–199.
KOZIAR J. & JAMROZIK L. 1985b — Application of the ten-sion-gravitation model of the tectogenesis to the Carpathian orogen reconstruction. Proceeding reports of the XIII-th Congress of Carpa-tho-Balkan Geological Association. Poland, Cracow, September 5–10, 1985, Wyd. AGH, Geological Institute: 200–203.
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 mar-gins. 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 sedimen-tary 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 Tecto-nics. 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 sedi-mentary basins. Earth Planet. Sci. Lett., 40: 25–32.
OLLIER C.D. 1981 — Tectonics and Landforms (2nd
. 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 expan-ding Earth? INGV Publisher, Roma.
OLLIER C.D. 2005 — Mountain building and orogeny on an expan-ding 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 ther-mochronological and structural data on Los reales and Ojen nappes. Tectonophysics, 285: 253–273.
STAUB R. 1951 — Über die Beziehungen zwischen Alpen und Apen-nin 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 — High3
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. Rund-schau, 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.
