Földtani hasadékmodellek

Közvetlenül a modellhez: Bevezetés a hasadékmodellekbe
Az elmúlt 600 millió évben Észak-Amerika keleti partvidékén két hasadékos esemény történt, azaz két óceáni medence nyílt meg: a protoatlanti (C szakasz) és az atlanti (L szakasz). Ezt megelőzően valószínűleg más hasadási események is történtek. Virginia és a közép-atlanti régió jó feljegyzésekkel rendelkezik ezekről a hasadásokról, még ha töredékesek is, és néha elfedik őket a későbbi események.
A nagy geológiai események felfedezéséhez és feltárásához szükség van egy elméleti modellre arról, hogy ezek az események hogyan következnek be, és milyen kőzeteket és szerkezeteket hoznak létre, hogy felismerjük a bizonyítékokat, ha látjuk őket, még ha töredékesek és elfedettek is. A riftingesemények modern modelljei a legkülönfélébb információkon alapulnak, a geofizikai adatoktól kezdve a modern események bizonyítékain át az ősi események bizonyítékaiig. Ezek a modellek nemcsak az események sorrendjét és időzítését határozzák meg, hanem azt is megmondják, hogy pontosan milyen bizonyítékok szükségesek egy ősi riftingesemény azonosításához.
Ez persze jó, ha minél több bizonyítékkal rendelkezünk, de néha, ha csak egy kevés megfelelő bizonyítékkal rendelkezünk, amely egyértelműen beleillik az elméleti modellbe, az ősi eseményt fel lehet ismerni annak, ami, és rekonstruálni lehet. Mi több, az elméleti modell megmondja, hogy milyen további bizonyítékokat kell keresni, és hol, hogy megerősítsük az értelmezést.
Néha az az elképzelésünk, hogy a tudósok csak mennek és gyűjtik a bizonyítékokat, amennyire csak tudják, aztán megpróbálnak értelmet adni nekik, amennyire csak tudnak. Ez soha nem így van. A tudósoknak mindig elég jó elképzelésük van arról, hogy mit keresnek, amikor adatokat gyűjtenek, mert van egy elméletük (egy modelljük), amely megmondja nekik, hogy mit keressenek. És ha olyan bizonyítékokat találnak, amelyek nem illeszkednek az elméletükhöz, akkor nagy a valószínűsége, hogy az elméletük téves, és egy újat kell kidolgozni.
A lényeg az, hogy nincs olyan, hogy elfogulatlan megfigyelés. Mindig tudjuk, hogy mit akarunk és mit remélünk találni a természetben, bár lehet, hogy megdöbbenünk, vagy kellemesen meglepődünk, ha valami mást találunk.
El lehet olvasni Virginia geológiai történetét (16 oldalas változat) anélkül, hogy ismernénk a modelleket, amelyekkel magyarázzuk és értelmet adunk neki, de a történelem sokkal értelmesebb, ha tudjuk, hogy a modellek léteznek, és hogy mit mondanak. Fontos azonban megjegyezni, hogy egy modell csak egy modell, egy szintézis, egy átlag, egy eszménykép. A természeti világ ritkán felel meg tökéletesen egy modellnek, és készen kell állnunk arra, hogy a modelltől való bizonyos mértékű eltéréssel dolgozzunk.”

Mantle Plumes and Hot Spots
Egy divergens lemezhatár, ahol két litoszférikus lemez elválik egymástól, hogy óceáni medencét hozzon létre, a természetben nem létezik. Ezt egy hasadási folyamat hozza létre (B és C szakasz). Amikor a divergens lemezhatárok teljesen kifejlődtek, mindig óceáni medencékben helyezkednek el, és óceáni medencéket hoznak létre. A lemezek szétválásakor az alatta lévő köpenyből mafikus magma szivárog fel a repedésbe vagy hasadékba, amely megnyílik, és új óceáni litoszférát, az ophiolit-összletet képez. Ebben a hasadékképződési modellben nem érdekelnek bennünket a teljesen kifejlődött óceáni divergens perem mentén lejátszódó folyamatok. Ehelyett azt vizsgáljuk, hogyan jönnek létre először a divergens határok egy kontinens hasadása során.
A divergens lemezhatár valahol egy lemezen belül, a peremektől távol kezdődik. A lemez lehet a kontinentális kráter egy tömbje, vagy egy óceáni medence egy része (keresztmetszet). Amikor a hasadás befejeződik, egy új divergens lemezhatár és egy új óceáni medence jött létre. A korábbi egyetlen lemez (vagy kontinens) két lemezre (vagy kontinensre) válik szét.
A hasadékképződést a köpeny mélyéről a felszín felé emelkedő magmafúvókák indítják el. A fúvókák véletlenszerűen oszlanak el a Földön; a legtöbbjük egy kontinens vagy óceáni medence alatt keletkezik, de előfordulhatnak lemezhatároknál is. Ahogy a fúvóka a felszín felé emelkedik, felmelegíti a felette lévő litoszférát, vagyis a Föld merev külső burkolatát, és felfelé duzzadva forró pontot hoz létre. A magma általában eléri a felszínt, és a forró ponton vulkánokat okoz. A fenti keresztmetszet egy kontinentális és egy óceáni forró pontot is mutat.
A forró pontokat okozó fúvókák helyhez kötöttek a köpenyben; ellentétben a fedőlemezekkel, amelyek folyamatosan mozognak, a fúvókák nem mozognak. Ezért ahogy egy lemez áthalad egy forró ponton, a tektonikus és vulkáni tevékenység a felszínen folyamatosan változik. Végül vulkánok hosszú sora alakulhat ki. A Hawaii-szigetek egy óceáni forró pont példája, a Yellowstone Park pedig egy kontinentális forró pont.
A forró pontokra számos ősi és modern példa van. A legtöbbjük elszigetelt, és egész történelmük során nem indítottak el hasadásos eseményt. Néha azonban több forró pont egyesül, és olyan folyamatok láncolatát indítja el, amelyek hasadáshoz, egy új óceáni medencéhez és egy új divergens lemezhatárhoz vezetnek. Az ezért felelős folyamatokat a következő négy szakaszban ismertetjük.
Hot spot és termikus domborodás

Amikor egy köpenyfúvóka eléri a kontinentális litoszféra alját, szétterül, és egy magmás tócsát hoz létre (lásd a fenti keresztmetszetet). A felette lévő litoszféra felmelegszik és felfelé duzzad, hogy kialakuljon a forró pont, amely körülbelül 1000 km átmérőjű és 3-4 km magasan van a tengerszint felett. A jobb oldali térképen két forró folt területi (repülőgépes) nézete látható hármas csomóponttal.
Amint a forró folt kupolája megduzzad, a felső felszíne addig feszül, amíg a törékeny kéreg megreped (törések) a forró folt középpontjától sugárirányban távolodó három hasadékvölgy sorozata mentén. Ez a 3 hasadékvölgy hármas csomópontot alkot. Ideális esetben a három hasadékvölgy a forró pont középpontjából 120o -os szögben sugárzik ki, de gyakran a hármas csomópont nem szimmetrikus, és a karok furcsa szögben térhetnek el.
A köpenytölcsérből származó hő sok vulkáni tevékenységet okoz, de ez kétféle lehet. A tározó fúvókából származó mafikus magma (bazalt és gabbro) csövei utat törnek maguknak a litoszférán keresztül, és végül vulkánokat képeznek a felszínen. A fúvócsőből származó hő azonban felmelegíti a kontinens alját is, aminek következtében egyes részei megolvadnak, és felsikus magmát (gránit és riolit) képeznek, amely szintén elérheti a felszínt, hogy vulkánokat képezzen. A mafikus és a felsikus magma ilyen egyidejű megjelenése szokatlan, és bimodális társulásnak nevezik, mivel két, egymástól jelentősen eltérő magmatípus többé-kevésbé egyszerre kerül a felszínre. Az alábbi keresztmetszet a jobb oldali térképen látható A-B keresztmetszeti vonal mentén készült nagyítás, és a duzzadt forró folt stádiumot mutatja egy mafikus (bazaltos) vulkánnal és felsikus (gránitos) batholitokkal. Figyeljük meg a felszínhez közeli töréseket, valamint a korai horstokat és grabeneket is.

Egy elszigetelt forró pont átmehet mindezen folyamatokon, . . . majd egyszerűen elhalhat. A köpenyfelhő szétoszlik, a kontinens lehűl és ismét lesüllyed, a vulkáni tevékenység megszűnik, és az üledékek kitöltik a hasadékvölgyeket. A végén semmi sem lenne látható a felszínen, ami arra utalna, hogy a hasadékok és a vulkánok a felszín alá temetkeztek.
Más helyzetekben azonban, amikor több forró pont szorosan kapcsolódik egymáshoz, egyesülhetnek, és egy nagyon hosszú hasadékvölgyet alkothatnak. A fenti térképen például két hármas csomópont látható, amelyek egyesülni készülnek. Ha a feltételek megfelelőek, akkor ezek új divergens lemezhatárok és egy óceáni medence kialakulását indíthatják el (erről alább lesz szó).

Amikor a hármas csomópontok egyesülnek, minden hármas csomópont három karja közül csak kettő kapcsolódik a szomszédos forró pontokhoz. A harmadik kar inaktívvá válik, és ezért kudarcos karnak (vagy aulakogénnek) nevezik (a fenti térképen kék színnel). Miután a hasadékképződés befejeződött és egy új óceáni medence kialakul, az aulakogének úgy léteznek, mint egy, a kontinenst szinte derékszögben a peremtől elvágó hasadék. Számos ősi aulakogén ismert, bár a legtöbbjük mára már feltöltődött üledékkel, és a felszínen nem megfigyelhető. Ezek jó bizonyítékai annak, hogy valaha létezett egy forró pont. Az aulakogént kitöltő üledék és vulkáni anyagok hasonlóak az aktív hasadékokban működő folyamatokhoz.
A hasadékvölgy megalapozása és a tengeri invázió
A megalapozás a földfelszín egy részének beomlása lefelé, hogy mélyedés alakuljon ki. A tengelyirányú hasadékok általában több tíz kilométer átmérőjű alapzások, amelyek magassága a hasadékfenéktől a kétoldali hegycsúcsokig akár 4-5 km is lehet.

Szerkezetileg a hasadékvölgyek tömbtöréses grabenek (a földtömb süllyedésekor keletkező völgyek), amelyeket mindkét oldalon horsthegyek határolnak (a horstok olyan földtömbök, amelyek a grabenhez képest felfelé mozognak.) Ha egy forró pont mechanikájára gondolunk, a föld felfelé duzzad, ami miatt a tetején megnyúlik vagy széthúzódik. Ahogy a föld széthúzódik, megreped és teret hagy, így természetesen egy földtömb lecsúszik a térbe (a grabenbe). Az a rész, amelyik nem csúszik lefelé, a horst, most magasabbra került. Mivel a föld már felfelé duzzadt a forró ponttal, nem szükséges, hogy a horstok felfelé mozogjanak, de a graben könnyen lecsúszhat. Ez a folyamat több tízezer apró lépésben történik, mindegyik egy-egy kis repedést hoz létre, amelyek összessége sok kilométerre szétfeszíti a földet.
A horstok és grabenek közötti törések normális törések, normálisak, mert “normális”, hogy egy graben a gravitáció hatására lefelé esik. A törésfelületek íveltek, így a graben-blokkok elfordulnak, miközben süllyednek, és kis medencéket zárnak be, ahol tavak alakulnak ki a lefelé törött-blokk és a törés mögötti fal között. A tavak közül sok nagyon mély, és a modern hasadéktavak alapján rendkívül sós vagy lúgos lehet. A tófenékben fekete, szerves anyagokban gazdag agyagok halmozódnak fel, mivel a mély vízben nincs keringés vagy oxigén.
Típusosan nagyszámú, különböző méretű horst és graben alakul ki. A tengelyes grabeneket határoló nagyobb horsztok peremei a kontinentális teraszok (más néven zsanérzónák). A nagy axiális grabenen belül számos kisebb horszt és graben található.

Az is jellemző, hogy a tengelyes graben vagy tengelyes hasadék (a kifejezések felcserélhetők) két oldalán több száz kilométer hosszan kisebb fél grabenek (normál törés csak az egyik oldalon) alakulnak ki.
Az axiális völgytalp kezdetben szubareális, azaz víz feletti (kivéve a tavakat), de ahogy az axiális graben süllyed, a tenger behatol, és egy keskeny tengeri medencét hoz létre (szubvizes lesz). Egy ilyen stádiumban lévő hasadék modern példája a Vörös-tenger.
A hasadékvölgyeket határoló horsthegyi magaslatok felsikus magmás kontinentális kőzetekből (gránitokból) állnak, amelyek gyorsan erodálódnak durva arkos (földpátban gazdag) üledékké. Az üledékek többsége rövid rendszerekben rakódik le, ahol a környezet gyorsan változik a szárazföldi és a mélytengeri között. A medence szélei körül, a törések tövében az üledékek meredek oldalú alluviális legyezőkben halmozódnak fel, amelyek gyorsan fonatos folyókká alakulnak, majd tenger alatti legyezőkbe ömlenek. A medence közepe gyakran mély és anoxikus, és vékonyan rétegzett fekete agyagok és iszapok rakódnak le. Ebben a szakaszban több ezer méternyi üledék halmozódhat fel.
Ebben a szakaszban nagyon gyakori a vulkáni tevékenység, és a vulkáni és lávafolyások, néha mafikus, néha felsikus, az üledékek közé rétegződhetnek. A vulkanitok lehetnek piroklasztikus (robbanó vulkánokból kirobbantott), vagy csendesebb áramlások. Az áramlások azonban több ezer láb vastagságban halmozódhatnak fel. Nem szokatlanok a víz alól képződő párnás bazaltok.
A horoszkópok geológiailag rövid idő alatt (~ 10 millió év) erodálódnak, és a graben feltöltődik üledékkel. Ahogy a korábbi nagy domborzat (magasságkülönbség) csökken, a domborzat kisimul, és az óceán kezdi elborítani a régiót.
Kora divergens perem

Az aktív rifting során a földköpeny plume által felmelegített kontinentális kéreg húzódik, mint a húzott taffy (vagy buta gyurma) és vékonyodik, miközben a törékeny felső rétegek törnek és omlanak, hogy kialakítsák a tengelyhasadékot. Az egészet a fúvóka hője tartja fenn, és a felhalmozódott mafikus magma sokkal közelebb van a felszínhez, ami megkönnyíti a kitörést. Ez egy nagyon instabil helyzet (az egész rendszer gyorsan összeomlana, ha a hő megszűnne), és a folyamatos folyamatok csak egyre instabilabbá teszik.”
Az eredmény az, hogy röviddel azután, hogy a tenger elárasztja a tengelyhasadékot, a tengelyhasadék egyik oldalán nagy mafikus vulkáni tevékenység kezdődik. A magma először megszámlálhatatlan bazaltos góc formájában fecskendeződik a gránitos kontinentális kéregbe. Olyan sok góc keletkezik, hogy nehéz eldönteni, mi volt az eredeti kőzet. Ez a gránit és a befecskendezett bazalt keveréke átmeneti kéreg, mivel átmenetet képez a kontinentális és az óceáni kéreg között (lásd a fenti rajzot). Ez a kezdete az eredeti egyetlen kontinens végleges kettéhasadásának, és egy új óceáni medence kialakulásának.

A vulkanikus tevékenység folytatásával a két új, divergens kontinentális perem közötti rés az elválás során kiszélesedik, és megkezdődik az óceáni litoszféra kialakulása. Egy újonnan kialakuló konvekciós cellából magmahullámok emelkednek fel, és beömlenek a megnyíló résbe. Mivel ez az új magmás kőzet mafikus összetételű (a felszín közelében bazalt, a mélyben gabbro) és nagy sűrűségű, a tenger szintje alatt “lebeg” az alatta lévő köpenyen. Így jön létre az új óceáni litoszféra, az úgynevezett ophiolit-összlet. Kb. 5 cm/év átlagos hasadási sebesség mellett a két új divergens kontinentális perem 20 millió év alatt akár ezer kilométerre is lehet egymástól.
A hasadási folyamat során a tengelyhasadék nem válik ketté. Az óceánkéreg keletkezése a tengelyhasadék egyik vagy másik oldalán történik. Az egyik kontinens megtartja, a másik elveszíti az axiális gráfot. Az eredmény az új kontinentális peremek aszimmetriája. Az axiális hasadékkal rendelkező peremen az óceáni kéregbe való fokozatos átmenet jellemző, amely áthalad az axiális hasadékon, annak kisebb horstjaival és grabenjeivel. A tengelyhasadék nélküli kontinens meredeken esik le az óceáni kéregbe. A mi modellünk az axiális graben oldalát követi nyugaton (balra).
A konvekciós cellából a felszínre emelkedő hő és magma a hasadékképződés helyén, az új óceáni medence közepén koncentráltan marad. Ahogy az óceáni medence kiszélesedik, az újonnan kialakult kontinentális peremek eltávolodnak a hőforrástól, és lehűlnek. A hűvös kéreg sűrűbb, mint a meleg kéreg, és hamarosan a kontinentális terasz a tengerszint alá süllyed. Ezekben a korai szakaszokban következik be a leggyorsabb lehűlés és süllyedés.
Mire az óceáni kéreg kialakulása jól beindul, a tengely- és oldalsó grabenek már majdnem feltöltődnek üledékkel. Ahogy az új kontinentális perem süllyed a relatív tengerszint emelkedik, és a partvonal transzgresszálni vagy vándorolni kezd a kontinentális peremen. Az áthaladó tenger tiszta kvarchomok réteget terít szét, amely az egész régiót beteríti, mint egy tengerparti lerakódás. A kvarchomok az első egyértelmű bizonyíték a kőzetfeljegyzésekben arra, hogy a kontinentális terasz a tengerszint alá süllyedt és stabilizálódik.
Amint a tenger átvonul, a tenger egyre mélyebbé válik, és a tengerpart átadja helyét egy partközeli, majd mély talapzatú környezetnek. Ez a lerakódás egy gyorsan a tenger felé vastagodó éket hoz létre a divergens kontinentális perem (DCM) lerakódásokból, amelyeknek van polca, lejtője és emelkedése (lásd a fenti keresztmetszetet).
Teljes divergens perem

A termikus bomlás (a kéreg hővesztesége és az ebből eredő sűrűségnövekedés) miatti süllyedés kezdetben gyors, de idővel exponenciálisan csökken. A divergens kontinentális peremek körülbelül 120 millió év alatt érik el a stabilitást (izosztatikus egyensúlyt). Az üledék ez idő alatt tovább halmozódik, a legnagyobb sűrűségben az óceán felé, ahol a süllyedés a legnagyobb, és vékonyodik a kontinens felé. Végül egy üledékes ék keletkezik, amely maximálisan 17 kilométer vastag. Vegyük észre a keresztmetszeten, hogy a vulkán, amely a forró pont fázisban a tengerszint felett volt, most nagyon mélyen van a földben.
A divergens kontinentális peremen lerakódott üledék többnyire sekélyvízi tengeri marad, mert a süllyedés és a lerakódás nagyjából azonos ütemben folytatódik. Egy stabil kráter melletti meleg éghajlaton ezek többnyire karbonátok (mészkövek és dolomitok) lehetnek, egyébként homokkövek és palák. Ha a kontinentális perem stabilizálódik, mielőtt valami más történne, az üledék csak tovább halmozódik, de most már kiépül (prográdálódik) az óceánfenék fölé.
A hasadékképződésnek ez az utolsó szakasza a végtelenségig folytatódik, vagy amíg valamilyen más tektonikai esemény be nem hatol, és el nem pusztítja a nyugodt divergens peremet.
Tovább a hegységépítési modellekhez
Vissza a kezdőlapra
Tovább a Virginia geológiájának leíró feljegyzéséhez
Tovább az egyoldalas, kétoldalas, 16 oldalas történelemhez