II. SZERKEZETI FÖLDTAN
A szerkezeti földtan a kőzetek szerkezeti sajátosságaival, a kőzetek deformációját kiváltó folyamatokkal és a szerkezeti formák leírásával illetve elemzésével foglalkozik. A litoszféra nagyszerkezeti egységeinek vizsgálata, azok kapcsolatainak és mozgásainak elemzése a tektonika fogalomkörébe tartozik.
A KŐZETEK DEFORMÁCIÓJA
A földkéregre ható belső és külső erők hatására a kéregben feszültségek lépnek fel, melyek egy határértéknél alakváltozáshoz vezetnek. A feszültség lehet nyomó-, húzó- és nyíró feszültség. A kőzetek általában a nyomófeszültséggel szemben a legellenállóbbak, a nyírófeszültséggel kevésbé, és a húzófeszültség hatására reagálnak legkönnyebben alakv áltozással. Az alakváltozás lehet rugalmas és maradandó. A maradandó alakváltozás törés vagy gyűrődés formájában jelenik meg. A törések mentén a kőzettestek elmozdulása következhet be. Magas hőmérsékleten, hosszú ideig ható feszültség esetén képlékeny alakváltozás jön létre, ami a metamorf kőzetek erős gyüredezettségében nyilvánul meg.
SZERKEZETI FORMÁK
A dőlés és csapás fogalma:
A kőzettesteken megfigyelhető síkok (rétegzettség, törési-elmozdulási felületek) térbeli helyzetét a dőlés és a csapás mérésével rögzíthetjük. A dőlést két számadattal adják meg: dőlésirány és dőlésszög. A dőlésirány egy síkfelületnek a földrajzi északi iránnyal bezárt szögét jelenti. A dőlésszög a vízszintessel bezárt szög. Egy enyhén dél felé lejtő réteg dőlése például 180o/20o. A csapás a dőlésirányra merőleges irány, melyet úgy kapunk meg, hogy a dőlés síkját egy vízszintes síkkal elmetsszük. Földtani térképezésnél a kőzetek felszíni elterjedésén kívül fontos azok térbeli helyzetének megállapítása. Ennek meghatározására a felszíni kibúvásokban mért dőlés és csapás értékeket használhatjuk fel. Az ábrázolás földtani térképek és szelvények segítségével történik.
A dőlés és csapás szemléltetése (A)
Szerkezeti mérések alapján rekonstruálható a kőzettestek térbeli helyzete (B)
Töréses szerkezeti formák:
1. Litoklázisok (kőzetrések): a kőzettestben nem jön létre elmozdulás, csak repedések alakulnak ki. Ezek általában egymással párhuzamos síkok. A kőzettestben több ilyen sík-rendszer is megjelenhet, melyek egymással szöget zárnak be. Litoklázisok létrejöhetnek húzófeszültségek hatására, nagy mélységben keletkezett magmás kőzetek felszínközelbe kerülésekor: a tágulás miatt (50 m mélység felett), láva kihűlésekor vagy iszap száradásakor.
2. Vető: a törési síkok mentén létrejött elmozdulás. Általában nem egyedi jelenség, hanem egy vetőzónában több elmozdulás következik be. Az elmozdulási sík gyakran fényes, rovátkolt, mutatva a csúszás irányát (vetőtükör).
A mozgási felületek mentén a dörzsölődés miatt vetőbreccsa keletkezhet. A vetősík alatti kőzetblokk a fekvőtag (footwall), a vetősík feletti egység a fedőtag (hanging wall).
A vetők típusai:
Normál vető: a fedőtag lefelé mozog a fekvőtaghoz képest (húzóerők). Normál vetők esetén árkos-sasbérces rögszerkezet alakul ki.
Feltolódás: a fedőtag felfelé mozog a vetősík mentén a fedőtaghoz képest (nyomóerők).
Áttolódás: ha a vetősík dőlésszöge kicsi ( < 20o), a fekvőtag több kilométerre rátolódhat a fedőtagra. Így idősebb kőzetrétegek kerülhetnek a fiatalabbak felé. Ilyen esetekben az áttolódás síkja enyhén görbült.
Eltolódás: a vetősík mentén csak horizontális elmozdulás történik.
A vetők típusai, Normál vetőknél Kialakult rögszerkezet
Áttolódás következtében a fiatalabb rétegek fölé került idősebb kőzettestek
Gyűrődés: plasztikus deformáció. Elsősorban az üledékes és metamorf kőzetekre jellemző, de magmás sorozatoknál is előfordul. Nyomó- és nyíró feszültség hatására következik be. A gyűrődéses formák alapeleme a redő.
A redő részei: antiklinális (felfelé ívelő rész), szinklinális (lefelé ívelő rész), tengelysík, redőtengely, tengelyvonal (a redőtengely felszíni vetülete)
A redők típusai: monoklinális, szimmetrikus, izoklinális, aszimmetrikus, átbuktatott, fekvő redő.
Gyűrődések és vetők kapcsolata: normál vetők fölött, képlékeny rétegekben monoklinális redők alakulhatnak ki. A fekvő redők oldalirányú erők hatására takarós áttolódássá fejlődhetnek.
A redő részei
Normál vető fölött kialakult monoklinális redő
Különböző típusú gyűrődések (balra), Fekvő redő fokozatos átalakulása takarós áttolódássá (jobbra), Ívelt sík mentén mezozóos rétegekre paleozóos mészkő tolódott (lent)
A globális tektonika a földkéreg nagyszerkezeti egységeivel és azok mozgásaival foglalkozik. A szerkezeti egységek fejlődésére, a kontinensek és óceánok változására, a hegységek képződésé re korábban a geoszinklinális elmélet adott magyarázatot. A 60-as évek végétől ezeket a jelenségeket a lemeztektonikai elmélet alapján értelmezik. A lemeztektonika elmélete két, korábban kidolgozott elméleten alapszik: az Alfred Wegener által 1915-ben kidolgozott kontinensvándorlási elméleten illetve a Harry Hess által 1962-ben megalkotott, az óceáni aljzat szétterüléséről szóló elméleten.
LEMEZTEKTONIKAI ELMÉLET
Kontinensvándorlás: Wegener német meteorológus A kontinensek és óceánok eredete című könyvében kifejtette, hogy a jelenkori kontinensek a földtörténeti múltban egyetlen hatalmas őskontinens, a Pangea részei voltak. A Pangea feldarabolódása és a kontinensek vándorlása jelenlegi helyükre főleg a mezozoikum folyamán zajlott le. Elméletét szakmai körökben évtizedekig elutasították. Az ötvenes évektől kezdve azonban az elméletre egyre több bizonyíték került elő: a kontinensek összeilleszthetősége a kontinentális lejtők mentén, a tektogén szerkezetek folyamatossága, a kőzettani és rétegtani folytonosságok, paleontológiai és paleoklimatológiai bizonyítékok, paleomágneses mérések (pólusvándorlás).
A kontinensek elrendeződése 200 millió évvel ezelőtt és ma. Az összeillesztési vonal a 2000 m-es tengermélységben lévő, kontinentális lejtőn lévő szint. A körberajzolt területen a paleozoikumi jégkorszak nyomai rekonstruálhatók.
Az óceáni aljzat szétterülése(sea floor spreading): Az amerikai Hess professzor elmélete szerint az óceánok aljzata állandó körforgásban van, mivel a felső-köpenybeli konvekciós áramok felszálló ágánál folyamatos szétnyílás és bazaltos lávával való utánpótlódás zajlik. Ez a folyamat hozta létre az óceáni medencéket. A szétnyílás sebessége néhány cm/év. A konvekciós áramok mélybe szálló ágánál az óceáni aljzat folyamatosan felemésztődik. Hess feltételezése szerint a kontinensek területe egyre gyarapodik az óceáni kéreg hátán odaszállított üledékanyag odaforrásával. Az elmélet bizonyítékai: paleomágneses mérések (pólusváltás), szeizmológiai bizonyítékok (transz kurrens és transzform vetők, földrengések epicentrumai), sztratigráfiai bizonyítékok (az óceánközéptől a kontinensek felé egyre idősebb rétegsorok, a legidősebb üledék kréta korú).
Az óceánközépi hátságok szétnyílásakor transzform vetők jönnek létre
A szétnyílás sebessége a főbb óceánközépi hátságok mentén
Lemeztektonika: Az elnevezés Morgan amerikai geológustól származik, aki kutatótársaival együtt 1967-ben publikálta elméletét. Ennek lényege a következő:
- A litoszféra 6 nagy és több kisebb lemezből áll, melyek egymáshoz képest állandó mozgásban vannak.
A litoszférát alkotó 6 nagy és több kisebb lemez. Az a-b és x-y szelvények az alábbi ábrákon láthatók.
Az Atlanti-óceán aljzatának morfológiája (a-b szelvény)
A Csendes-óceán aljzata Dél-Amerika nyugati partjainál (x-y szelvény)
A kontinentális kéreg riftesedése új óceán szétnyílását jelzi. A riftesedés és szétnyílás bármikor abbamaradhat. Ezért nem törvényszerű, hogy például a Kelet-afrikai árokrendszer egy születendő óceán előjele
Három divergens lemezszegély találkozása az Arab-félsziget déli részén (balra).A kontinensek összeillesztése mutatja a riftesedést, amely mentén a szétnyílás megkezdődött. A mai kontinenseken a riftek üledékekkel vannak kitöltve, némelyik nagyobb folyómedrek lefutásával egyezik (jobbra).
Akkréciós és konszumációs lemezszegélyek. Az óceánközépi hátságok mentén a litoszféra folyamatosan gyarapszik. A konvergens lemezszegélyeknél a vékony üledékréteget hordozó óceáni lemez visszasüllyed az asztenoszférába. A szubdukciós zónában óceáni árok jön létre. Az óceáni lemez által hordozott illetve az árokban felhalmozódott üledékből mélange-ból (összetorlódott, töredezett üledékrétegek) álló ívelőtti hátság alakul ki, amelynek a kontinens felőli oldalán ívelőtti medence formálódik. A süllyedő litoszféra-lemez részlegesen olvadni kezd, és az így keletkezett andezites olvadék sztratovulkáni szigetíveket épít fel az árkoktól a kontinenesek felé eső területen. A húzófeszültségek miatt a kontinens és a szigetív között ívmögötti medence mélyül.
Mai konszumációs lemezszegély Szumátra part jainál. Az előtéri hátság mélange-ból épül fel. Az ívelőtti és ívmögötti medencében főleg a vulkáni ív andezites anyagának lepusztult törmeléke halmozódik fel.
Regionális metamorfózis és melanzs (mélange) képződése. Melanzs jön létre, ha az alábukó lemez felgyűri, összezúzza, és lefelé húzza az óceáni árok fiatal üledékeit. Mivel ezek kis fajsúlyúak, nem süllyednek túl mélyre, feltorlódnak, töredeznek, takarós áttolódások mentén „felszeletelődnek”. Ahogy az egymást követő „szeletek” lefelé v onszolódnak, az idősebb melanzs tömegek a kontinensperemhez préselődnek. A viszonylag gyorsan süllyedő, hideg üledékek nem tudják átvenni a környezet hőmérsékletét. Így olyan metamorfózis következik be, ahol a nyomás magas, a hőmérséklet viszonylag alacso ny. Ezek a feltételek az aktinolit és a glaukofán nevű, kék amfiból képződésének kedveznek. A regionális metamorfózis jellemző kőzetei ezért a zöldpala, eklogit és kékpala.
A: Az óceáni lemez szubdukciója a kontinens pereménél összenyomja és deformálja az üledékrétegeket. Az óceáni lemezzel együtt közelítő kontinens deformálatlan.
B: megkezdődik az ütközés. A közelítő kontinensperem üledékei is gyűrődni kezdenek, és a másik kontinens már deformált üledékeire forrnak.
C: A kollízió kiteljesedik. A szubdukáló litoszféra lemez letörik, és a konvekciós árammal lefelé haladva beolvad az asztenoszférába. A két kontinens hegylánccá forr össze. A hegyközi medencékben a kiemelkedő hegységek lepusztult törmeléke összegyűlik (molasz).
Az Alpok nagyobb egységei Ausztriában és Svájcban. A hegyvonulatok DK-ről Ény felé irányuló kompressziós erőhatásra jöttek létre, mely a Tethys ősóceán üledékeit az Eurázsiai-lemezhez gyűrte. Az A-A és B-B szelvények az alábbi ábrán láthatók.
A-A: Szelvény a Jura hegységen keresztül. A rendkívül erősen deformált, gyűrt üledékes rétegek rátolódtak a merev, kristályos aljzatra (Eurázsiai lemezre).
B-B: Szelvény Közép-Svájcon keresztül. A rétegek hatalmas takarós áttolódások mentén (amelyek később maguk is gyűrődtek) észak felé mozogtak. A kontinensek ütközése miatt az Afrikai-lemezből leszakadt töredékek mezozóos üledékek fölé kerültek, illetve azok közé becsípődtek.
A Himalaja keletkezése. A tibeti és az indiai lemez-töredék ütközése során az üledékes kőzetek gyűrődtek, töredeztek, és a litoszféra nagymértékben megvastagodott. Az alábukó lemez lehajló része letört és tovább süllyedt. A megmaradt lemezdarab tovább tolódott a kisebb fajsúlyú tibeti kontinenslemez alá, ami az ütközési zóna fokozottabb kiemelkedését eredményezte.
Szelvény a kanadai Sziklás-hegységen keresztül a Calgary-nek megfelelő szélességi körön. A legintenzivebben metamorfizált zóna egybeesik a legerősebb deformációval, és egyben ezek a legkiemeltebb területek. Kelet felé az üledékes rétegek vékonyabbak. Az erős kompresszió miatt a blokkok sorban egymásra tolódtak.
A kanadai Sziklás-hegység, Banff Nemzeti Park, Alberta. A hegyvonulatok a takarós áttolódások szegélyei. Az áttolódások nyugatról kelet felé irányulnak.
Régi hegységképződési övek. Az Appalache-hegység kialakulása a paleozoikum folyamán történt az Afrikai- és az Észak-amerikai lemez ütközésekor. A jelenlegi szerkezetet szubdukció, kollízió, takarós áttolódások hozták létre. Az Afrika és Amerika között húzódó Iapetus ősóceán körülbelül 350 millió évvel ezelőtt tűnt el az ütközés következtében. Az Afrikai-lemez töredékei az Atlanti-óceán nyugati partjainál megtalálhatók.
A Cascade-hegység vulkánjai kontinentális szigetívet jelölnek. A magma a Juan de Fuca lemez szubdukciója és részleges megolvadása révén keletkezett.
Forró pontok: köpenyanyag-feláramlási centrumok (50-100 km átmérőjű), amelyek fölött a litoszféra megolvad. Az állandó helyű forró pontok felett mozgó óceáni lemezeken így vulkáni szigetsorok (Hawaii-szk.) jöhetnek létre.
A hosszú életű forró pontok eloszlása a Földön. Mindegyik pont vulkáni centrumot jelöl. A vulkáni anyag a felső-köpenyből származik. Mivel a magma mélyen a litoszféra alatt ered, és felfelé haladása közben laterálisan nem mozog, a forró pontok a litoszféra lemezek mozgásának mérésére alkalmasak.
A Hawaii vulkáni szigetlánc. A vulkánok neve melletti számok azok abszolút korát mutatják, millió években. Az adatok ismeretében az óceáni litoszféra mozgásának sebessége meghatározható.
A forró pontok és a vulkanizmus kapcsolata. Az óceánok alatt közvetlenül az asztenoszféra bazaltos anyaga árad fel. A kontinensek alatt a savanyúbb összetételű kéreg beolvasztása és a magmadifferenciáció, részleges kikristályosodás miatt savanyú összetételű magma jön létre. Ez felszín alatt gránit intrúziókat formál, felszínre kerülve riolitos vulkanizmust eredményez.
A lemezmozgásokat izosztatikus kiegyenlítődés, a földkéreg lassú, süllyedő (transzgresszió) vagy emelkedő (regresszió) mozgása kíséri. Ezeket a lassú mozgásokat epirogenezis néven foglaljuk össze. A transzgresszióra fokozatos tengerelöntés, a regresszióra a tenger visszahúzódása jellemző. A transzgressziós rétegsor fokozatosan finomodó szemcséjű üledékanyagból áll. Egy süllyedési-emelkedési periódust, amely egy transzgressziós és egy regressziós rétegsorból áll, üledékciklusnak nevezzük.
A lemeztektonikai elmélet térhódítása előtt a nagy kiterjedésű, hosszan elnyúló üledékgyűjtők (óceánok) keletkezését transzgresszióval értelmezték, és ezeket geoszinklinálisnak nevezték. Ezen értelmezés szerint geoszinklinálisok összezárulása, az üledéktömeg felgyűrődéséből adódó hegységképződés folyamata az orogenezis. Az orogenezis az epirogenezishez viszonyítva gyors folyamat, magmatizmussal, hegyláncok kiemelkedésével jár együtt. Egy geoszinklinális kialakulását, fejlődését és az orogenezist magába foglaló egység a tektonikai ciklus. A paleozoikum elejétől 3 nagy tektonikai ciklust különböztetünk meg: a kaledóniai, hercyniai (variszkuszi) és alpi ciklust.
Bár a lemeztektonika folyamatosságot tételez fel (állandó szubdukció, konszumáció, stb), nem veti el a ciklicitást. A tektonikai ciklusok ugyanis a Föld sok helyén felismerhetők. A lemeztektonikai folyamatok sebessége és aránya változó lehetett, ez okozhatott ciklusosságot.