Twoja wyszukiwarka

STANISŁAW MUSIELAK RYSZARD KOTLIŃSKI
ROZWÓJ OCEANÓW
Wiedza i Życie nr 8/1998
Artykuł pochodzi z "Wiedzy i Życia" nr 8/1998

POWSTANIE WSPÓŁCZESNEGO OCEANU I ROZWÓJ GEOLOGICZNY JEGO PODŁOŻA WIĄŻĄ SIĘ ŚCIŚLE Z EWOLUCJĄ CAŁEJ KULI ZIEMSKIEJ.

Współczesny wszechocean dzielony jest najczęściej na trzy główne obszary: Ocean Spokojny (Pacyfik), Ocean Indyjski i Ocean Atlantycki. W porównaniu z obecnym rozmieszczeniem tych oceanów na kuli ziemskiej ich dawne położenie było zmienne. Rekonstrukcje wskazują, że zmieniały się ich zasięg i głębokość. Początek okresu formowania współczesnych nam oceanów związany jest z powstaniem skorupy oceanicznej i miał miejsce znacznie później niż dotychczas sądzono - obecnie przyjmuje się, że stało się to po środkowej jurze, a więc stosunkowo niedawno (około 170 mln lat temu). Oceany, mając wiele cech wspólnych, odznaczają się równocześnie swoistą dla każdego z nich historią rozwoju rzeźby dna.

Kontynenty najczęściej graniczą bezpośrednio z oceanami, a na Pacyfiku oddzielone są od nich basenami tzw. mórz marginalnych i łukami wysp (ryc. 1). Skorupa ziemska, oddzielona od płaszcza powierzchnią nieciągłości Mohorovicicia (Moho), na obszarze oceanów jest kilkakrotnie cieńsza niż na kontynentach. Skorupa typu kontynentalnego obejmuje łącznie około 37% powierzchni Ziemi, w tym 25% to lądy, a około 12% szelfy, które sięgają zwykle do głębokości 200 m. Na obszarach przyległych do niektórych kontynentów są one bardzo wąskie, tak jak np. u zachodnich wybrzeży Ameryki Południowej, lub bardzo szerokie, jak w przypadku mórz arktycznych. Nachylenie szelfów w zasadzie nie przekracza 0.1°. Dalej od brzegów szelfy przechodzą w górną część stoków kontynentalnych, które odznaczają się większym przeciętnym nachyleniem dna, dochodzącym nawet do 6°. Charakterystycznym elementem rzeźby stoku kontynentalnego są podmorskie kaniony. Zarówno stok, jak i jego podnóże stanowią strefę związaną jeszcze ze skorupą kontynentalną. Cechą wyróżniającą dno oceaniczne, obok aktywnego wulkanizmu, jest bardziej widoczna niż na lądach obecność licznych stref uskokowych. Skorupa oceaniczna odznacza się też większą średnią gęstością występujących w niej skał (ryc. 2).

Ryc. 1. Granice kontynentalnych i oceanicznych płyt litosfery

Tworzenie się wód oceanicznych było wynikiem działania długotrwałego procesu odgazowania górnego płaszcza Ziemi. Z danych paleogeograficznych wynika, że woda oceanów pochodzi z bazaltów lądowych i oceanicznych, przy czym te ostatnie dały jej dziesięciokrotnie więcej. Główny etap odgazowania płaszcza Ziemi nastąpił między 4.6 a 2.5 mld lat temu. Proces ten trwa nieprzerwanie aż do dziś - jego intensywność jest jednak znacznie mniejsza. Wiadomo jednak, że skład chemiczny wód oceanicznych, ich objętość i wewnętrzna struktura ukształtowały się ostatecznie po okresie jurajskim, tj. w ciągu ostatnich 170 mln lat. W tym też czasie rozpoczęło się formowanie skorupy oceanicznej. Świadczą o tym wyniki wierceń geologicznych, wykonanych w ramach programu DSDP (Deep Sea Drilling Project), oraz wiek liniowych anomalii magnetycznych. Dokładna analiza danych uzyskanych w badaniach dna oceanicznego prowadzi do wniosku, że w powstaniu bazaltowej skorupy oceanicznej decydującą rolę odegrały procesy wulkaniczno-magmowe.

W dnie oceanicznym wyróżnia się kilka głównych stref o odmiennym ukształtowaniu rzeźby, których tworzenie się jest wiązane przede wszystkim ze zróżnicowanym rozwojem skorupy oceanicznej i procesami tektonicznymi, prze-biegającymi na granicach płyt kontynentalnych i oceanicznych. Mechanizm powstania oceanów w wyniku rozszerzania się tej skorupy w okresie mezozoiczno-kenozoicznym nie jest już dziś przez nikogo podawany w wątpliwość. W każdym z oceanów procesy przeobrażania skorupy oceanicznej przebiegały w podobny sposób, jednak różne były zasięg, intensywność i tempo tych przekształceń. W historii rozwoju oceanów wyróżnić można pięć głównych etapów, które można poznać, podążając od wybrzeży ku otwartemu morzu (ryc. 3).

ETAP I: NARODZINY

170 mln lat temu, tj. na przełomie jury środkowej i późnej, rozpoczął się wstępny etap przeobrażeń górnej części litosfery, obejmujący obecne peryferyjne, przykontynentalne części dna oceanicznego. Odznaczają się one regularnym rozkładem namagnesowania skał bazaltowych podłoża oraz dużą ich miąższością, sięgającą ponad 8 km, przy grubości pokrywy osadowej rzędu 1000 m. Elementy rzeźby dna oceanu, których obecny kształt zdeterminowany został już w tym okresie, obejmują brzeżne części oceanów, w tym szelfy oraz górne części stoków kontynentalnych, rozwinięte na skorupie kontynentalnej.

ETAP II: BASENY OCEANICZNE

W obrębie basenów oceanicznych, na głębokościach od 4500 do 6000 m, występuje rozległa strefa równi abisalnych, rozwinięta na skorupie oceanicznej. Łagodna, pagórkowata, w zasadzie monotonna rzeźba powierzchni równi urozmaicana jest obecnością podmorskich gór wulkanicznych (gujotów), pojedynczych bądź tworzących podmorskie łańcuchy, jak ma to miejsce w zachodniej części Pacyfiku. W kierunku grzbietów śródoceanicznych dno stopniowo wznosi się do średnich głębokości 1500-3000 m. Równie abisalne zajmują około 42% dna oceanicznego. Na obszary o głębokości poniżej 6000 m, tzw. strefy hadalne, przypada zaledwie 1.4% powierzchni dna.

Ryc. 2. Uproszczony schemat budowy skorupy ziemskiej z zaznaczeniem różnic między skorupami oceaniczną i kontynentalną. Liczby w białych kółkach oznaczają średnią gęstość skał w g/cm3

Skorupa oceaniczna w obrębie basenów powstawała w okresie od 160 do 119 mln lat temu, tj. na przełomie jury i kredy. Główną rolę w tworzeniu tej skorupy odegrał wtedy proces tzw. rozproszonego spredingu, czyli jej rozrost od różnych centrów. W tym okresie tempo spredingu dna oceanicznego było najniższe w Oceanie Indyjskim i wynosiło około 1 cm/rok. Z kolei w Oceanie Atlantyckim było ono nieco wyższe i wynosiło około 1.2 cm/rok, a w Pacyfiku silnie zróżnicowane - od 4 do 14 cm/rok. Pod koniec tego etapu zakończył się proces przekształcania "starych" fragmentów dna Pacyfiku, trwający od środkowej jury.

ETAP III: PODMORSKIE WULKANY

119 mln lat temu na obszarach równi abisalnych zaczęły pojawiać się wyniesienia wulkaniczne, nasiliły się ruchy tektoniczne, doprowadzając do pękania istniejących już płyt skorupy oceanicznej. Owe wyniesienia, których pozostałości w kształcie ściętych stożków nazywamy dziś gujotami, stały się jednym z wielu argumentów na korzyść teorii tektoniki płyt. Zauważono bowiem, że w historii Ziemi dno oceanu przesuwało się względem miejsc powstawania tych wzniesień, zwanych "plamami gorąca". Wynikiem tego procesu stały się łańcuchy podmorskich wulkanów, z których aktywny pozostawał zawsze tylko ten najmłodszy. Tak powstały m.in. Hawaje (ryc. 4).

ETAP IV: "MŁODA" SKORUPA OCEANICZNA

Mniej więcej 85 mln lat temu, w późnej kredzie i trzeciorzędzie, powstał jednolity system rozrastania się dna oceanicznego, znany nam ze współczesnej mapy dna oceanu. Utworzone w tym etapie struktury dna najpełniej wykształcone są na młodych obszarach równi abisalnych, rozmieszczonych po obu stronach grzbietów oceanicznych. Liniowe anomalie magnetyczne wykazują tu wyraźną regularność. Pod cienką pokrywą osadową (5-150 m) występują tu młode bazalty. W etapie tym wyraźnie wzrosła szybkość spredingu w strefie ryftowej Oceanu Atlantyckiego, dochodząc do współczesnej wartości 1.8-2.6 cm/rok.

Ryc. 3. Ewolucja Ziemi w myśl teorii tektoniki płyt litosfery - wędrówki kontynentów, wymyślonej w 1912 roku przez Alfreda Wegenera - zakłada stałe rozmiary Ziemi i przesuwanie się kontynentów w stosunku do płaszcza, co określa się jako "dryf kontynentów". Przeciwstawna jej teoria ekspansji Ziemi mówi o praktycznie stałym położeniu kontynentów względem głębokiego podłoża i prawie dwukrotnym wzroście objętości Ziemi w ciągu ostatnich 200 mln lat

Grzbiety śródoceaniczne położone są centralnie na oceanach Atlantyckim i Indyjskim, zaś w Pacyfiku są przemieszczone ku jego brzegom. Z reguły grzbiety oceaniczne rozciągnięte są wzdłuż osi dolin ryftowych, które przecięte są poprzecznie lub skośnie przez uskoki. Wzdłuż tych uskoków, nazywanych uskokami transformacyjnymi, przesunięcia dolin ryftowych dochodzą nawet do kilkuset kilometrów. W obrębie równi abisalnych przedłużenie uskoków transformacyjnych stanowią oceaniczne strefy pęknięć
(ryc. 5). Same doliny ryftowe cechuje występowanie tektonicznie aktywnych osi rozrastania dna oceanicznego, tzw. centrów spredingu. Stanowią one wyjątkową strukturę geologiczną, ponieważ pokrywają się prawdopodobnie z gorącymi strefami górnego płaszcza - potwierdzają to większa ilość ciepła wydobywająca się z głębi Ziemi w tych strefach, a także ich wysoka sejsmiczność i wulkanizm.

ETAP V: NOWE DOLINY RYFTOWE

Ostatni etap ewolucji oceanów rozpoczął się około 24 mln lat temu i trwa do dziś. W tym okresie powstają odgałęzienia Wypiętrzenia Indo-Pacyficznego, z wąską, słabo wyrażoną w rzeźbie doliną ryftową oraz Grzbietu Indo-Atlantyckiego, a także Indo-Śródziemnomorskiego, z asymetrycznymi szerokimi dolinami ryftowymi - procesy wulkaniczne zachodzące w tym ostatnim można zaobserwować z bliska na dnie Morza Czerwonego (ryc. 6). Przekształceniu ulegają uskoki transformacyjne, wzdłuż których następują przesunięcia i formuje się współczesna struktura dna. Aktywizują się uskoki w strefach pęknięć oceanicznych, następuje rozwój wulkanizmu i wzrasta sejsmiczność. Co więcej, wyraźnie wzrasta ilość ciepła wypływającego z dna oceanicznego, przy czym dla Atlantyku i Oceanu Indyjskiego jest wyraźnie niższa niż dla Pacyfiku. Tym właśnie wydarzeniom z ostatnich 24 mln lat zawdzięczamy ostateczny kształt rzeźby dna oceanów.

Ryc. 4. Komputerowa mapa podłoża oceanu w rejonie wysp hawajskich; strzałka wskazuje kierunek ruchu płyty oceanicznej względem plamy gorąca w płaszczu

Fot. Andrzej Pieńkowski

Trzy segmenty grzbietów oceanicznych: Indo-Atlantycki, Indo-Śródziemnomorski i Indo-Pacyficzny, łączą się w tzw. trójzłączu na Oceanie Indyjskim, gdzie prędkość tworzenia świeżej skorupy oceanicznej dochodzi do 17 cm/rok. Każdy z tych segmentów odznacza się swoistą dynamiką. Różnice najsilniej zaznaczają się w ewolucji obszarów atlantyckiego i pacyficznego.

Na obszarze atlantyckim rozwój skorupy oceanicznej był symetryczny, przebiegał równocześnie w obie strony od jednego "centrum spredingu" - Grzbietu Indo-Atlantyckiego. Dowodem na to jest obecność starszych (jurajskich) płyt oceanicznych po obu stronach grzbietu (ryc. 7). Stanowią one zewnętrzne otoczenie młodszych (kenozoicznych) segmentów płyt. Występujące na nich osady świadczą, że panowały tu normalne, spokojne warunki powstawania morskich skał osadowych, których nie zaburzały w znaczący sposób podmorskie procesy wulkaniczne.

Ryc. 5. Strefa ryftowa z uskokami transformacyjnymi

Fot. Andrzej Pieńkowski

Natomiast na obszarze pacyficznym starsze segmenty płyty oceanicznej występują tylko na zachód od współczesnej strefy rozrastania dna oceanicznego. Wskazuje to jednoznacznie na przemieszczenie się osi ryftu z zachodu na południowy wschód. Młodsze płyty oceaniczne można zaobserwować po obu stronach Wypiętrzenia Wschodniopacyficznego.

Duże znaczenie dla rozpoznania budowy dna oceanicznego mają także obszary przejściowe pomiędzy oceanami i kontynentami, pośród których wyróżnia się dwa główne typy. Krawędzie pasywne występują głównie na Atlantyku, dlatego nazwano je krawędziami typu atlantyckiego. Związane są ze starymi płytami kontynentalnymi, charakteryzującymi się prostą budową szelfu i skłonu kontynentalnego, u podnóża którego powstają wielkie akumulacyjne równiny dna oceanicznego. Pasywne typy krawędzi na ogół wznoszą się łagodnie do podnóża stoku kontynentalnego. Aktywny typ krawędzi (nazywany też typem pacyficznym) jest charakterystyczny dla wybrzeży Oceanu Spokojnego.Charakteryzuje się występowaniem łuków wysp i głębokich rowów oceanicznych oraz dużą aktywnością sejsmiczną i wulkaniczną (Japonia, Kalifornia, Peru).

ZMIENNE MORZE

Stale przekształcające się dno, gromadzące się na nim osady, wreszcie wiązanie zamarzniętej wody w lodowcach i lądolodach - wszystko to powoduje, że poziom wody w morzach i oceanach bez przerwy ulega zmianom. Te znaczne, długookresowe wahania, porównywalne do niezwykle powolnych przypływów lub odpływów, nazywamy eustatycznymi zmianami poziomu oceanu.

Ryc. 6. Otwierający się ryft Morza Czerwonego jest być może zaczątkiem nowego oceanu

Fot. NOAA/National Geophysical Data Center

Jedyną z przyczyn tych wahań, jaką jesteśmy w stanie zaobserwować w skali naszego życia, jest zmiana poziomu morza związana z globalnymi zmianami klimatycznymi. Od dawna wiadomo, że narastanie lub topnienie pokryw lodowych (lądolodów, lodowców górskich) może spowodować i powoduje istotne zmiany położenia poziomu morza. W czasie ostatnich zlodowaceń gromadzenie wody w lądolodach i lodowcach górskich wywołało spadek poziomu morza o blisko 200 m. Z drugiej strony, gdyby doszło do całkowitego stopnienia lądolodu Antarktydy, poziom morza wzrósłby o prawie 70 m.

Ryc. 7. Wiek dna oceanicznego w milionach lat

Fot. NOAA/National Geophysical Data Center

Nie wnikając w inne możliwe przyczyny wahań poziomu morza, stwierdzić należy ich istotny wpływ na rozwój rzeźby brzegów i dna morskiego. O skali oddziaływania tego czynnika najdobitniej świadczy porównanie powierzchni lądów, istniejących w momencie rozpoczęcia stopniowego wytapiania się kontynentalnych pokryw lodowych około 18 tys. lat temu, do ich obecnej powierzchni - nastąpiło zmniejszenie powierzchni lądowej z około 165 mln km2 do około 149.3 mln km2 (dziś oznaczałoby to zniknięcie z mapy obszaru równego połowie Afryki). Największe zmiany miały miejsce 16-6 tys. lat temu, gdy tempo wzrostu poziomu morza było najszybsze i przypominało biblijny potop. Największe zmiany zasięgu lądów w tym okresie stwierdzono na obszarach przyległych do Australii i Azji Południowo-Wschodniej, a także w rejonie cieśniny Beringa, Morza Północnego i Bałtyku. Istniało wtedy obszerne połączenie lądowe Syberii z Alaską, oddzielające Pacyfik od wód Morza Arktycznego. Cofanie się lodowców doprowadziło również do powstania dzisiejszego Bałtyku.

Dr RYSZARD KOTLIŃSKI jest dyrektorem generalnym międzynarodowej organizacji Interoceanmetal, powołanej do prowadzenia eksploatacji konkrecji metalicznych z dna oceanu.
Prof. dr hab. STANISŁAW MUSIELAK kieruje Zakładem Geomorfologii Morskiej w Instytucie Nauk o Morzu Uniwersytetu Szczecińskiego.

O podobnych zagadnieniach przeczytasz w artykułach:
(01/97) OCEANY ZIMNE, OCEANY CIEPŁE