Płyty tektoniczne

Uproszczona mapa głównych płyt tektonicznych Ziemi, które sporządzono w drugiej połowie XX wieku (czerwone strzałki wskazują kierunek ruchu na granicach płyt).

Schemat wewnętrznego uwarstwienia Ziemi przedstawiający litosferę nad astenosferą (bez skali)

Tektonika płyt (z późnej łaciny : tectonicus , ze starogreckiej : τεκτονικός , dosł. „dotycząca budownictwa”) to ogólnie przyjęta teoria naukowa , która uważa, że litosfera Ziemi składa się z szeregu dużych płyt tektonicznych , które powoli porusza się od około 3,4 miliarda lat temu. Model opiera się na koncepcji dryfu kontynentalnego , idea rozwinięta w pierwszych dekadach XX wieku. Tektonika płyt została ogólnie zaakceptowana przez geologów po potwierdzeniu rozprzestrzeniania się dna morskiego w połowie i późnych latach sześćdziesiątych XX wieku.

Litosfera Ziemi, która jest sztywną, najbardziej zewnętrzną powłoką planety (skorupa i górny płaszcz ), jest podzielona na siedem lub osiem głównych płyt (w zależności od ich definicji) i wiele mniejszych płyt lub „płytek”. Tam, gdzie płyty się spotykają, ich względny ruch określa rodzaj granicy płyty : zbieżny , rozbieżny lub przekształcony . Trzęsienia ziemi , aktywność wulkaniczna , budowanie gór i rów oceaniczny powstawanie następuje wzdłuż tych granic płyt (lub uskoków ). Względny ruch płyt zwykle waha się od zera do 10 cm rocznie.

Płyty tektoniczne składają się z litosfery oceanicznej i grubszej litosfery kontynentalnej, a każda z nich jest zwieńczona własnym rodzajem skorupy. Wzdłuż zbieżnych granic proces subdukcji , czyli przemieszczania się jednej płyty pod drugą, przenosi krawędź dolnej w dół do płaszcza ; obszar utraconego materiału jest równoważony przez tworzenie nowej (oceanicznej) skorupy wzdłuż rozbieżnych brzegów w wyniku rozprzestrzeniania się dna morskiego. W ten sposób całkowita geoidy litosfery pozostaje stała. To przewidywanie tektoniki płyt jest również określane jako zasada przenośnika taśmowego. Wcześniejsze teorie, odkąd zostały obalone, proponowały stopniowe kurczenie się (skurcz) lub stopniowe ekspansja globu .

Płyty tektoniczne mogą się poruszać, ponieważ litosfera Ziemi ma większą wytrzymałość mechaniczną niż leżąca pod nią astenosfera . Poprzeczne zmiany gęstości w płaszczu powodują konwekcję ; to znaczy powolny, pełzający ruch stałego płaszcza Ziemi. Uważa się, że ruch płyt jest napędzany kombinacją ruchu dna morskiego od rozszerzających się grzbietów na skutek zmian topografii (grzbiet jest wzniesieniem topograficznym) i zmian gęstości skorupy (gęstość wzrasta w miarę ochładzania się i przemieszczania nowo utworzonej skorupy z dala od grzbietu). Na strefy subdukcji stosunkowo zimna, gęsta skorupa oceaniczna opada w dół do płaszcza, tworząc zbiegającą się w dół gałąź komórki płaszcza i panuje ogólna zgoda co do tego, że powoduje to najsilniejszy czynnik napędzający płyty. Względne znaczenie innych proponowanych czynników, takich jak aktywna konwekcja, upwelling i przepływ wewnątrz płaszcza oraz opór pływowy Księżyca, a także ich wzajemne relacje są nadal przedmiotem debaty.

Kluczowe zasady

Zewnętrzne warstwy Ziemi dzielą się na litosferę i astenosferę . Podział opiera się na różnicach we właściwościach mechanicznych i sposobie przekazywania ciepła . Litosfera jest chłodniejsza i sztywniejsza, podczas gdy astenosfera jest gorętsza i łatwiej płynie. Jeśli chodzi o wymianę ciepła, litosfera traci ciepło na drodze przewodzenia , podczas gdy astenosfera przenosi ciepło również na drodze konwekcji i ma prawie adiabatyczny gradient temperatury. Podziału tego nie należy mylić z chemicznym podziałem tych samych warstw na płaszcz (obejmujący zarówno astenosferę, jak i płaszczową część litosfery) oraz skorupę: dany fragment płaszcza może być częścią litosfery lub astenosfery w różnych okresach czasu. razy w zależności od temperatury i ciśnienia.

Kluczową zasadą tektoniki płyt jest to, że litosfera istnieje jako oddzielne i odrębne płyty tektoniczne , które poruszają się po astenosferze przypominającej płyn ( lepkosprężyste ciało stałe). Ruchy płytek wahają się od typowych 10–40 mm/rok ( grzbiet środkowoatlantycki ; mniej więcej tak szybko, jak rosną paznokcie ) do około 160 mm/rok ( płyta Nazca ; mniej więcej tak szybko, jak rosną włosy ). Mechanizm napędowy tego ruchu opisano poniżej.

Płyty litosfery tektonicznej składają się z płaszcza litosfery pokrytego jednym lub dwoma rodzajami materiału skorupy ziemskiej: skorupą oceaniczną (w starszych tekstach nazywaną simą z krzemu i magnezu ) i skorupą kontynentalną ( sialą z krzemu i aluminium ). Średnia litosfera oceaniczna ma zazwyczaj grubość 100 km (62 mil); jego grubość jest funkcją jego wieku: w miarę upływu czasu ochładza się przewodząco, a do jego podstawy dodawany jest znajdujący się poniżej płaszcz chłodzący. Ponieważ powstaje na grzbietach śródoceanicznych i rozprzestrzenia się na zewnątrz, jego grubość jest zatem funkcją odległości od grzbietu śródoceanicznego, gdzie powstał. Dla typowej odległości, jaką litosfera oceaniczna musi pokonać, zanim zostanie subdukowana, grubość waha się od około 6 km (4 mil) w grzbietach śródoceanicznych do ponad 100 km (62 mil) w przypadku subdukcji strefy; na krótszych lub dłuższych dystansach strefa subdukcji (a zatem i średnia) grubość staje się odpowiednio mniejsza lub większa. Litosfera kontynentalna ma zazwyczaj grubość około 200 km, choć różni się ona znacznie w zależności od basenów, pasm górskich i stabilnych kratonicznych kontynentów.

Miejsce styku dwóch płyt nazywa się granicą płyt . Granice płyt są powszechnie kojarzone ze zdarzeniami geologicznymi, takimi jak trzęsienia ziemi , oraz powstawaniem obiektów topograficznych, takich jak góry , wulkany , grzbiety śródoceaniczne i rowy oceaniczne . Większość aktywnych wulkanów na świecie występuje wzdłuż granic płyt, z Pierścieniem Ognia Płyty Pacyfiku jest dziś najbardziej aktywnym i powszechnie znanym. Granice te omówiono bardziej szczegółowo poniżej. Niektóre wulkany występują we wnętrzach płyt i w różny sposób przypisuje się je wewnętrznej deformacji płyt i pióropuszom płaszcza.

Jak wyjaśniono powyżej, płyty tektoniczne mogą obejmować skorupę kontynentalną lub oceaniczną, a większość płyt zawiera jedno i drugie. Na przykład płyta afrykańska obejmuje kontynent i części dna Oceanu Atlantyckiego i Indyjskiego . Rozróżnienie między skorupą oceaniczną a skorupą kontynentalną opiera się na sposobie ich powstawania. , a skorupa kontynentalna powstaje w wyniku wulkanizmu łukowego i akrecji terranów w wyniku procesów tektonicznych, chociaż niektóre z tych terranów mogą zawierać ofiolitów , które są kawałkami skorupy oceanicznej uważanymi za część kontynentu, gdy wychodzą ze standardowego cyklu centrów formowania i rozprzestrzeniania się oraz subdukcji pod kontynentami. Skorupa oceaniczna jest również gęstsza niż skorupa kontynentalna ze względu na inny skład. Skorupa oceaniczna jest gęstsza, ponieważ zawiera mniej krzemu i więcej cięższych pierwiastków („ mafijnych ”) niż skorupa kontynentalna („ felsic ”). W wyniku tego rozwarstwienia gęstości skorupa oceaniczna zwykle leży poniżej poziomu morza (na przykład większość płyty Pacyfiku). wyjaśnienie tej zasady można znaleźć na stronie izostazy ).

Rodzaje granic płyt

Istnieją trzy typy granic płyt, czwarty typ mieszany charakteryzuje się sposobem, w jaki płyty poruszają się względem siebie. Są one związane z różnymi typami zjawisk powierzchniowych. Wyróżnia się następujące typy granic płyt:

Rozbieżna granica

Granice rozbieżne ( granice konstrukcyjne lub granice ekstensjonalne ) występują, gdy dwie płyty odsuwają się od siebie. W strefach szczelin między oceanami tworzą się rozbieżne granice w wyniku rozprzestrzeniania się dna morskiego, umożliwiając utworzenie nowego basenu oceanicznego . W miarę rozdzielania się płyty oceanicznej w centrum rozprzestrzeniania się tworzy się grzbiet, basen oceaniczny rozszerza się, a w końcu powierzchnia płyt zwiększa się, powodując wiele małych wulkanów i/lub płytkich trzęsień ziemi. W strefach szczelin międzykontynentalnych rozbieżne granice mogą spowodować utworzenie nowego basenu oceanicznego w miarę rozdzielania się, rozprzestrzeniania się kontynentu, zapadania się centralnej szczeliny i wypełniania basenu oceanem. Aktywne strefy grzbietów śródoceanicznych (np Grzbiet Środkowoatlantycki i Rise Wschodniego Pacyfiku ) oraz podziały międzykontynentalne (takie jak afrykański ryft i dolina wschodnioafrykańska oraz Morze Czerwone) to przykłady rozbieżnych granic.

Granica zbieżna

Granice zbieżne ( granice destrukcyjne lub aktywne marginesy ) występują, gdy dwie płyty przesuwają się ku sobie, tworząc strefę subdukcji (jedna płyta porusza się pod drugą) lub zderzenie kontynentalne . W strefach subdukcji z oceanu na kontynent (np. Andów w Ameryce Południowej i Góry Kaskadowe w zachodnich Stanach Zjednoczonych), gęsta litosfera oceaniczna zanurza się pod mniej gęstym kontynentem. Trzęsienia ziemi wyznaczają ścieżkę poruszającej się w dół płyty, gdy schodzi ona do astenosfery, tworzy się rów, a gdy subdukowana płyta nagrzewa się, uwalnia substancje lotne, głównie wodę z minerałów uwodnionych, do otaczającego ją płaszcza. Dodatek wody obniża temperaturę topnienia materiału płaszcza nad płytą subdukcyjną, powodując jego stopienie. Powstała magma zazwyczaj prowadzi do wulkanizmu. W strefach subdukcji między oceanami (np. Wyspy Aleuckie , Mariany i japońskiej wyspy ), starsza, chłodniejsza i gęstsza skorupa wsuwa się pod mniej gęstą skorupę. Ruch ten powoduje trzęsienia ziemi i utworzenie głębokiego rowu w kształcie łuku. Górny płaszcz subdukowanej płyty nagrzewa się, a magma unosi się, tworząc zakrzywione łańcuchy wysp wulkanicznych. Głębokie rowy morskie są zwykle kojarzone ze strefami subdukcji, a baseny rozwijające się wzdłuż aktywnej granicy często nazywane są „basenami przedgórskimi”. Zamknięcie basenów oceanicznych może nastąpić na granicach międzykontynentalnych (np. Himalaje i Alpy): zderzenie pomiędzy masami granitowej litosfery kontynentalnej; żadna masa nie jest odejmowana; krawędzie płyt są ściśnięte, zagięte, uniesione.

Przekształć granicę

Granice transformacji ( granice konserwatywne lub granice poślizgu ) występują tam, gdzie dwie płyty litosferyczne przesuwają się, a może dokładniej, ocierają się o siebie wzdłuż uskoków transformacyjnych , gdzie płyty nie są ani tworzone, ani niszczone. Względny ruch dwóch płytek jest albo sinistralny (lewa strona w stronę obserwatora), albo prawoskrętny (prawa strona w stronę obserwatora). Błędy transformacji występują w centrum rozprzestrzeniania się. Wzdłuż uskoku mogą wystąpić silne trzęsienia ziemi. Usterka San Andreas w Kalifornii jest przykładem granicy transformacji wykazującej ruch prawoskrętny.

Inne strefy graniczne płyt występują tam, gdzie skutki oddziaływań są niejasne, a granice, zwykle występujące wzdłuż szerokiego pasa, nie są dobrze określone i mogą wykazywać różnego rodzaju ruchy w różnych odcinkach.

Siły napędowe ruchu płyt

Ruch płyt na podstawie danych satelitarnych Globalnego Systemu Pozycjonowania (GPS) z NASA JPL . Każda czerwona kropka jest punktem pomiarowym, a wektory pokazują kierunek i wielkość ruchu.

Ogólnie przyjęto, że płyty tektoniczne mogą się poruszać ze względu na względną gęstość litosfery oceanicznej i względną słabość astenosfery. Odprowadzanie ciepła z płaszcza uznaje się, że jest pierwotnym źródłem energii potrzebnej do napędzania tektoniki płyt poprzez konwekcję lub upwelling i kopułkę na dużą skalę. Obecny pogląd, choć wciąż będący przedmiotem pewnej debaty, utrzymuje, że w konsekwencji potężnym źródłem generującym ruch płyt jest nadmierna gęstość litosfery oceanicznej tonącej w strefach subdukcji. Kiedy nowa skorupa tworzy się na grzbietach śródoceanicznych, ta litosfera oceaniczna jest początkowo mniej gęsta niż leżąca pod nią astenosfera, ale z wiekiem staje się gęstsza w miarę przewodzącego ochładzania i gęstnienia. Większa gęstość starej litosfery w stosunku do leżącej pod nią astenosfery pozwala jej zatonąć w głębokim płaszczu w strefach subdukcji, zapewniając większość siły napędowej ruchu płyt. Słabość astenosfery umożliwia łatwe przemieszczanie się płyt tektonicznych w kierunku strefy subdukcji. Chociaż uważa się, że subdukcja jest najsilniejszą siłą napędzającą ruchy płyt, nie może to być jedyna siła, ponieważ istnieją płyty, takie jak płyta północnoamerykańska, które poruszają się, ale nigdzie nie są subdukowane. To samo dotyczy ogromnej płyty euroazjatyckiej . Źródła ruchu płyt są przedmiotem intensywnych badań i dyskusji wśród naukowców. Jedną z głównych kwestii jest to, że wzór kinematyczny samego ruchu powinien być wyraźnie oddzielony od możliwego mechanizmu geodynamicznego, który jest przywoływany jako siła napędowa obserwowanego ruchu, ponieważ niektóre wzorce można wyjaśnić więcej niż jednym mechanizmem. Krótko mówiąc, zalecane obecnie siły napędowe można podzielić na trzy kategorie w zależności od związku z ruchem: związane z dynamiką płaszcza, związane z grawitacją (główna siła napędowa akceptowana obecnie) i związane z rotacją Ziemi.

Siły napędowe związane z dynamiką płaszcza

Przez większą część ostatniego ćwierćwiecza wiodąca teoria siły napędowej ruchów płyt tektonicznych przewidywała prądy konwekcyjne na dużą skalę w górnym płaszczu, które mogą być przenoszone przez astenosferę. Teoria ta została zapoczątkowana przez Arthura Holmesa i niektórych jej poprzedników w latach trzydziestych XX wieku i natychmiast została uznana za rozwiązanie umożliwiające akceptację teorii pierwotnie omówionej w artykułach Alfreda Wegenera w pierwszych latach stulecia. Jednak pomimo akceptacji, była ona długo dyskutowana w środowisku naukowym, ponieważ wiodąca teoria nadal przewidywała statyczną Ziemię bez przemieszczających się kontynentów, aż do największych przełomów na początku lat sześćdziesiątych.

Dwu- i trójwymiarowe obrazowanie wnętrza Ziemi ( tomografia sejsmiczna ) pokazuje zmienny rozkład gęstości poprzecznej w całym płaszczu. Takie zmiany gęstości mogą dotyczyć materiału (z chemii skał), minerałów (z różnic w strukturze minerałów) lub cieplnej (w wyniku rozszerzalności cieplnej i kurczenia się pod wpływem energii cieplnej). Przejawem tej zmiennej gęstości bocznej jest konwekcja płaszcza pod wpływem sił wyporu.

Bezpośredni i pośredni związek konwekcji w płaszczu z ruchem płyt jest przedmiotem ciągłych badań i dyskusji w dziedzinie geodynamiki. W jakiś sposób energia ta musi zostać przeniesiona do litosfery, aby płyty tektoniczne mogły się poruszyć. Uważa się, że zasadniczo istnieją dwa główne typy mechanizmów związanych z dynamiką płaszcza, które wpływają na ruch płyt. Są to mechanizmy pierwotne (poprzez komórki konwekcyjne na dużą skalę) i wtórne. Mechanizmy wtórne postrzegają ruch płyt napędzany tarciem między prądami konwekcyjnymi w astenosferze a sztywniejszą litosferą leżącą poza nią. Wynika to z napływu materiału płaszcza związanego z ciągnięciem w dół płyt w strefach subdukcji w okopach oceanicznych. Ciągnięcie płyty może wystąpić w warunkach geodynamicznych, gdzie trakcja podstawna nadal działa na płytę zanurzającą się w płaszcz (chociaż być może w większym stopniu działając zarówno na dolną, jak i górną stronę płyty). Co więcej, płyty, które odłamują się i zatapiają w płaszczu, mogą powodować powstawanie lepkich sił płaszcza napędzających płyty poprzez zasysanie płyty.

Ostatnio ^{[ kiedy? ]} teoria konwekcji była szeroko dyskutowana, ponieważ nowoczesne techniki oparte na tomografii sejsmicznej 3D nadal nie rozpoznają przewidywanych komórek konwekcyjnych na dużą skalę. ^{[ potrzebne źródło ]} Zaproponowano alternatywne poglądy.

Tektonika pióropuszów

W teorii tektoniki smug , stosowanej przez wielu badaczy w latach 90. XX wieku, stosowana jest zmodyfikowana koncepcja prądów konwekcyjnych w płaszczu. Twierdzi, że super pióropusze wznoszą się z głębszego płaszcza i są czynnikami napędzającymi lub substytutami głównych komórek konwekcyjnych. Idee te mają swoje korzenie na początku lat trzydziestych XX wieku w pracach Beloussova i van Bemmelena , które początkowo sprzeciwiały się tektonice płyt i umieszczały mechanizm w stałym układzie ruchów pionowych. Van Bemmelen zmodyfikował później tę koncepcję w swoich „Modelach Undation” i wykorzystał „Pęcherze płaszczowe” jako siłę napędową ruchów poziomych, odwołując się do sił grawitacyjnych oddalonych od regionalnej kopuły skorupy ziemskiej.

Teorie te znajdują oddźwięk we współczesnych teoriach, które przewidują gorące punkty lub pióropusze płaszcza , które pozostają nieruchome i z biegiem czasu są zastępowane przez oceaniczne i kontynentalne płyty litosfery i pozostawiają swoje ślady w zapisie geologicznym (chociaż zjawisk tych nie przywołuje się jako rzeczywistych mechanizmów napędowych, ale raczej jako modulatory).

Nadal zaleca się mechanizm wyjaśniający rozpad superkontynentów w określonych epokach geologicznych. Ma zwolenników wśród naukowców zajmujących się teorią ekspansji Ziemi .

Tektonika uderzeniowa

Inna teoria głosi, że płaszcz nie płynie ani w komórkach, ani w dużych pióropuszach, ale raczej w postaci szeregu kanałów tuż pod skorupą ziemską, które następnie zapewniają podstawowe tarcie w litosferze. Teoria ta, zwana „tektoniką udarów”, została spopularyzowana w latach 80. i 90. XX wieku. Niedawne badania oparte na trójwymiarowym modelowaniu komputerowym sugerują, że geometrią płyt rządzi sprzężenie zwrotne między wzorami konwekcji w płaszczu a siłą litosfery.

Siły napędowe związane z grawitacją

Siły związane z grawitacją przywołuje się jako zjawiska wtórne w ramach bardziej ogólnego mechanizmu napędowego, takiego jak opisane powyżej różne formy dynamiki płaszcza. We współczesnych poglądach przywołuje się grawitację jako główną siłę napędową, wynikającą z ciągnięcia płyty wzdłuż stref subdukcji.

Jedną z proponowanych sił napędowych jest odsuwanie się grawitacyjne od rozprzestrzeniającego się grzbietu. Sugeruje się, że ruch płyt jest napędzany większym wzniesieniem płyt na grzbietach oceanicznych. W miarę jak litosfera oceaniczna tworzy się na rozprzestrzeniających się grzbietach z gorącego materiału płaszcza, stopniowo ochładza się i gęstnieje wraz z wiekiem (a tym samym zwiększa odległość od grzbietu). Chłodna litosfera oceaniczna jest znacznie gęstsza niż materiał gorącego płaszcza, z którego pochodzi, dlatego wraz ze wzrostem grubości stopniowo opada do płaszcza, kompensując większe obciążenie. Rezultatem jest lekkie nachylenie boczne przy zwiększonej odległości od osi kalenicy.

Siłę tę uważa się za siłę drugorzędną i często nazywa się ją „ pchnięciem grzbietu ”. Jest to błędne określenie, ponieważ nie ma siły „pchającej” w poziomie, w rzeczywistości wzdłuż grzbietów dominują cechy naprężające. Bardziej dokładne jest nazywanie tego mechanizmu „przesuwaniem grawitacyjnym”, ponieważ topografia całej płyty może się znacznie różnić, a rozprzestrzeniające się grzbiety są tylko najbardziej widoczną cechą. Inne mechanizmy generujące tę wtórną siłę grawitacyjną obejmują wybrzuszenie zginające litosfery, zanim zanurzy się pod sąsiednią płytę, tworząc wyraźną cechę topograficzną, która może zrównoważyć lub przynajmniej wpłynąć na wpływ topograficznych grzbietów oceanicznych. Postuluje się również, że pióropusze płaszcza i gorące punkty uderzają w spód płyt tektonicznych.

Ciągnięcie płyty : Obecna opinia naukowa jest taka, że astenosfera jest niewystarczająco kompetentna lub sztywna, aby bezpośrednio powodować ruch w wyniku tarcia wzdłuż podstawy litosfery. Dlatego też najszerzej uważa się, że siła przyciągająca płytę jest największą siłą działającą na płyty. W obecnym rozumieniu ruch płyt napędzany jest głównie ciężarem zimnych, gęstych płyt zapadających się w płaszcz w rowach. Najnowsze modele wskazują, że ważną rolę odgrywa również odsysanie z rowu . Jednakże fakt, że płyta północnoamerykańska nigdzie nie jest subdukowana, chociaż jest w ruchu, stwarza problem. To samo dotyczy Afrykanina, Płyty euroazjatyckie i antarktyczne .

Odsuwanie się grawitacyjne od kopuły płaszcza: Według starszych teorii jednym z mechanizmów napędowych płyt jest istnienie wielkoskalowych kopuł astenosfery/płaszcza, które powodują grawitacyjne przesuwanie się płyt litosfery od nich (patrz akapit poświęcony mechanizmom płaszcza). To przesuwanie grawitacyjne stanowi zjawisko wtórne tego zasadniczo pionowo zorientowanego mechanizmu. Ma swoje korzenie w Modelu Undacji van Bemmelena . Może to działać na różną skalę, od małej skali jednego łuku wyspy po większą skalę całego basenu oceanicznego.

Siły napędowe związane z obrotem Ziemi

Alfred Wegener , będący meteorologiem , zaproponował siły pływowe i siły odśrodkowe jako główne mechanizmy napędowe dryfu kontynentalnego ; jednakże siły te uznano za o wiele za małe, aby spowodować ruch kontynentów, ponieważ koncepcja zakładała, że kontynenty przebijają się przez skorupę oceaniczną. Dlatego Wegener później zmienił swoje stanowisko i w ostatnim wydaniu swojej książki z 1929 roku stwierdził, że prądy konwekcyjne są główną siłą napędową tektoniki płyt.

Jednakże w kontekście tektoniki płyt (przyjętych od czasu propozycji Heezena, Hessa, Dietza, Morleya, Vine'a i Matthewsa (patrz poniżej) z początku lat 60. XX w.) dotyczących rozprzestrzeniania się dna morskiego ) sugeruje się, że skorupa oceaniczna znajduje się w ruchu wraz z kontynentami , które spowodował ponowne rozważenie propozycji związanych z obrotem Ziemi. W nowszej literaturze te siły napędowe to:

Opór pływowy wynikający z siły grawitacji, jaką Księżyc (i Słońce ) wywiera na skorupę ziemską
Globalne odkształcenie geoidy na skutek małych przemieszczeń bieguna obrotowego względem skorupy ziemskiej
Inne mniejsze skutki deformacji skorupy spowodowane wahaniami i ruchami wirowymi związanymi z obrotem Ziemi w mniejszej skali czasu

Siły, które są małe i na ogół zaniedbywalne, to:

Siła Coriolisa
Siła odśrodkowa traktowana jest jako niewielka modyfikacja siły ciężkości

Aby te mechanizmy były ogólnie ważne, na całym świecie powinny istnieć systematyczne zależności pomiędzy orientacją i kinematyką deformacji a geograficzną siatką równoleżnikową i podłużną samej Ziemi. Te systematyczne badania zależności prowadzone w drugiej połowie XIX i pierwszej połowie XX wieku podkreślają coś zupełnie odwrotnego: że płyty nie przemieszczały się w czasie, że siatka deformacji była ustalona względem równika ziemskiego i osi, oraz że grawitacyjne siły napędowe działały generalnie pionowo i powodowały jedynie lokalne ruchy poziome (tzw. tektonika przedpłytowa, „teorie fiksystyczne”). Dlatego późniejsze badania (omówione poniżej na tej stronie) odwoływały się do wielu zależności rozpoznanych w okresie tektoniki przed płytami, aby wesprzeć swoje teorie (patrz przeglądy tych różnych mechanizmów związanych z rotacją Ziemi, prace van Dijka i współpracowników).

Możliwy wpływ pływów na tektonikę płyt

Spośród wielu sił omówionych powyżej siła pływowa jest nadal szeroko dyskutowana i broniona jako możliwa główna siła napędowa tektoniki płyt. Pozostałe siły są stosowane jedynie w globalnych modelach geodynamicznych, bez wykorzystania koncepcji tektoniki płyt (a zatem poza dyskusjami omawianymi w tej sekcji) lub proponowane jako drobne modulacje w ramach ogólnego modelu tektoniki płyt. W 1973 roku George W. Moore z USGS i RC Bostrom przedstawili dowody na ogólny dryf litosfery Ziemi w kierunku zachodnim w stosunku do płaszcza, w oparciu o stromość stref subdukcji (płytkie zanurzenie w kierunku wschodnim, strome zanurzenie w kierunku zachodnim). Doszli do wniosku, że siły pływowe (opóźnienie pływowe lub „tarcie”) spowodowane obrotem Ziemi i siłami działającymi na nią przez Księżyc są siłą napędową tektoniki płyt. Gdy Ziemia obraca się w kierunku wschodnim pod Księżycem, grawitacja Księżyca nieznacznie ściąga warstwę powierzchniową Ziemi z powrotem na zachód, zgodnie z propozycją Alfreda Wegenera (patrz wyżej). Od 1990 roku teoria ta jest propagowana głównie przez Doglioniego i współpracowników ( Doglioni 1990 ), jak na przykład w nowszym badaniu z 2006 roku, w którym naukowcy dokonali przeglądu tych pomysłów i je popierali. W Lovett (2006) zasugerowano, że ta obserwacja może również wyjaśniać, dlaczego Wenus i Mars nie mają tektoniki płyt, ponieważ Wenus nie ma księżyca, a księżyce Marsa są zbyt małe, aby mieć znaczący wpływ pływów na planetę. W swoim artykule zasugerowano, że z drugiej strony można łatwo zaobserwować, że wiele płyt przemieszcza się na północ i na wschód oraz że dominujący ruch basenów Oceanu Spokojnego w kierunku zachodnim wynika po prostu z odchylenia centrum rozprzestrzeniania się Pacyfiku w kierunku wschodnim (co nie jest przewidywanym przejawem takich sił księżycowych). W tej samej pracy autorzy przyznają jednak, że w stosunku do dolnego płaszcza w ruchach wszystkich płyt występuje niewielka składowa zachodnia. Wykazali jednak, że dryf na zachód, obserwowany tylko przez ostatnie 30 mA, przypisuje się zwiększonej dominacji stale rosnącej i przyspieszającej płyty Pacyfiku. Debata jest nadal otwarta, a niedawny artykuł Hofmeistera i in. (2022) wznowili tę koncepcję, ponownie opowiadając się za interakcją między obrotem Ziemi a Księżycem jako głównymi siłami napędowymi płyt.

Względne znaczenie każdego mechanizmu siły napędowej

Wektor ruchu płyty jest funkcją wszystkich sił działających na płytę; jednakże na tym polega problem dotyczący stopnia, w jakim każdy proces przyczynia się do ogólnego ruchu każdej płyty tektonicznej.

Różnorodność ustawień geodynamicznych i właściwości każdej płyty wynika z oddziaływania różnych procesów aktywnie napędzających każdą pojedynczą płytę. Jedną z metod rozwiązania tego problemu jest rozważenie względnej szybkości poruszania się każdej płyty, a także dowodów związanych ze znaczeniem każdego procesu dla całkowitej siły napędowej działającej na płytę.

Jedną z najbardziej znaczących korelacji odkrytych do tej pory jest to, że płyty litosfery przymocowane do opadających (subdukcyjnych) płyt poruszają się znacznie szybciej niż inne typy płyt. Na przykład płyta Pacyfiku jest zasadniczo otoczona strefami subdukcji (tzw. Pierścień Ognia) i porusza się znacznie szybciej niż płyty basenu Atlantyku, które są przymocowane (być może można powiedzieć „zespawane”) z sąsiednimi kontynentami zamiast podbijać płyty. Uważa się zatem, że siły związane z opadającą płytą (ciągnięcie płyty i ssanie płyty) są siłami napędowymi determinującymi ruch płyt, z wyjątkiem tych płyt, które nie ulegają subdukcji. Poglądowi temu jednak zaprzeczają niedawne badania, które wykazały, że rzeczywiste ruchy Płyty Pacyfiku i innych płyt związanych ze wschodem wschodniego Pacyfiku nie są powiązane głównie z ciągnięciem lub pchaniem płyt, ale raczej z upwellingiem konwekcyjnym w płaszczu, którego poziome rozprzestrzenianie się wzdłuż podstaw różnych płyt napędza je za pomocą sił trakcyjnych związanych z lepkością. Siły napędowe ruchu płyt są nadal aktywnym przedmiotem bieżących badań geofizyka i tektofizyka .

Historia teorii

Streszczenie

Szczegółowa mapa przedstawiająca płyty tektoniczne wraz z wektorami ich ruchu.

Rozwój teorii tektoniki płyt był zmianą naukową i kulturową, która nastąpiła w ciągu 50 lat debaty naukowej. Samo wydarzenie akceptacji stanowiło zmianę paradygmatu i dlatego można je nazwać rewolucją naukową . Na początku XX wieku różni teoretycy bezskutecznie próbowali wyjaśnić liczne ciągłości geograficzne, geologiczne i biologiczne między kontynentami. W 1912 roku meteorolog Alfred Wegener opisał zjawisko, które nazwał dryfem kontynentalnym, a koncepcja ta osiągnęła kulminację pięćdziesiąt lat później we współczesnej teorii tektoniki płyt.

Wegener rozszerzył swoją teorię w swojej książce z 1915 roku „ Pochodzenie kontynentów i oceanów” . Wychodząc od idei (wyrażanej także przez jego poprzedników), że obecne kontynenty tworzyły kiedyś jedną masę lądową (później nazwaną Pangeą ), Wegener zasugerował, że rozdzieliły się one i oddaliły, porównując je do „gór lodowych” sialów o małej gęstości unoszących się na morzu gęstszego sima . Dowody potwierdzające tę koncepcję pochodziły z zazębiających się zarysów wschodniego wybrzeża Ameryki Południowej i zachodniego wybrzeża Afryki Antonio Snider-Pellegrini narysował na swoich mapach oraz z dopasowania formacji skalnych wzdłuż tych krawędzi. Potwierdzenie ich wcześniejszego, ciągłego charakteru pochodziło również od skamieniałych roślin Glossopteris i Gangamopteris oraz terapsyda , czyli gada ssakopodobnego Lystrosaurus , wszystkie szeroko rozpowszechnione w Ameryce Południowej, Afryce, Antarktyce, Indiach i Australii. Dowody na takie niegdysiejsze połączenie tych kontynentów były patentem dla geologów terenowych pracujących na półkuli południowej. Południowoafrykański Alex du Toit zebrał mnóstwo takich informacji w swojej publikacji Our Wandering Continents z 1937 roku i poszedł dalej niż Wegener w rozpoznaniu silnych powiązań między fragmentami Gondwany .

Praca Wegenera początkowo nie została powszechnie zaakceptowana, częściowo ze względu na brak szczegółowych dowodów, ale głównie z powodu braku rozsądnego, fizycznie wspieranego mechanizmu. Ziemia mogła mieć solidną skorupę i płaszcz oraz płynne jądro, ale wydawało się, że fragmenty skorupy nie mogą się poruszać. Wielu wybitnych naukowców tamtych czasów, takich jak Harold Jeffreys i Charles Schuchert , było zdeklarowanymi krytykami dryfu kontynentalnego.

Pomimo dużego sprzeciwu pogląd na dryf kontynentalny zyskał poparcie i rozpoczęła się ożywiona debata pomiędzy „wędrowcami” lub „mobilistami” (zwolennikami teorii) a „fiksistami” (przeciwnikami). W latach dwudziestych, trzydziestych i czterdziestych XX wieku pierwszy z nich osiągnął ważne kamienie milowe, sugerując, że prądy konwekcyjne mogły napędzać ruchy płyt i że rozprzestrzenianie się mogło nastąpić pod powierzchnią morza w skorupie oceanicznej. Koncepcje zbliżone do elementów obecnych obecnie w tektonice płyt zostały zaproponowane przez geofizyków i geologów (zarówno fiksistów, jak i mobilistów), takich jak Vening-Meinesz, Holmes i Umbgrove. W 1941 roku Otto Ampferera opisał w swojej publikacji „Myśli o filmie regionu Atlantyku” procesy, które przewidują to, co obecnie nazywa się rozprzestrzenianiem i subdukcją dna morskiego . Jeden z pierwszych dowodów geofizycznych, który potwierdzono ruch płyt litosferycznych, pochodzi z paleomagnetyzmu . Opiera się to na fakcie, że skały w różnym wieku wykazują zmienne pole magnetyczne kierunku, o czym świadczą badania prowadzone od połowy XIX w. Magnetyczne bieguny północne i południowe odwracają się w czasie i, co szczególnie ważne w badaniach paleotektonicznych, względne położenie magnetycznego bieguna północnego zmienia się w czasie. Początkowo, w pierwszej połowie XX wieku, to drugie zjawisko tłumaczono wprowadzeniem tak zwanej „wędrówki polarnej” (patrz: pozorna wędrówka polarna ) (tzn. założono, że położenie bieguna północnego zmieniało się w czasie). Alternatywnym wyjaśnieniem było jednak to, że kontynenty przesunęły się (przesunęły i obróciły) względem bieguna północnego, a tak naprawdę każdy kontynent pokazuje swoją własną „ścieżkę wędrówki polarnej”. Pod koniec lat pięćdziesiątych dwukrotnie udało się wykazać, że dane te mogą wykazać zasadność dryfu kontynentalnego: przez Keitha Runcorna w artykule z 1956 r. i Warrena Careya na sympozjum zorganizowanym w marcu 1956 r.

Drugi dowód na poparcie dryfu kontynentów pojawił się pod koniec lat pięćdziesiątych i na początku lat sześćdziesiątych XX wieku w danych dotyczących batymetrii głębokich dna oceanicznego i charakteru skorupy oceanicznej, takich jak właściwości magnetyczne, a także, szerzej, wraz z rozwojem geologii morza . które dostarczyły dowodów na związek rozprzestrzeniania się dna morskiego wzdłuż grzbietów oceanicznych i odwrócenia pola magnetycznego , opublikowane w latach 1959–1963 przez Heezena, Dietza, Hessa, Masona, Vine & Matthewsa i Morleya.

Jednoczesny postęp we wczesnych technikach obrazowania sejsmicznego w strefach Wadati–Benioff i wokół nich, wzdłuż rowów ograniczających wiele obrzeży kontynentów, wraz z wieloma innymi obserwacjami geofizycznymi (np. grawimetrycznymi) i geologicznymi, pokazał, w jaki sposób skorupa oceaniczna może zniknąć w płaszczu, zapewniając mechanizm zrównoważyć wydłużenie basenów oceanicznych skróceniem ich brzegów.

Wszystkie te dowody, zarówno z dna oceanu, jak i z obrzeży kontynentu, około 1965 roku dały jasno do zrozumienia, że dryf kontynentalny jest możliwy. Teorię tektoniki płyt zdefiniowano w serii artykułów opublikowanych w latach 1965–1967. Teoria ta zrewolucjonizowała nauki o Ziemi, wyjaśniając różnorodny zakres zjawisk geologicznych i ich implikacje w innych badaniach, takich jak paleogeografia i paleobiologia .

Dryf kontynentalny

Pod koniec XIX i na początku XX wieku geolodzy zakładali, że główne cechy Ziemi są niezmienne i że większość cech geologicznych, takich jak rozwój basenów i pasma górskie, można wyjaśnić pionowym ruchem skorupy ziemskiej, opisanym w tak zwanej teorii geosynklinalnej . Ogólnie rzecz biorąc, umieszczano to w kontekście kurczącej się planety Ziemia w wyniku utraty ciepła w ciągu stosunkowo krótkiego czasu geologicznego.

Alfred Wegener na Grenlandii zimą 1912–13.

Już w 1596 roku zaobserwowano, że przeciwległe wybrzeża Oceanu Atlantyckiego – a dokładniej krawędzie szelfów kontynentalnych – mają podobne kształty i wydają się kiedyś do siebie pasować.

Od tego czasu zaproponowano wiele teorii wyjaśniających tę pozorną komplementarność, ale założenie o solidnej Ziemi sprawiło, że te różne propozycje były trudne do zaakceptowania.

Odkrycie radioaktywności i związanych z nią właściwości grzewczych w 1895 r. skłoniło do ponownego zbadania pozornego wieku Ziemi . Zostało to wcześniej oszacowane na podstawie szybkości chłodzenia, przy założeniu, że powierzchnia Ziemi promieniuje jak ciało doskonale czarne . Z obliczeń wynikało to, nawet jeśli zaczęło się od czerwonego upału Ziemia spadłaby do swojej obecnej temperatury za kilka dziesiątków milionów lat. Uzbrojeni w wiedzę o nowym źródle ciepła naukowcy zdali sobie sprawę, że Ziemia będzie znacznie starsza, a jej jądro jest wciąż wystarczająco gorące, aby mogło być płynne.

powstawaniu kontynentów i oceanów przedstawił poważne argumenty na rzecz idei dryfu kontynentalnego . W książce tej (wznowionej w czterech kolejnych wydaniach, aż do ostatniego w 1936 r.) zauważył, jak wschodnie wybrzeże Ameryki Południowej i zachodnie wybrzeże Afryki wyglądały, jakby kiedyś były ze sobą połączone. Wegener nie był pierwszym, który to zauważył ( Abraham Ortelius , Antonio Snider-Pellegrini , Eduard Suess , Roberto Mantovani i Frank Bursley Taylor , żeby wymienić tylko kilku), ale był pierwszym, który zebrał znaczące dowody skamieniałości oraz paleotopograficzne i klimatologiczne na poparcie tej prostej obserwacji (i wsparli go w tym badacze tacy jak Alex du Toit ). Co więcej, gdy warstwy skalne obrzeży odrębnych kontynentów są bardzo podobne, sugeruje to, że skały te powstały w ten sam sposób, co oznacza, że początkowo były połączone. Na przykład w niektórych częściach Szkocji i Irlandii znajdują się skały bardzo podobne do tych występujących w Nowa Fundlandia i Nowy Brunszwik . Co więcej, Kaledońskie Góry w Europie i części Appalachów w Ameryce Północnej mają bardzo podobną strukturę i litologię .

Jednak jego pomysły nie zostały potraktowane poważnie przez wielu geologów, którzy zwrócili uwagę, że nie ma widocznego mechanizmu dryfu kontynentów. W szczególności nie widzieli, w jaki sposób skała kontynentalna może przebić się przez znacznie gęstszą skałę tworzącą skorupę oceaniczną. Wegener nie potrafił wyjaśnić siły, która napędzała dryf kontynentalny, a jego usprawiedliwienie przyszło dopiero po jego śmierci w 1930 roku.

Pływające kontynenty, paleomagnetyzm i strefy sejsmiczności

Globalne epicentra trzęsień ziemi , 1963–1998. Większość trzęsień ziemi występuje w wąskich pasach odpowiadających lokalizacjom granic płyt litosferycznych.

Mapa trzęsień ziemi w 2016 roku

Jak wcześnie zaobserwowano, że chociaż granit istniał na kontynentach, dno morskie wydawało się składać z gęstszego bazaltu , w pierwszej połowie XX wieku dominowała koncepcja, że istniały dwa rodzaje skorupy, zwane „sial” (skorupa typu kontynentalnego). i „sima” (skorupa typu oceanicznego). Co więcej, przypuszczano, że pod kontynentami znajdowała się statyczna powłoka warstw. Dlatego też wydawało się oczywiste, że pod skałami kontynentalnymi leży warstwa bazaltu (sialu).

Jednakże na podstawie nieprawidłowości w odchyleniu linii pionu w Andach w Peru, Pierre Bouguer wywnioskował, że mniej gęste góry muszą mieć rzut w dół do gęstszej warstwy pod spodem. Koncepcję, że góry mają „korzenie”, potwierdził sto lat później George B. Airy , podczas badań himalajskich grawitacja, a badania sejsmiczne wykazały odpowiednie zmiany gęstości. Dlatego do połowy lat pięćdziesiątych XX wieku nierozstrzygnięta pozostawała kwestia, czy korzenie górskie zacisnęły się w otaczającym bazalcie, czy też unosiły się na nim jak góra lodowa.

W XX wieku ulepszenia i szersze wykorzystanie instrumentów sejsmicznych, takich jak sejsmografy, pozwoliły naukowcom dowiedzieć się, że trzęsienia ziemi zwykle koncentrują się w określonych obszarach, zwłaszcza wzdłuż rowów oceanicznych i rozległych grzbietów. Pod koniec lat dwudziestych XX wieku sejsmolodzy zaczęli identyfikować kilka wyraźnych stref trzęsień ziemi, równoległych do rowów, które zazwyczaj były nachylone pod kątem 40–60° od poziomu i sięgały kilkaset kilometrów w głąb Ziemi. Strefy te stały się później znane jako strefy Wadati – Benioffa lub po prostu strefy Benioffa, na cześć sejsmologów, którzy jako pierwsi je rozpoznali, Kiyoo Wadati z Japonii i Hugo Benioff ze Stanów Zjednoczonych. Badania globalnej sejsmiczności znacznie się rozwinęły w latach sześćdziesiątych XX wieku wraz z utworzeniem Światowej Standaryzowanej Sieci Sejsmografów (WWSSN) w celu monitorowania zgodności z traktatem z 1963 r. zakazującym naziemnych testów broni jądrowej. Znacznie ulepszone dane z instrumentów WWSSN umożliwiły sejsmologom dokładne mapowanie stref koncentracji trzęsień ziemi na całym świecie.

Tymczasem wokół zjawiska wędrówki polarnej toczyły się dyskusje. Od wczesnych debat na temat dryfu kontynentów naukowcy omawiali i wykorzystywali dowody na to, że dryf polarny miał miejsce, ponieważ wydawało się, że w przeszłości kontynenty przemieszczały się przez różne strefy klimatyczne. Co więcej, dane paleomagnetyczne wykazały, że biegun magnetyczny również zmieniał się w czasie. Rozumując odwrotnie, kontynenty mogły się przesuwać i obracać, podczas gdy biegun pozostał stosunkowo nieruchomy. Po raz pierwszy dowody magnetycznej wędrówki biegunów wykorzystano do wsparcia ruchów kontynentów w artykule Keitha Runcorna w 1956 r. oraz kolejne prace jego i jego uczniów Teda Irvinga (który właściwie jako pierwszy przekonał się o tym, że paleomagnetyzm sprzyja dryfowi kontynentów) i Kena Creera.

Zaraz po tym odbyło się sympozjum na temat dryfu kontynentalnego na Tasmanii w marcu 1956 r. zorganizowane przez prof. S. Warrena Careya , który był jednym ze zwolenników i propagatorów dryfu kontynentalnego od lat trzydziestych. Podczas tego sympozjum niektórzy uczestnicy wykorzystali dowody w teoria ekspansji skorupy globalnej , teoria zaproponowana przez innych pracowników kilkadziesiąt lat wcześniej. W tej hipotezie przemieszczanie się kontynentów tłumaczy się dużym wzrostem rozmiaru Ziemi od czasu jej powstania. Jednakże, chociaż teoria ta nadal ma zwolenników w nauce, jest ona powszechnie uważana za niezadowalającą, ponieważ nie ma przekonującego mechanizmu, który spowodowałby znaczącą ekspansję Ziemi. Inne prace przeprowadzone w następnych latach wkrótce wykażą, że dowody w równym stopniu potwierdzają dryf kontynentalny na kuli ziemskiej o stałym promieniu.

W latach trzydziestych i późnych pięćdziesiątych prace Veninga-Meinesza , Holmesa, Umbgrove’a i wielu innych nakreśliły koncepcje, które były bliskie lub prawie identyczne ze współczesną teorią tektoniki płyt. W szczególności angielski geolog Arthur Holmes zaproponował w 1920 r., że złącza płyt mogą znajdować się pod powierzchnią morza , a w 1928 r. siłę napędową mogą stanowić prądy konwekcyjne w płaszczu. Często o tych wkładach zapomina się, ponieważ:

W tamtym czasie dryf kontynentalny nie był akceptowany.
Niektóre z tych pomysłów zostały omówione w kontekście porzuconych fiksistycznych idei deformującego się globu bez dryfu kontynentalnego i rozszerzającej się Ziemi.
Zostały opublikowane w okresie skrajnej niestabilności politycznej i gospodarczej, która utrudniała komunikację naukową.
Wiele z nich zostało opublikowanych przez europejskich naukowców i początkowo nie wspomniano o nich lub nie poświęcono im niewielkiej uwagi w artykułach na temat rozprzestrzeniania się dna morskiego opublikowanych przez badaczy amerykańskich w latach sześćdziesiątych XX wieku.

Rozprzestrzenianie się i konwekcja grzbietów śródoceanicznych

W 1947 roku zespół naukowców pod przewodnictwem Maurice’a Ewinga , korzystający ze statku badawczego Instytutu Oceanograficznego Woods Hole Atlantis i szeregu instrumentów, potwierdził istnienie podniesienia poziomu środkowego Oceanu Atlantyckiego i odkrył, że dno morskie pod powierzchnią oceanu warstwa osadów składała się z bazaltu, a nie z granitu, który jest głównym składnikiem kontynentów. Odkryli również, że skorupa oceaniczna jest znacznie cieńsza niż skorupa kontynentalna. Wszystkie te nowe odkrycia zrodziły ważne i intrygujące pytania.

Nowe dane zebrane na temat basenów oceanicznych również wykazały szczególne cechy batymetrii. Jednym z głównych wyników tych zbiorów danych było wykrycie na całym świecie systemu grzbietów śródoceanicznych. Ważnym wnioskiem było to, że wzdłuż tego układu tworzyło się nowe dno oceanu, co doprowadziło do powstania koncepcji „ Wielkiej Globalnej Szczeliny ”. Zostało to opisane w kluczowym artykule Bruce'a Heezena (1960) na podstawie jego pracy z Marie Tharp , co wywołałoby prawdziwą rewolucję w myśleniu. Poważną konsekwencją rozprzestrzeniania się dna morskiego jest ciągłe tworzenie się nowej skorupy wzdłuż grzbietów oceanicznych. Z tego powodu Heezen początkowo opowiadał się za tak zwaną „ rozszerzającą się Ziemią”. ” hipoteza S. Warrena Careya (patrz wyżej). Pozostało zatem pytanie, w jaki sposób można w sposób ciągły dodawać nową skorupę wzdłuż grzbietów oceanicznych bez zwiększania rozmiarów Ziemi. W rzeczywistości pytanie to zostało rozwiązane już przez wielu naukowców podczas w latach czterdziestych i pięćdziesiątych XX wieku, jak Arthur Holmes, Vening-Meinesz, Coates i wielu innych: Nadmiar skorupy znikł wzdłuż tak zwanych rowów oceanicznych, gdzie miała miejsce tak zwana „subdukcja”. Dlatego też, kiedy różni naukowcy we wczesnych latach sześćdziesiątych XX wieku zaczęli rozważać na podstawie dostępnych im danych dotyczących dna oceanu, fragmenty teorii szybko ułożyły się w całość.

Pytanie to szczególnie zaintrygowało Harry'ego Hammonda Hessa , geologa z Uniwersytetu Princeton i kontradmirała Rezerwy Marynarki Wojennej, oraz Roberta S. Dietza , naukowca z US Coast and Geodetic Survey , który jako pierwszy ukuł termin rozprzestrzenianie się dna morskiego . Dietz i Hess (ten pierwszy opublikowali ten sam pomysł rok wcześniej w Nature , ale pierwszeństwo należy do Hessa, który rozprowadził już niepublikowany rękopis swojego artykułu z 1962 r. do 1960 r.) należały do niewielkiej liczby osób, które naprawdę rozumiały szerokie implikacje rozprzestrzeniania się dna morskiego i to, w jaki sposób ostatecznie zgodziłoby się to z ówczesnymi niekonwencjonalnymi i nieakceptowane koncepcje dryfu kontynentalnego oraz eleganckie i mobilistyczne modele proponowane przez poprzednich pracowników, takich jak Holmes.

W tym samym roku Robert R. Coats z US Geological Survey opisał główne cechy subdukcji łuku wyspowego na Wyspach Aleuckich . Jego artykuł, choć wówczas mało zauważany (a czasem nawet wyśmiewany), został od tego czasu nazwany „przełomowym” i „proroczym”. W rzeczywistości pokazuje to, że prace europejskich naukowców dotyczące łuków wysp i pasów górskich, wykonane i opublikowane w latach 30. do 50. XX wieku, znalazły zastosowanie i doceniono także w Stanach Zjednoczonych.

Jeśli skorupa ziemska rozszerzała się wzdłuż grzbietów oceanicznych, Hess i Dietz rozumowali podobnie jak Holmes i inni przed nimi, to gdzie indziej musi się kurczyć. Hess podążył za Heezenem, sugerując, że nowa skorupa oceaniczna w sposób ciągły oddala się od grzbietów ruchem przypominającym taśmę przenośnika. Korzystając z opracowanych wcześniej koncepcji mobilistycznych, słusznie doszedł do wniosku, że wiele milionów lat później skorupa oceaniczna ostatecznie opada wzdłuż obrzeży kontynentów, gdzie tworzą się rowy oceaniczne – bardzo głębokie, wąskie kaniony – np. wzdłuż krawędzi basenu Oceanu Spokojnego . Ważnym krokiem, jaki zrobił Hess, było to, że prądy konwekcyjne były siłą napędową tego procesu, dochodząc do tych samych wniosków, co Holmes kilkadziesiąt lat wcześniej, z tą tylko różnicą, że przerzedzanie skorupy oceanicznej odbywało się przy użyciu mechanizmu rozprzestrzeniania się wzdłuż grzbietów Heezena. Hess doszedł zatem do wniosku, że Ocean Atlantycki rozszerzał się, podczas gdy Ocean Spokojny się zmniejszał. Ponieważ stara skorupa oceaniczna jest „zużywana” w okopach (podobnie jak Holmes i inni uważał, że dzieje się to poprzez pogrubienie litosfery kontynentalnej, a nie, jak obecnie rozumie się, przez wsunięcie na większą skalę samej skorupy oceanicznej w płaszcz). nowa magma unosi się i wybucha wzdłuż rozprzestrzeniających się grzbietów, tworząc nową skorupę. W rezultacie baseny oceaniczne podlegają ciągłemu „recyklingowi”, przy jednoczesnym tworzeniu nowej skorupy i niszczeniu starej litosfery oceanicznej. W ten sposób nowe koncepcje mobilistyczne dokładnie wyjaśniły, dlaczego Ziemia nie powiększa się wraz z rozprzestrzenianiem się dna morskiego, dlaczego na dnie oceanu gromadzi się tak mało osadów i dlaczego skały oceaniczne są znacznie młodsze niż skały kontynentalne.

Paski magnetyczne

Paski magnetyczne na dnie morskim.

Demonstracja pasków magnetycznych. (Im ciemniejszy kolor, tym bliżej normalnej polaryzacji)

Począwszy od lat pięćdziesiątych XX wieku naukowcy tacy jak Victor Vacquier , używając przyrządów magnetycznych ( magnetometrów ) zaadaptowanych z urządzeń pokładowych opracowanych podczas II wojny światowej do wykrywania okrętów podwodnych , zaczęli rozpoznawać dziwne zmiany magnetyczne na dnie oceanu. To odkrycie, choć nieoczekiwane, nie było całkowicie zaskakujące, ponieważ wiadomo było, że bazalt — bogata w żelazo skała wulkaniczna tworząca dno oceanu — zawiera minerał o silnym działaniu magnetycznym ( magnetyt ) i może lokalnie zniekształcać odczyty kompasu. To zniekształcenie zostało dostrzeżone przez islandzkich marynarzy już pod koniec XVIII wieku. Co ważniejsze, ponieważ obecność magnetytu nadaje bazaltowi mierzalne właściwości magnetyczne, te nowo odkryte zmiany magnetyczne zapewniły kolejny sposób na badanie głębokiego dna oceanu. Kiedy nowo uformowana skała ochładza się, rejestruje się takie materiały magnetyczne Ziemskie pole magnetyczne w tamtym czasie.

W miarę jak w latach pięćdziesiątych XX wieku mapowano coraz większą część dna morskiego, zmiany magnetyczne okazały się nie przypadkowymi lub odosobnionymi zdarzeniami, lecz ujawniły rozpoznawalne wzorce. Kiedy te wzory magnetyczne zostały zmapowane na dużym obszarze, dno oceanu ukazywało zebrę : jeden pasek o normalnej polaryzacji i przylegający pasek o odwróconej polaryzacji. Ogólny wzór, zdefiniowany przez te naprzemienne pasma skały o normalnej i odwrotnie spolaryzowanej, stał się znany jako paski magnetyczne i został opublikowany przez Rona G. Masona i współpracowników w 1961 r., który jednak nie znalazł wyjaśnienia tych danych w pod względem rozprzestrzeniania się dna morskiego, jak Vine, Matthews i Morley kilka lat później.

Odkrycie pasków magnetycznych wymagało wyjaśnienia. We wczesnych latach sześćdziesiątych naukowcy, tacy jak Heezen, Hess i Dietz, zaczęli snuć teorie, że grzbiety śródoceaniczne wyznaczają strukturalnie słabe strefy, w których dno oceanu zostało rozerwane na dwie podłużne części wzdłuż grzbietu grzbietu (patrz poprzedni akapit). Nowa magma z głębi Ziemi łatwo unosi się przez te słabe strefy i ostatecznie wybucha wzdłuż grzbietów grzbietów, tworząc nową skorupę oceaniczną. Proces ten, początkowo nazwany „hipotezą pasa przenośnikowego”, a później nazwany rozprzestrzenianiem się dna morskiego, działający przez wiele milionów lat, w dalszym ciągu tworzy nowe dno oceanu w całym systemie grzbietów śródoceanicznych o długości 50 000 km.

Lawrence’a Morleya oraz Freda Vine’a i Drummonda Matthewsa udało się poprawnie ustalić związek pomiędzy rozprzestrzenianiem się dna morskiego a tymi wzorami, obecnie nazywany Hipoteza Vine’a – Matthewsa – Morleya . Hipoteza ta łączyła te wzorce z odwróceniem geomagnetycznym i była poparta kilkoma dowodami:

paski są symetryczne wokół grzbietów grzbietów śródoceanicznych; na grzbiecie grzbietu lub w jego pobliżu skały są bardzo młode i stopniowo starzeją się w miarę oddalania się od grzbietu;
najmłodsze skały w grani zawsze mają dzisiejszą (normalną) polaryzację;
paski skał równoległe do grzbietu grzbietu mają naprzemienną polaryzację magnetyczną (normalna-odwrócona-normalna itp.), co sugeruje, że powstały w różnych epokach, dokumentując (znane już z niezależnych badań) normalne i odwrócone epizody ziemskiego pola magnetycznego.

Wyjaśniając zarówno paski magnetyczne przypominające zebrę, jak i budowę systemu grzbietów śródoceanicznych, hipoteza rozprzestrzeniania się dna morskiego (SFS) szybko zyskała zwolenników i stanowiła kolejny ważny postęp w rozwoju teorii płyt-tektoniki. Co więcej, skorupę oceaniczną zaczęto obecnie doceniać jako naturalny „nagrany na taśmie” historię odwrócenia pola geomagnetycznego (GMFR) ziemskiego pola magnetycznego. Obecnie szeroko zakrojone badania poświęcone są z jednej strony kalibracji wzorców odwrócenia normalnej w skorupie oceanicznej, a z drugiej strony znanym skalom czasowym pochodzącym z datowania warstw bazaltu w sekwencjach osadowych ( magnetostratygrafia ) z drugiej strony, aby uzyskać szacunki dotyczące wcześniejszych szybkości rozprzestrzeniania się i rekonstrukcji płyt.

Definicja i udoskonalenie teorii

Po wszystkich tych rozważaniach, Tektonika Płyt (lub, jak początkowo nazywano ją „Nową Globalną Tektoniką”), szybko została zaakceptowana w świecie naukowym, po czym pojawiły się liczne artykuły, w których zdefiniowano pojęcia:

W 1965 roku Tuzo Wilson , będący od początku propagatorem hipotezy o rozprzestrzenianiu się dna morskiego i dryfu kontynentalnego, dodał do modelu koncepcję uskoków transformacyjnych , uzupełniając klasy typów uskoków niezbędnych do zapewnienia ruchliwości płyt na kuli ziemskiej. ćwiczyć.
W 1965 r. w Royal Society of London odbyło się sympozjum na temat dryfu kontynentalnego, które należy uznać za oficjalny początek akceptacji tektoniki płyt przez społeczność naukową, a którego streszczenia wydano jako Blackett, Bullard & Runcorn (1965 ) . Podczas tego sympozjum Edward Bullard i współpracownicy pokazali za pomocą obliczeń komputerowych, w jaki sposób kontynenty po obu stronach Atlantyku najlepiej pasowałyby do zamknięcia oceanu, co stało się znane jako słynne „dopasowanie Bullarda”.
W 1966 roku Wilson opublikował artykuł, w którym nawiązał do wcześniejszych rekonstrukcji tektonicznych płyt, wprowadzając koncepcję tak zwanego „ cyklu Wilsona ”.
W 1967 roku na spotkaniu Amerykańskiej Unii Geofizycznej W. Jason Morgan zaproponował, że powierzchnia Ziemi składa się z 12 sztywnych płyt, które poruszają się względem siebie.
Dwa miesiące później Xavier Le Pichon opublikował kompletny model oparty na sześciu głównych płytach wraz z ich względnymi ruchami, co oznaczało ostateczną akceptację tektoniki płyt przez społeczność naukową.
W tym samym roku McKenzie i Parker niezależnie zaprezentowali model podobny do modelu Morgana, wykorzystując translacje i obroty na kuli do zdefiniowania ruchów płyt.
Od tego momentu dyskusje skupiały się na względnej roli sił napędzających tektonikę płyt w celu ewolucji od koncepcji kinematycznej do teorii dynamicznej. Początkowo koncepcje te skupiały się na konwekcji w płaszczu, podążając śladami A. Holmesa, a także wprowadziły znaczenie przyciągania grawitacyjnego subdukowanych płyt poprzez prace Elsassera, Solomona, Sleepa, Uyedy i Turcotte'a. Inni autorzy przywoływali zewnętrzne siły napędowe wynikające z oporu pływowego Księżyca i innych ciał niebieskich, a zwłaszcza od 2000 r., wraz z pojawieniem się modeli obliczeniowych odtwarzających zachowanie płaszcza Ziemi w pierwszym rzędzie, kontynuując starsze, ujednolicające koncepcje van Bemmelena, autorzy ponownie ocenili ważną rolę dynamiki płaszcza, .

Implikacje dla biogeografii

Teoria dryfu kontynentalnego pomaga biogeografom wyjaśnić rozbieżne biogeograficzne rozmieszczenie współczesnego życia występującego na różnych kontynentach, ale mającego podobnych przodków . W szczególności wyjaśnia rozmieszczenie ptaków bezgrzebieniowych w Gondwanie i florę Antarktyki .

Rekonstrukcja płyty

Rekonstrukcja służy do ustalenia przeszłych (i przyszłych) konfiguracji płyt, co pomaga określić kształt i skład starożytnych superkontynentów oraz zapewnia podstawę paleogeografii.

Definiowanie granic płyt

Obecne granice płyt są określone przez ich sejsmiczność. Granice płyt w obrębie istniejących płyt identyfikuje się na podstawie różnych dowodów, takich jak obecność ofiolitów wskazujących na zanik oceanów.

Poprzednie ruchy płyt

Uważa się, że ruch tektoniczny rozpoczął się około 3 do 3,5 miliarda lat temu. ^{[ dlaczego? ]}

Dostępne są różne rodzaje informacji ilościowych i półilościowych w celu ograniczenia przeszłych ruchów płyt. Geometryczne dopasowanie między kontynentami, na przykład między Afryką Zachodnią a Ameryką Południową, jest nadal ważną częścią rekonstrukcji płyt. Wzory pasków magnetycznych stanowią wiarygodną wskazówkę dotyczącą względnych ruchów płyt sięgających jurajskiego . Ślady gorących punktów dają rekonstrukcje absolutne, ale są one dostępne tylko z okresu kredy . Starsze rekonstrukcje opierają się głównie na danych dotyczących biegunów paleomagnetycznych, chociaż ograniczają one jedynie szerokość i rotację, ale nie długość geograficzną. Łączenie biegunów o różnym wieku na konkretnej płycie w celu uzyskania pozornych ścieżek wędrówki biegunów zapewnia metodę porównywania ruchów różnych płyt w czasie. Dodatkowe dowody pochodzą z rozmieszczenia niektórych skał osadowych , prowincji fauny przedstawionych przez poszczególne grupy kopalne oraz położenia pasów górotwórczych .

Powstawanie i rozpad kontynentów

Ruch płyt spowodował z biegiem czasu powstawanie i rozpad kontynentów, w tym sporadyczne powstawanie superkontynentu, który zawiera większość lub wszystkie kontynenty. Superkontynent Columbia lub Nuna powstał w okresie i rozpadł się około . Uważa się, że superkontynent Rodinia powstał około 1 miliarda lat temu i obejmował większość lub wszystkie kontynenty Ziemi i rozpadł się na osiem kontynentów wokół. Później osiem kontynentów ponownie połączyło się w inny superkontynent zwany Pangeą ; Pangea rozpadła się na Laurasię (która stała się Ameryką Północną i Eurazją) i Gondwaną (która stała się pozostałymi kontynentami).

że Himalaje , najwyższe pasmo górskie świata, powstały w wyniku zderzenia dwóch głównych płyt. Przed wypiętrzeniem były pokryte Oceanem Tetydy .

Aktualne tablice

W zależności od definicji, istnieje zwykle siedem lub osiem „głównych” płyt: afrykańska , antarktyczna , euroazjatycka , północnoamerykańska , południowoamerykańska , pacyficzna i indoaustralijska . Ta ostatnia jest czasami podzielona na indyjskie i australijskie .

Istnieją dziesiątki mniejszych płyt, z których siedem największych to Arabska , Karaibska , Juan de Fuca , Cocos , Nazca , Morze Filipińskie i Szkocja .

Obecny ruch płyt tektonicznych jest obecnie określany za pomocą zbiorów danych satelitarnych teledetekcji, skalibrowanych za pomocą pomiarów ze stacji naziemnej.

Inne ciała niebieskie (planety, księżyce)

Pojawienie się tektoniki płyt na planetach ziemskich jest związane z masą planet, przy czym oczekuje się, że planety o większej masie niż Ziemia będą wykazywać tektonikę płyt. Ziemia może stanowić przypadek graniczny, ze względu na swoją aktywność tektoniczną dzięki obfitości wody (krzemionka i woda tworzą głęboką eutektykę ).

Wenus

Na Wenus nie ma dowodów na aktywną tektonikę płyt. Istnieją dyskusyjne dowody na aktywną tektonikę w odległej przeszłości planety; litosfera Wenus znacznie zgęstniała w ciągu kilkuset milionów lat) utrudniły określenie przebiegu jej zapisu geologicznego. Jednakże liczne dobrze zachowane kratery uderzeniowe zostały wykorzystane jako metoda datowania w przybliżeniu powierzchni Wenus (ponieważ jak dotąd nie są znane próbki skał Wenus, które można by datować bardziej wiarygodnymi metodami). Wyprowadzone daty mieszczą się przeważnie w przedziale , chociaż obliczono wiek do . Badania te doprowadziły do dość dobrze przyjętej hipotezy, że Wenus co najmniej raz w swojej odległej przeszłości przeszła zasadniczo całkowite wynurzenie się wulkanu, przy czym ostatnie wydarzenie miało miejsce w przybliżeniu w zakresie szacowanego wieku powierzchni. Chociaż mechanizm tak imponującego zdarzenia termicznego pozostaje przedmiotem dyskusji w naukach o Ziemi Wenus, niektórzy naukowcy są zwolennikami procesów obejmujących w pewnym stopniu ruch płyt.

Jednym z wyjaśnień braku tektoniki płyt na Wenus jest to, że temperatury na Wenus są zbyt wysokie, aby mogła występować znaczna ilość wody. Skorupa ziemska jest nasiąknięta wodą, a woda odgrywa ważną rolę w rozwoju stref ścinania . Tektonika płyt wymaga słabych powierzchni w skorupie, po których mogą się poruszać kawałki skorupy ziemskiej, i może się zdarzyć, że na Wenus takie osłabienie nigdy nie miało miejsca z powodu braku wody. Jednakże niektórzy badacze ^{[ kto? ]} pozostają przekonani, że tektonika płyt jest lub była aktywna na tej planecie.

Mars

Mars jest znacznie mniejszy od Ziemi i Wenus, a istnieją dowody na istnienie lodu na jego powierzchni i w skorupie.

W latach 90. zaproponowano, że dychotomia skorupy marsjańskiej powstała w wyniku procesów tektonicznych płyt. Dzisiejsi naukowcy nie zgadzają się z tym i uważają, że powstał on albo w wyniku wypiętrzenia płaszcza marsjańskiego , które pogrubiło skorupę Południowych Wyżyn i utworzyło Tharsis , albo w wyniku gigantycznego uderzenia, które wydobyło Północne Niziny .

Valles Marineris może być granicą tektoniczną.

Obserwacje pola magnetycznego Marsa wykonane przez sondę Mars Global Surveyor w 1999 roku ukazały wzory pasków magnetycznych odkryte na tej planecie. Niektórzy naukowcy zinterpretowali je jako wymagające procesów tektonicznych płyt, takich jak rozprzestrzenianie się dna morskiego. Jednak ich dane nie przeszły „testu odwrócenia pola magnetycznego”, który służy do sprawdzenia, czy powstały w wyniku odwrócenia polaryzacji globalnego pola magnetycznego.

Lodowe satelity

Niektóre satelity Jowisza mają cechy, które mogą być związane z deformacją typu płyt tektonicznych, chociaż materiały i specyficzne mechanizmy mogą różnić się od aktywności płyt tektonicznej na Ziemi . W dniu 8 września 2014 r. NASA poinformowała o znalezieniu dowodów na tektonikę płyt na Europie , satelicie Jowisza, co jest pierwszą oznaką aktywności subdukcji na innym świecie niż Ziemia.

Tytan , największy księżyc Saturna , wykazuje aktywność tektoniczną na zdjęciach wykonanych przez sondę Huygens , która wylądowała na Tytanie 14 stycznia 2005 roku.

Egzoplanety

Na planetach wielkości Ziemi tektonika płyt jest bardziej prawdopodobna, jeśli istnieją oceany wody. Jednakże w 2007 roku dwa niezależne zespoły badaczy doszły do przeciwnych wniosków na temat prawdopodobieństwa wystąpienia tektoniki płyt na większych superziemiach, przy czym jeden zespół stwierdził, że tektonika płyt będzie miała charakter epizodyczny lub stagnacyjny, a drugi stwierdził, że tektonika płyt jest bardzo prawdopodobna na superziemiach. -ziemie, nawet jeśli planeta jest sucha.

Uwzględnienie tektoniki płyt jest częścią poszukiwań pozaziemskiej inteligencji i życia pozaziemskiego .

Zobacz też

Cyrkulacja atmosferyczna – proces rozprowadzający energię cieplną po powierzchni Ziemi
Zasada zachowania momentu pędu – zachowana wielkość fizyczna; rotacyjny analog pędu liniowego
Historia geologiczna Ziemi - sekwencja głównych wydarzeń geologicznych w przeszłości Ziemi
Geodynamika – nauka o dynamice Ziemi
Geosynclina - przestarzała koncepcja geologiczna wyjaśniająca orogeny
GPlates - oprogramowanie aplikacyjne typu open source do interaktywnych rekonstrukcji płyt tektonicznych
Zarys tektoniki płyt - Hierarchiczny przegląd artykułów związanych z tektoniką płyt
Lista cech topograficznych łodzi podwodnych - Kształty terenu i elementy topograficzne oceanów.
Cykl superkontynentalny - quasi-okresowa agregacja i rozprzestrzenianie się skorupy kontynentalnej Ziemi
Tektonika – Proces ewolucji skorupy ziemskiej

Cytaty

Źródła

Książki

Butler, Robert F. (1992). „Zastosowania do paleogeografii” (PDF) . Paleomagnetyzm: domeny magnetyczne terranów geologicznych . Blackwella . ISBN 978-0-86542-070-0 . Zarchiwizowane od oryginału (PDF) w dniu 2010-08-17 . Źródło: 18.06.2010 .
Carey, SW (1958). „Tektoniczne podejście do dryfu kontynentalnego”. W Carey, SW (red.). Continental Drift – sympozjum, które odbyło się w marcu 1956 roku . Hobart, Tasmania: Uniwersytet Tasmanii . s. 177–363. Rozszerzanie Ziemi ze str. 311–49.
Condie, KC (1997). Tektonika płyt i ewolucja skorupy ziemskiej (wyd. 4). Butterwortha-Heinemanna. P. 282. ISBN 978-0-7506-3386-4 . Źródło: 18.06.2010 .
Foulger, Gillian R. (2010). Płyty kontra pióropusze: kontrowersje geologiczne . Wiley-Blackwell . ISBN 978-1-4051-6148-0 .
Frankel, H. (1987). „Debata o dryfie kontynentalnym” . W HT Engelhardt Jr; AL Caplan (red.). Kontrowersje naukowe: studia przypadków dotyczące rozwiązywania i zamykania sporów w nauce i technologii . Wydawnictwo Uniwersytetu Cambridge . ISBN 978-0-521-27560-6 .
Hancock, Paweł L.; Skinner, Brian J.; Dineley, David L. (2000). Oxford Companion do Ziemi . Wydawnictwo Uniwersytetu Oksfordzkiego . ISBN 978-0-19-854039-7 .
Hess, HH (listopad 1962). „Historia basenów oceanicznych” (PDF) . W AEJ Engel; Harold L. James; BF Leonard (red.). Badania petrologiczne: tom na cześć AF Buddingtona . Boulder, Kolorado: Amerykańskie Towarzystwo Geologiczne . s. 599–620.
Holmes, Artur (1978). Zasady geologii fizycznej (wyd. 3). Wiley'a . s. 640–41. ISBN 978-0-471-07251-5 .
Joly, John (1909). Radioaktywność i geologia: opis wpływu energii radioaktywnej na historię Ziemi . Dziennik Geologii . Tom. 18. Londyn: Archibald Constable. P. 36. Kod Bib : 1910JG.....18..568J . doi : 10.1086/621777 . ISBN 978-1-4021-3577-4 .
Kious, W. Jacquelyne; Tilling, Robert I. (luty 1996). „Perspektywa historyczna” . Ta dynamiczna Ziemia: historia tektoniki płyt (red. Online). Służba Geologiczna Stanów Zjednoczonych . ISBN 978-0-16-048220-5 . Źródło: 29.01.2008 . Abrahama Orteliusa w swojej pracy Thesaurus Geographicus… zasugerował, że Ameryki zostały „oderwane od Europy i Afryki… przez trzęsienia ziemi i powodzie… Ślady pęknięcia ujawniają się, jeśli ktoś przyniesie mapę świata i uważnie się zastanowi wybrzeża trzech [kontynentów]”.
Lippsett, Laurence (2006). „Maurice Ewing i Obserwatorium Ziemi Lamont – Doherty” . U Williama Theodore'a De Bary'ego; Jerry Kisslinger; Tom Mathewson (red.). Dziedzictwo życia w Kolumbii . Wydawnictwo Uniwersytetu Columbia . s. 277–97. ISBN 978-0-231-13884-0 . Źródło: 22.06.2010 .
Mały, W.; Fowlera, HW; Coulson, J. (1990). Cebula CT (red.). Krótszy słownik języka angielskiego Oxford: na zasadach historycznych . Tom. II (wyd. 3). Clarendon Press . ISBN 978-0-19-861126-4 .
Lliboutry, L. (2000). Geofizyka ilościowa i geologia . Transakcje Eos . Tom. 82. Springer. P. 480. Kod Bib : 2001EOSTr..82..249W . doi : 10.1029/01EO00142 . ISBN 978-1-85233-115-3 . Źródło: 18.06.2010 .
McKnight, Tom (2004). Geographica: kompletny ilustrowany atlas świata . Nowy Jork, Nowy Jork: Barnes and Noble Books. ISBN 978-0-7607-5974-5 .
Meissner, Rolf (2002). Mała księga planety Ziemia . Nowy Jork , NY: Copernicus Books . P. 202. ISBN 978-0-387-95258-1 .
Meyerhoff, Artur August; Taner, I.; Morris, AEL; Agocs, WB; Kamen-Kaye, M.; Bhat, Mohammad I.; Smoot, N. Christian; Choi, Dong R. (1996). Donna Meyerhoff Hull (red.). Tektonika uderzeniowa: nowa hipoteza globalnej geodynamiki . Solidna Biblioteka Nauk o Ziemi. Tom. 9. Springer Holandia. P. 348. ISBN 978-0-7923-4156-7 .
Moss, SJ; Wilson, MEJ (1998). „Biogeograficzne implikacje trzeciorzędowej ewolucji paleogeograficznej Sulawesi i Borneo” (PDF) . In Hall, R.; Holloway, JD (red.). Biogeografia i ewolucja geologiczna Azji Południowo-Wschodniej . Lejda, Holandia: Backhuys. s. 133–63. ISBN 978-90-73348-97-4 .
Oreskes, Naomi , wyd. (2003). Tektonika płyt: historia współczesnej teorii Ziemi od wtajemniczonych . Widok na zachód. ISBN 978-0-8133-4132-3 .
Czytaj, Herbercie Haroldzie; Watson, Janet (1975). Wprowadzenie do geologii . Nowy Jork, Nowy Jork: zatrzymany. s. 13–15 . ISBN 978-0-470-71165-1 . OCLC 317775677 .
Schmidt, Victor A.; Harbert, William (1998). „Żyjąca maszyna: tektonika płyt”. Planeta Ziemia i nowe nauki o Ziemi (wyd. 3). P. 442. ISBN 978-0-7872-4296-1 . Zarchiwizowane od oryginału w dniu 24.01.2010 . Źródło: 28.01.2008 . „Część 3: Żywa maszyna: Tektonika płyt” . Zarchiwizowane od oryginału w dniu 28.03.2010.
Schubert, Gerald; Turcotte, Donald L.; Olson, Piotr (2001). Konwekcja płaszcza na Ziemi i planetach . Cambridge, Anglia: Cambridge University Press . ISBN 978-0-521-35367-0 .
Stanley, Steven M. (1999). Historia Systemu Ziemi . WH Freemana . s. 211–28. ISBN 978-0-7167-2882-5 .
Stein, Seth; Wysession, Michael (2009). Wprowadzenie do sejsmologii, trzęsień ziemi i struktury Ziemi . Chichester: John Wiley & Sons. ISBN 978-1-4443-1131-0 .
Sverdrup, HU; Johnsona, MW; Fleming, RH (1942). Oceany: ich fizyka, chemia i biologia ogólna . Klify Englewood: Prentice Hall . P. 1087.
Thompson, Graham R. i Turk, Jonathan (1991). Nowoczesna geologia fizyczna . Wydawnictwo Saunders College . ISBN 978-0-03-025398-0 .
Torsvik, Trond Helge; Steinberger, Bernhard (grudzień 2006). „Fra kontinentaldrift til manteldynamikk” [Od dryfu kontynentalnego do dynamiki płaszcza]. Geo (w języku norweskim). 8 : 20–30. Zarchiwizowane od oryginału w dniu 23.07.2011 . Źródło: 22.06.2010 . , tłumaczenie: Torsvik, Trond Helge; Steinberger, Bernhard (2008). „Od dryfu kontynentalnego do dynamiki płaszcza” (PDF) . W Trond Slagstad; Rolv Dahl Gråsteinen (red.). Geologia dla społeczeństwa od 150 lat – dziedzictwo według Kjerulfa . Tom. 12. Trondheim: Norges Geologiske Undersokelse. s. 24–38. Zarchiwizowane od oryginału (PDF) w dniu 23.07.2011. [Norweska Służba Geologiczna, Nauka Popularna].
Turcotte, Dallas; Schubert, G. (2002). "Płyty tektoniczne". Geodynamika (wyd. 2). Wydawnictwo Uniwersytetu Cambridge . s. 1 –21. ISBN 978-0-521-66186-7 .
Wegenera, Alfreda (1929). Die Entstehung der Kontinente und Ozeane (wyd. 4). Brunszwik: Friedrich Vieweg & Sohn Akt. Ges. ISBN 978-3-443-01056-0 .
Wegenera, Alfreda (1966). Pochodzenie kontynentów i oceanów . Przetłumaczone przez Birama Johna. Kurier Dover. P. 246. ISBN 978-0-486-61708-4 .
Winchester, Szymon (2003). Krakatau: Dzień, w którym eksplodował świat: 27 sierpnia 1883 . HarperCollinsa . ISBN 978-0-06-621285-2 .
Yuen, David A.; Maruyama, Shigenori; Karato, Shun-Ichiro; Windley, Brian F., wyd. (2007). Superpióry: poza tektoniką płyt . Dordrecht , Holandia Południowa : Springer . ISBN 978-1-4020-5749-6 .

Artykuły

Andrews-Hanna, Jeffrey C.; Zuber, Maria T.; Banerdt, W. Bruce (2008). „Basen Borealis i pochodzenie dychotomii skorupy marsjańskiej”. Natura . 453 (7199): 1212–15. Kod Biblijny : 2008Natur.453.1212A . doi : 10.1038/natura07011 . PMID 18580944 . S2CID 1981671 .
Blacketta, PMS; Bullard, E.; Runcorn, SK, wyd. (1965). Sympozjum na temat dryfu kontynentalnego, które odbyło się 28 października 1965 r . Transakcje filozoficzne Towarzystwa Królewskiego A. Tom. 258. Towarzystwo Królewskie w Londynie. P. 323.
Bostrom, RC (31 grudnia 1971). „Przesunięcie litosfery na zachód”. Natura . 234 (5331): 536–38. Bibcode : 1971Natur.234..536B . doi : 10.1038/234536a0 . S2CID 4198436 .
Connerney, JEP; Acuña, MH; Wasilewski, PJ; Ness, Karolina Północna; Rème H.; Mazelle C.; Vignes D.; Lin RP; Mitchell DL; Cloutier PA (1999). „Linie magnetyczne w starożytnej skorupie Marsa” . Nauka . 284 (5415): 794–98. Bibcode : 1999Sci...284..794C . doi : 10.1126/science.284.5415.794 . PMID 10221909 .
Connerney, JEP; Acuña, MH; Ness, Karolina Północna; Kletetschka, G.; Mitchell, Dallas; Lin, Republika Południowej Afryki; Rème, H. (2005). „Tektoniczne implikacje magnetyzmu skorupy Marsa” . Proceedings of National Academy of Sciences . 102 (42): 14970–175. Kod Bib : 2005PNAS..10214970C . doi : 10.1073/pnas.0507469102 . PMC 1250232 . PMID 16217034 .
Conrad, Clinton P.; Lithgow-Bertelloni, Karolina (2002). „Jak płyty płaszcza napędzają tektonikę płyt” . Nauka . 298 (5591): 207–09. Bibcode : 2002Sci...298..207C . doi : 10.1126/science.1074161 . PMID 12364804 . S2CID 36766442 . Zarchiwizowane od oryginału w dniu 2009-09-20.
Dietz, Robert S. (czerwiec 1961). „Ewolucja kontynentu i basenu oceanicznego poprzez rozprzestrzenianie się dna morskiego”. Natura . 190 (4779): 854–57. Bibcode : 1961Natur.190..854D . doi : 10.1038/190854a0 . S2CID 4288496 .
van Dijk, Janpieter; Okkes, FW Mark (1990). „Analiza stref ścinania w Kalabrii; implikacje dla geodynamiki środkowej części Morza Śródziemnego”. Rivista Italiana di Paleontologia i Stratigrafia . 96 (2–3): 241–70.
van Dijk, JP; Okkesa, FWM (1991). „Tektostratygrafia neogenu i kinematyka basenów kalabryjskich: implikacje dla geodynamiki środkowej części Morza Śródziemnego”. Tektofizyka . 196 (1): 23–60. Bibcode : 1991Tectp.196...23V . doi : 10.1016/0040-1951(91)90288-4 .
van Dijka, Janpietera (1992). „Ewolucja basenu przedłukowego późnego neogenu w łuku kalabryjskim (środkowa część Morza Śródziemnego). Stratygrafia sekwencji tektonicznej i dynamiczna geohistoria. Ze szczególnym uwzględnieniem geologii środkowej Kalabrii” . Geologica Ultraiectina . 92 : 288. Zarchiwizowane od oryginału w dniu 20.04.2013 r.
Frankel, Henry (lipiec 1978). „Arthur Holmes i dryf kontynentalny”. Brytyjski dziennik historii nauki . 11 (2): 130–50. doi : 10.1017/S0007087400016551 . JSTOR 4025726 . S2CID 145405854 .
Harrisona, CGA (2000). „Pytania dotyczące linii magnetycznych w starożytnej skorupie Marsa” . Nauka . 287 (5453): 547a. doi : 10.1126/science.287.5453.547a .
Heezen, B. (1960). „Rozłam w dnie oceanu”. Naukowy Amerykanin . 203 (4): 98–110. Bibcode : 1960SciAm.203d..98H . doi : 10.1038/scientificamerican1060-98 .
Heirtzler, James R.; Le Pichon, Xavier; Baron, J. Gregory (1966). „Anomalie magnetyczne nad grzbietem Reykjanes”. Badania głębinowe . 13 (3): 427–32. Kod Bib : 1966DSRA...13..427H . doi : 10.1016/0011-7471(66)91078-3 .
Holmes, Artur (1928). „Radioaktywność i ruchy Ziemi”. Transakcje Towarzystwa Geologicznego w Glasgow . 18 (3): 559–606. doi : 10.1144/transglas.18.3.559 . S2CID 122872384 .
Kasting, James F. (1988). „Uciekająca i wilgotna atmosfera szklarniowa oraz ewolucja Ziemi i Wenus” . Ikar . 74 (3): 472–94. Bibcode : 1988Icar...74..472K . doi : 10.1016/0019-1035(88)90116-9 . PMID 11538226 .
Korgen, Ben J. (1995). „Głos z przeszłości: John Lyman i historia tektoniki płyt” . Oceanografia . 8 (1): 19–20. doi : 10.5670/oceanog.1995.29 .
Lippsett, Laurence (2001). „Maurice Ewing i Obserwatorium Ziemi Lamont – Doherty” . Żywe Dziedzictwo . Źródło : 2008-03-04 .
Lovett, Richard A. (24 stycznia 2006). „Księżyc ciągnie kontynenty na zachód, mówi naukowiec” . Wiadomości National Geographic .
Lyman, J.; Fleming, RH (1940). „Skład wody morskiej”. Journal of Marine Research . 3 : 134–46.
Krzyżówka, Claire; Coltice, Nicolas; Seton, Maria; Müller, R. Dietmar; Tackley, Paul J. (2016). „Subdukcja kontroluje rozmieszczenie i fragmentację ziemskich płyt tektonicznych” . Natura . 535 (7610): 140–43. Bibcode : 2016Natur.535..140M . doi : 10.1038/natura17992 . ISSN 0028-0836 . PMID 27309815 . S2CID 4407214 . Zarchiwizowane od oryginału w dniu 24.09.2016 r . Pobrano 2016-09-15 .
Maruyama, Shigenori (1994). „Tektonika pióropuszów” . Journal of Geological Society of Japan . 100 : 24–49. doi : 10.5575/geosoc.100.24 .
Masona, Ronalda G.; Raff, Arthur D. (1961). „Badanie magnetyczne u zachodniego wybrzeża Stanów Zjednoczonych pomiędzy 32° szerokości geograficznej północnej a 42° szerokości geograficznej północnej”. Biuletyn Towarzystwa Geologicznego Ameryki . 72 (8): 1259–66. Kod Biblioteki : 1961GSAB...72.1259M . doi : 10.1130/0016-7606(1961)72[1259:MSOTWC]2.0.CO;2 . ISSN 0016-7606 .
McKenzie, D.; Parker, Republika Południowej Afryki (1967). „Północny Pacyfik: przykład tektoniki na kuli”. Natura . 216 (5122): 1276–1280. Bibcode : 1967Natur.216.1276M . doi : 10.1038/2161276a0 . S2CID 4193218 .
Moore, George W. (1973). „Zachodnie opóźnienie pływowe jako siła napędowa tektoniki płyt”. Geologia . 1 (3): 99–100. Kod Biblijny : 1973Geo.....1...99M . doi : 10.1130/0091-7613(1973)1<99:WTLATD>2.0.CO;2 . ISSN 0091-7613 .
Morgan, W. Jason (1968). „Wzniesienia, rowy, wielkie uskoki i bloki skorupy ziemskiej” (PDF) . Journal of badań geofizycznych . 73 (6): 1959–182. Kod Biblijny : 1968JGR....73.1959M . doi : 10.1029/JB073i006p01959 .
Le Pichon, Xavier (15 czerwca 1968). „Rozprzestrzenianie się dna morskiego i dryf kontynentalny”. Journal of badań geofizycznych . 73 (12): 3661–97. Kod Biblijny : 1968JGR....73.3661L . doi : 10.1029/JB073i012p03661 .
Quilty, Patrick G.; Banki, Maxwell R. (2003). „Samuel Warren Carey, 1911–2002” . Wspomnienia biograficzne . Australijska Akademia Nauk . Zarchiwizowane od oryginału w dniu 21.12.2010 . Źródło: 19.06.2010 . Wspomnienia te zostały pierwotnie opublikowane w Historical Records of Australian Science (2003) 14 (3).
Raff, Arthur D.; Mason, Roland G. (1961). „Badanie magnetyczne u zachodniego wybrzeża Stanów Zjednoczonych między 40 a 52 ° szerokości geograficznej północnej”. Biuletyn Towarzystwa Geologicznego Ameryki . 72 (8): 1267–70. Kod Biblioteki : 1961GSAB...72.1267R . doi : 10.1130/0016-7606(1961)72[1267:MSOTWC]2.0.CO;2 . ISSN 0016-7606 .
Runcorn, SK (1956). „Paleomagnetyczne porównania między Europą i Ameryką Północną”. Postępowanie, Stowarzyszenie Geologiczne Kanady . 8 (1088): 7785. Bibcode : 1965RSPTA.258....1R . doi : 10.1098/rsta.1965.0016 . S2CID 122416040 .
Scalera, G. i Lavecchia, G. (2006). „Granice nauk o Ziemi: nowe idee i interpretacje” . Roczniki Geofizyki . 49 (1). doi : 10.4401/ag-4406 .
Scoppola, B.; Boccaletti, D.; Bevis, M.; Carminati, E.; Doglioni, C. (2006). „Dryf litosfery na zachód: opór obrotowy?”. Biuletyn Towarzystwa Geologicznego Ameryki . 118 (1–2): 199–209. Kod Bib : 2006GSAB..118..199S . doi : 10.1130/B25734.1 .
Segew, A (2002). „Bazalty powodziowe, rozpad kontynentów i rozproszenie Gondwany: dowody na okresową migrację wypływów płaszcza upwellingowego (pióropuszy)” . Seria publikacji specjalnych EGU Stephana Muellera . 2 : 171–91. Kod Bib : 2002SMSPS...2..171S . doi : 10.5194/smsps-2-171-2002 .
Sen, Norman H. (1994). „Tektonika płyt marsjańskich” (PDF) . Journal of badań geofizycznych . 99 (E3): 5639. Bibcode : 1994JGR....99.5639S . CiteSeerX 10.1.1.452.2751 . doi : 10.1029/94JE00216 . ^{[ stały martwy link ]}
Soderblom, Laurence A.; Tomasko, Martin G.; Archinal, Brent A.; Becker, Tammy L.; Bushroe, Michael W.; Kucharz, Debbie A.; Doose, Lyn R.; Galuszka, Donna M.; Zając, Trent M.; Howington-Kraus, Elpitha; Karkoschka, Erich; Kirk, Randolph L.; Lunine, Jonathan I.; McFarlane, Elisabeth A.; Redding, Bonnie L.; Rizk, Bashar; Rosiek, Marek R.; Widzisz, Charles; Smith, Peter H. (2007). „Topografia i geomorfologia miejsca lądowania Huygens na Tytanie” . Nauki o planetach i kosmosie . 55 (13): 2015–24. Kod Biblijny : 2007P&SS...55.2015S . doi : 10.1016/j.pss.2007.04.015 .
Spence, William (1987). „Przyciąganie płyt i sejsmotektonika subdukcji litosfery” (PDF) . Recenzje Geofizyki . 25 (1): 55–69. Kod Bib : 1987RvGeo..25...55S . doi : 10.1029/RG025i001p00055 .
Szpieg, Fred; Kuperman, William (2003). „Morskie Laboratorium Fizyczne w Scripps” . Oceanografia . 16 (3): 45–54. doi : 10.5670/oceanog.2003.30 .
Tanimoto, Toshiro; Lay, Thorne (7 listopada 2000). „Dynamika płaszcza i tomografia sejsmiczna” . Proceedings of National Academy of Sciences . 97 (23): 12409–110. Kod Bib : 2000PNAS...9712409T . doi : 10.1073/pnas.210382197 . PMC 34063 . PMID 11035784 .
Thomson, W. (1863). „O świeckim ochłodzeniu ziemi”. Magazyn filozoficzny . 4 (25): 1–14. doi : 10.1080/14786446308643410 .
Torsvik, Trond H.; Steinberger, Bernhard; Gurnis, Michael; Gaina, Carmen (2010). „Tektonika płyt i rotacja litosfery netto w ciągu ostatnich 150 milionów lat” (PDF) . Listy z zakresu nauk o Ziemi i planetach . 291 (1–4): 106–12. Kod Bib : 2010E&PSL.291..106T . doi : 10.1016/j.epsl.2009.12.055 . hdl : 10852/62004 . Zarchiwizowane od oryginału (PDF) w dniu 2011-05-16 . Źródło: 18.06.2010 .
Walencja, Diana; O'Connell, Richard J.; Sasselov, Dimitar D (listopad 2007). „Nieuchronność tektoniki płyt na superziemiach”. Listy do dzienników astrofizycznych . 670 (1): L45 – L48. arXiv : 0710.0699 . Kod Bib : 2007ApJ...670L..45V . doi : 10.1086/524012 . S2CID 9432267 .
Van Bemmelena, RW (1976). „Tektonika płyt i model undacji: porównanie”. Tektofizyka . 32 (3): 145–182. Bibcode : 1976Tectp..32..145V . doi : 10.1016/0040-1951(76)90061-5 .
Van Bemmelen, RW (1972), „Modele geodynamiczne, ocena i synteza”, Developments in Geotectonics , Amsterdam: Elsevies Publ. Komp., tom. 2
Vine, Floryda; Matthews, DH (1963). „Anomalie magnetyczne nad grzbietami oceanicznymi”. Natura . 199 (4897): 947–949. Bibcode : 1963Natur.199..947V . doi : 10.1038/199947a0 . S2CID 4296143 .
Wegener, Alfred (6 stycznia 1912). „Die Herausbildung der Grossformen der Erdrinde (Kontinente und Ozeane), auf geophysikalischer Grundlage” (PDF) . Petermanns Geographische Mitteilungen . 63 : 185–95, 253–56, 305–09. Zarchiwizowane od oryginału (PDF) w dniu 2010-07-05.
Wezel, F.-C. (1988). „Pochodzenie i ewolucja łuków”. Tektofizyka . 146 (1–4). doi : 10.1016/0040-1951(88)90079-0 .
Biały, R.; McKenzie, D. (1989). „Magmatyzm w strefach ryftów: powstawanie wulkanicznych obrzeży kontynentalnych i bazaltów powodziowych”. Journal of badań geofizycznych . 94 : 7685–729. Kod Biblijny : 1989JGR....94.7685W . doi : 10.1029/JB094iB06p07685 .
Wilson, JT (8 czerwca 1963). „Hipoteza dotycząca zachowania Ziemi”. Natura . 198 (4884): 849–65. Bibcode : 1963Natur.198..925T . doi : 10.1038/198925a0 . S2CID 28014204 .
Wilson, J. Tuzo (lipiec 1965). „Nowa klasa uskoków i ich wpływ na dryf kontynentalny” (PDF) . Natura . 207 (4995): 343–47. Bibcode : 1965Natur.207..343W . doi : 10.1038/207343a0 . S2CID 4294401 . Zarchiwizowane od oryginału (PDF) w dniu 2010-08-06.
Wilson, J. Tuzo (13 sierpnia 1966). „Czy Atlantyk zamknął się, a następnie ponownie otworzył?”. Natura . 211 (5050): 676–81. Bibcode : 1966Natur.211..676W . doi : 10.1038/211676a0 . S2CID 4226266 .
Zhen Shao, Huang (1997). „Prędkość płyt kontynentalnych” . Podręcznik fizyki . Zarchiwizowane od oryginału w dniu 2012-02-11.
Zhao, Guochun; Cawood, Peter A.; Wilde, Simon A.; Słońce, M. (2002). „Przegląd globalnych orogenów Ga 2,1–1,8: implikacje dla superkontynentu sprzed Rodinii”. Recenzje nauk o Ziemi . 59 (1): 125–62. Kod Bib : 2002ESRv...59..125Z . doi : 10.1016/S0012-8252(02)00073-9 .
Zhao, Guochun; Słońce, M.; Wilde, Simon A.; Li, SZ (2004). „Superkontynent paleo-mezoproterozoiczny: montaż, wzrost i rozpad” . Recenzje nauk o Ziemi (przesłany manuskrypt). 67 (1): 91–123. Kod Biblioteki : 2004ESRv...67...91Z . doi : 10.1016/j.earscirev.2004.02.003 .
Zhong, Shijie; Zuber, Maria T. (2001). „Konwekcja w płaszczu stopnia 1 i dychotomia skorupy ziemskiej na Marsie” (PDF) . Listy z zakresu nauk o Ziemi i planetach . 189 (1–2): 75–84. Kod Bib : 2001E&PSL.189...75Z . CiteSeerX 10.1.1.535.8224 . doi : 10.1016/S0012-821X(01)00345-4 .
Hofmeister, Anne M., Criss, Robert E. i Criss, Everett M. (2022), „Powiązania energetyki planetarnej z rozmiarem księżyca, orbitą i spinem planet: nowy mechanizm dla tektoniki płyt”., W: Foulger , GR, Hamilton, LC, Jurdy, DM, Stein, CA, Howard, KA i Stein, S. (red.); śladami Warrena B. Ahmiltona: nowe idee w naukach o Ziemi; Geological Society of America, dokument specjalny, 553, 10 s. , doi : 10.1029/2008JB006008 , S2CID 10079174 {{ cytat }} : CS1 maint: wiele nazw: lista autorów ( link )
Doglioni, C. (1990), „Globalny wzór tektoniczny.”, J. Geodyn., 12, 21-38. , 12 (1): 21–38, Bibcode : 1990JGeo...12...21D , doi : 10.1016/0264-3707(90)90022-M

Coates, Robert R. (1962), „Typ magmy i struktura skorupy ziemskiej w łuku aleuckim.”, W: The Crust of the Pacific Basin. Monografia Amerykańskiej Unii Geofizycznej, 6, s. 92–109. , Seria monografii geofizycznych, 6 : 92, Bibcode : 1962GMS.....6...92C , doi : 10.1029/GM006p0092 , ISBN 9781118669310

Linki zewnętrzne

Ta dynamiczna Ziemia: historia tektoniki płyt . USGS .
Zrozumienie tektoniki płyt . USGS .
Wyjaśnienie sił tektonicznych . Przykład obliczeń pokazujących, że obrót Ziemi może być siłą napędową.
Ptak, P. (2003); Zaktualizowany cyfrowy model granic płyt .
Mapa płyt tektonicznych Zarchiwizowana 12.01.2017 w Wayback Machine .
Szacunki i informacje dotyczące prędkości płyty MORVEL . C. DeMets, D. Argus i R. Gordon.
Plate Tectonics w programie In Our Time w BBC
Model płytowy ptaka 2003 w Mapach Google

Filmy

Khan Academy Wyjaśnienie dowodów
750 milionów lat globalnej aktywności tektonicznej . Film.
Wiele filmów przedstawiających ruchy płyt tektonicznych Kwarc 31 grudnia 2015 r

Ziemia
Atmosfera	Atmosfera Ziemi Prebiotyczna atmosfera Troposfera Stratosfera Mezosfera Termosfera Egzosfera Pogoda
Klimat	System klimatyczny Balans energetyczny Zmiana klimatu Zmienność i zmiany klimatu Klimatologia Paleoklimatologia
Kontynenty	Afryka Antarktyda Azja Australia Europa Ameryka północna Ameryka Południowa
Kultura i społeczeństwo	Lista terytoriów zależnych suwerennych państw W kulturze Dzień Ziemi Flaga Symbol Ekonomia swiata Etymologia Historia świata Strefy czasowe Świat
Środowisko	Biom Biosfera Cykle biogeochemiczne Ekologia Ekosystem Wpływ człowieka na środowisko Ewolucyjna historia życia Natura
Geodezja	Kartografia Mapowanie cyfrowe Orbita Ziemi Astronomia geodezyjna Geomatyka Powaga Nawigacja Teledetekcja Geopozycjonowanie Wirtualny globus
Geofizyka	Struktura Ziemi Dynamika płynów Geomagnetyzm Magnetosfera Fizyka minerałów Sejsmologia Płyty tektoniczne Przetwarzanie sygnałów Tomografia
Geologia	Wiek Ziemi Nauka o Ziemi Skrajności na Ziemi Przyszły Historia geologiczna Geologiczna skala czasu Zapis geologiczny Historia Ziemi
Oceany	Antarktyka/Ocean Południowy Ocean Arktyczny Ocean Atlantycki Ocean Indyjski Pacyfik Oceanografia
Nauka planetarna	Ewolucja Układu Słonecznego Geologia planet słonecznych Lokalizacja we wszechświecie Księżyc Układ Słoneczny
Kategoria Lud Zarys Portal światowy Portal nauk o Ziemi Portal geologiczny Portal Układu Słonecznego

Zasady i procesy geologiczne
Zasady stratygraficzne	Zasada pierwotnej poziomości Prawo superpozycji Zasada ciągłości bocznej Zasada relacji przekrojowych Zasada sukcesji fauny Zasada wtrąceń i składników Prawo Walthera
Zasady petrologiczne	Natrętny Wytworny Wulkaniczny Łuszczenie się Zwietrzenie Tworzenie gleby Diageneza Zagęszczanie Metamorfizm
Procesy geomorfologiczne	Płyty tektoniczne Tektonika soli Wypiętrzenie tektoniczne Osiadanie Transgresja morska Regresja morska
Transport osadów	Procesy rzeczne Procesy eoliczne Procesy lodowcowe Procesy masowego marnowania
Portal geologiczny

Geologia
Przeglądy	Zarys geologii Słowniczek geologii Historia geologii Indeks artykułów z geologii
Historia geologii	Geochronologia Historia geologiczna Ziemi Kalendarium geologii
Skład i struktura	Geochemia Krystalografia Mineralogia Petrologia Sedymentologia
Geologia historyczna	Stratygrafia Paleontologia Paleoklimatologia Paleogeografia
Ruch	Geologia strukturalna Geodynamika Płyty tektoniczne Geomorfologia Wulkanologia
Woda	Glacjologia Hydrogeologia Geologia morza
Geodezja	Kartografia Orbita Ziemi Astronomia geodezyjna Geomatyka Grawitacja Ziemi Geodezja planetarna Teledetekcja Geopozycjonowanie
Geofizyka	Geomagnetyzm Badania geofizyczne Geofizyka planet Sejsmologia Tektofizyka
Aplikacje	Biogeologia Geologia ekonomiczna Geologia inżynierska Geologia środowiska Geologia planet Geobiologia Modelowanie geologiczne Geologia sądowa Geofizyka sądowa Geologia górnicza
Zawody	Geolog Geolog naftowy Wulkanolog
Portal geologiczny Geologia Geologia

Płyty tektoniczne
Główne płyty	afrykanin Antarktyda eurazjatycki Indo-australijski australijski indyjski północno Amerykański Pacyfik latynoamerykanin
Drobne talerze	Amurski arabski Birma Karaiby Karolina Kokosy indyjski Nazca Nowe Hebrydy Ochock Filipiny Szkocja somalijski Sunda Jangcy
Mikropłytki	adriatycki Morze Egejskie Anatolijski Rafa Balmoral Morze Bandy Głowa ptaka Koziorożec Coiba Rafa Conway Wielkanoc poszukiwacz Futuna Galapagos Gonave Gorda Grenlandia Halmahera iberyjski irański Juana de Fuca Juana Fernándeza Kerguelena Kermadec Lwandle Madagaskar Malpelo Manus Maoke Mariana Morze Moluckie Niuafo'ou Andy Północne Północnego Bismarcka Północne Galapagos Okinawa Panama Pelso Filipiński pas mobilny Rivera Rowuma Sangihe Seszele Szetlandy Morze Salomona Południe Bismarcka Sandwich Południowy Timor Cisa Tonga Wiktoria Lerka
Starożytne talerze	bałtycki Bellingshausena Charcota Cymmeria Farallon Wyspiarski Międzygórskie Izanagi Kula Lhasa Malwiny Moa Feniks
Grzbiety oceaniczne	Grań Adenu Grzbiet Carlsberga Środkowy Grzbiet Indyjski Grzbiet Chile Wzgórze Kokosowe Wzrost Wschodniego Pacyfiku Grzbiet Odkrywcy Grzbiet Gakkel Centrum rozprzestrzeniania Galapagos Grzbiet Gordy Grzbiet Juana de Fuca Grzbiet Środkowoatlantycki Grzbiet Knipowicza Grzbiet Kolbeinseya Grań Mohnsa Grzbiet Reykjanes Grzbiet Pacyfikowo-Antarktyczny Grzbiet Południowoamerykańsko-Antarktyczny Południowo-wschodni grzbiet Indii Południowo-zachodni grzbiet Indii
Starożytne grzbiety oceaniczne	Grzbiet Aegiru Grań Alfa Grzbiet Kula-Farallon Grzbiet Środkowego Labradoru Grzbiet Pacyfiku i Farallon Grzbiet Pacyfiku-Kula Grzbiet Feniksa
Portal geologiczny Lista Kategoria Lud