Elôzô rész

A kôzetek mintegy magukba zárhatják a keletkezésükkor uralkodó mágneses teret. Magmás kôzetek esetén a mágnesességet hordozó ásványok a Curie-pont (mágnesezhetôségi küszöb-hôérték) alá hûlve, akárcsak az iránytû, beállnak az akkori mágneses erôvonalaknak megfelelôen. A valódi mechanizmus jóval bonyolultabb, de tény, hogy megszilárduláskor a magmás kôzetbe mintegy.belefagy a keletkezéskori mágneses tér. illedékes kôzeteknél a már eleve mágneses szemcsék az ülepedés közben állnak be az erôvonalakkal párhuzamosan, s a kôzetté váláskor rögzül az eredeti tér. Átalakult kôzeteknél azok bonyolult története miatt nem lehet egyértelmû eseményhez kötni a mágnesesség rögzülését, így azokkal egyenlôre nem foglalkoznak. A kôzetekben rögzített mágnesesség elôcsalogatása, utólagos hatásoktól való megtisztítása igen bonyolult feladat, amellyel csak néhány specialista képes megbirkózni. A parányi mágneses iránytûk rögzítik a test mágneses pólusokhoz viszanyított helyzetét (deklináció), a keletkezés szélességi körét (inklináció; sarkoknál ez az érték 90^o, az Egyenlítôn 0^o) valamint a tér polárosságát. Ez utóbbi több figyelmet is érdemel.

A századfordulón franciaországi vulkáni kôzeteken észlelték elôször, hogy bizonyos lávaárak nem a mai északi pólus felé mutató parányi iránytûket zártak magukba, hanem a déli pólus felé mutatnak. Több kizáró vizsgálat után arra következtettek, hogy a Föld mágneses tere idôrôl idôre átfordul, vagyis az északi és déli mágneses pólusok helyet cserélnek. E helycserékre azóta Nobel-díjas magyarázat is született (Alfven mágneses dinamó elmélete). Igen sok mérés után ma már bizonyított, hogy a Föld története folyamán a mágneses tér igen sokszor átbillent. Eme átbillenéseket a kôzetek rögzítik.

Az óceánaljzat felmérése és tengeralattjáró-vadászat közben a tengeri területek mágneses térképeit is elkészítették. Ezekjellegzetes anomáliasávokat mutattak, amelyek az óceánközépi hátságokkal párhuzamosak voltak. F. Vine cambridge-i diák érdeme volt az, hogy a 60-as években felismerte: az anomáliasávok abból adódnak, hogy a fenék kôzetei hol a jelenlegi, hol az átbillent tér szerint mágnesezôdnek. Azt is észlelte, hogy a sávok az óceánközépi hátságra szimmetrikusak. Mélytengeri mintavétellel és a minták korának megállapításával azt is tisztázták, hogy az egyes anomáliasávok a hátságoktól a partok felé egyre idôsebbek. Vine és Matthews elmélete szerint a jelenségekre az ad magyarázatot, ha feltesszük, hogy az óceáni litoszféra folyamatosan képzôdik az óceánközépi hátságok mentén. A hátságoknál felszínre tör az asztenoszféra, kihûl, felmágnesezôdik, majd eltávolodik a hátságtól, helyet adva a következô asztenoszféra-felbuggyanásnak. Az elmélet szerint az óceánok feneke úgy tekinthetô, mint két, ellentétesen távolodó mágnesszalag. Maga a lejátszó-író fej a hátság nyomvonalában található, ez bélyegzi a távolodó mágnesszalagokra a + és a – jeleket. A távolodás sebessége és a jel idôtartama meghatározza a keletkezô mágneses anomáliasáv szélességét.

Az elméletbôl két fontos dolog következik. Az egyik: a megfigyelések szerint az anomáliasávok szimmetrikusak, azaz a távolodás a hátságoktól egyenlô mértékben történik. A távolodás visszafejtésével rekonstruálni lehet az egyes idôszakokban fennálló helyzetet. A másik fontos következmény az, hogy az óceánok nem állandóak, hanem születnek, az asztenoszférából keletkeznek. Az asztenoszféra a hátság nyomvonalában van a felszínhez legközelebb, tehát itt a legnagyobb a hôáram. Felette a két lemezrész szelepet nyitogat, aminek következtében az asztenoszféra parciálisan megolvad, felszínre tör és megszilárdul: óceáni litoszféra lesz belôle. A lemezrészek fokozatosan távolodnak a hôforrástól, ezért az alattuk lévô asztenoszféra hûlése révén litoszférájuk folyamatosan vastagszik. Ez a litoszféra a kontinentális szegélyeknél a legvastagabb, hiszen azok a részek hûltek a leghosszabb ideig. A jelenlegi óceánok legidôsebb részei nem öregebbek 200 millió évnél, ami csekély idô a Föld történetéhez viszonyítva (7. ábra).

A fentieknek van közvetettebb következménye is. Ha az óceáni litoszféra folyamatosan keletkezik, és ha a Föld sugara állandónak vehetô, akkor a keletkezôvel azonos mennyiségû litoszférának el is kell tûnnie. Erre két lehetôség adódik: egymásra torlódás vagy alábukás. Milyen feltétel esetén képesek litoszféralemezek az asztenoszférába merülni? Akkor, ha átlagsûrûségük meghaladja az asztenoszféráét. A normális vastagságú és összetételû kontinentális litoszféra átlagsûrûsége soha nem haladja meg az asztenoszféráét, ezért ez a litoszfératípus nem képes az alábukásra. Az óceáni litoszféra azonban már normálállapotban is törékeny egyensúlyban úszik az asztenoszférán. A hûlés okozta asztenoszféra-litoszféra átalakulás miatt az óceáni litoszférák történetük során vastagodnak; hozzájuk sûrû alsó litoszféra adódik. Bizonyos mértékig sûrû, lapos tárgy is képes úszni nálánál ritkább folyadékon: gondoljunk csak a nyugodt vízfelszínre laposan ejtett érme esetére. Itt felületi feszültségek segítenek a tárgy fenntartásában. Ha azonban a rendszert túlterheljük (túl sok asztenoszféra alakul át litoszférává) vagy dinamikus hatás éri (pl. a szomszéd lemezek megnyomják egymást), akkor a sûrûbb tárgy a mélybe süllyed. A süllyedés viszkózus, folyadékszerûen viselkedô anyagban történik, amely képlékeny áramlással segíti (kitérés), illetve akadályozza (örvényáramok) a süllyedést. A süllyedés egészen addig tart, amíg sûrûségkülönbség van a két anyag között. Az alábukás gyakorlatilag korlátlan rövidülést biztosíthat. Alábukásra csak óceáni litoszféra alkalmas, ezért az óceánok nemcsak születnek, hanem el is tûnnek. A 200 millió év elôtti óceánokat csak a kontinenseken hagyott kisebb foszlányokból, jegyekbôl ismerjük. Némely egykori óceánból, még ilyen foszlányok sem maradtak; azok jelenlétére más bizonyítékokból (pl. igen eltérô faunák egymás mellett) következtetünk.

Az alábukás úgy történik, hogy a lemez aláhajlási pontja a térben az alábukással ellentétes irányba hátrál. E hátrálás következménye, hogy az alábukó lemez mintegy magára szippantja és húzza a felül lévô lemezt. E jelenség következtében az alábukás mögött tágulás történhet és medencék, esetleg új óceánok nyílhatnak. Az ilyen medencéket ívmögöttieknek nevezzük. A kései harmadidôszakban alakult ki a Kárpát-medence mai formája, amely magán viseli az ívmögötti medencék jellegzetességeit (8. ábra). Az alábukó lemez az európai perem volt, amely a Pannon-térség alá hajlott. A lemez hátrálása miatt a Külsô-Kárpátok és a miocén vulkáni koszorú mögött egy széles, tágulás alatt álló terület jött létre, amelyet Pannon-medencének nevezünk. Ennek közepén található hazánk.

Egymásra torlódás alábukásra képtelen anyagok között megy végbe és korlátozott mértékben képes a tér rövidítésére. Két kontinens ütközését és egymásra torlódását kollíziónak, ütközésnek hívjuk. Ennek során igen nagy mennyiségû metamorf kôzet keletkezhet. Mivel a torlódáskor a viszonylag ritka kôzetkockák megvastagszanak, az izosztázia kiemeli ôket. Így keletkeznek olyan hegyláncok, mint az Alpok vagy a Himalája. Az alábukásra képtelen kontinentális anyag a Föld felszínén marad, megôrizheti a régmúlt dokumentumait. A kontinensek tehát átalakulnak, esetleg híznak, de semmiképpen sem semmisülnek meg.

A lemezek oldalsó határai

A lemezek térképi határai háromfélék lehetnek. A táguló határ az óceánközépi hátságokon, illetve elôdeiken, a kontinensek szétszakadását jelzô riftvölgyeken húzódik. E határokra általában merôlegesen a szomszédos lemezek távolodnak egymástól. Vigyázat: az Afrikai lemez nyugati határa nem Afrika atlanti partvidéke, hanem az Atlanti-óceán közepén húzódó hátság. A szétszakadás a szelepnyitási mechanizmus segítségével a köpenybôl alkáliákban gazdag magmatitokat generál. A parciálisan olvadt asztenoszféra könnyû anyag, ezért megemeli a széthúzódó lemezperemek tájékát és hosszú hátságot hoz létre.

A közeledô vagy konvergens határ a mélytengeri árkok környezetében található. Itt a két szomszédos lemez közül az egyik a másik alá bukik. Az alábukás helye a mélytengeri árok. Az alábukási (szubdukciós) övet sekély-mélyfészkû földrengések és magmatizmus kíséri. A földrengések a két lemez súrlódása, nyíródása, valamint az alábukó lemez leszakadozása miatt pattannak ki. Mivel az alábukó lemez hideg és felmelegedéséhez idô kell, rideg viselkedését hosszú ideig és jelentôs mélységig megôrzi. A nyíródás miatt jellegzetes gyûrt-pikkelyes szerkezeteket alkotnak a két lemez szegélyén lévô kôzetek. Ezek a szubdukcióval párhuzamos hegységekké, szigetívekké állnak össze. A magmát az alábukó óceáni lemez metamorfózisa során felszabaduló víz gerjeszti a felette lévô köpeny-ékbôl. A magmatitok az alábukás helyétôl mintegy 100–200 km-re szigetíveket alkotnak vagy a kontinensek szegélyével párhuzamosan rendezôdnek. Kiegyenlített mennyiségben tartalmaznak alkáliákat és kalciumot. Az alábukó lemezben jellegzetes magas nyomású metamorfózis, a felül lévô lemez alján a torlódás miatt egyre nagyobb hômérsékletû metamorf átalakulások zajlanak le.

A harmadik típus a tisztán eltolódásos, oldalirányú elcsúszással jellemzett határ. Az ilyen lemezperem megôrzô típusú, mert sem elnyelôdés, sem hozzárakódás nem történik. A kaliforniai Szent András-törés az egyik legszebb ismert példa erre a lemezszegélyre, de sokkal több eltolódásos határt találunk a zegzugos óceánközépi hátságszakaszok összekötô elemeként. Ezek mentén nem zajlik vulkanizmus, csak sekély fészkû földrengések pattannak ki rajtuk.

Jelenleg 6 nagy és számos kis litoszféralemezt ismerünk. A Kárpát-medence térsége a földtörténet során számos kis lemez képzôdési, egymáshoz ragadási helye volt. A lemezek folyamatosan szétszakadoznak, óceáni litoszférával bôvülnek, alábuknak és összeforrnak.

Lemezek mozgásai

Ha újságpapírt terítünk az asztalra, azzal kétféle mozgás végezhetô. Akár egy sarkánál fogva is megforgathatjuk a nagy papírlapot: az viszonylag mereven, teljes egészében követi a mozgást. Az újságpapír csavarási merevsége nagy. Ha azonban a papírt az asztal szélére toljuk, akkor az a keletkezô ûrbe lehajlik: az újságpapír hajlítással szembeni ellenállása kicsiny. Hasonló módon viselkednek a lemeztektonika alapvetô egységei: a litoszféralemezek is.

Van azonban egy alapvetô különbség, ha litoszféralemezek gömbfelületen mozognak. Gondoljunk végig egy másik kísérletet! Narancsot hámozunk, méghozzá úgy, hogy köldökétôl köldökéig bevágjuk a héját, majd egy héjcikket lefejtünk. Ezt mozgatjuk a héj rajta maradt részéhez képest. Csúsztassuk a cikket úgy, hogy a köldököknél végig érintkezzen a héj maradékával! A kapott mozgás a cikk forgása lesz, amelyet a köldökökön átfutó forgástengely mentén végez. A legnagyobb távolodás a valaha szomszédos héjrészek között a forgástengelyrôl 90^o-ra lévô egyenlítôi kör mentén történt. A forgástengelyeknél a héjrészek nem mozogtak el egymástól. A távolodás, és így a lemezperem kerületi sebessége, pontról pontra változó. Állandó volt viszont a szögsebesség, amellyel a héjcikket a maradékhoz képest elmozgattuk. Két litoszféralemez egymáshoz viszonyított mozgása tehát két adattal jellemezhetô: a forgástengely (Euler-pólus) földrajzi koordinátáival, valamint a szögsebességgel. A felszínen mérhetô kerületi sebességet ezekbôl az adatokból egyszerûen számolhatjuk. A földgömbön a lemezek egymáshoz viszonyított mozgásainak Euler pólusai természetesen nem esnek egybe a földrajzi pólussal, bár a véletlen folytán Eurázsia és Észak-Amerika, Afrika és Dél-Amerika Euler-pólusai eléggé közel vannak hozzá. A mozgások leginkább forgások és nem siklatások. A mozgás tengelye nem esik szükségszerûen az egyik vagy másik összehasonlított lemezre.

Meghatározható egy abszolút viszonyítási hálózat is, amelyhez a litoszféralemezek mozgását egyenként hasonlíthatjuk. Úgy találták, hogy a forró pontok alatti köpenyfeláramlások idôben meglehetôsen állandó helyzetûek, mintegy a köpenyben rögzítettek. Mivel e forró pontok átégetik a felettük mozgó lemezeket, az átégési pontokból, korhatározással visszafejthetô e hálózathoz képest a lemezek mozgása. A lemezek abszolút sebességét (e viszonyítási hálózathoz mért sebességét) több más módszerrel ellenôrizték és helyesnek találták. Igen lassan forog az afrikai és az eurázsiai lemez, meglepôen gyors a Csendes-óceáni lemez.

A Wilson-ciklus

A lemeztektonikai folyamatok szabályszerû sorrendben követik egymást. Ezen eseménysor óceánok születését és halálát írja le, hogy aztán minden kezdôdhessen elölrôl. A lemeztektonikai ciklust J. T Wilson fogalmazta meg. Eszerint a kontinensek szétszakadhatnak. A folyamat zegzugos felületek mentén zajlik és évtízmilliókig is eltarthat. A szétszakadás (riftesedés) a kontinentális anyag megnyúlásával és magmatizmussal jár. Megkönnyíti a riftesedést, ha a majdan szétszakadó kontinens alatt forró pontok húzódnak, mert ezek egyrészt gyengítik a kôzeteket, másrészt megemelik a felettük lévô területet, amely így helyzeti energiát nyerve szétcsúszhat. E folyamatot figyelhetjük meg például a Kelet-afrikai árokban.

Ha a kontinentális litoszféra kivékonyodása és az ezzel együttjáró asztenoszféra-felboltozódás olyan mérvû, hogy az asztenoszféra a felszín közelébe jut, akkor a fedôlemez szétszakadásakor az asztenoszféra részlegesen megolvad, felszínre tör és óceáni litoszféra lesz belôle. Az óceáni fejlôdés kezdeti szakaszait a Vörös-tengerben figyelhetjük meg. Ha a lemezperemek távolodása folyamatos, beindul a szabályszerû óceáni litoszféraképzôdés, amelyet már az elôzôekben ismertettünk. Ilyen érett stádiumú az Atlanti-óceán.

Helyi túlterhelések vagy feszültségek miatt az óceánok elôbb-utóbb alábuknak. Az alábukás vagy kontinensperem alá, vagy óceánon belül, óceáni lemez alá történik. Az alábukás felett szükségszerûen létrejön egy magmás ív és egy nyírt hegységrendszer. A szubdukció lassanként teljesen elfogyasztja az óceáni litoszférákat, egyre közelebb hozza egymáshoz az óceán két partján lévô kontinenseket. Az óceáni litoszféra végsô elfogyásakor ezek a kontinensek ütköznek egymással. A kollízió eredményeként lánchegységek jönnek létre: Az ütközés folyamán a metamorfózis egészen a kôzetek olvadásáig is mehet. Egy-egy ilyen hegység gyengült zónának számít, hiszen általában melegebb, mint stabil környezete. Így újbóli szétszakadozásra is alkalmasabb, mint a stabil kontinentális területek. A ciklus kezdeti és végsô történései csak kivételes esetben hozzák vissza eredeti helyzetükbe az egykor egybetartozó peremeket. A ciklus hosszú idôtartama alatt ugyanis a lemezek gyakran elforognak, így más peremekkel néznek szembe.

Feltehetôen a bolygó forgó mozgása és tömegeloszlása következtében a földtörténet folyamán általában É-D-i, vagy K-Ny-i kinyílási tengelyû óceánok keletkeztek. Ezek nyílása, záródása igen jelentôs hatással lehet a klíma és az élôvilág fejlôdésére.

Az utóbbi néhány évtizedben egyre nagyobb figyelmet szentelnek a kis lemezeknek. Ôslénytani, paleomágneses kutatások arra mutattak, hogy bizonyos hegységek (pl. az észak-amerikai Kordillerák) számos oda nem illô, környezetétôl elütô nagyobb kôzettestet, ún. egzotikus tömböt tartalmaz. E tömbök az óceánokat szegélyezô kontinensek peremérôl szakadnak le különösen akkor, ha az óceán valahol szubdukál. Ilyen, az afrikai anyakontinenstôl elszakított mikrolemeznek tekinthetjük a madagaszkári lemezt (amely nemcsak a szigetet, hanem a hozzá tartozó óceáni litoszférát is tartalmazza), vagy a Japán-szigetívet, amelyet az alatta történô, hátráló szubdukció szakított le az eurázsiai peremrôl.

Az Alpok-Himalája hegységrendszere igen sok ilyen kisebb lemezt zár magába. Ezek a déli szuperkontinens, a Gondwana északi peremérôl szakadtak le és az északi óceáni sávok alábukása következtében az eurázsiai déli peremhez csapódtak. Az egyik legnagyobb ilyen lemez a kontinensnyi India, amelynek odacsapódása a Himaláját hozta létre. Az északra vándorló mikrolemezek mögött délen rendre új óceán keletkezett, amely aztán a késôbbiek során alábukott. A Kárpát-medence aljzatát két mikrolemez építi fel: a déli, Afrika-peremi eredetû Alcapa-mikrolemez és az eurázsiai peremrôl származó Tisza-Dácia mikrolemez (9. ábra). Ezek igen bonyolult módon deformálták, forgatták egymást addig, amíg a mai helyzet kialakult. Egyes mikrolemezek az ütközés kezdeti fázisaiban a jelentôs összenyomás alatti zónákból oldalirányban kiszöknek. A kiszökés ék alakú mikrolemezeket érint, amelyek határai eltolódások. Törökország központi része az észak- és dél-anatóliai törészónák mentén nyugatra szökik az Arab-lemez és az eurázsiai perem ütközési zonájából.

Mindezek után lássuk, mi hajthatja a lemeztektonika folyamatát. Három jelentôs mechanizmust feltételeznek, amelyek különbözô mértékben hozzájárulhatnak a jelenségcsoport elôidézéséhez. Az elsô azon az elgondoláson alapul, hogy a litoszféralemezek és a köpeny, ha gyengén is, de csatlakoznak egymáshoz. Ha tehát a köpenyben (asztenoszférában) mondjuk hôkiegyenlítôdés, vagy bolygóforgás miatt áramlások jönnek létre, akkor e köpenyáramlások magukkal vonszolják a felettük lévô litoszférát. A reológiai fejezetben láttuk, hogy az asztenoszféra alakváltozása igen képlékeny fajta, vagyis az áramlás csak igen nehezen tudna bármit is magával vonszolni. A forró pontok helyzetének stabilitása arra utal, hogy nagyszabású, egyirányú köpenyáramlás nincs. Mivel nincs jó korreláció az egyes lemezek összfelülete és az abszolút sebességük között, e mechanizmus csak csekély mértékben járulhat hozzá a lemezek mozgatásához.

A másik szóba jöhetô mozgató mechanizmus az óceánközépi hátságoknál fellépô tolóerô. Hibás lenne azonban úgy képzelnünk, hogy a résbe betörô, benyomuló magma tolja szét a lemezeket; pont fordított a helyzet. A magma azért tud felszínre nyomulni, mert a lemezek széthúzódnak fölüle. Mi hát ez a hajtóerô? Korábban említettem, hogy az óceáni litoszféra hûlési okokból a hátságoktól a perek felé egyre vastagszik, tehát az óceáni lemezek asztenoszféra ékeken ülnek. Ha egy súlyos tárgyat jól csúszó ékre helyezünk, akkor az arról le is csúszik. Így a gravitáció hatására nyllik szét a két szomszédos lemez a hátságnál. A lemezek abszolút sebessége és az ôket körülvevô hátságok hossza valóban mutat gyenge korrelációt.

Végül a legravaszabb mozgató mechanizmus az alábukás tényébôl származtatható. Az alábukó lemez lefelé mozog, s ezért egyrészt a még nem alábukott részt vonszolja az árok felé, másrészt (hátrálása miatt) magára húzza a felsô lemezt is. Ha a felsô lemez könnyen mozdítható, akkor teljes egészében követi a szubdukció által kikényszerített mozgást. Ha viszont nehezen mozdítható, akkor a húzás miatt peremérôl mikrolemezek szakadozhatnak le, a szubdukciós zóna mögött új óceánok nytlhatnak. Az alábukó lemezhatárok lemezenkénti hossza igen jó korrelációt mutat a lemezek abszolút sebességével, így ez a mechanizmus, közvetettebben a gravitáció a lemeztektonika fô hajtómotorja.

Az alábukási öv egyben anyag lefelé áramlását is jelenti. A köpenyfeláramlások, vagy óceánközépi hátságok az anyag feláramlási zónái is. Éppen ezért a lemeztektonika elemei egy nagyszabású konvekciós áramlás résztvevöinek is felfoghatók. Cserepes L. számításai szerint a feláramlási zónák a földgömbön szökôkútszerû köpenyáramlások, melyek hatszög alakú áramlási cellák közepén találhatók (10. ábra). E feláramlási pontok a forró pontoknak felelnek meg. Innen az anyag litoszféralemezek formájában vándorol a hatszögû cella szegélyéhez, ahol a lemezek alábuknak. Az alábukó lemezanyag alkotja a konvekciós cella lefelé szálló ágát. Lefelé szállás közben az anyag ismét felmelegszik és a forró pont mentén felfelé tör. Így a gravitáció mellett a hôcsere is a lemeztektonika alapvetô hajtó mechanizmusa.

A lemeztektonika, a földtani folyamatok igen változatos jelenségeket produkálnak. A változatosság olyan nagyfokú, hogy nincs teljesen hasonló környezet, lemeztektonikai helyzet; minden egyedi. Éppen ezért számomra (jólesôen) meglepô, hogy mindeme változatosság mögött olyan egyszerû, ôsi erôk húzódnak, mint a gravitáció vagy a hô eltávozása.

Báldi, T. 1991. A történeti földtan alapjai. Tankönyvkiadó.
Cox, Hart. Plate Tectonics: how it works. Blackwell, London, 1986.
Csontos L. 1998. Szerkezeti földtan. Egyetemi jegyzet. 208 p. Eötvös Kiadó.
Fülöp, J. 1989. Bevezetés Magyarország geológiájába. 246 p. Akadémiai Kiadó.
Hamblin, K. 1989. The Earth's dynamic systems. 576 p. Macmillan, New York.
Sullivan, W. 1985. A vándorló kontinensek. 388 p. Gondolat.

Vissza a tartalomjegyzékhez