CSONTOS LÁSZLÓ

Lemeztektonika másként

Minden jelentôs elmélet egyszerû megfigyeléseken alapul és maga az elmélet is akkor elegáns, ha egyszerû. Persze az elmélet részletei aztán igen bonyolultak lehetnek. A lemeztektonika elmélete is ebbe a sorba illeszkedik. Alább kísérletet teszek arra, hogy összefoglaljam azokat az egyszerû megfigyeléseket, amelyeken a globális tektonika alapszik és röviden ismertessem az elmélet lényegét.

Mit is kell megmagyaráznia a lemeztektonika-globális tektonika elméletének? Azt az ôsi kérdést, amely minden természetet járó, azt szeretô emberben felvetôdik, miért is vannak hegyek, völgyek, szélesebb síkságok, illetve miért pont ott vannak ezek, ahol találhatók? Kicsit tudományosabban: meg kell magyaráznia a Föld domborzatát.

A Föld felszínének domborzata igen különös eloszlást mutat: hatalmas területeken viszonylag szelíd domborzatú kontinentális területek találhatók, amelyeken néhol, különösen egyes kontinensek szegélyén (vagy éppen belsejében) hosszú lánchegységek húzódnak. A kontinenseket lejtôk szegélyezik, melyek az óceáni síkságok igen nagy területeüg tartanak. E víz alatti síkságokat, melyek 45005000 m-es mélységben találhatók, hatalmas, belôlük néhány ezer méter magasra kiemelkedô, összefüggô hegyláncok, az óceánközépi hátságok szabdalják. Helyenként, különösen egyes szigetsorok, kontinensperemek elôterében 10 000 m mélyre ereszkedô keskeny mélytengeri árkokat találhatunk.

Mint átfogó földtudományi elméletnek, a lemeztektonikának más, szakmaibb kérdéseket is meg kell válaszolnia. Ilyen, már a múlt században felvetôdô talányok voltak bizonyos kontinentális területek nagyfokú hasonlóságai. Ezek fôként az Atlanti-óceán két partján fekvô szárazföldek földtani felépítésére, ôsi hegységeinek szerkezetére vonatkoztak. Különös problémát jelentettek azok a meghatározott korú ôslényegyüttesek, amelyek általában a déli félteke kontinenseirôl kerültek elô, s amelyek egyes fajok sok kontinensen való elterjedését mutatták. E növény- és állatfajok kifejezetten a szárazföldi életmódhoz alkalmazkodtak, tehát jelenlegi helyzetükbe nem kerülhettek az ezen elterjedési területeket elválasztó széles óceánok átúszásával, áttutajozásával.

Fontos kérdés a Föld vulkánosságának, földrengéses öveinek eloszlása (1. ábra). A vulkánok határozott övekbe csoportosulnak: a leghosszabb ilyen övek az óceánközépihátságok mentén, tenger alatt találhatók. Hasonló hosszúságúak az egyes kontinensperemeket, vagy szigetsorokat övezô tûzgyûrûk is. Vannak olyan vulkánok is, amelyek nagyobb, síkszerû domborzati egységek belsejében fordulnak elô (pl. Hawaii). Mindeme magmás kôzeteknek az ásványos és kôzettani összetétele jellegzetes csoportokat alkot, így ezek is magyarázatra szorulnak.

A földrengések térbeli eloszlása érdekes módon követi a vulkanizmus megjelenési helyeit. Finomra hangolt észleléssel, világméretû hálózattal igen jól meg lehet adni a földrengések kipattanási helyét, mélységét. Az észlelések egyes esetekben arra is lehetôséget adnak, hogy a földrengést kiváltó törési felület helyzetét, az elmozdulás jellegét is meghatározzuk. Az óceánközépi hátságok mentén jellegzetesen sekély fészkû rengések jönnek létre, amelyek bezökkenéses, eltolódásos jellegûek. Magas hegységek környezetében, mélytengeri árkoknál és a felettük húzódó szigetívek alatt fokozatosan mélyülô, ferde övben, ún. Wadati-Benioff-zónában fordulnak elô földrengések, amelyek egy része feltolódásos, más része szétszakadásos jellegû. A Föld felületén hosszan húzódó bizonyos zónákban, pl. a kaliforniai Szent András-törés mentén kifejezetten eltolódásos eredetû, sekély-közepes mélységû rengések jönnek létre.

A magmás kôzetek elôfordulásai mellett magyarázatra szorul az üledékes és a metamorf kôzetek elôfordulása is. Üledékes kôzet csak ott halmozódhat fel nagyobb mennyiségben, ahol annak befogadására alkalmas nagyobb tér, medence van. Ez annyit jelent, hogy az ülepedési térszínnek állandóan süllyednie kell, hiszen csak így újul meg a befogadó térfogat (különben igen gyorsan feltöltôdik). Az átalakult kôzetek vizsgálata megmutatja azok keletkezésének termodinamikai körülményeit. E kôzetek szinten jellegzetes törvényszerûségeknek megfelelôen fordulnak elô. A magas és alacsony nyomáson kialakult kôzetek például jellegzetes páros övekben fordulnak elô.

Ennyi kérdés, megválaszolásra váró probléma után lássuk, milyen alapokon nyugszik a lemeztektonika elmélete.


Izosztázia

2. ábra. Az izosztázia elvének
sematikus ábrázolása. A: azonos
sûrûségû, eltérô vastagságú kockák
úszása. B: eltérô sûrûségû kockák úszása

Az elsô alapvetô felismerés földmérési szintezésekbôl ered. Skandinávia nagy része, ugyanúgy, ahogyan bizonyos lánchegységek, kimutathatóan emelkedik. Grönland hasonló kôzetekbôl álló központi és peremi részei között jelentôs magasságkülönbség van: a központi részek a tenger szintje (és persze vastag jégtakaró) alatt vannak, míg a szegélyeken az egyre vékonyodó jégsapka alól csipkés, egyre magasabb hegységek emelkednek ki. E függôleges irányú mozgások úgy magyarázhatók a legjobban, ha feltesszük: a Föld külsô burka "úszik" egy alsó héj képlékenyen viselkedô anyagán, az asztenoszférán, mely mintegy 100 km mélyen van (2. ábra). Ilyen mélységben a földköpeny ultrabázisos anyaga található. Igen ám, de ugyanilyen ásványos, kémiai összetételû köpenyanyag található jóval feljebb is, egészen a köpeny és a kéreg határát jelentô Mohorovicic-felületig. A folyadékszerûen viselkedô köpenyanyag magasabb hômérséklete magyarázhatja különös viselkedését.

Az "úszás" úgy lehetséges, ha a felül lévô test átlagsûrûsége kisebb, mint az alul lévô, folyadékszerûen viselkedô testé. A kontinenseken a Mohorovicic-felületig elôforduló anyagok összetételét egyszerûsítésekkel gránitos összetétellel szokták modellezni. Ezt az anyagot, valamint az alatta lévô, nem folyadékszerûen viselkedô köpenyanyagot együtt litoszférának nevezik. Ennek átlagsûrûsége kisebb, mint az alatta lévô köpenyanyagé, még úgy is, hogy az asztenoszféra (melegebb lévén) ritkább, mint a közvetlenül felette lévô, hidegebb köpenyanyag (alsó litoszféra). Az óceánok alatt a Mohorovicic-felületig elôforduló anyagok összetételét egyszerûsítve bazaltos összetétellel modellezik. Ez, és az alatta lévô hideg köpenyanyag (alsó litoszféra) már azonos sûrûségû vagy sûrûbb lenne, mint a meleg asztenoszféra, de a felsô, úszó testhez hozzá kell vennünk a tengervizet is, amely a kôzetekhez képest jóval ritkább.

Így együttesen az óceáni litoszféra átlagsûrûsége is kisebb, mint az alatta lévô asztenoszféráé. Ezért tehát a Föld minden pontja az arkhimédeszi úszástörvénynek megfelelôen, sûrûségének és bemerülô méreteinek megfelelôen emelkedik ki egy átlagfelszínbôl. Ha a Föld egy adott térségét kockákra felhasogatottnak képzeljük, és e kockákra különbözô vastagságú jégtakarót helyezünk, akkor ez természetesen növeli a kocka vastagságát, némileg megváltoztatja az átlagsûrûségét és az úszástörvénynek megfelelôen változtatja az átlagmagasságát. (Grönland esetében a vastag jég alatt a központi kockák jobban besüllyednek.) Ha az éghajlat enyhülése elolvasztja a jégtömböket, a kocka vékonyodik, a jég korábbi aljzata kiemelkedik.

A skandináv jégsapka negyedidôszaki olvadása így okozta a jelenleg is tapasztalható kiemelkedést. Az igazi folyadékok, kockák esetében a kiegyenlítôdés pillanatszerû, az asztenoszféra-litoszféra esetén azonban ehhez némi idô kell. Ha egy adott térség kôzeteinek sûrûsége nem nagyon tér el egymástól, akkor minden kiemelkedés (hegység) egyben az átlagosnál vastagabb litoszférát, minden süllyedék (medence) az átlagosnál vékonyabb litoszférát jelent. E feltételezést több módon (pl. a gravitációs tér torzulásainak mérésével, földrengéshullámok terjedési sebességének mérésével) is ellenôrizték és igaznak találták. Az Alpok alatt a litoszféra jelentôsen kivastagszik, míg a térségünket alkotó Kárpát-medencében kivékonyodik.


A litoszféra minôsége

Ha a Föld külsô burka egynemû anyag lenne, akkor statisztikusan mindenféle vastagságú kockát lehetne találni. Kissé tudományosabban fogalmazva: a földfelszín magasságeloszlása egyenletes, egymaximumú lenne. (A kockák nem lehetnének tetszôlegesen nagyok, pl. az alsó folyadékréteg vastagságánál vastagabbak, valamint a gravitáció is határt szabna vastagságuknak; nem véletlen, hogy csak néhány nyolcezres csúcs található a Földön). Ha a jelenlegi kontinensek alakja, határai teljesen véletlenszerûek, nem felelnek meg anyagi, sûrûségi határoknak, akkor joggal feltételezhetjük, hogy az óceánok fenekén is találhatók olyan jelenleg éppen mélybe süllyedt szárazföldi hidak, amelyek a kontinenseket egykor összekötötték és lehetôvé tették a növényzet cseréjét, vagy a nagy testû állatok vándorlását. Ez ellen az érv ellen harcolt A. Wegener, a lemeztektonika atyja, amikor elkészítette a Föld felszínének magasságeloszlását. Ez az eloszlás a feltételezésekkel szemben jellegzetesen kétcsúcsú: az egyik maximum az óceánfenéki síkságokat jelöli, a másik a kontinensek szelíd átlagfelszínét (3. ábra). A kétmaximumú eloszlásgörbe azt jelenti, hogy a Föld külsô burka két különbözô sûrûségû anyagból áll, melyek kockái eltérô átlagmagasságban úsznak. A ritkább anyag a kiemeltebb kontinensek alatt található. Ha az óceánok alatt sûrûbb anyag van, akkor ezeken át nem létezhettek olyan szárazföldi hidak, amelyek az ôslénytani leleteket, földtani hasonlóságokat magyaráznák. Így tehát más magyarázat után kell néznünk. Fázisátalakulások és következmények A Föld a belsô hôjét kisugározza. A külsô helyzetben lévô kôzetek hidegebbek, mint a belül lévôk. A gravitációs eredetûkôzetterhelés miatt a belsôbb övek kôzetein lévô nyomás is nô. Adott összetételû kôzet olvadását nemcsak a hômérséklet, hanem a nyomás is meghatározza. Óceánok fenekén lévô hévforrásokban 200 oCnál magasabb hômérsékletû vizet is észleltek. A víz azért tud e halmazállapotában maradni, mert a víznyomás igen magas. A kôzetek zöme a kéregben és a köpenyben szilárd halmazállapotú, stabilis. Talán csak az asztenoszféra tartalmazhat nagyon kicsiny részarányban olvadékot, de a kutatók zömének álláspontja szerint az is teljesen szilárdnak tekinthetô. A kôzetek olvadáspontja az azokat felépítô ásványok átlagos olvadáspontja. Így adott hômérsékleten, amely a kôzet egészének olvadáspontja alatt van, egyes ásványok már megolvadhatnak. Ez a parciális olvadék képzôdése. A folyamat azt is jelzi, hogy az olvadás nem pillanatszerû, hanem hosszan elhúzódó lehet.

3. ábra. A Föld felszínének magasságeloszlása Wegener nyomán

Adott ponton két módon lehet olvadékot létrehozni: vagy az átlagos, környezetnél nagyobb hômérsékletre visszük az anyagot, vagy a nyomást csökkentjük (4. ábra). A természet mindkét trükkel él. A Föld bizonyos pontjain a felszínre jutó hô a környezeténél jelentôsen magasabb; itt különleges kémiai összetételû magmatizmus jelentkezik. E forró pontok (hot spot) a köpenyben lévô, idôben nagyon stabil féláramlások, melyek egyesek szerint a földmag és a köpeny határáról erednek. Míg a normál, 1330 oC-os asztenoszféra az óceáni litoszféra alatt nem produkál magmát, addig az 1450 oC-os féláramlás hatalmas mennyiségû magmát gerjeszthet. A magma, a környezeténél kisebb sûrûségû lévén a felszínre igyekszik és ott hôvesztéssel megszilárdul. Így születtek az indiai, dél-afrikai trappbazaltok, melyek több ezer km2-t fednek be.

4. ábra. Olvadék keletkezésének elvi feltételei

Adott nyomáson, ép litoszféra alatt az asztenoszféra szilárd maradhat. Ha a litoszféra valamilyen oknál fogva meghasad, ez nyomáscsökkenést okoz, olvadékot gerjeszt, s a hasadékon a magma a felszínre törhet. Ez a jelenség játszódik le az óceánközépi hátságokon, a riftvölgyekben.

Van egy harmadik, olvadékkeletkezéssel járó mechanizmus is. A kôzetekben lévô illó (H2O, CO2 és más) tartalom jelentôsen csökkenti az olvadáspontot. Igen kicsiny mennyiség, néhány százalék elég igen jelentôs csökkenéshez. Ha valamilyen módon vizet juttatunk az asztenoszférába, parciális olvadék keletkezik. A kôzetek átalakulása igen gyakran olyan kémiai reakcióval jár, amelynek mellékterméke a víz. A kôzet metamorfózisa, szilárd fázisú átalakulása azért szükségszerû, mert bizonyos környezetben stabil ásványok más termodinamikai környezetben (pl. magasabb hômérsékleten) instabilak. Felszín közelében keletkezô kôzetekben igen gyakori az olyan ásvány, amelyben jelentékeny a víztartalom. Ezen ásványok kevesebb vizet tartalmazó ásvánnyá alakulása nagy mennyiségû víz felszabadulásával jár. Ez azután a környezetébe jutva csökkenti annak olvadáspontját. A keletkezô magma az említett sûrûségeltérések miatt a magasba törekszik és a felszín közelébe vagy arra kerül. Ilyen mechanizmussal keletkeztek pl. az Andok vulkánjai.


Reológia (az anyag deformálódásának feltételei)

Az anyagok erô (feszültség, erô/felület) hatására változtatják alakjukat. Alapvetôen három alakváltozási módozatot különböztethetünk meg: a rugalmas, a töréses-rideg és a képlékeny alakváltozást. Míg a rugalmas deformáció után az anyag visszanyeri eredeti alakját, a másik kettô maradandó méretváltozást okoz.

5. ábra. Az anyag deformálódása kísérletek alapján (Csontos, 1988).
A függôleges tengelyen a mintára ható nyomás, a vízszintesen a minta alakváltozása látható

Bizonyos erôhatásra adott alakváltozási válasz a kôzet anyagi jellemzôin kívül függ a hômérséklettôl, a környezetében uralkodó feszültségtôl (nyomástól) és az alakváltozás sebességétôl (egyszázaléknyi megnyúlást mennyi idô alatt érünk el). E viselkedéseket (5. ábra) hidraulikus présekben, kísérletekkel vizsgálják. A gránit, a bazalt és a köpeny anyagát felépítô peridotit közül az utóbbi a legerôsebb, a gránit a leggyengébb, mert adott feszültségen a gránit szenvedi el a legnagyobb rövidülést, a peridotit a legkisebbet, vagy másként egyszázaléknyi deformációhoz a peridotitot sokkal erôsebben kell nyomni, mint a gránitot. A környezeti nyomás hatását vizsgálva azt állapították meg, hogy nagyobb környezeti nyomáson (a Föld belseje felé haladva) a kôzetek nagyobb feszültségeken egyre rugalmasabban viselkednek, míg kisebb környezeti nyomáson ugyanezen feszültségeknél képlékenyen deformálódnak, vagy törnek. Nagyobb hômérsékleten (a Föld belseje felé haladva) egyre kevésbé rugalmasan viselkednek a kôzetek, egyre kisebb feszültségek hatására és egyre hajlamosabbak képlékenységre. A deformáció idôfüggését vizsgálva azt állapították meg, hogy a gyors deformációk igen nagy energia-feszültség befektetéssel járnak; ilyenkor általában eltört a kôzetanyag. A kissé lassúbb alakváltozások létrehozásához alacsonyabb feszültségek kellettek, ilyenkor képlékeny alakváltozás is megfigyelhetô volt. A lassú alakváltozásokhoz kicsiny feszültségek kellettek; a kôzet gyakorlatilag folytonosan képlékenyen deformálódott. A leglassúbb kísérletek sem közelítették meg azonban a lemeztektonika deformációs sebességét (néhány 1000 km széles óceáni litoszféra néhány cm-es alakváltozása egy év alatt). Így elképzelhetô, hogy e parányi deformációhoz kicsiny feszültségek kellenek és a lezajló folyamatok állandó kúszással mennek végbe. A viselkedési módok változásának okai ásványtani alakváltozási mechanizmusoknak köszönhetôk. E folyamatok aktivációs energiára (adott hômérsékleten) indulnak be és adott termodinamikai feltételek mellett mûködnek optimálisan.

A Föld külsô burkainak reológiai viselkedését földrengések segítségével tanulmányozták (6. ábra). Vastag kontinentális litoszférán (pl. Tibeti-fennsík) mérték a földrengések kipattanásának mélységeloszlását. A földrengés nagysága arányban áll azzal a feszültséggel, amely a kôzetekben felhalmozódott, majd azokat eltörte. Ha egy adott zónában nem észlelünk földrengést, akkor ott az alakváltozás képlékeny módon, állandó kúszással zajlik. Ilyen övekben nem is halmozódhat fel feszültség, mert már a kicsiny feszültség is képlékeny, maradandó alakváltozásra készteti az anyagot.

Az említett megfigyelések meglepô eredménnyel zárultak. Földrengéseket két mélységzónában észleltek. A felszíntôl számított 10-20 km vastag zónában lefelé egyre nagyobb energiájú földrengéseket találtak. Ugyanilyen erôsödô rengéseket észleltek a Mohorovicic-felülettôl lefelé a felsô köpenyben is. A két rengéses mélységzóna között, illetve alatt azonban nem észleltek rengéseket. Az eredmények a következôképpen értelmezhetôk. A lefelé növekvô energiájú rengések a kôzetek rugalmas-töréses viselkedését jelzik, valamint azt, hogy lefelé haladva a kôzetek erôsebbek, egyre több feszültséget képesek tárolni. Ezt a hatást a környezeti feszültség emelkedése váltotta ki. A földrengések megszûnése, a képlékeny deformáció elôtérbe kerülése (földrengés-mentes mélységzónák) a hômérséklet növekedésével magyarázható. A jelenség Mohorovicic-felület alatti megismétlôdése meg annak tulajdonítható, hogy azon a feszültségen, hômérsékleten és környezeti feszültségen, amelyen a nagyjából gránitos összetételû kontinentális kéreg képlékenyen kúszik, a köpeny peridotitja még mindig rugalmasan tárolja a feszültséget és törik. A hômérséklet emelkedésével, lefelé azonban még ez az erôs köpenyanyag is elkezd képlékenyen viselkedni, majd állandóan kúszni. Ez a kis feszültség hatására képlékenyen deformálódó anyag folyadékszerûen viselkedik, különösen, ha az alakváltozás sebessége lassú. Az asztenoszféra tehát olyan szilárd peridotit, amely hômérséklete miatt igen képlékeny alakváltozásra képes, szemben az alsó litoszférával, amely hidegebb lévén ridegen, mereven, törésesen viselkedik. Az asztenoszféra viszkozitása megegyezik az ablaküveg szobahômérsékleten észlelt viszkozitásával. Idôvel az ablaküveg is képlékenyen kúszik, amint azt középkori katedrálisok üvegablakainál észlelték. A bazaltos-peridotitos összetételû óceáni litoszféránál a felsô, felszínközeli rész viselkedik rugalmasan, törésesen.

Az elmondottaknak két fontos következménye van. Az egyik, hogy a litoszféralemezek vastag kontinensek esetén két, óceánok esetén egy szinten tudják egymást hatékonyan lökdösni: ott, ahol a lemez nagy feszültségeket képes elviselni, tározni, tehát a rugalmasan-ridegen viselkedô szakaszokon (6. ábra). Ezeket feszültségvezetô szinteknek nevezik. A képlékenyen deformálódó szintek egymásnak képtelenek feszültséget, mozgást átadni, hiszen kicsiny feszültség is gyorsan alakváltozásukhoz vezet. A rugalmas szintek vastagsága a hômérséklet, hôáram függvénye: melegebb területeken vékonyabb, hidegebb területeken vastagabb. A rugalmas szintek vastagsága egyébként megszabja, hogy milyen mélyre süllyedhetnek az egyes medencék, vagy milyen magasra emelkedhetnek a hegyek.

6. ábra. A Föld külsô burkainak reológiai viselkedése
földrengésvizsgálatok alapján (Chen és Molnár, 1983 nyomán)

A reológiai eszmefuttatás másik, igen fontos következménye az, hogy az alsó litoszféra és az asztenoszféra csupán egy dologban különbözik egymástól: az utóbbi némileg magasabb hômérsékletû (1330 oC-tól felfelé), és ezért hatékonyan és képlékenyen deformálódik. Ez annyit jelent, hogy a litoszféra alsó határa diffúz, hômérsékleti határ, amely egy adott terület hôáramától függ. Ezt továbbgondolva a hômérséklet emelkedésével az alsó litoszférából asztenoszféra válik, illetve fordítva: hûléssel az asztenoszféra rideg litoszférává alakul. Ha a hô forrásától (pl. egy forró ponttól) egy adott lemezrész távolodik, akkor a sekély asztenoszféra-litoszféra határ az elôbbi utóbbivá alakulásával egyre mélyebbre kerül. Ugyanígy, ha a hôforrás megszûnik vagy a hôáram csökken, akkor az asztenoszféra szintén mélyebbre kerül. A Föld kezdeti (felizzás utáni) állapotában a jelenleginél sokkal jelentôsebb hôáram segítségével hûlt az égitest. Ez egyben azt is jelentette, hogy igen vékony litoszférája volt. A litoszféra a földgolyó folyamatos hûlése miatt a földtörténet során egyre vastagszik. A Vénuszon, mely a Földhöz roppant módon hasonlít, valószínûleg azért nincs lemeztektonika, mert a bolygó belsô hôjének eltávozása folyamán az ottani asztenoszféra olyan mélyre süllyedt, hogy már lehetetlen rajta a lemezek mozgása.

Folytatás


Természet Világa, 1998. II. különszám, 1017. oldal
http://www.kfki.hu/chemonet/TermVil/
http://www.ch.bme.hu/chemonet/TermVil/


Vissza a tartalomjegyzékhez