A litoszféra evolúciója

1. A litoszféra evolúciója

2. Kérdések a lemeztektonikával kapcsolatban • 1. Mi mozgatja a lemezeket? – Hőáram, gravitáció. • 2. Milyen felületen? • lassú deformáció hőhatásra (súrlódási hő meglágyítja a kőzetet) • gőzhatás (megkötött vizek felszabadulása) • kristályszerk-i vált., fázis vált.

3. 3. Miért szakad fel a kéreg? Nem egyenlő hővezetés (a szárazföld rosszabb  hőemelés)

4. 4. Általános séma a nagytérségek vizsgálatához • Ok-hely-folyamat-eredmény • Bizonyítékok: • gravitációs és hő anomáliák, • földrajzi elhelyezkedés, • vulkánosság, • egyéb bizonyítékok (paleomágnesség, rétegtan, ősténytan, stb.)

5. I. Spreading (szétsodródás) • Ok: kéreg megnyúlása (kb. 6-odára vékonyodás) - több fázis (törésektől az o.középi hasadékvölgyekig) • Alig 1 km széles sáv, évente kb. 20 km3 bazaltos anyag. Hozzánövés (akkréció). Itt képződik a litoszféra. Jelenleg a Föld felület 60%-a, térf. 21%-a. • Részletes vizsgálatok vontatott magnetométerek az 1950-es évektől, később Glomar Chall. 1968 • A sebesség üteme hosszabb ideig állandó, de időközönként vált. Az akkréció nem mindig folyamatos (hasonló mágnesezettség akár egymás mellett-alatt) Összefüggés a hátság alakja és a sebessége között.

6. I. Spreading (szétsodródás) • Eltérő anyagprodukció mennyiség ha forró pont is van. • Bizonyítékok: Szimmetrikus + hő és gravitációs anomália, sávos mágnesezettség, transzform vetők • Bazaltos vulkánosság.

7. II. Közeledő lemezszegélyek, szubdukció • ( hegységképződés mint végeredmény) • Három esete: szigetív tip., Koordillera tip., Himalája tip. orogenezis. • A szubdukció bizonyítékai • Több megnyilvánulását már korábban felismerték, de nem tudták azokat értelmezni. • A földrengések eloszlása. A földrengések hipocentrumai szinte röntgenszerűen kijelölik egy-egy alábukás területét, kiterjedését. Ezek segítenek a szubdukciós területek tipizálásában ().

8. Aszimmetrikus hő- és gravitációs anomália. A mélybe kényszerített lemezszegély a környezeténél lényegesen hidegebb, s felmelegítése miatt a felszínre jutott hőáram az alábukás felőli oldalon kisebb, később viszont a meginduló vulkanizmus miatt pozitív hőanomáliát tapasztalhatunk. Az alábukó lemez sűrűsége is kisebb mint az az anyag amit kiszorít a szárazföldi lemez alól, ennek következtében szintén az alábukás felől alakul ki negatív gravitációs anomália.

9. Az alábukó peremek mentén általában mélytengeri árkok alakulnak ki. Érdekesség, hogy ezek az árkok nem a szétszakadó lemezrészekhez, hanem éppen a torlódó részekhez kötődnek!

10. A szubdukció típusai • A szubdukció kora, a lemezek egymáshoz viszonyított sebessége (a jellemző érték 0,5-9,5 cm/év), a mélybe süllyedő lemez hajlásszöge (a hipocentrumok által jól kijelölhető síkot Benioff-síknak nevezik) jellegzetes típusokat alakít ki. • Teljes szubdukció. A Benioff-sík kb. 45o, a szubdukció sebessége 7-8 cm/év és így lehetőség van arra, hogy az alábukás mélysége elérje a 700 km-t. (Kurili szigetív, Hon-Su sziget Japánban)

11. A szubdukció típusai • Fiatal szubdukció. 45o és 8 cm/év sebesség esetén mintegy 12,4 millió év szükséges a 700 km-es maximális mélység eléréséhez. Ennél fiatalabb szubdukció esetén a lehatolás mélysége kevesebb (pl. 3,6 millió év 200 km). Példái: Közép-Am. (a. ábra), Aleuti-szigetek (b.ábra), Szumátra. • Lassú szubdukció. Ha a szubdukció sebessége kisebb (pl. 2-3 cm/év), a mélybe kerülő lemez a bekövetkező olvadás miatt nem érhet el nagy mélységet. (Mediterrán lemez az Égei-tenger alatt)

12. A szubdukció típusai • Szigmod alakú. Ekkor a normálisan hajló Benioff-sík 500-600 km mélységben ellaposodik, vélhetően a köpeny nagyobb ellenállása miatt. (Új-Hebridák, Dél-Tonga) • Kordillera típus. Lapos szögű szubdukció, melynek középső szakaszánál – vélhetően részleges olvadás miatt – hiányoznak a földrengések, azaz a mélyebbre került szakasz már letörhetett. • Mariana típus. A szubdukció azon sajátos formájánál alakult ki, amikor a lemezek úgy közelednek egymáshoz, hogy egy irányba sodródnak (a gyorsabban haladó utoléri a másikat). Meredek, nagy mélységig lehatoló szubdukció alakulhat ki. (d. ábra)

13. Szubdukciós területek általános modellje A szubdukciós területek részletes földtani és geofizikai vizsgálatával sikerült egy általános modellt kialakítani, bár az előfordulhat, hogy egy-egy szerkezeti elem valamelyik helyen nem fejlődött ki. Fontos jellemzők: aszimmetrikus hő- és gravitációs anomália, nincs izosztatikus egyensúly (a mozgás miatt) SiO2-ben gazdagabb, explóziós vulkánosság.

14. Szubdukciós területek általános modellje • 1. Ív előtti régió • Az alábukó terület általában nem egyenes, hanem inkább ív alakú. Ez a szerkezeti rész az alábukás zónájától (amit legjobban a mélytengeri árokkal jelölhetünk ki) a vulkáni ívig terjed. Általában 100-300 km széles, nagy negatív gravitációs anomáliával jellemezhető terület. Fő részei: • Mélytengeri árok. • Akkréciós prizma. • - Mélytengeri árokperem, ív előtti medence.

15. Szubdukciós területek általános modellje 1. Ív előtti régió - Mélytengeri árok. A Föld szilárd felszínének legmélyebb területei, maximális mélységük 11 km körül alakul. - Akkréciós prizma. Nagyobb részben az alábukó lemez tetejéről a másik lemez által legyalult (jellemzően üledékes) kőzetekből épül fel. A szubdukció előrehaladtával folyamatosan magasodik oly módon, hogy a később leszakított kéregrészek a korábbiak alá tolódnak. Az így gyarapodó képződmény a nem alábukó lemezhez tapad, gyarapítva annak területét. Ezt a folyamatot kontinentális akkréciónak nevezik. A Mariana-típusú szubdukciónál – az említett azonos irányú mozgás miatt – nem fejlődik ki. - Mélytengeri árokperem, ív előtti medence. Az akkréciós prizma növekedésével akár a felszín fölé is magasodhat, ezáltal egy medencét választ le az óceánról. A medencét ív előtti medencének, ennek mélytengeri árok felőli lejtőjét mélytengeri árokperemnek nevezik. A medencét általában durva, szárazföldi törmelékes üledékes kőzetek töltik ki, melyek anyaga a nem alábukó lemez illetve a rá települt vulkáni szigetív lepusztulásából származik.

16. Szubdukciós területek általános modellje 2. Magmás ív A szubdukciós rendszer legfeltűnőbb kísérője a mélytengeri árokkal mintegy párhuzamosan kialakuló vulkáni ív. A mélybe tolódó lemez kőzetei ugyanis nagyobb mélységbe kerülve megolvadnak és környezetükhöz képest kisebb sűrűségük miatt a felszín felé nyomulnak, s vulkánok sorát kialakítva akár több ezer km hosszúságú vulkáni ívet is kialakíthatnak, aminek ténylegesen aktív része kb. 50 km. A magmás ív szélessége az alábukás szögét kijelölő ún. Benioff-sík dőlésétől függ. (45o-os dőlés esetén szélessége 200-250 km, amelyik 200 km-re kezdődik a mélytengeri ároktól.) Legjellemzőbb kőzete az andezit, a vulkánosság jellege pedig robbanásos. (Kis dőlésű Benioff-sík vagy kontinentális lemezek ütközése esetén nem alakul ki.) 3. Ív mögötti régió Kifejlõdésük a szubdukcióban részt vevõ lemezektõl függ. Két óceáni lemez ütközése esetén ív mögötti medence alakulhat ki. Óceáni és kontinentális lemez ütközésekor inkább a korábban elhalt szubdukciós folyamatok során kialakult geoszinklinális rendszerekbõl hegységrendszerek (Andok, Kordillerák) képzõdtek.

17. Obdukció, mint lehetőség (földrengés eloszlás - Benioff- sík és mélység) - torlódó mozgás, vékony kontinentális kéreg.

18. A litoszféra evolúciója • A lemeztektonika alkalmazásával kb. 180 mill. évre visszamenően tudjuk nyomon követni az eseményeket. • Alapkérdések: • Hogyan lehet a korábbi eseményeket megtudni? • Voltak-e korábban is lemezmozgások? Ha igen, mióta létezik a lemeztektonika? • Mi volt korábban: kontinensek vagy óceánok? • Folyamatos-e a változás a Földön, vagy ciklusos fejlődés van?

19. A válaszok bizonytalanságát az adja, hogy kb. 200 millió évenként a litoszféra fele megsemmisül, a fennmaradó részek egy része esetleges, másik részük átalakul ill. lepusztul. (Szemléletbeli változás kell/ett a regionális folyamatok értékelésekor! Egy dinamikus folyamatot nem lehet hatékonyan statikusan értelmezni.) Válaszok 1. A litoszféra a köpenyből keletkezett két lépcsőben a/ az óceánközépi hátságokhoz hasonlóan részleges olvadás és bazaltos vulkanizmus b/ konvergens lemezek találkozásánál egyre nagyobb SiO2 tartalom (pl.lekvár főzés) //Nem a Hold vagy meteorit becsapódás hatása az óceáni kéreg.//

20. 2. Korábban az óceáni medencéket tartották viszonylag állandónak, ma már tudjuk ezek fiatalok (max. 180 mill. év), bár területük nagyobb. Ezzel szemben a szárazföldeket egy „viszonylagos állandóság” jellemzi. Legidősebb kőzetek 3,8 md évesek (Ny-Grönland - gneisz). A litoszféra keletkezése nagyobb részben irreverzibilis: kratonizáció vagy kontinentális akkréció. Rekonstrukció: „egérrágta és méretében esetlegesen bővülő puzzle”

22. 3. A lemezmozgásokról. • Kőzettani bizonyítékok alapján már az archaikumban (3,8-2,5 md év) nem csak létezett, hanem igen aktív mozgások voltak, de ezeknek a protolemezeknek csak 25 km körüli volt a vastagságuk. A jóval nagyobb hőfluxus és a gyorsabb mozgások miatt a litoszféra gyors gyarapodását idézték elő.  A proterozoikum elejére (2,5 md év) kialakul egy már a maihoz hasonló ridegebb, vastagabb litoszféra (a kontinentális litoszféra 2/3-a ekkorra létrejött kb. 40 km-es vastagsággal. • 2 md éve már léteztek igazi (andesi típusú) geoszinklinálisok s aktív kontinens szegélyek. Stabil és vastag kéreg jelenlétét bizonyítják a 10-17 km vastagságú üledék és vulkanikus felhalmozódások (D-Afrika, Kanada). • 2,5-1 md év között kisebb intenzitású mozgások.

23. 4. Folyamatos vagy ciklikus fejlődés • Hutton, Lyell a folyamatos Stille a fázisos vált. híve. • A valóság a kettő között: folyamatos vált. ciklikus (de nem pillanatszerű, s nem feltétlenül globális) jellemzőkkel. Szuperkontinens ciklus létjogosultsága.

24. Szuperkontinens ciklus (Tudomány 1988. szept., 1992. június) Az elmélet szerint a Föld nagy litoszféra lemezei a földtörténet során rendszeresen és szükségszerűen (egy) szuperkontinenssé forrnak össze, majd ez ugyancsak szükségszerűen szétdarabolódik (ún. Wilson-ciklus). A geológiai adatok alapján egy ilyen ciklus 440-500 millió évig tart.

25. Szuperkontinens ciklus • stabil állapot (szuperkontinensként) – kb. 80 millió év • felhasadás – kb. 40 millió év, s ez után indul meg a szétsodródás • tágulási időszak (óceánok képződése) – a maximális távolság eléréséig kb. 160 millió év • záródási időszak – kb. 160 millió év.

26. A mozgás energiáját a Föld belső hőtermelése szolgáltatja, amely a kéreg eltérő hővezetése miatt nem egyenletesen jut a felszínre. A szárazföldi lemez kb. fele annyira vezeti a hőt, ezért egy nagy kiterjedésű kontinens alatt a hő felgyűlik, amely előbb megemeli, majd szétszakítja a kérget. (Ez a megközelítés nincs ellentétben a lemezek mozgását gravitációnak tulajdonító nézettel, csupán annak kezdeti feltételét magyarázza.)

27. Az elmélet alátámasztására többféle bizonyítékot is összegyűjtöttek • A szárazföldek összeütközését kísérő nagy hegységképződési időszakok bizonyos szabályosságot mutatnak és szinte az egész Földre kiterjednek (nagy hegységképződési időszakok: 2,6 md, 2,1 md, 1,6-1,8 md, 1,1 md, 650 mill. és 250 millió éve.) – lehet kételyeket is megfogalmazni a szabályosságról. • Hozzávetőlegesen meghatározható a hőemelés mértéke (Afrika esetében ez jelenleg mintegy 400 méternek adódik), amelynek jelentős szerepe van a világtengerek szintváltozásaiban. A szuperkontinens kialakulásakor a szárazföldek területe kisebb, a megnövő területű óceánok viszont sekélyebbek. A tengerszintváltozások (transzgresszió és regresszió) területi vizsgálata mintegy 570 millió évre visszamenően igazolta ezt a feltevést. • Két jellegzetes elem (szén és kén) izotópjainak előfordulási gyakorisága a tengeri üledékekben. • A szárazföldek és tengerek eloszlása jelentősen befolyásolja az üledék-felhalmozódást, az élettereket, ezeken keresztül a CO2 körforgalmat, és így az üvegházhatáson keresztül áttételesen az éghajlati folyamatokat.

29. A szuperkontinens-ciklus elmélet megértéséhez néhány megjegyzés kívánkozik: • a szuperkontinens kialakulásával egy időben létezik egy idősebb „szuperóceán” is. • bár a szuperkontinens széthasadásának helye esetleges, a korábbi össze-záródásokat jelző hegységképződési övek általában nem lehetnek ezek helyei, • a szuperkontinenssé való összezáródások szüksége jól magyarázható lemeztektonika jelenleg megfigyelhető mozgási sebességei alapján: a szétsodródás illetve az alábukás sebessége jóval nagyobb mint az egymással ütköző kontinenseké, azaz egy több darabra szétszakadt szuperkontinens két darabjának ütközése után azok sebessége lassabb lesz, s ez tovább folytatódva előbb-utóbb előidézi a teljes (vagy közel teljes) kontinentális lemez összeforrását.

30. A szuperkontinens-ciklus elmélet megértéséhez néhány megjegyzés kívánkozik 2.: • már az előző megjegyzés is sejteti, hogy vélhetően a szuperkontinens darabjainak összeállása nem egyszerre történik (esetleg néhány kisebb lemez akár ki is maradhat a folyamatból), ez lehet a magyarázat arra, hogy a földtörténeti múltban a hegységképződési időszakok a különböző kontinenseken nem mutatnak teljes egyezést. • a korábbi szuperkontinens rekonstrukciók a múlt felé távolodva egyre bizonytalanabbak (hiszen az egykori kéregnek csak töredékei maradtak meg, már ha egyáltalán megmaradtak, s azok is jelentős átalakulást szenvedhettek), azaz ezeket a rekonstrukciókat elég sok bizonytalanság jellemzi. • az elmélet – egy korábban feltett kérdésre válaszolva – bizonyítja, hogy a lemeztektonikai folyamatok a földtörténeti múltban is működtek.