- mint pl. a Himalája vagy pl. az Andok - keletkezése szintén a litoszféralemezek össze-
ütközésének és szubdukciójának eredménye.
Mivel a világ óceánjai alatt található kőzetek sehol sem idősebbek 200 millió éves-
nél, ezért nyilvánvaló, hogy az óceánok alatti kb. 20 milliárd km3 térfogatú litoszféra-
anyag az utóbbi 200 millió évben képződött az óceáni hátságok mentén. Korábbi megfon-
tolásunk értelmében azonban kb. ugyanannyi litoszféra anyag jut vissza az
asztenoszférába mint amennyi az akkréciós lemezszegélyek mentén termelődik, követke-
zésképpen hatalmas mennyiségű - évente mintegy 100 km3 térfogatú litoszféra-anyag
"pusztul el" a szubdukciós zónákban.
26. ábra. Földrengéshullámok menetidőgörbéje szubdukció esetén
A szubdukció pontos leírásához vizsgáljuk meg a konszumációs lemezszegélyek
mentén gyakran kipattanó földrengések hipocentrumainak eloszlását és a rengések jel-
lemzőit. Ebből a szempontból a 100 km-nél nagyobb fészekmélységű földrengések érde-
kesek. Amint korábban már láttuk, a legfontosabb ilyen területek a Cirkumpacifikus-öv (a
Csendes-óceán partvidéke) és az Alp-Himalájai-övezet. Ezeken a területeken a hipocent-
rumok nagyrészt a kontinensek alá hajló vékony lemezszerű övben helyezkednek el, ame-
lyet a felfedezőjükről Benioff-zónáknak neveztek el. Fontos következtetésre juthatunk, ha
az egyes szeizmológiai obszervatóriumokban megvizsgáljuk az elsőnek beérkező föld-
rengéshullámokat. Korábban már láttuk, hogy ezekből megállapítható a rengéseket kivál-
tó törések síkja és a felhalmozódott feszültségek iránya. A tapasztalat szerint a törések
síkja az esetek döntő többségében párhuzamos a Benioff-zóna dőlésével. Ebből viszont
arra következtethetünk, hogy a közepes és a mélyfészkű rengések az asztenoszférába alá-
bukó litoszféralemezben pattannak ki, az ebben felhalmozódó feszültségek hatására. Így
az alátolódó lemez lemerülése a Benioff-zóna pontos feltérképezésével nyomon követhe-
tő. További fontos adatok nyerhetők a földrengéshullámok menetidőgörbéinek vizsgálata
során. Ha a 26. ábrán a H pontban földrengés pattan ki, akkor a felszínnel párhuzamos
homogén rétegek esetén az E epicentrumtól távolodva szimmetrikusan egyre később ér-
keznének a felszínre a földrengéshullámok, vagyis az epicentrumra szimmetrikus menet-
időgörbét kapnánk. Ezt a 26. ábra felső részén szaggatott vonallal jelöltük. Ezzel szem-
ben szubdukció esetén, ha a H hipocentrum a 26. ábrán látható alátolódó
litoszféralemezben van, akkor a menetidőgörbe jobb oldali ága eltorzul, mivel az alátoló-
dó lemezben nagyobb a rugalmas hullámok terjedési sebessége és így az ezen keresztül
haladó földrengéshullámok hamarabb érkeznek a felszínre. Ezt a menetidőgörbét az ábra
felső részén folytonos vonallal jelöltük. Ily módon a szubdukciós zónákban kipattanó
földrengések menetidőgörbéi is egyértelműen bizonyítják az alátolódó litoszféralemezek
létezését,
− sőt azt is jelzik, hogy ezekben az alátolódó lemezekben a földrengéshullámok
terjedési sebessége átlagosan 5-7%-kal nagyobb, mint az őket körülvevő
asztenoszférában.
Ezzel kapcsolatosan két kérdés merülhet fel. Az egyik: miért nagyobb a földrengés-
hullámok terjedési sebessége az alátolódó litoszférában mint az őt körülvevő
asztenoszférában; amikor tudjuk, hogy az óceáni hátságok gerincvonalánál születő litosz-
féra az asztenoszférából származik, tehát anyagának jó közelítéssel meg kell egyeznie az
asztenoszféra anyagával. A másik kérdés: meg kell magyaráznunk azt a megfigyelést is,
hogy a különböző szubdukciós zónákban
− sőt az egyes szubdukciós zónák más-más ré-
szein is
− különböző a kipattanó rengések maximális fészekmélysége. A két különböző
kérdés magyarázata összefügg; a magyarázathoz a Föld hőeloszlásának ismerete szüksé-
ges.
Ismereteink szerint a hőmérséklet a Föld belseje felé haladva először gyorsan, majd
egyre lassabban növekszik. A felső köpeny hőmérséklete kb. 100-300 km mélységben
erősen megközelíti az ottani nyomáson levő olvadásponti hőmérsékletet, ezért itt bizo-
nyos kőzetalkotó ásványok megolvadhatnak. Az asztenoszféra anyaga tehát meglehetősen
magas hőmérsékletű és feltételezhető, hogy részlegesen olvadt állapotban van. Ez magya-
rázza a meglehetősen lágy és viszkózus viselkedését; aminek viszont az a következmé-
nye, hogy nem tudnak felhalmozódni benne rugalmas feszültségek - illetve ezek túlzottan
kicsik és inkább plasztikus deformációkkal, mint földrengésekkel járó hirtelen törésekkel
oldódnak fel. Ezért nem pattannak ki földrengések az asztenoszférában.
Természetesen más a helyzet az alátolódó hideg litoszféralemezekben. Amíg ezek a
mélybe hatolás során bizonyos hőmérsékletre fel nem melegszenek, addig a bennük fel-
halmozódó rugalmas feszültségek csak az anyag törése útján képesek feloldódni. Mindezt
a 27. ábra szemlélteti, amely a Csendes-óceán északi részének alátolódását mutatja az
Aleut-árok középső részénél. Korábban az ábrán is látható Amchitka-szigeten kísérleti
nukleáris robbantásokat végeztek és az alátolódó litoszféralemezen áthaladó, valamint az
erről visszaverődő rugalmas hullámok vizsgálatával meghatározták a lemez pontos hely-
zetét és a hidegebb régiók elhelyezkedését. Az ábrán a terület hőviszonyait hőmérsékleti
izovonalak szemléltetik. A lemez belsejében elhelyezkedő hidegebb övezetekben az
anyag nagyobb merevsége miatt nagyobb a rengéshullámok terjedési sebessége. A 27.
ábrán az Amchitka-szigeten átmenő É-D irányú szelvényben fekete pontokkal feltüntet-
tük az utóbbi időkben kipattant közepes és nagy erősségű földrengések hipocentrumait is.
Az adatok kiértékelése során bebizonyosodott, hogy a közepes és a nagyobb mély-
ségű rengések a lemez hidegebb részeiben keletkeznek, a kis mélységű rengések viszont a
két litoszféralemez közötti nyírási zónában és a ráfekvő lemezben pattannak ki. Ha a 27.
ábrán látható litoszféralemez mélyebbre hatol az asztenoszférában, akkor ezáltal egyre
mélyebbre kerülnek a lemez hidegebb régiói, ahol viszont egyre magasabb a környező
asztenoszféra hőmérséklete. A fennálló hőmérsékletkülönbség hatására a lemez belső ré-
sze egyre jobban felmelegszik. Ha a lemez elég nagy sebességgel merül az
asztenoszférába, akkor viszonylag nagy mélységbe képes lehatolni anélkül, hogy a belse-
je elérné a környező asztenoszféra hőmérsékletét. A fennálló hőmérsékleti viszonyok és a
Földünkön ismert alátolódási sebességek mellett a lemezeket mint önálló szerkezeti egy-
ségeket a hőmérséklet-különbségek alapján legfeljebb 700 km mélységig tudjuk megkü-
lönböztetni. Amikor 700 km körüli mélységben a hőmérsékletük eléri a környező köpeny
hőmérsékletét, a lemezek elvesztik eredeti sajátosságaikat és a földköpeny részévé vál-
nak. Ezzel igen jó összhangban van, hogy eddig sehol sem észleltek 700 km-nél nagyobb
fészekmélységű földrengést és valamennyi mélyfészkű rengés szigorúan a lemezek aláto-
lódásához kötődik.
27. ábra. Jellegzetes szubdukciós zóna hőviszonyai
Általában azonban a mélybe tolódó litoszféralemezek a 700 km-es mélységet sem
érik el. Ha ugyanis a lemez alátolódási sebessége kicsi, akkor még a 700 km-es mélység
elérése előtt termális egyensúlyi állapotba kerül és beleolvad az asztenoszféra anyagába.
A számítások szerint pl. kb.
°
45
-os szögben lehajló és 1 cm/év sebességgel alátolódó
litoszféralemez már kb. 300-400 km-es mélységben asszimilálódik. Ha valamely helyen a
szubdukció teljesen megszűnik, akkor az alátolódott mozdulatlan litoszférarész kb. 30
millió év alatt melegszik fel annyira, hogy már földrengések keltésére sem képes és kb.
60 millió év alatt teljesen elveszíti önállóságát, miközben a környező földköpeny részévé
válik.
Vannak olyan szubdukciós zónák is, ahol a viszonylag nagy alátolódási sebességek
ellenére legfeljebb 200-300 km mélységben keletkeznek földrengések. Ezek olyan terüle-
tek, ahol a földtörténeti időskálán tekintve nemrég kezdődött a szubdukció és a
konszumálódó litoszféralemez még csak kisebb mélységbe jutott le.
A szubdukció ismeretében egyszerű magyarázatot adhatunk pl. a szigetívek mentén
kipattanó egyes nagyobb földrengéseket megelőző és követő kéregdeformációkra. A 28.
ábrán a két lemez közötti nyírási zónában kipattanó földrengések előtti és utáni elmozdu-
lások kialakulását szemléltetjük.
28. ábra. Kéregelmozdulások a szubdukció során
A Föld felszíni formáinak kialakulása
A földtudományokban régóta létezik néhány megoldásra váró alapprobléma. Ezek
közül leginkább az a folyamat vár magyarázatra, amely a Föld felszínét kialakította és
állandóan megújítja. Ezzel kapcsolatosan felmerül néhány igen fontos részletkérdés is,
pl.: a nagy lánchegységek kialakulása, az óceáni medencék feltűnően fiatal kora, az ős-
maradványok és a különböző kőzetek területi eloszlása stb. A lemeztektonika segítségé-
vel a földtudományok alapkérdéseinek nagy részére kielégítő magyarázat adható, ezek
közül azonban csak egyetlen kérdéssel foglalkozunk.
Amint már említettük, a Föld felszíni formáinak kialakításában döntő szerepet ját-
szik a litoszféra szubdukciója. Többek között ezzel hozható kapcsolatba a nagy lánchegy-
ségek képződése. Érdekes, hogy a lánchegységek kőzeteinek nagy részét alkotó tengeri
üledékek hogyan kerülnek több száz, sőt több ezer méter magasságra. Képzeljük el azt az
esetet, amikor szárazföldi kőzetlemez alá olyan óceáni litoszféralemez tolódik, amely
óceáni és kontinentális területet egyaránt tartalmaz. Az óceáni lemez a kontinentális ta-
lapzat közelében nagy mennyiségű olyan tengeri üledéket hordoz, amely a nyílt óceánon
képződött és közvetlenül a bázisos, ultrabázisos óceáni kéreganyagra rakódott le. Amikor
a szubdukciós zónában már az összes óceáni kőzetlemez alátolódott és a kontinentális
területek ütköznek, akkor érdekes jelenségek történnek. Az összeütközési zónában bizo-
nyos kőzetek, amelyek az óceánok mélyén terültek el (tehát a mélytengeri üledékek és az
ún. párnás bazaltok) összetorlódnak és akár több ezer métert elérő magasságba gyűrőd-
hetnek fel. Ha ehhez hozzávesszük az ütközés helyén kialakuló nagy nyomás-, és magas
hőmérséklet-értékeket, akkor könnyen megérthetjük, hogy ebben a zónában miért jönnek
létre kőzetátalakulások, hogyan fejlődnek ki a lánchegységek jellegzetes kőzetei.
A lemezek összetartó mozgását az ütközéseknél fellépő ellenálló erők előbb-utóbb
megállítják. Valószínű, hogy a lemezek relatív mozgásának periodikus megváltozásában
legfőbb ok a kontinensek összeütközése.
A lemeztektonika alkalmazása a földtörténeti múltban
Mai ismereteink szerint a lemeztektonika a Föld történetének legalább 200 millió
évére érvényes, mivel egyrészt valamennyi óceán fenékanyaga ebben az időben képző-
dött, másrészt a kontinensvándorlás elmélete szerint az őskontinens feldarabolódása és
szétvándorlása is legalább 200 millió éve kezdődött el. Ezekből azonban nem feltétlenül
következik, hogy a lemeztektonika csak erre az időre érvényes.
A 200 millió évesnél idősebb hegységövek geológiai tanulmányozása során olyan
bizonyítékok születtek, amelyek szerint ezek keletkezése is régebben megszűnt lemezha-
tároknál feltételezhető. Ezt bizonyítja pl., hogy az Ural és az Appalache-hegység öveiben
− amelyek mélyen az ősi Pangea belsejében feküdtek − széles zónákban ún. ofiolitok ta-
lálhatók. (Az ofiolitos kőzettársulásban az óceáni hátságok vulkanizmusának kőzetei és a
mélytengeri üledékek együtt fordulnak elő. Ezek az idős ofiolit-zónák egykori
szubdukciós területekre utalnak. Az ofiolitok alapján valószínű tehát, hogy kb. 250 millió
évvel ezelőtt a herciniai-orogenezis során az Ural és az Appalache-hegység is két konti-
nentális lemez ütközésekor keletkezett.
A kontinensek 200 millió évvel ezelőtti nagymértékű horizontális elmozdulásait
más bizonyítékok is alátámasztják; és ha elfogadjuk, hogy a hosszú, keskeny, jól definiált
hegységképződési övek a kontinentális területek ütközése mentén keletkeztek, akkor a
lemeztektonika legalább az elmúlt 570 millió évre alkalmazható.
A 2-2.5 milliárd évesnél idősebb, jól kivehető hegységképződési zónák hiánya
viszont azt sejteti, hogy az ez előtti időszakokban valamilyen más, a lemeztektonikától
eltérő mechanizmus felelős a földkéreg fejlődéséért. A kontinensek belsejében található
2 milliárd évesnél idősebb kőzeteket tartalmazó ősi pajzsok olyan széles területeken és
annyira szétszórtan tartalmaznak gyűrt szerkezeteket, hogy ezek keletkezését nem tudjuk
a lemeztektonika segítségével megmagyarázni. Elképzelhető, hogy a pajzsok területe va-
lamikor 2-2.5 milliárd évvel ezelőtt töredezett szét először és akkor kezdtek kifejlődni az
akkori lemezek mozaikjai.
29. ábra. A Pangea a mezozoikum elején
A globális tektonika elméletét felhasználva D
IETZ
és H
OLDEN
minden eddiginél
pontosabban meghatározta a Föld felszínén végbement nagymértékű horizontális elmoz-
dulásokat a paleozoikum óta. Szerintük a mezozoikum elején a mai kontinensek valószí-
nűen a 29. ábrán látható formában egyetlen hatalmas szuperkontinenst alkottak. Ezt az
őskontinenst (a Pangeát) a Panthalassa nevű ősi óceán vette körül, amelynek nyugati ré-
szét egy hatalmas öböl: a Tethys-tenger alkotta. A Pangea feldarabolódása a felső triász-
ban, kb. 200 millió évvel ezelőtt két hatalmas hátságrendszer kialakulásával kezdődött
meg. Az egyik hátságrendszer hatására először kialakult a 30. ábrán látható északi szára-
zulat: (a Laurasia) és a déli szárazulat (a Gondwana); majd a másik Y alakú hátságrend-
szer kialakulása során a Gondwana-föld is részekre szakadt. Ezzel egyidôben az óceáni
hátságoknál termelődő új kéreganyag hatására megindult a Tethys-tenger
konszumálódása. A jura végén (kb. 135 millió évvel ezelőtt) megkezdődött Afrika és Dél-
Amerika szétszakadása; a krétában pedig már megvolt a folyamatos Atlanti-hátság és
megindult az ős-Pacifikum konszumálódása.
30. ábra. Laurasia és Gondwana kialakulása a felső triászban
31 ábra. A kontinensek elrendeződése a mezozoikum végén
A kréta végére kialakult viszonyokat a 31. ábra szemlélteti. Végül a földtörténeti
jelenkorban (63 millió évtől napjainkig) kialakult a litoszféralemezek mai elrendeződése.
D
IETZ
és H
OLDEN
modellje elfogadható magyarázatot ad a nagyobb
litoszféralemezek kialakulására és a kontinensek mozgására, azonban több hiányosságot
és ellentmondást is felfedezhetünk benne. A lemezek kialakulásának története, valamint a
kontinensek és az óceánok fejlődéséről kidolgozott elképzelés még alapos vizsgálatok
tárgyát kell képezze és jelentős finomításokra szorul.
A lemeztektonika segítségével nem csak a múltbeli események rekonstruálása le-
hetséges, hanem ha feltételezzük, hogy a jelenlegi mozgások továbbra is folytatódnak,
akkor elég nagy biztonsággal meg tudjuk mondani, hogy néhány millió év múlva milyen
lesz Földünk arculata. A 32 ábrán a Föld felszíni formáinak várható alakulása látható kb.
50 millió év múlva (szaggatott vonallal a kontinensek mai elrendeződését jelöltük).
32 ábra. A földfelszín várható alakulása kb. 50 millió év múlva
Dostları ilə paylaş: |