5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet. 5.1. A lemeztektonikai elmélet alapjai

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 1 5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet 5.1. A lemeztektonikai elmélet alapjai Komoly, de csak szûk körben elismert elôzmények után az 1960-as évek közepén született meg a lemeztektonika-elmélet. Az elméletet új globális tektonika elnevezéssel is illették, mert egységes magyarázatot adott a teljes Föld felszínét beborító kontinentális és/vagy óceáni litoszféralemezek mozgására és kölcsönhatásuk következtében kialakult nagyfelszíni formákra (5.1. ábra). A Föld felszíne 7 nagy és több kisebb, 100 150 km vastag litoszféralemezre osztható. Ezek az elsô közelítésben merevnek tekinthetô lemezek egymáshoz viszonyítva mozognak (5.2. ábra). A távolodó lemezszegélyek mentén az asztenoszférából új kôzetanyag jön a felszínre és nô hozzá a lemezszegélyekhez. Ilyen akkréciós szegélyek az óceánközépi hátságok. A fiatal, kialakulás állapotában lévô, távolodó lemez- óceáni középhátság Dél-Amerika óceáni aljzat árok litoszféra asztenoszféra köpeny Afrika mag 5.1. ábra. A lemeztektonika klasszikus modellje. A litoszféralemezeket a kéreg és a legfelsô köpeny szilárd része alkotja. Ezek a részlegesen olvadt állapotú asztenoszférán mozognak. Feláramlás az óceáni hátságoknál, leáramlás pedig az alábukási (szubdukciós) zónáknál alakul ki. A konvekciós anyagáramlás alapvetôen a felsô köpenyre korlátozódik, a Föld tömegének döntô része (az alsó köpeny és a mag) nem vesz részt a folyamatokban. 1

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 2 5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet Közeledô lemezszegély Távolodó lemezszegély Transzform vetôvel határolt lemezszegély A lemez mozgásának iránya 5.2. ábra. A Föld litoszféra lemezei, valamint a különbözô típusú lemezszegélyek. A fekete nyilak a lemezmozgás fô irányát mutatják. A litoszféra lemezek neve a következô: 1 = Eurázsiai-lemez, 2 = Észak-Amerikai-lemez, 3 = Fülöp-lemez, 4 = Pacifikuslemez, 5 = Juan de Fuca-lemez, 6 = Cocos-lemez, 7 = Karibi-lemez, 8 = Dél- Amerikai-lemez, 9 = Afrikai-lemez, 10 = Indiai-Ausztráliai-lemez, 11 = Nazcalemez, 12 = Scotia-lemez, 13 = Antarktiszi-lemez, 14 = Arábiai-lemez. További két jellegzetes szerkezeti elem a 15 = Szent András-törés és a 16 = Kelet-Afrikai árokrendszer. 2 szegély jó példája a Kelet-Afrikai árokrendszer (5.2. ábra). A lemezek egymással szembe mozgó szegélyein az óceáni lemez, az általában kontinentális lemez alá tolódik, és lehatol több száz kilométer mélységig. Ez azért történhet meg, mert az óceáni litoszféra nehezebb az asztenoszféránál, tehát a saját súlyánál fogva süllyed lefelé. Ezek az alábukó lemezszegélyek (szubdukciós zónák) a Föld szeizmikusan legaktívabb területei. A közepes és mélyfészkû földrengések az alátolódó lemezben pattannak ki, az abban felhalmozott feszültségek hatására. Az alátolódó lemezek felszíni megnyilvánulásai a mélytengeri árkok, valamint az e mögött elhelyezkedô vulkáni szigetívek. Két kontinentális lemez ütközésekor nincs meg a lehetôsége annak, hogy az egyik vagy akár a másik lemez nagyobb mértékben alátolódjon, ezért ezekben a kontinentális ütközési zónákban nagy területre kiterjedô gyûrôdések és takarós áttolódások hozzák létre a fiatal lánchegységeket. Két lemez közötti har-

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 3 5.1. A lemeztektonikai elmélet alapjai Andezites vulkáni szigetív Vetôzóna Kontinentális kéreg Felemelkedô magma Vulkáni kütô Forró folt: bazaltos óceáni sziget Mélytengeri árok Központi hasadékvölgy bazaltos vulkanizmus Óceán középi hátság Óceáni kéreg Mélytengeri árok Felboltozódó astenoszféra Asztenoszféra Andezites vulkáni szigetív Kontinentális litoszféra Kontinentális litoszféra Alátolódó óciáni litoszféra Mélyközpenybôl felszálló hôoszlop Alátolódó óciáni litoszféra 5.3. ábra. A különbözô típusú lemezszegélyekhez és a mélyköpenybôl felemelkedô hôoszlopokhoz kapcsolódó magmatípusok és vulkáni tevékenység madik lehetséges mozgásforma a közeledés vagy távolodás nélküli, oldalirányú eltolódás. Ennek legmarkánsabb példája a kaliforniai Szent András-vetô (5.2. ábra). A Föld vulkáni tevékenységét a lemeztektonikai folyamatok irányítják (5.3. ábra). A vulkánok mélyérôl elôtörô magmák anyagi összetétel alapján három fô típusba sorolhatók: riolitos, andezites és bazaltos. A különbség leginkább a szilicíum-dioxid (SiO 2 ) tartalomban mutatkozik meg, ugyanis a bazaltos magmákban található a legkevesebb, valamivel nagyobb arányban van jelen az andezites magmákban, a riolitos magmák pedig a legdúsabbak SiO 2 -ban (5.4. ábra). Bazaltos Andezites Riolitos SiO 2 SiO 2 SiO 2 Al 2 O 3 MgO+CaO FeO+Fe 2 O 3 Na 2 O+K 2 O egyéb szilárd összetevô 5.4. ábra. A legfontosabb vulkáni kôzetek kémiai összetétele 3

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 4 5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet 4 A riolitos magmatizmus szinte kizárólag csak kontinentális kéreghez köthetô. Az a tény, hogy óceáni kéreg felett nem alakul ki riolitos típusú vulkanizmus, egyben arra is utal, hogy a riolitos magmát létrehozó folyamat nem a köpenyben zajlik. Másrészrôl a riolitos magma kitörésekor nagy mennyiségû vízgôz is távozik, valamint az abból megszilárduló vulkáni kôzetek jelentôs mennyiségben tartalmaznak hidroxid (OH) tartalmú ásványokat. Mindezek alapján megállapítható, hogy a forró köpenyanyag, illetve a feláramló magma által átfûtött kontinentális kéreganyagban bekövetkezô részleges olvadás hozza létre a riolitos magmát. Andezites és bazaltos anyagú magmás kôzetek egyaránt elôfordulnak óceáni és kontinentális területeken, így azok forrását a köpenyben kell keresnünk. Általában az andezites vulkánok a szubdukciós lemezhatárokat követik (5.3. ábra). Laboratóriumban végzett kísérletek eredményei azt mutatják, hogy a lebukó lemez felsô részén található óceáni üledékek egy része a lemezzel együtt lejut nagyobb mélységbe, és az ott felszabaduló vízgôz segíti elô a litoszféralemez feletti köpeny megolvadását (5.3. ábra). Az óceáni bazaltos vulkanizmusnak két típusa különböztethetô meg. Az óceánközépi hátságok mentén felemelkedô asztenoszféra a nyomás csökkenése miatt teljesen megolvad. Az óceánközépi hátságok központi hasadékvölgye mentén feltörô bazaltos magmák a hideg tengervízben gyorsan lehûlnek, és létrehozzák a jellegzetes szerkezetû párnás bazaltokat. Ezek a párnás bazaltok alkotják az így kialakuló új óceáni kéreg legfelsô rétegét. Az óceánokhoz kapcsolódó második típusú bazaltvulkanizmus hozza létre az óceáni szigeteket (5.3. ábra), amelyek általában jellegzetes vulkáni szigetsorokat vagy nagy óceáni bazaltplatókat képeznek (5.5. ábra). Ez a kôzettípus az óceánközépi bazaltoktól jelentôsen eltérô geokémiai tulajdonságokkal rendelkezik. Ezek az eltérések úgy magyarázhatók, hogy az óceáni sziget vulkanizmusának forrása a köpeny mélyzónájából felemelkedve éri el az óceánok aljzatát. Az utóbbi két évtizedben a lemeztektonikai elmélet fent vázolt alapfolyamatait részletesebben megismertük. A lemeztektonikai elmélet továbbfejlôdésének fô hajtómotorjai a földi köpeny finomszerkezetét feltáró szeizmikus tomográfia, a mélységi magmás kôzetek eredetét vizsgáló geokémia, valamint a köpenybeli konvekciós áramlásokat szimuláló numerikus és analóg modellezések voltak. Bár több kérdésben még egymásnak markánsan ellentmondó tudományos álláspontok léteznek, a haladás iránya egyértelmû: a Föld néhány száz kilométer vastag külsô héjára (a litoszférára és az asztenoszférára) korlátozódónak gondolt folyamatok öszszekapcsolása a teljes köpenyben és a külsô magban zajló anyagáramlásokkal egy új globális geodinamika születését vetíti elôre. Még a lemeztektonikai elmélet kialakulásának hajnalán vetette fel Wilson (1963), hogy az óceáni területeken lévô vulkanikus eredetû szigetek kora felhasználható az óceánfenék szétterjedésének bizonyítására. Szerinte ugyanis azon vulkáni szigetso-

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 5 5.1. A lemeztektonikai elmélet alapjai Óceánközépi hátság Oldalelmozdulásos lemezszegély Szubdukciós lemezszegély 5.5. ábra. A forró foltok (csillagok), valamint a kapcsolódó vulkáni kúpok-szigetsorok és a nagy bazaltplatók térképe, feltüntetve a hátságok és a szubdukciós zónák helyzetét is. Nagy csillag az elsôdleges köpenyoszlophoz tartozó forró foltokat jelöli (Courtillot et al., 2003). A számozott forró foltok, vulkánsorok és bazalt platók neve a következô: 1 = HAWAII, 2 = Marquises, 3 = Phoenix, 4 = Tahiti, 5 = Pitcairn, 6 = Macdonald, 7 = HÚSVÉT, 8 = LOUISVILLE, 9 = Juan Fernandez, 10 = San Felix, 11 = Galápagos, 12 = Guadalope, 13 = Raton, 14 = Yellowston,e 15 = Cobb, 16 = Bowie, 17 = IZLAND, 18 = Azori, 19 = Madeira, 20 = New England, 21 = Kanári, 22 = Bermuda, 23 = Zöldfoki, 24 = Fernando, 25 = Szent Ilona, 26 = Trinidad, 27 = TRISTAN, 28 = Rio Grande, 29 = Meteor, 30 = Eifel, 31 = Hoggar, 32 = Tibesti, 33 = Darfur, 34 = AFAR, 35 = Kamerun, 36 = Comores, 37 = RE- UNION, 38 = Marion, 39 = Conrad, 40 = Kerguélen, 41 = St. Paul, 42 = Java- Ontong, 43 = Lord Howe, 44 = Tasmán, 45 = Balleny. Nagy betûk az elsôdleges forrófoltokat jelölik. Kontinentális területen lévô nagy bazaltplatók a következôk: C = Columbia, P = Parana, E = Etiópia, D = Dekkán, NS = Nyugat-Szibéria rok kora, amelyek hátságokhoz kapcsolódnak, annál nagyobb, minél távolabb helyezkednek el az óceáni hátságtól, ahol is az új óceáni litoszféra és vele együtt a szóban forgó szigetek is keletkeznek. Ily módon vulkáni szigetsor jön létre, amelyben az egyes vulkáni kúpok kora a hátságoktól távolodva fokozatosan növekszik. Egy másik fontos munkájában Wilson a Hawaii-Emperor szigetsort vizsgálva arra a meglepô következtetésre jutott, hogy a Kamcsatka irányába fokozatosan idôsödô vulkáni szigetsor legfiatalabb, ma is aktív, kiinduló láncszeme, Hawaii nem kapcsolódik hátsághoz, hanem attól kb. 5000 km-re nyugatra helyezkedik el (5.5. ábra). Vagyis létez- 5

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 6 5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet nek a hátságoktól független köpenyanyag-feláramlási helyek, amelyeket ô forró foltoknak (hot spots) nevezett el. Itt a mélyköpenybôl oszlopszerûen felemelkedô forró magma a felette lévô litoszférát átolvasztva szigetsort hoz létre. Ennek irányítottsága a Pacifikus-lemez mozgásirányára és a mozgás sebességére jellemzô. Mai ismereteink alapján feltérképezett forró foltokat és a hozzájuk kapcsolódó vulkáni szigetsorokat vagy tenger alatti bazaltplatókat az 5.5. ábra mutatja. A hátságoktól független köpenyfeláramlások kialakulását Morgan (1971, 1972) fejlesztette koncepcióvá. Arra a következtetésre jutott, hogy a legalsó köpenybôl oszlopszerû, forró anyagfeláramlások vannak, és ezek táplálják az óceánfenéken (esetenként kontinenseken) kialakuló vulkáni kúpokat és a nagy kiterjedésû bazaltplatókat. Mivel az alsó köpeny viszkozitása 10 100-szor nagyobb a felsô köpenyénél (5.1. táblázat) az oszlopok térbeli helyzetének meglehetôsen stabilaknak kell lenniük. Ezáltal alkalmasak a litoszféralemezek abszolút mozgásának leírására. Morgan olyan fontosnak ítélte a köpenyoszlopok szerepét, hogy a lemezmozgás hajtóerejét is ezeknek tulajdonította. Ezek szerint a bonyolult geometriájú hátságtengelyekhez nem aktív köpenyfeláramlás kapcsolódik, hanem a szétszakadó központi hasadékvölgy mentén az asztenoszféra anyaga passzív módon emelkedik fel és olvad el. 5.1. táblázat. A héjasan homogén földmodell jellemzôi (Davies, 1999 nyomán módosítva) Fõegység Alegység A határ jellege és mélysége Anyagi összetétel Viszkozitás kéreg (A) köpeny (B+C+ +D'+D") kéreg (A) felsõ köpeny (B) átmeneti zóna (C) alsó köpeny (D') legalsó köpeny (D") kontinens 20 60 km kémiai óceán 10 14 km ásványtani fázisátmenet 410 km ásványtani fázisátmenet 660 km kémiai 2750 km kémiai 2891 km gránit granodiorit bazalt gabbró peridotit (pirolit) spinel perovszkit litoszféra-, alsó köpenyés maganyag keveréke 6 10 20 Pa s 2 10 22 Pa s 6 mag (E+F+G) külsõ mag (E) átmeneti zóna (F) belsõ mag (G) ~4700 km 5153 km folyadékszerû vas (kevés S és Si) szilárd 2 10 2 Pa s 6371 km

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 7 5.2. A Föld szerkezete és anyagi összetétele Az óceáni hátságoknál képzôdött bazaltok és az óceáni szigetek bazaltjai között fennálló szignifikáns geokémiai különbségeket a köpeny sekély, illetve mélyzónájából való passzív és aktív eredet jól magyarázza. 5.2. A Föld szerkezete és anyagi összetétele A lemeztektonikai elmélet kialakulásával szoros elvi összefüggésben és a technikai haladás eredményeit messzemenôen kihasználva jelentôsen fejlôdött a földrengéseket regisztráló szeizmológiai világhálózat és adatfeldolgozási metodika is. Ennek látványos eredménye a Föld átlagolt szerkezetét leíró új földmodell kidolgozása és az ettôl való eltéréseket háromdimenziósan leképezô szeizmikus tomográfia megszületése volt. 5.2.1. A héjasan homogén földmodell A 0,3% eltéréssel gömb alakú Föld belsô szerkezetét is a nagyfokú gömbszimmetria jellemzi; jó közelítéssel homogén gömbhéjakból felépítettnek tekinthetô. A belsô felépítés vizsgálatának egyetlen közvetlen módszere van, mégpedig a földtest átvilágítása természetes módon (nagyméretû földrengések) és mesterséges úton (föld alatti atomrobbantások) keltett rugalmas hullámok segítségével. A földrengések menetidôgörbék alapján a longitudinális (P) és transzverzális (S) hullámok sebességének mélységgel való változása meghatározható a felszíntôl a Föld középpontjáig. A két sebességmenetbôl számolható a sûrûség mélységi változása is. Ez a három, közvetlen módon meghatározhatónak tekinthetô paraméter (P és S hullámsebesség, sûrûség) definiálja a Föld szerkezetét. A klasszikusnak tekinthetô héjasan homogén földmodell Bullen (1950) munkájának az eredménye, és ennek az új szeizmológiai eredményekkel továbbfejlesztett változata az Elôzetes Referencia Földmodell kitüntetô nevet kapta. A legújabb adatok feldolgozása megerôsítette ennek érvényességét, csak igen kismértékû pontosításokat lehetett tenni. Ezek láthatók az 5.6. ábrán és az 5.1. táblázatban. Az egyes héjak betûjele Bullentôl származik, melyek közül a D réteg kétosztatú. D az alsó köpeny fô tömegét jelöli, míg D a földmag határán lévô átmeneti zónát jelöli. A szeizmológiai úton meghatározott héjak anyagi összetételét több különbözô forrású adat együttes alkalmazásával lehet megadni. A kéreg anyagi összetétele mind a kontinensek, mind az óceánok területén felszíni megfigyelésekbôl és fúrási adatokból ismert. A felsô köpenybôl is vannak anyagmintáink, amelyek egyrészt az óceáni eredetû lemezmaradványok feltolódásával (ofiolitok) vagy a nagy mély- 7

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 8 5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet Mélység a Föld felszíne alatt [km] 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 P t 12 P Sebesség [km/s] Sûrûság [g/cm 3 ] 8 4 S t S 0 A B C D D E F G 5.6. ábra. A longitudinális és a transzverzális hullámok sebességének (P, ill. S), valamint a sûrûségnek (t) mélységi változása a héjasan homogén földmodellben (Kennett et al., 1995) 8 ségbôl feltörô bazaltokban és kimberlitekben lévô köpenydarabkák (xenolitok) formájában jutnak a felszínre. A mélyebb rétegekrôl való ismereteink megszerzésének útja a nagy nyomáson és magas hômérsékleten végzett, szilárd és folyékony fázisú kísérletek kôzettani laboratóriumába vezet. További fontos információk forrása a kô- és vasmeteoritok tanulmányozása, mert feltételezhetô, hogy ezek egy a differenciálódás kezdeti stádiumában lévô bolygó felrobbanása során keletkeztek. Mai ismereteinket az 5.1. táblázat foglalja össze, beleértve a szeizmikus határok valószínû okának a megadását is. A köpenydinamika szempontjából alapvetô jelentôségû az, hogy a felsô és az alsó köpeny között lévô átmeneti zóna (C héj, 5.6. ábra) teteje 410 km mélységben exoterm, alja pedig 660 km mélységben endoterm ásványtani fázisátmenet.

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 9 5.2. A Föld szerkezete és anyagi összetétele 5.2.2. Eltérések a héjas homogén földmodelltôl: a szeizmikus tomográfia eredményei A földkéreg esetében nyilvánvaló, hogy annak homogén gömbhéjjal való helyettesítése csak durva közelítése a valóságnak. A lemeztektonika felfedezése ugyanerre hívta fel a figyelmet a felsô köpeny esetében is, hiszen az alábukó (szubdukálódó) litoszféralemezek hideg és sûrû nyelveket képeznek az asztenoszférában, míg a meleg és híg anyagfeláramlások oszlopszerûen felboltozódó anomáliákat idéznek elô (5.3. ábra). P és S hullámsebességekre lefordítva ez azt jelenti, hogy az alábukó litoszféralemezek nagyobb, a köpenyfeláramlások pedig kisebb sebességû anomáliát hoznak létre környezetükhöz viszonyítva. Földrengések során tehát mindazon sugárutak, amelyek anomális tértartományokon haladnak át, nem a referencia földmodellbôl számított futási idôvel érkeznek be egy szeizmológiai állomásra, hanem attól pozitív vagy negatív értelemben eltérôvel. A Dt = t (standard) t (tényleges) eltéréseket futásidô-reziduáloknak hívjuk. Az alábukott lemezek pozitív, míg a köpenyfeláramlások negatív reziduálokat okoznak. A Földön elhelyezkedô sok ezer szeizmológiai állomás évente közel százezer rengést regisztrálhat, így a világ szeizmológiai központjai milliós nagyságrendben ontják a futásidô-reziduál adatokat. A szeizmikus tomográfia elve az, hogy olyan háromdimenziósan változó sebességteret konstruálnak, amelyben a hullámok úgy terjednek, hogy kielégítsék a futásidô-reziduál adatokat. Az eredeti ötletre alapozott algoritmusok egyre finomodnak, az adatok mennyisége nô, minôsége pedig javul, ami azt eredményezi, hogy ma már több megbízható és jó térbeli felbontású sebességanomália-kép áll rendelkezésre a teljes földköpenyrôl. Általános gyakorlat az, hogy a sebességanomáliákat az adott tértartományra vonatkozó referencia földmodell sebességének százalékában adják meg. Ezek a földköpenyben általában +2% és 2% között változnak, ami két biztató hírt jelent egyszerre. Egyrészrôl azt illusztrálja, hogy jó közelítés a gömbszimmetrikus referencia-földmodell, másrészrôl világossá teszi, hogy eszközeink ma már annyira fejlettek, hogy az ettôl való kis eltéréseket is nagy hitelességgel ki tudjuk mutatni. A szeizmikus tomográfia eredményei alapvetô fontosságúak, mert a Föld felsô néhány száz km-es tartományára korlátozódó eredeti lemeztektonikai koncepció (5.1. ábra) továbbfejlesztését teszik szükségessé. 9

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 10 5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet 5.3. Termikus konvekció a köpenyben A szeizmikus tomográfia legfontosabb eredményeit sommásan két állításban lehet megadni: az alátolódó litoszféralemezek nemcsak az asztenoszférába, hanem akár a köpeny-mag határig be tudnak hatolni a Föld köpenyébe; a forró foltoknál felszínre jutó köpenyanyag döntô része a köpeny-mag határról (D réteg) ered közvetlen hôoszlop vagy két hatalmas szuperfelboltozódásból kinyúló oszlopok formájában. 5.3.1. Leáramlás: szubdukció a felszíntôl a köpeny-mag határig 10 A klasszikus lemeztektonika egyik legfontosabb alaptézise az volt, hogy a hátságoknál szimmetrikusan mindkét irányban termelôdô óceáni litoszféralemez végsô soron a kontinensekkel ütközve semmisül meg az alátolódási (szubdukciós) zónák mentén. Amennyiben az óceáni lemez a szubdukciós zónához érve már olyan idôs (t 30 millió év), hogy jelentôsen kihûlt, akkor nagyobb sûrûségû, mint az asztenoszféra, azaz reája húzóerô hat. Ez az idôsebb óceáni lemezek alábukásánál fellépô árokhúzáshatás olyan jelentôs mértékû, hogy mai ismereteink szerint a lemezeket hajtó erô döntô részét (kb. 90%-át) adja. Ilyen esetben az alábukás olyan könnyen zajlik, hogy a meghajlott lemez hátragördül, azaz a szubdukciós zóna óceáni irányban hátrafelé mozog, és ennek következtében létrehozza a szigetívek mögött elhelyezkedô peremi medencéket. Ez valósul meg a Csendes-óceán nyugati szegélyén. Ezzel szemben a Csendes-óceán keleti szegélyénél, Közép- és Dél-Amerika partjainál az alátolódó lemez fiatal és meleg, ezért nem elég nehéz ahhoz, hogy hátragördüljön. Ennek következtében nem tud kialakulni szigetív, és a vulkáni ív mögötti területet erôs összenyomás jellemzi. A Föld szeizmikus energiájának döntô hányada a szubdukálódott lemezekben szabadul fel, de az igazán erôs földrengések gyakorisága jelentôsen nagyobb a kelet-pacifikus alátolódások esetében. A szeizmikus tomográfia kialakulása elôtti idôszakban az volt az általános felfogás, hogy az alátolódott lemez geometriáját a földrengésfészek elhelyezkedése jól jellemzi. Ezek ténylegesen mutatnak egy ferdén a kontinens vagy a szigetív alá nyúló nyelvet (Benioff-zóna) és annak frontját mintegy 660 680 km mélységben. Ennél mélyebb rengéseket még sohasem észleltünk. Az így kirajzolódó szubdukálódott lemeznyelvek tényleges hossza (max. 800 1200 km) azonban komoly geometriai problémát vetett fel, mert az sokkal kisebb az alátolódás idôtartamának és sebességének ismeretében vagy tektonikai rekonstrukciók alapján számolt értéknél. 4 8 cm/év alátolódási sebesség és 100 millió év idôtartam esetén a szubdukálódott lemez hossza 4000 8000 km, míg India és Ázsia ütközéséig több mint tíz-

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 11 5.3. Termikus konvekció a köpenyben ezer km hosszúságú tethysi óceáni litoszférának kellett alátolódnia. Hasonlóan kézenfekvô, de meglepô az, hogy egy 5 10 cm/év sebességgel alátolódó pacifikus óceáni lemez frontjának 40 80 millió év alatt el kell érnie a köpeny-mag határt. Hová lett tehát az óriási mennyiségû alábukott óceáni litoszféralemez? A megnyugtató választ a szeizmikus tomográfia adja meg: ott van, ahol lennie kell, a földköpenyben, de a 660 km-es fázishatár alatti tartományban már nem képes földrengés kialakulni. Az 5.7. ábra néhány jellegzetes tomográfiai szelvényt A A B B C C 410 660 410 660 1700 1700 CMB CMB D D E E F F 410 660 410 660 1700 1700 CMB CMB ( 0,9%) slow fast (+0,9%) A B A C D B C F F D E E 5.7. ábra. Szeizmikus tomográfiaszelvények, amelyek az alábukó óceáni lemez geometriáját mutatják a földköpenyben (Romanowicz, 2002, 2003) 11

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 12 5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet 12 mutat be az alpi-melanéziai és a cirkumpacifikus szubdukciós zónákból. Látható, hogy az alábukott litoszféranyelv geometriája meglepôen változatos. Két szelvény (B és C, Japán és környéke) azt mutatja, hogy a litoszféra lemez lejutott az alsó és a felsô köpeny között lévô átmeneti zónába (C réteg), de nem volt képes áttörni a 660 km-es fázishatáron, hanem azon megtörve 1000 2000 km hosszúságban közel vízszintesen elterült. Ezt úgy nevezik, hogy az alábukott litoszféra lemez a felsô és alsó köpeny közötti átmeneti zónában stagnál. A Tonga-szigetekhez kapcsolódó szubdukció (E szelvény) geometriája azt bizonyítja, hogy bizonyos idejû stagnálás után a lemez átlépheti a fázishatárt, és mélyen behatolhat az alsó köpenybe. Az égei, indonéziai és közép-amerikai szubdukció (A, D és F szelvény) geometriája pedig világossá teszi, hogy a fázishatáron adott körülmények között könnyen át lehet jutni, de az mindenképpen hatással van a litoszféranyelv összetételére és alakjára. Úgy látszik, hogy a litoszféranyelv az alsó köpenyben szétterül, szélesebb tartománnyá növekedik, és eközben a létrehozott sebességanomália mértéke csökken. Különösen látványos alsó köpenybeli litoszféra-felhalmozódások mutathatók ki az eltûnt Tethys óceán egykori alábukásának eredményeként Arábia és India alatt. A bemutatott változatos köpenybeli litoszféralemez-geometriák jól magyarázhatók egyszerû elvi megfontolásokkal (5.8. ábra). A hideg óceáni litoszféralemez a kontinentális litoszféra alá bukik a lemezek közeledése esetén, mert sûrûsége nagyobb, mint az asztenoszféráé. A 410 km-es köpenybeli fázishatárt megközelítve a hidegebb óceáni litoszférában hamarabb megindul az ásványtani fázisátmenet, ami egyben hôtermelô (exoterm) folyamat. A fázishatár felboltozódik és a magasabban kialakuló többlet sûrûség nagyobb húzóerôt jelent a lemez számára. Emiatt a 410 km-es fázishatár könnyedén átjárható. Éppen ellenkezô a helyzet a 660 km-es fázishatárnál, mert az itt bekövetkezô fázisátalakulás hônyelô (endoterm) reakció. Ezért a lemezben és környezetében a határfelület lejjebb húzódik, így a lemez itt kisebb sûrûségû marad egy ideig a környezeténél. Ez felhajtóerôt hoz létre, ami gátolja a 660 km-es fázishatáron való átjutást. Mivel a felszínen az alátolódás folytatódik, a lemez a fázishatáron terül el. Ez történik Japán körzetében (5.7. ábra B és C szelvény). Amikor a fázisátmenet teljesen végbement, nincs már akadálya annak, hogy az alátolódó lemez behatoljon az alsó köpenybe, és a környezetéhez képest még mindig kisebb hômérséklete miatt tovább süllyedjen. Ha a hátragördülés mértéke kicsi (Égei-tenger vidéke), vagy a lemez nem annyira hideg (Közép-Amerika), akkor a 660 km-es fázisátmenetnél való megakadás rövid idejû, és nem hoz létre jelentôs hosszúságú elfekvô szakaszt az alátolódó lemezben. Az alsó köpeny 10 100-szor nagyobb viszkozitása miatt azonban itt a süllyedés sebessége sokkal kisebb, ezért az 5.8. ábrán érzékeltetett módon a lemez feltorlódik. Ezzel párhuzamosan a fokozatosan szétterjedô hôanomália miatt a nagyobb sebességû tartomány is egyre nagyobbá és szabálytalanabbá válik a to-

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 13 5.3. Termikus konvekció a köpenyben Konvergens lemezhatár A+B C Kontinentális litoszféra h=6 10 20 Pa s h=200 10 20 Pa s 0 km 410 km 660 km D Nagysebességû tértartomány határa D köpeny-mag határ 5.8. ábra. Az alábukó óceáni litoszféralemez elvi geometriája a felszíntôl a maghatárig. A hideg óceáni lemez a kontinentális litoszféra pereménél meghajlik és alábukik. A 410 km-es fázishatár segíti, a 660 km-es fázishatár gátolja az alábukást. Ha a fázisátmenet teljessé válik, az alábukás folytatódik az alsó köpenybe, de itt a nagyobb viszkozitás miatt a lemez lassabban süllyed és feltorlódik. Menet közben a hideg lemez fokozatosan felmelegszik, a nagy sebességû anomáliát mutató tértartomány szétterül. mográfia képen (vö. 5.7. ábra). A kevésbé jó alsó köpenybeli leképzés ellenére a szakemberek között általános egyetértés van abban, hogy az alábukó litoszféra lemezek végállomása a maghatáron lévô D réteg (litoszféra-temetô). 5.3.2. Feláramlás: forró foltok, köpenyoszlopok és szuperfelboltozódások Morgan (1971, 1972) javaslatát az alsó köpenybôl felemelkedô forró és környezeténél sokkal kisebb viszkozitású köpenyoszlopról a laboratóriumi kísérletek és a numerikus modellszámítások megerôsítették, és további részletekkel gazdagították. Az 5.9. ábrán látható modellszámítási eredmények azt mutatják, hogy egy nagy hômérsékletû alsó határfelületrôl a kis hômérsékletû felsô határfelület irányába emelkedô köpenyoszlop hogyan fejlôdik. Valójában az oszlop fokozatosan elnyúló gomba alakot ölt: az idô múlásával egyre vékonyodó szára (átlagosan kb. 13

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 14 5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet 4 Ma 43 Ma 83 Ma 100 Ma 121 Ma 176 Ma 0 Hômérséklet ( C) 1846 5.9. ábra. Köpenyoszlop idôbeli fejlôdése (4 176 millió év során) numerikus modellszámítás alapján (Davis, 1999). A köpenyoszlop egy forró alsó határfelületbôl nô ki és viszkozitása 1%-a köpenyének 14 200 400 km átmérôjû) és vízszintesen kiterjedô, visszahajló peremû feje lesz. Amikor az akár 1200 km átmérôjû fej eléri a litoszférát, azt átolvasztva jönnek létre a nagy óceánfenéki (ritkán kontinentális) bazaltplatók (5.5. ábra). Az ezekhez csatlakozó vulkáni kúpsorok kialakulását az 5.10. ábrán látható módon képzeljük el. Az történik, hogy a köpenyoszlop feje után a szára is eléri a litoszféra alját, és a felette elmozduló litoszférán idézi elô a növekvô korú vulkáni kúpsort. Az 5.11. ábrán látható diagram a földi hômérséklet mélység függvényt mutatja be, jelenlegi ismereteinknek megfelelô módon. Az ábrán látható nyilak azt illusztrálják, hogy a felemelkedô köpenyoszlopban és a lesüllyedô litoszférában is a hômérséklet mélységi változása lassú, de a hômérséklet mindig nagyobb, illetve kisebb, mint az átlagos köpenyre vonatkozó érték. Ez adja a mozgáshoz szükséges felhajtóerôt és húzóerôt. A köpeny tetején elhelyezkedô litoszféra és az alján lévô D réteg extrém gyors hômérséklet-változású tartomány. Ezeket termikus határrétegnek hívjuk. A felsô felületen keresztül hûl ki a feláramló anyag a felszíni közel 0 C-os hômérsékletre, a forró földmaggal érintkezô alsó felületen keresztül pedig fûtôdik fel a köpeny. Ez a közel 3 milliárd éve mûködô folyamat hajtja a globális köpenyáramlásokat, amelynek felszíni megnyilvánulása a lemezmozgás. A köpenyáramlásokhoz szükséges energiát tehát alapvetôen a vasmagban lévô ôsi (primordiális) hô szolgáltatja a D réteg közvetítésével. A magbeli hôszállítás nagyon hatékony folyamat, mert a külsô mag viszkozitása majdnem olyan alacsony értékû (vö. 5.1. táblázat), mint az olvadt vasé a felszínen. Ennek megfelelôen az áramlási sebességek itt nagyok, vagyis a maghatár magas hômérséklete hosszú

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 15 5.3. Termikus konvekció a köpenyben Bazalt plató Vulkáni kúpsor A köpenyoszlop feje A köpenyoszlop szára 5.10. ábra. Modell annak illusztrálására, hogy a köpenyoszlop feje hozza létre a nagykiterjedésû bazaltplatót, míg a fokozatosan elhajló szára gerjeszti a vulkáni kúpok/szigetek egyre fiatalodó sorozatát (Richards et al., 1989). 4000 5000 2300 3700 Hômérséklet ( C) 1800 2200 ~1300 D 0 Litoszféra Köpeny Mag 0 2890 6371 Mélység (km) 5.11. ábra. Egyszerûsített hômérséklet mélység függvény a Földben. A köpenyt két termikus határréteg fogja közre. A forró mag tetején alakul ki a csökkent viszkozitású D réteg, amely a köpenyfeláramlások forrása. Az emelkedô köpenyanyagból számottevô hômennyiség nem tud elvezetôdni, ezért hômérséklete csak kis mértékben csökken. A felsô köpeny tetején ismét gyorsan csökken a hômérséklet a felszínen való kihûlés miatt és kialakul a litoszféra. A két nyíl a köpenyáramlás felszálló és leszálló ágára jellemzô hômérsékleti változást jelzi (Davies, 1999) 15

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 16 5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet idôtávon biztosított. A teljes köpenykonvekció és lemezmozgás fenntartásához rendelkezésre álló hôenergia bôséges, de geológiai idôskálán tekintve csökkenô mértékû, amit az egykoron teljesen cseppfolyós állapotú mag centrumában szilárduló belsô mag létezése bizonyít. A szeizmikus tomográfia a köpenyáramlások feltérképezésével is meglepetést okozott. Elsôsorban azért, mert az elsô eredmények nem mutatták a forró foltok alatt az elmélettôl elvárt, a maghatártól a felszínig nyúló oszlopszerûen csökkent sebességû tartományokat. Ehelyett két, közel 10 ezer km kiterjedésû, a maghatáron ülô és a teljes köpenyen átnyúló csökkent sebességû zóna rajzolódott ki Dél- Afrika és a Csendes-óceán déli medencéje alatt (5.12. és 5.13. ábra). Ezen eredmény úgy értelmezhetô, hogy a Föld két közel ellentétes pontja (5.13. ábra) alatt nagy kiterjedésû szuperfeláramlási központok alakultak ki, amelyekbôl csak magasabb szinten nônek ki ujjszerûen a hôoszlopok. A részletes vizsgálatok szerint létezik néhány olyan a szuperfeláramlások körül elhelyezkedô elsôdleges köpenyoszlop, amelyik közvetlenül a köpeny-mag határról ered. dln V(%) 1,8 0,0 +1,8 16 5.12. ábra. Szeizmikus tomográfiai szelvény Afrikán keresztül a kontinens délnyugati része alatt kifejlôdött szuperfeláramlás bemutatására (Romanowicz, 2003)

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 17 5.4. Az új szintézis körvonalai 17 34 1 37 7 27 8 5.13. ábra. Az afrikai és a délpacifikus szuperfeláramlás (nagy fekete körök), valamint az elsôdleges forró foltok (kis körök) elhelyezkedése a 2850 km mélységre vonatkozó S hullám tomográfiás térképen. A térképen a szürke tartományok jelzik a hideg területeket, míg a melegebb régiók fehéren maradtak (Courtillot et al., 2003). A szuperfelboltozódások a melegebb régiókban közel centrális helyzetûek, az elsôdleges forró foltok ezek körül, de határozottan elkülönülten találhatók. A forró foltok melletti számok megegyeznek az 5.5. ábrán látható számozással. 5.4. Az új szintézis körvonalai Az általánosított földmodellt az 5.14. ábra mutatja. Eszerint a következôképpen mûködik a földmotor. A külsô magban létezô intenzív áramlások tartják fenn a földi mágneses teret, s egyúttal intenzíven fûtik a köpeny alját. Ennek hatására egy alacsony viszkozitású termikus határréteg jön létre, amelybôl alapvetôen kéttípusú feláramlás indul el. A földtest két szemben lévô (antipodális) területe, Afrika délnyugati része és a Csendes-óceán déli medencéjének központi része alatt két szuperfelboltozódás van. A szeizmikus tomográfia arra utal, hogy ezek óriásgomba módjára ellaposodnak a 660 km-es fázishatár alatt. Az itt lévô fázisátmenet ugyanis gátolja a szuperáramlás tovahaladását. Kedvezôbb a helyzet vékony oszlopok számára, amelyek ebbôl kiemelkedve és a litoszférát átolvasztva érik el a felszínt (másodrendû köpenyoszlopok). A szuperfelboltozódások pereme körül, de attól határozottan elkülönülve jönnek létre az elsôdleges köpenyoszlopok. A li- 17

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 18 5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet FELSÔKÖPENY ALSÓKÖPENY HAWAII PACIFIKUS SZUPERFELÁRAMLÁS KÜLSÔ MAG BELSÔ MAG AFAR AFRIKAI SZUPERFELÁRAMLÁS LOUISVILLE REUNION BELSÔ MAG 5.14. ábra. Az új globális geodinamikai modell, amely a Föld felszínén megfigyelt lemeztektonikai folyamatok és a vulkáni tevékenység kapcsolatát mutatja a Föld köpenyében és külsô magjában zajló anyagáramlásokkal (Courtillot et al., 2003, Jellinek és Manga, 2004 után módosítva) toszféra a köpeny külsô, termikus határrétege, amely részt vesz a konvekcióban, és annak jellegét lényegesen befolyásolja. A hátságok és más litoszférarepedések mentén csak passzív a felsô köpeny anyagának felemelkedése. A szubdukciós zónáknál alábukó és nehéz óceáni litoszféralemez viszonylag gyorsan (azaz a lemezek felszíni 1 10 cm/év sebességével) lesüllyed az átmeneti zóna (C réteg) aljáig. Az itt bekövetkezô endoterm fázisátmenet idôlegesen feltartóztatja a további merülést, és a lemez elfeküdhet a fázishatáron. A fázisátmenet lezajlása után a lemez további süllyedésre képes, de a nagy viszkozitású alsó köpenyben ennek sebessége jóval kisebb, mint a felsô köpenyben, aminek következtében a lemez feltorlódik. Ezzel párhuzamosan fokozatosan felfûtôdik, ami a tomográfiás képen is foltsze- 18

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 19 I r o d a l o m rûen szétterjedô, nagy sebességû tartományt eredményez. Az alábukó litoszféra végállomása a köpeny és a mag határa, ahol is a D réteg anyagával keveredve záródik a Föld legnagyobb anyagáramlási ciklusa. A vázolt globális geodinamikai folyamatok nyilvánvaló logikai hidat képeznek a felszíni lemeztektonikai események, valamint a köpeny és mag anyagáramlásai között. Ezúton eddig függetlennek vélt jelenségek, mint a lemezek globális átrendezôdése és a földi mágneses tér stabilitása között találhatunk ok-okozati összefüggést. Hasonlóan megérthetôk lesznek azok a globális környezeti változások, amelyeket a nagy bazaltplatók kialakulása okoz. Legfontosabb annak felismerése, hogy a Föld mûködése a hôenergia kialakulásának és lecsengésének a függvénye, azaz a mai stílusú lemeztektonika geológiai idôskálán csak pillanatfelvétel és nem univerzális modell a múlt és a jövô földtörténetének megismeréséhez. Ugyanakkor kétségtelen, hogy bár változó stílussal, de lemeztektonikai folyamatok legalább 3 milliárd éve mûködnek a Földön, ellentétben a földtípusú bolygókkal, amelyeknek nincs és aligha volt lemeztektonikájuk. Irodalom Bullen, K. E. (1950) An Earth model based on a compressibility-pressure hypotheses. Geophys. J. R. Astr. Soc., 6, 50 59. Courtillot, V. Davaille, A. Besse, J. Stock, J. (2003) Three distinct types of hotspots in the Earth s mantle. Earth Planet. Sci. Lett., 205, 295 308. Davies, G. F. (1999) Dynamic Earth: plates, plumes and mantle convection. Cambridge Univ. Press, Cambridge, New York Dziewonski, A. M. Anderson, D. L. (1981) Preliminary Reference Earth Model. Phys. Earth Planet. Inter., 25, 297 356. Jellinek, A. M. Manga, M. (2004) Links between long-lived hot spots, mantle plumes, D, and plate tectonics. Rev. Geophys., 42, RG3002, 1 35. Kennett, B. L. N. Engdahl, E. R. Buland, R. (1995) Constraints on seismic velocities in the Earth from traveltimes. Geophys. J. Int., 122, 108 124. Morgan, W. J. (1971) Convection plumes in the lower mantle. Nature, 230, 42 43. Morgan, W. J. (1972) Plate motions and deep mantle convection. Mem. Geol. Soc. Am., 132, 7 22. Richards, M. A. Duncan, R. A. Courtillot, V. E. (1989) Flood basalts and hot-spot tracks: plume heads and tails. Science, 246, 103 107. Romanowicz, B. (2002) Global mantle tomography: present status and perspectives. Acta Geophys. Pol., 50, 3 21. 19

05_Foldrajz_05fej_1tord:05_Foldrajz_05fej_1tord 9/9/10 6:01 PM Page 20 5. A Föld belsô szerkezete és a lemeztektonikai elmélet Romanowicz, B. (2003) 3D structure of the Earth s lower mantle. C. R. Geoscience, 335, 23 35. Wilson, J. T. (1963a) Evidence from islands ont he spreading of the ocean floor. Nature, 197, 536 538. Wilson, J. T. (1963b) A possible origin of the Hawaiian islands. Can. J. Phys., 41, 863 870. 20