Zgodnie z założeniami tektoniki płyt litosfery, litosfera podzielona jest na płyty (większe i mniejsze), które w zależności od występowania dzielą się na skorupę kontynentalną lub oceaniczną, a także przemieszczają się dzięki istnieniu prądów konwekcyjnych w astenosferze.

Podstawowym założeniem leżącym u podstaw tektoniki płyt jest to, że zewnętrzna część Ziemi składa się z niewielkiej liczby cienkich, sztywnych płyt tektonicznych, które są zakrzywione tak, by pasowały do kulistego kształtu Ziemi. Uważa się, że płyty te nie ulegają żadnym wewnętrznym deformacjom, a odkształcają się i oddziałują z innymi wzdłuż ich granic, które są stosunkowo wąskie w porównaniu do samych rozmiarów płyt. Ten pogląd pojawił się w latach 60. XX wieku, głównie w wyniku nowo zaobserwowanego, globalnego wzoru aktywności sejsmicznej, powstałego dzięki ogólnoświatowemu programowi badań World‑Wide Standardized Seismograph Network. Program udowodnił, że na większości obszarów świata trzęsienia ziemi występują w pasach o szerokości kilkudziesięciu kilometrów, podczas gdy duże obszary między tymi pasami są w zasadzie asejsmiczne.

Obszary asejsmiczne to obszary, gdzie nie występują trzęsienia ziemi, na których tylko wyjątkowo przejawia się słaba aktywność sejsmiczna; są to z reguły rejony odległe od miejsc kolizji płyt litosferycznych, gdzie występuje nasilenie współczesnych procesów tektonicznych; pod względem geologicznym do stref asejsmicznych należą obszary sfałdowane w dawnych orogenezach (przed erą paleozoiczną) i nieodmłodzone przez późniejsze ruchy górotwórcze, np.: Syberia, wschodnia Europa, Brazylia, większa część Afryki, Kanady i Australii.

Obszary sejsmiczne to obszary na powierzchni Ziemi, na których często występują trzęsienia ziemi. Najczęściej są związane z granicami płyt litosfery, gdzie następuje przesuwanie się względem siebie dużych mas skalnych. W strefach ekspansji dna oceanicznego oraz w strefach uskoków transformacyjnych występują płytkie trzęsienia ziemi (głębokość ogniska do 70 km), natomiast w strefach subdukcji trzęsienia występują w całym zakresie głębokości, do ok. 700 km, przy czym trzęsienia głębokie zachodzą wzdłuż zagłębiającej się w płaszczu Ziemi płyty litosfery. Trzęsienia ziemi związane z ruchem płyt mają też miejsce w pewnej odległości od granic płyt. Istnieją też trzęsienia ziemi niezwiązane z granicami płyt, tzw. trzęsienia śródpłytowe (niektóre trzęsienia w USA, Chinach, Rosji i in.), które mogą być wynikiem wyzwalania się starych naprężeń lub naprężeń powodowanych przez prądy konwekcyjne docierające do litosfery od spodu. Tradycyjnie rozróżnia się dwie główne strefy sejsmiczne: strefę okołopacyficzną, rozciągającą się wzdłuż zachodnich wybrzeży obu Ameryk i wzdłuż wschodniej Oceanii i Azji, a także strefę transkontynentalną, która ciągnie się przez basen Morza Śródziemnego, Bliski Wschód, Tybet, aż do południowo‑wschodniej Azji; w przeważającej części obu tych stref trzęsienia ziemi są spowodowane procesami subdukcji pod rowami oceanicznymi lub młodymi górami fałdowymi, chociaż znana strefa sejsmiczna wzdłuż uskoku San Andreas w Kalifornii jest związana z uskokiem transformacyjnym.

Płyta litosfery to rozległy fragment litosfery, przemieszczający się poziomo względem sąsiednich fragmentów z prędkością wynoszącą zazwyczaj od kilku do kilkunastu cm rocznie; jest podstawowym pojęciem w teorii tektoniki płyt litosfery. W obrębie współczesnej litosfery rozróżnia się 6 lub 7 wielkich płyt: eurazjatycką, afrykańską, indoaustralijską, pacyficzną, antarktyczną i amerykańską (albo 2 odrębne płyty: północno- i południowoamerykańską); ponadto wydziela się nieco mniejsze płyty: filipińską, karaibską oraz, na obszarze wschodniego Pacyfiku, płyty Cocos i Nazca. Płyty litosfery można uważać w pierwszym przybliżeniu za sztywne. Z ich aktywnymi granicami są związane przejawy sejsmiczności i wulkanizmu. Istnieją trzy rodzaje granic płyt litosfery: granice dywergentne (akrecyjne), wzdłuż których następuje narastanie nowej litosfery oceanicznej; granice konwergentne (konsumpcyjne), wzdłuż których następuje pochłanianie (subdukcja) litosfery; granice konserwatywne, wzdłuż których przemieszczające się płyty nie są ani uzupełniane, ani uszczuplane. Istniejące obecnie płyty litosfery zawierają albo tylko litosferę oceaniczną (np. płyta pacyficzna), albo zarówno litosferę oceaniczną, jak i kontynentalną (np. płyta afrykańska, obejmująca poza kontynentem afrykańskim także przyległe części Oceanu Atlantyckiego i Oceanu Indyjskiego).

Jak podaje Encyklopedia PWN, w przeszłości geologicznej poszczegółne płyty mogły w wyniku procesu kolizji zespalać się i tworzyć większą płytę, albo przeciwnie, mogły rozpadać się na mniejsze płyty w wyniku przekształcania się niektórych ryftów kontynentalnych w nowe oceany. Oprócz wielkich płyt litosfery znacznym przemieszczeniom poziomym ulegają także mniejsze obiekty tektoniczne, zwane mikropłytami lub terranami.

Obecnie wyodrębnia się kilka wielkich płyt litosfery. Układ i wykształcenie płyt ulegały ustawicznym zmianom w przeszłości geologicznej; przejawiało się to m.in. w przekształcaniu się dwóch płyt w jedną większą i w zrastaniu się kontynentów w jeden większy «superkontynent», w wyniku procesów kolizji. Z kolei rozwój ryftów doprowadzał niekiedy do rozpadu kontynentu na dwie części i powstania między nimi nowego oceanu, z czym wiązał się podział jednej płyty litosfery na dwie płyty (cykl Wilsona). Na przykład na przełomie paleozoiku i mezozoiku przeważająca część istniejącej wówczas kontynentalnej skorupy ziemskiej była skupiona w jednym superkontynencie zwanym PangeąPangeaPangeą; jego stopniowy rozpad doprowadził do obecnego układu stosunkowo licznych kontynentów. Na gruncie teorii tektoniki płyt litosfery dopuszczalne ruchy płyt litosfery są ściśle określone pod względem geometrycznym; szczególnie istotną okolicznością jest to, że ruch tych płyt, przejawiający się na powierzchni globu ziemskiego, jest podporządkowany zasadom geometrii sferycznej, czyli poruszające się płyty muszą podlegać obrotowi (rotacji). Inny istotny problem wiąże się z punktami (zwanymi trójzłączami), w których zbiegają się granice trzech płyt; granice te mogą schodzić się pod różnymi kątami i reprezentować różne kombinacje granic dywergentnych, konwergentnych i konserwatywnych. Spośród wielu możliwych układów owych granic tylko niektóre, stosunkowo nieliczne, są stabilne, niestabilność układu wymusza zaś przekształcenie którejś z dochodzących do trójzłącza granic, np. granica konwergentna może ulec przekształceniu w granicę konserwatywną. Tego rodzaju przekształcenia granic pociągają za sobą zmianę reżimu tektonicznego na przylegających do tych granic obszarach. Historia Ziemi dostarcza z kolei wielu przykładów raptownej reorganizacji ruchów płyt litosfery w skali globalnej; np. kolizja subkontynentu indyjskiego z Eurazją, która nastąpiła ok. 40 mln lat temu, spowodowała m.in. zmianę kierunku ruchu płyty pacyficznej.

Indeks dolny Źródło: Encyklopedia PWN Indeks dolny koniec_{Źródło: Encyklopedia PWN}

Granice płyt wyznaczone są w miejscach występowania trzęsień ziemi tam, gdzie mają ze sobą kontakt. Granica płyt tektonicznych ma szerokość od kilku do kilkudziesięciu kilometrów. Wyznacza się trzy rodzaje płyt, które dotyczą trzech rodzajów granic, np. granice rozbieżne (grzbiety), granice zbieżne (subdukcja) oraz transformujące (uskoki); poszczególne rodzaje granic mogą łączyć się ze sobą.

Rozbieżne granice występują głównie na grzbietach śródoceanicznych i są miejscami tworzenia się nowej litosfery przez rozprzestrzenianie (rozchodzenia się) dna morskiego (strefy spreadingu). Przykładami są Grzbiet Środkowoatlantycki i wschodni Pacyfik. Granice te charakteryzują się nagromadzeniem uskoków normalnych oraz wieloma ogniskami trzęsień ziemi. Zazwyczaj rozbieżna granica płyty jest w przybliżeniu prostopadła do kierunku rozdzielania (spreadingu) płyt. Grzbiety śródoceaniczne powstają, ponieważ nowa powierzchnia płyty jest tworzona na granicy; w ten sposób płyta „starzeje się” wraz ze wzrostem odległości od granicy płyty, a gdy to robi, ochładza się, staje się gęstsza i kurczy się termicznie. Granica płyty jest więc najmłodszym, najgorętszym i najpłytszym regionem tworzącym grzbiet. Szczegółowa morfologia granicy płyty wydaje się zależeć od temperatury leżącego poniżej płaszcza, który jest głównie kontrolowany przez szybkość rozprzestrzeniania. W przypadku wolno rozchodzących się grzbietów występuje zazwyczaj dolina ryftowa, głęboka na kilka kilometrów i szeroka na kilkadziesiąt kilometrów, utworzona podczas ryftogenezy. W przypadku szybko rozchodzących się grzbietów płyta jest zbyt gorąca i słaba, aby podtrzymywać ryftogenezę, zamiast tego, poprzez wulkanizm, budowana jest składowa pionowa – grzbiet. Grzbiety powstają w wyniku topnienia płaszcza na głębokości około 60 km, wytwarzając magmę bazaltową. Efektem jest szeroko rozpowszechniony wulkanizm bazaltowy w grzbietach środoceanicznych. Teoria tektoniki płyt pozwala na asymetryczne rozprzestrzenianie się płyt (jedna płyta narasta szybciej niż druga). Jednakże, chociaż powszechne jest czasowe asymetryczne rozprzestrzenianie się, końcowy uśredniony efekt (w milionach lat) jest w przybliżeniu symetryczny.

Granice transformujące to taki rodzaj granic, gdzie płyty ślizgają się ze sobą, znajdują się równoległe do kierunku względnego ruchu płyty i mogą być użyte do oszacowania jego prędkości. W granicach transformujących często występują trzęsienia ziemi oraz uskoki, przykładem może być uskok San Andreas w USA. Zwykle granicę transformującą tworzy pojedynczy uskok lub strefa uskoków o szerokości kilkudziesięciu kilometrów. Uskoki transformacyjne występują często na grzbietach śródoceanicznych, gdzie tworzą wzór schodków. Granice transformacji występują zarówno w litosferze kontynentalnej, jak i oceanicznej.

Zbieżne granice płyt w ścisłym sensie teorii tektoniki płyt występują tylko w głębokich rowach oceanicznych i powiązanych z nimi strefach subdukcji. Obszary aktywnego budowania gór na kontynentach (np. strefa alpejsko‑himalajska) są także strefami subdukcji płyt, charakteryzują się szerokimi i prawie ciągłymi strefami deformacji. Dzieje się tak częściowo dlatego, że litosfera kontynentalna jest słabsza i łatwiej ulega deformacji niż litosfera oceaniczna. Tam, gdzie jedna z płyt składa się ze skorupy oceanicznej, zostaje ona wciągnięta pod drugą płytę i zepchnięta w dół do astenosfery w procesie znanym subdukcją. Może się tak stać, ponieważ litosfera oceaniczna (w przeciwieństwie do litosfery kontynentalnej) ma podobną gęstość jak znajdująca się pod nią astenosfera. Tam, gdzie obie płyty są płytami oceanicznymi, jedna z nich może wchodzić pod drugą, a czasami, w zależności od lokalnych warunków, sytuacja może się odwrócić (tzn. płyta zagłębiająca się w astenosferę odrywa się, a następnie staje się nadrzędną, podczas gdy ta, która była nadrzędna, zaczyna ulegać subdukcji). Granica płyty w strefie subdukcji jest oznaczona głębokim rowem – najgłębszym i prawdopodobnie najbardziej znanym jest Rów Mariański na zachodnim Pacyfiku, którego dno znajduje się ponad 11 km poniżej poziomu morza. Płyty podlegające subdukcji są deformowane i generują trzęsienia ziemi. Występują one w wąskiej warstwie zwanej strefą Wadati-Benioffa, która stanowi jeden z najlepszych dowodów na istnienie stref subdukcji. Strefy subdukcji są bardzo złożone i zawierają lokalne obszary zarówno deformacji kompresyjnej (głównie na rzeczywistej granicy płyty i na krawędzi natarcia płyty nadrzędnej), jak i odkształcenia ekstensywnego (głównie tam, gdzie płyta subdukcyjna wygina się, aby rozpocząć jej opadanie). Mechanizmy trzęsienia ziemi to odzwierciedlają, a także wykazują zmienność wraz z głębokością w płycie subdukcyjnej. Niektóre z największych trzęsień ziemi na świecie są związane ze strefami subdukcji. Gdy płyta opada, nagrzewa się i oddaje wodę uwięzioną w skałach skorupy ziemskiej. Obecność tej wody obniża temperaturę topnienia otaczającego ją płaszcza, a na głębokości około 100 km powstaje magma, która unosi się przez nadrzędną płytę, tworząc łuk wulkaniczny, około 100 kilometrów za rowem (w zależności od kąta zapadania płyty).

Teoria ruchu prądów konwekcyjnych to dawna teoria geotektoniczna, w myśl której przyczyną ruchów fałdowych i powstawania gór są prądy konwekcyjne w podłożu skorupy ziemskiej, wywołane różnicami temperatury związanymi z ciepłem wnętrza Ziemi oraz ciepłem wydzielającym się podczas rozpadu pierwiastków promieniotwórczych. Według tej teorii dwa zbieżne prądy zstępujące powodują powstanie strefy wsysania i tworzenie się geosynkliny, a następnie jej sfałdowanie; gdy temperatura podłoża skorupy ziemskiej zostaje wyrównana, prądy konwekcyjne ustają, a obszar wsysania izostatycznie się wypiętrza. Teoria prądów konwekcyjnych została wysunięta przez O. Ampferera (1906), a następnie rozbudowana i zmodyfikowana, głównie przez A. Holmesa (1929), F.A. Vening‑Meinesza (1936, 1948), D. Griggsa i J.D. Bernala (1960).

Indeks dolny Źródło: Encyklopedia PWN Indeks dolny koniec_{Źródło: Encyklopedia PWN}

Przykładowe ujęcia prezentujące układ kontynentów na przestrzeni 600 mln lat

Słownik