A szárazföldi szintvonalak futásának, az óceánok, tengerek és tavak partvonalának, a folyóvizek mennyiségi és minőségi generalizálásának szabályai többé-kevésbé jól kidolgozottak. Míg azonban a szárazföldi domborzat generalizálásának elvei — a szerkezeti, genetikai, morfológiai ismeretek birtokában — széles körben el is terjedtek, addig a tengerfenék domborzatának ábrázolására még nincsenek megfelelően kidolgozott, egységes generalizálási szabályok. Számos térkép, térképmű bizonyítja ezt, például a GEBCO is, melynek az 5. kiadásában megjelent térképszelvények feldolgozása sem egységes. Ennek egyik alapvető oka az, hogy a tengerfenék morfológiájával kapcsolatos ismeretek nem terjedtek még el annyira, mint a szárazföldek esetében.
Ahhoz azonban, hogy a megfelelő generalizálási szabályokat megalkossuk és elterjedhessenek, az óceánfenék morfológiájának részletekbe menő ismerete szükséges. Ha ezekkel az ismeretekkel rendelkezük, analógiákat állíthatunk fel a szárazföldi domborzat formakincsével, csupán a szárazföldről nem ismert formákkal kapcsolatban — ha vannak ilyenek — kell újat mondanunk.
Jó térkép készítéséhez nemcsak a szerkesztési folyamat során, hanem már a megfelelő alapanyagok kiválasztásánál is elengedhetetlenül szükségesek az új földtudományi ismeretek. Értem ezen a globális lemeztektonikát éppúgy, mint a szakirodalomban az utóbbi 30 év során megjelent, az óceánfenék egy-egy nagyobb területi egységét vagy a felderített kisformákat ismertető tanulmányokat. Mivel térképészeti szempontból is jól felhasználható ilyen összefoglaló munka tudomásom szerint nem készült még hazánkban, a következőkben megpróbálom összefoglalni a véleményem szerint minimálisan szükséges ilyen ismereteket.
A Föld morfológiája teljesen érthetővé csak akkor válhat, ha ismerjük azokat a fő folyamatokat, amelyek a Föld külső héját kialakítják, és ismertek azok a folyamatok is, amelyek módosítják — építik vagy rombolják — az elsődleges folyamatok által létrehozott képződményeket (Heezen, B. C.—Tharp, M., 1972).
A tengerfenék-domborzat kialakításában a Földön ható endogén (belső, tektonikus) erők másképpen, más arányokkal és hatásokkal szerepelnek, mint a szárazföldön. Ezért a szárazföldi domborzat formakincse részben eltér a tengervízzel fedett területekétől. A tengeri területek nagy részén ennek az eltérésnek alapvető szerkezeti oka is van, mivel zömükben óceáni kérgű lemezrészen helyezkednek el, amely fiatal, és bizonyos területeken éppen a kialakulás stádiumát éli. A tektonikus erőknek a tengerfenék-domborzat formálásában, az óceánok keletkezésében játszott döntő jelentőségét a lemeztektonika tárta fel. Korábban a tengerek, óceánok medencéi mint „végső erózióbázis”, csak mint Földünk óriási üledékgyűjtő övezetei szerepeltek az irodalomban.
Az üledékfelhalmozódáson túl más exogén (külső) folyamatok és erők szerepe sem hanyagolható el a tengervízzel fedett domborzati formák alakításában. A partközeli területeken a tengerjárás erői, a partmenti tengeráramlások, az éghajlati tényezők (korallok, szárazföldi jég révén); a kontinentális lejtőn és a kontinenslábon az időnként lezúduló zagyáramlások, lejtőcsuszamlások; a mélytengerfenéken pedig a sarkvidéki területek felől az egyenlítői vizek felé mozgó mélytengeri áramlások módosítják a tektonikus erők által létrehozott és üledékfelhalmozódással tarkított formákat.
A tengerfenék-domborzati formák rendszerbe foglalása még az 1960-as években is morfológiai alapon történt. Részletesebben foglalkozom majd ennek — a századfordulótól követhető — hagyományaival a 4. fejezetben, a térképi névrajz kapcsán.
2.6.3.1. Az „egyenetlen és elegyengetett területek”
Az 1960-as évek elején két alapvető osztályba sorolták az óceánfenék területeit: az úgynevezett „egyenetlen” (durva) — rough — és az „elegyengetett” (sima) — smooth — területek csoportjába (2-17. ábra). Az „elegyengetett” területeken a kéreg eredeti domborzata szinte teljesen fedett az üledékfelhalmozódás következtében, míg az „egyenetlen” területeken még számos „eredeti” morfológiai képződmény felismerhető, amely a keletkezés folyamata során a képződő új kéregbe „belevésődött” (Heezen, B. C.—Tharp, M., 1972).
2.6.3.2. A „nagyszerkezeti-morfológiai” felosztás
Jobb megközelítése a fenékdomborzati formák rendszerbe foglalásának „nagyszerkezeti-morfológiai” alapon történhet. Három nagy egységet különböztetnek meg:
a) a kontinentális szegély vagy szárazföldszegély területeit,
b) a mélytengerfeneket vagy a mélytengeri medencék területét,
c) az óceánközépi hátságok vidékét
(Heezen, B. C.—Menard, H. W., 1963), (2-18. ábra).
E felosztás általánosan
elterjedt. Jelentősen hozzájárulhatott ehhez Jacobs, J. A.—Russel, R.
D.—Wilson, J. T. 1973-ban megjelent munkája, amelyben a hátságvidéket (a
szárazföldi és az óceáni kéreg alapvető szintjein túl) mint a szilárd
földkéreg harmadik önálló szintjét tárgyalják a szerzők. E szemlélet
magyar tolmácsolója Hédervári P. (1974).
A széleskörű
elterjedtségre tekintettel a tengerfenék általános ismertetését e felfogás
szerint végzem.
a) A kontinensszegélynek szerkezeti szempontból két fajtája van: az aktív
és a passzív szegély.
Az aktív szegélyhez (pacifikus típus) szubdukció kötődik, tehát
litoszféralemez-határ. Jellemzője a viszonylag keskeny self, az átlagosnál
meredekebb lefutású kontinentális lejtő, valamint a kontinensláb helyét
elfoglaló óceáni árok. Érdekes a Pacifikum aszimmetrikus felépítése, mert az
óceán„középi” hátság itt az amerikai kontinens közelében helyezkedik el, nem az
óceán tengelyvonalában. Helyenként, mint Észak-Amerika területén pl. a
Kaliforniai-öbölben alá is tolódott. Itt, az óceán keleti partjainál,
közvetlenül a kontinens peremén húzódnak az óceáni árkok (szubdukciós zónák).
A hátság másik oldalán, az
ázsiai kontinens közelében viszont a mélytengeri árkok a számos szigetív keleti
oldalán találhatók, gyakran a kontinenstől nagy távolságra. Két folyamat
is szerepet játszhat az itteni változatos formakincs kialakításában:a sekély
peremtengereket (selftengereket) kísérő szigetíveknél a szubdukció lassú,
egyenletes és folyamatos regressziója tételezhető fel, míg a nagy
mélységű melléktengereket a nyílt óceáni területektől elválasztó
szigetívek létrejötte az óceáni lemez törésének és egy külső, egy újabb
kori szubdukció kialakulásának lehet a következménye.
A passzív szegély (atlanti típus) szélesebb selfterülettel, kevésbé
meredek kontinentális lejtővel, jól kifejlődött kontinenslábbal
jellemezhető. A kontinensláb mélyén, a nagy vastagságban felhalmozódott
üledékek alatt már óceáni kéreg húzódik. A lejtő és a self kontinentális
kérgű alapjai riftesedéssel kialakult szerkezetet őriznek az
ugyancsak vastag, zömében szárazföldi eredetű, terrigén üledékek alatt. [A
riftesedés a kontinensek földarabolódásakor, szétszakadásakor létrejövő
törésvonalak menti árokképződés, amely lépcsős szerkezet kialakulásához
vezet (2-19. ábra)].
A kontinensszegély
területeit a nagy mértékű üledékfelhalmozódással és üledékszállítással
összefüggésben kialakuló domborzati formák jellemzik. A self, a kontinentális
lejtő és a kontinensláb területét szokás ebben a felosztásban a
kontinentális szegély területéhez sorolni.
b) A pacifikus típusú kontinensszegélyen az óceáni árkok, az atlanti típusú
kontinentális szegély területein a jól kifejlődött kontinensláb képezi az
átmenetet a 4000—6000 m mélységben elhelyezkedő mélytengerfenék vagy
mélytengeri medence (helyesebb névhasználattal a nagymedence területe) felé,
amelyet egymástól pozitív
tengerfenék-domborzati formákkal elválasztott medencék sora alkot.
A mélytengeri/óceáni
medence fogalma a hazai és a külföldi szakirodalomban is egyaránt jelenti az
általam nagymedencének nevezett,
általában az aktív óceánközépi hátság két oldalán elhelyezkedő
nagyszerkezeti egységet, amelyen belül medencesorok, inaktív hátak, hátságok,
nagy kiterjedésű fenékhegycsoportok stb. fordulhatnak elő; valamint a
medencesorok egyetlen tagját, a medencét,
amelynek jelentős területét rendszerint fenéksíkság foglalja el. Az alábbi
rendszert használom a továbbiakban: óceáni medence [pl.az Atlanti-óceán
medencéje] nagymedence [pl.a Keleti-Atlanti-nagymedence: az Atlanti-hátság és Európa,
illetve Afrika között húzódó medencesor], (mélytengeri) medence [az előbbi
egy tagja, pl. a Zöld-foki-medence], almedence [a Zöld-foki-medence
részmedencéje, ha ismernénk ilyet].
Az óceáni medencék szárazföld felé eső peremi részein — főleg az atlanti típusnál — jellemző a szárazföldi eredetű üledékek felhalmozódása is. Ezeket fokozatosan váltják fel a mélytengeri üledékek a medence belseje felé haladva.
A pacifikus típusú kontinensszegély mellett elhelyezkedő nagymedencék szélén az óceáni árkok felfogják a szárazföldi üledékek zömét, amely keveredve az óceáni lemez által szállított mélytengeri üledékekkel, a szubdukciós zónában elnyelődik. A Csendes-óceán ázsiai partjainál az igazi kontinentális eredetű üledékek a szigetívek miatt ki sem jutnak a nyílt óceáni területekre. Csupán a szigetívekről származó terrigén üledékek gyarapítják az árok mentén, a szubdukciós zónában a litoszféra alá tolódó anyagot.
A nagymedencék partoktól távoli területein már egyértelműen a mélytengeri üledékek uralkodnak.A szél által szállított sivatagi por vagy egy-egy jelentős szárazföldi vulkánkitörésből származó finom hamu, illetve a jéghegyek szállította terrigén anyag mennyisége nem számottevő.
A nagymedencék területe — keletkezésük folytán — genetikai-szerkezeti szempontból óceáni kérgű.
c) Az óceánközépi hátságok központi területe az új óceáni kéreg keletkezésének színtere. Az óceánközépi hátság furcsasága, hogy területe két (esetleg három) litoszféralemezhez tartozik, mivel a tengelyében húzódó központi hasadékvölgy a lemezhatár.
A lemezek szétterjedési sebességében jelentkező különbségek a szerkezeti-morfológiai formákban is kifejeződnek, így a kéregrészek különböző mértékű lesüllyedésében, illetve a központi hasadékvölgy morfológiai megjelenésének eltéréseiben, esetenként teljes hiányában. Ezeken a területeken az elsődleges tektonikus-vulkanikus — nevezzük így: hátságképző — folyamatok által létrehozott domborzati formák az uralkodók, melyeket csak a hátságtengelyhez viszonyított nagyobb távolságokban „finomít”, majd fed be egyre jobban a mélytengeri üledék.
2.6.3.3. A morfológiai, „topográfiai” felosztás
Ollier, C. D. (1981) „topográfiai” szempontok figyelembevételével két alapegységre osztja az óceánfenéket:
a) mélytengerfenék,
b) kontinensszegély.
A mélytengerfenéken belül az alábbi egységeket különbözteti meg:
óceáni hátságok, mélytengeri síkságok és dombvidék, árkok, fenékhegyek,
táblahegyek és aszeizmikus hátságok.
A kontinensszegély a következő egységekből áll:
kontinentális self, szegélyplatók (peremi platók), delták, ív mögötti
medencék, epikontinentális tengerek, kontinentális lejtő, tenger alatti
kanyonok, kontinensláb (kontinenstalp).
Hasonló elveket követ Butzer, K. W (1986) is.
2.6.3.4. A kéregszerkezeti felosztás
Véleményem szerint igazi nagyszerkezeti-morfológiai felosztást a kéregszerkezeti viszonyok figyelembevételével végezhetünk, és ennek megfelelően:
a) alapjaiban szárazföldi kérgű lemezrészen fekvő, és
b) alapjaiban óceáni kérgű lemezrészen elhelyezkedő
területekről beszélhetünk.
Az alapjaiban szárazföldi kérgű lemezrészen fekvő területek alkotják az igazi kontinensszegélyt. Részei: a self és a (kontinentális) lejtő.
Az alapjaiban óceáni kérgű lemezrészen fekvő területek a mélytenger- vagy óceánfeneket alkotják, amelyet három nagy területi egységre: a kontinenslábra, a nagymedencé(k)re és a hátságvidékre oszthatunk.
Mindkét nagy területi egységre jellemző, hogy az alapját alkotó eredeti szilárd földkéreg több-kevesebb üledékkel takart.
A továbbiakban e felosztásnak megfelelően tárgyalom a tengerfenék-domborzati képződményeket és azok ábrázolását, valamint a generalizálás szabályait, különös tekintettel a kisméretarányú térképekre.
A kontinensszegély területéhez a self és a kontinentális lejtő tartozik. E két, egymástól alapvetően különböző formaegyüttest magába foglaló terület speciális megjelenési formája a szigetself és a szigetlejtő. Mindkettő „szárazföldszegély” része a köznapi értelemben, de nem így szerkezeti szempontból. Hiszen tudjuk, hogy a szigetek (szám szerint) nagyobb része óceáni kérgű lemezrészen alakult ki és annak része (pl. Izland, Szent Ilona-sziget, Hawaii-szigetek stb.), s csupán „formálisan szárazföld”, mivel a tengerszint fölé nyúlik. Az igazán nagy szigetek mikrokontinensek, valódi kontinentális selffel és -lejtővel (Grönland, Madagaszkár), egy részük pedig csak „formálisan sziget”, a kontinenssel a tenger alatt is szervesen összefügg (pl. Észak-amerikai-szigetvilág). Az utóbbiak közül csupán azoknak van (sziget)lejtőjük, amelyek a kontinens legkülső peremén sorakoznak, de ezek sem valódi szigetlejtők, hanem az összefüggő nagy kontinentális lejtő részei. Az amerikai szakirodalomban a selffel kapcsolatban többször előforduló fogalom a kontinentális határvidék [(continental) borderland]. Definíciója szerint: „kontinenssel szomszédos terület, amelyet rendszerint a self foglal el, vagy amely a selfet határolja; rendkívül változatos, szakadékokban sokkal gazdagabb, mint ami a selfre jellemző” (Gazetteer..., 1971, 1981; GEBCO mell., 1984). A megjelölést pl. Észak-Amerika csendes-óceáni partjainál a Kaliforniai-félszigettől ÉNY-ra fekvő területekre használják (Southern California Borderland). Véleményem szerint ez nem önálló provicia — formaegyüttes —, hanem szerkezeti okok miatt (a félsziget a hátság szárazföld alá tolódása miatt a kontinensről leszakadóban van) tektonikailag zavart, szabálytalan self.
2.6.4.1. A self
A self a kontinentális kéreg üledékkel fedett, vízzel borított része, a mélytenger felé enyhén lejtő (1:1000; 0,0573°; 3’26,3”) felszín. A lejtőszög határozott, ugrásszerű megnövekedése jelzi a határát a nyílt tenger felőli oldalon, amelyet selfperemnek nevezünk. A szárazföld felé a partvonal a határ.
Szélessége néhány km-től több száz km-ig terjedhet. Átlagos szélessége 75 km. Kivételes, ritka esetekben látszólagos selfhiány is észlelhető, mint Florida partjainál Miami környékén, ahol a Mexikói-öbölből kilépő Golf-áramlás a selfet legyalulta (The New Enc. Brit.) (2-20. ábra).
A selfperem (a self külső/alsó határának) mélysége is tág határok között (20—500 m) változik, közepes értéke kb. 130 m. (A Laptyev-tengerben pl. 50—55 m ez az érték, míg a jelenleg is jéggel borított Antarktiszt övező selfterületeken 300—500 m között változik. A szárazföldi jéggel erősen megterhelt kontinens az izosztázia törvényének megfelelően jelentősen megsüllyedt.)
A selfperem fogalmához kapcsolódik a
kartográfiai gyakorlatban elterjedt 200 m-es mélységvonal — mint selfhatár —,
amelyhez sajnos túlságosan erősen kötődik a self külső/alsó
határának képe (The New Enc. Brit.; Heezen, B. C.—Menard, H. W., 1963; Guilcher, A., 1963).
A selfperem mélysége — és a self szélessége is — nemcsak térben (helyről-helyre), de az időben is változik. Nem a nap mint nap bekövetkező, árapály okozta vízmélységváltozásokra gondolok itt, hanem a hosszabb, néhány ezertől néhány százezer év leforgása alatt lejátszódó vízszintváltozásokra.
A transzgresszió (a tenger előretörése a szárazföld rovására) és a regresszió (a tengervíz visszahúzódása) fogalma nem újkeletű. Lokális, illetve regionális értelemben viszonylag hamar magyarázni lehetett. Mindkét esetben egyszerűen vertikális kéregmozgásokkal, amelyek oka vagy magmatikus (például lokális felboltozódás) vagy az izosztatikus egyensúlyra való törekvés (regionális értelemben pl. Skandinávia esetében a jégkorszak utáni kiemelkedés, illetve Grönland esetében a jégtakaró okozta besüllyedés).
Ismerünk globális — az egész Földet,
a Világtengert érintő — tengerszintváltozásokat is. Ezek egyikét már
régebben felismerték. A jégkorszakok során hatalmas jégfelhalmozódások
történtek a mindenkori pólusok tágabb környezetében, amelyek vizet „vontak el”
a tengerekből, s így pl. a würmben a selfek jelentős része szárazra került.
A negatív tengervízszint-változást 100—130 m-re (egyes szerzők még ennél
is többre) becsülik. E
folyamatot glacioeusztatikus regressziónak
nevezik. Értelemszerűen a „nagy olvadással” párhuzamosan általános
tengerszint-emelkedés következett be, amelyet glacioeusztatikus transzgressziónak hívnak (Báldi T., 1984).
Másik ilyen
tengerszintváltozást okozó tényező lehet egyes nagy területű tengeri
medencék elzáródása a Világtengertől és az ezt követő kiszáradás. Ez
az elzárt területen — földtani értelemben — gyors regressziót, a Világtenger
területén kis mértékű transzgressziót okoz. A medence kinyílása és újra
feltöltődése tengervízzel az előbbivel ellentétes folyamatokat vált
ki. A Glomar Challenger kutatóhajó földközi-tengeri tengerfenékfúrásai derítettek
fényt ilyen — egymást követően többször lejátszódó — folyamatok
bekövetkeztére (Báldi T., 1978). (Ezt felismerve adódott lehetőség a
Nílus-völgy Asszuánig is követhető — ma üledékkel kitöltött — mély
bevágódásának értelmezésére, amelyet a gát építésekor fedeztek föl. A
Földközi-tenger kiszáradása tette lehetővé a kanyon kialakulását.)
A legújabban felderített
globális változást okozó tényező az óceánközépi hátságok képződésével
áll szoros kapcsolatban. Ha a litoszféralemezek szétsodródása (sea-floor
spreading) felgyorsul, az érintett hátság térfogata megnő, több vizet
„szorít ki” az adott óceánból, s így a Világtengerből: tektonoeusztatikus transzgressziót okoz.
És viszont: ha a szétsodródás üteme lassul, tektonoeusztatikus
regresszió következik be (Báldi T., 1984).
Mielőtt a
selfterületeken kialakuló tengerfenék-domborzati képződmények részletes
ismertetésére rátérnék, el kell mondani, hogy a korábbi hazai kartográfiai
gyakorlatban ezek térképi kifejezésére — a jelmódszerrel ábrázolt
korallzátonyokon kívül — általában nem, vagy nem megfelelően került sor.
Ez nemcsak az ismeretek hiányára vezethető vissza, hanem a nálunk
meghonosodott ábrázolási módszerre is.
Már a vertikális
generalizálás tárgyalása kapcsán kifejtettem, hogy a mélységvonal nélküli,
egyszerű színfokozatos ábrázolás a finomabb részletek kifejezésére nem
alkalmas. Korábbi térképeinken az első (csupán színhatárként
megjelenő, meg sem rajzolt) mélységvonal a már említett — selfhatárként
kezelt — -200 m-es izobát. Így a selfen kizárólag azoknak a formáknak az
ábrázolására volt mód, amelyek a 200 m-es mélységvonalat átlépték. Ez a
kartográfiai gyakorlat — attól függően, hogy a self szintje 200 m alatt
vagy afölött húzódik —, vagy a negatív vagy a pozitív képződmények
kiemelését eredményezi.
Ha a self szintje 200 m
fölött helyezkedik el, akkor azok a negatív formák (bemélyedések) kerülhetnek
ábrázolásra, amelyeknek a tengerszinthez viszonyított (abszolút) mélysége a 200
m-t meghaladja. (A környezethez viszonyított [relatív] mélységük természetesen
lehet kisebb is, a lényeg az hogy átlépjék a 200 m-es szintet.) Nem
ábrázolhatók viszont a 0 és 200 m közé eső pozitív formák, bármilyen
jelentős is a kiterjedésük vagy relatív magasságuk. És viszont: ha a self
200 m alatt húzódik — az előzőekhez hasonlóan — a kiemelkedő
formák kerülnek „kitüntetett helyzetbe”, és a negatív formák szorulnak
háttérbe. (Ez az ellentmondás mindenkor fellép, ha a segédmélységvonalak és az
idomvonalak alkalmazásáról lemondunk!)
A selfen kialakuló
képződmények, formák összefüggést mutathatnak az adott területen jelenleg
vagy a földtani közelmúltban uralkodó éghajlattal.
Ilyen értelemben
megkülönböztethetünk pl. korallépítményekkel
tarkított selfet a trópusi területeken (2-21. ábra). A legjellemzőbb
képződmények ezeken a területeken a sziklazátonyok körébe tartozó,
korallmészkőből felépülő korallzátonyok. Ezeket a kisméretarányú
térképeken eddig is ábrázoltuk — jelmódszerrel.
Éghajlati tényezőkkel
függ össze a glaciális képződményekkel
tagolt self formakincse is, amely a jégkorszakokban selfjéggel borított
területeken alakult ki (2-22. ábra). Ezek reliktumformák. Fennmaradásuk
feltétele az, hogy a selfen folyó üledékképződés hatását valamilyen
folyamat csökkentse. Ilyen lehet a nagy szintkülönbségű tengerjárás, mint
Észak-Amerika partjainál a Fundy-öbölben és környékén, vagy a part menti
áramlásviszonyok kedvező alakulása, mint a Jeges-tenger selftengereinél.
Recens formák képződése folyik a jelenleg is jéggel borított Antarktiszt
övező selfterületeken (selfjég), vagy a magasabb szélességeken található,
a tengerpartot is elérő gleccserek munkájának következtében (szárazföldi
jég — Alaszka, Grönland).
E területek jellegzetes
képződményei a selfmedencék, amelyeket a jég vájt ki (2-23. ábra).
Kialakulásukat, a szárazföldön található glinttavakhoz
hasonlóan, a kőzetkeménységben jelentkező különbségeknek köszönhetik.
A medencék között a keményebb kőzetekből felépülő selfhátak,
vagy — nagyobb lejtőszögű, a környezetükből meredekebben
kiemelkedő változataik — a selfhátságok húzódnak. A széles, lapos,
viszonylag meredek leszakadással határolt selfplatók tetején padok foglalhatnak
helyet, amelyeknek legmagasabb, a tengerszintet megközelítő, kis
kiterjedésű részei a zátonyok. Az utóbbiak között — anyaguktól
függően — megkülönböztetünk szikla- és homokzátonyokat.
Kisformák a selfbarázdák,
barázdasorok, melyek szintén a jég pusztító, letaroló munkájának eredményei.
Rendszerint a part közelében helyezkednek el, azzal párhuzamos lefutásúak. A
szárazföldről lecsúszó, összefüggő jégtakaró vájta ki ezeket éppúgy, mint a nagy kiterjedésű,
zárt selfvályúk egy részét is (2-24. ábra). Rokon képződmények, de a
hajdani gleccserek hozták létre a
zárt negatív formák másik csoportját — a selfteknőket —, melyek létrejötte
teljesen megfelel a szárazföldi divergencia-lépcsők
vagy a nyelvmedencék kialakulásának,
illetve a kőzetminőség-változás miatt fellépő szelektív
denudáció következtében kialakuló negatív formáknak. Az egykori gleccserek
tevékenységének tanúi a teknővölgyek is (2-25. ábra).
Általában elmondhatjuk,
hogy midazok a képződmények, amelyek a szárazföldről jól ismertek —
és a jég építő vagy pusztító munkájának következtében alakultak ki —,
megtalálhatók a selfen is, szerves folytatását képezve a szárazföldi formakincsnek,
csak tengervíz fedi azokat. A genetikai szempontból rokon szárazföldi formák
részletes elemzésével többek között Kéz Andor (1952) foglalkozott.
A selfformák egy másik
csoportja a tengerjárás hatására
alakul ki, illetve annak köszönheti fennmaradását.
Az Északi-tenger délkeleti
selfterületein — a watt-tengerekben —
kialakuló, a dagály elmúltával visszahúzódó tengervíz által létrehozott és
életben tartott jellegzetes képződmény az apályáramlás-meder, amely laza
üledékekben keletkezik. Érdekessége az, hogy formáját kisebb-nagyobb mértékben
változtatja, már néhány év leforgása alatt is, mivel az áramlásviszonyok kis
megváltozására is érzékenyen reagál (2-26. ábra).
A dagályáramlás-meder —
mint neve is mutatja — a szűk mederbe terelődő, erős
dagályáramlás következtében létrejövő forma (2-23. ábra). A tengervíz a
magával ragadt, még nem konszolidálódott üledékek (homokszemcsék, kavics)
segítségével eróziós árkokat váj a
legkeményebb kőzetekbe is, mint pl. Észak-Amerika partjainál a
Fundy-öbölben (Bulla B., 1954).
A globális tengerszintváltozások során bekövetkező, hosszan tartó regressziós időszakokban a selfterületek jelentős része szárazulattá válik. Ilyenkor — mint új síkságon — működésbe lépnek a külső (exogén) erőhatások. (Ezek közül a glaciális selfformák tárgyalásakor a jég munkáját már ismertettem.) Az újra elsüllyedt selfterületeken kedvező környezeti viszonyok mellett fennmaradó, egykori folyóvölgyek medre figyelhető meg a jelenlegi folyóvölgyek folytatásaképpen. (Mérésekkel ezek akkor is kimutathatók, ha teljesen kitöltődtek üledékkel.) Ezeket a képződményeket selfvölgyeknek nevezzük. Egyik legismertebb közülük a sok helyen tárgyalt Hudson-selfvölgy. Egész folyórendszerek is tengervíz alá kerülhettek, mint amilyen a Szunda-selfet behálózó „Sunda River” és mellék„folyói” (2-27. ábra).
Egykori abbráziós teraszok részben üledékekkel fedett kőzetkibúvásai lehetnek a padkák.
A self feltűnően sima részeit selfsíkoknak nevezzük. [Nem értek egyet a síkság elnevezéssel, mert a self maga egy síkvidék, amelynek egyes nagyobb területi egységei (pl. egy-egy selftenger területe) a síkságok, az ezeken belüli kisebb részek a síkok, vö. Székely A., 1978].
Különösen a passzív kontinensszegély jellegzetes képződményei a selfnyúlványok, amelyek a riftesedés során kevéssé lezökkent blokkok. Rendszerint átmenetet alkotnak a később, a lejtőformáknál tárgyalt lejtőhátak, -hátságok felé. Amíg ezek kiemelkedő, pozitív formák, addig a nyelv éppen a környezetéhez viszonyított bemélyedésével válik el a környezetétől. A legismertebb ilyen képződmény a „Tongue of the Ocean”, a Bahama-szigeteknél található.
Az aktív kontinensszegély selfje keskenyebb, fejletlenebb lévén szegényesebb formakincsű.
Összegzésképpen ismét hangsúlyozni kell, hogy a self képződményeinek eddigi ábrázolására, a korábban, a 200 m-es selfhatár kapcsán elmondottak a jellemzők. Mindazok — de csakis azok — a képződmények kerülhettek ábrázolásra, amelyek ezt a szintet alulról vagy felülről átlépték. Ez, az ilyen képződmények indokolatlan kiemelését eredményezte. Ezeken kívül — jelmódszerrel — csupán a korallképződményeket ábrázoltuk térképeinken. Ha a kisméretarányú térképeken is bevezetjük a mélységvonalas ábrázolást, a felező, negyedelő segédmélységvonalak és esetenként mélységérték nélküli „idomvonalak” segítségével kifejező, a legjellegzetesebb formák bemutatására alkalmas módszerhez jutunk.
2.6.4.2. A kontinentális lejtő
A kontinentális lejtő képezi az átmenetet a Föld szilárd felszínének (kérgének) két alapvető szintje, a szárazföldek és a mélytengerfenék (a kontinentális és az óceáni kéreg) között. Mivel a szárazföldek átlagmagassága 875 m, az óceánok és tengerek átlagmélysége pedig 3790 m, a két kéregszint különbsége 4665 m. Ebből a kontinentális lejtő mintegy 1500—3500 m-t hidal át, a szintkülönbség 1/3—2/3-át. Így Földünk legnagyobb „lépcsőfok”-át képezi.
Szélessége mindössze 20—100 km. Meredeksége a csaknem függőlegestől az 1°-os (1:57)
értékig változik, melynek világátlaga kb. 4° (1:14).
Attól függően, hogy a
lejtő aktív vagy passzív szárazföldszegély része, más formai
jellemzőkkel bír.
Az aktív kontinensszegélyhez tartozó lejtő (aktív lejtő) a
hozzá kapcsolódó, szerves folytatását alkotó óceáni árokkal együtt, akár
7000—8000 m mélységig hatolhat. Meredeksége a világátlagnál nagyobb, 5° körüli
(1:11). Jelentős részén íves lefutású szakaszokból áll. Formakincse
kevéssé változatos, aminek alapvető szerkezeti oka az, hogy szubdukciós
zónához kapcsolódik.
A passzív szárazföldszegélyhez tartozó lejtő (passzív
lejtő) kevésbé meredek (1:19), 3° körüli lejtőszögű. Alsó része,
amely 2000—2500 m alatt húzódik, általában még ennél is kisebb lejtésű, és
fokozatosan megy át a kontinensláb területébe. Lefutása szabálytalan, a hajdani
kontinens-feldarabolódás szerkezeti vonalait követi. Az egykori riftesedés
következtében formakincse változatosabb.
A kontinentális lejtő
felső határát a self alsó
határa, a selfperem jelöli ki. A lejtő alsó
határának kijelölése már nem ilyen egyértelmű. Aktív szegélynél a
lejtő—árok átmenet vitatható. Passzív szegélynél pedig a
lejtő—kontinensláb átmenet, bár lejtőszögváltozással jár, az nem
olyan egyértelmű, mint a selfperem esetében.
Mielőtt a
kontinentális lejtő formáinak ismertetésébe fognék, néhány olyan
képződmény tárgyalására kell sort kerítenem, amelyeknek a self és a
lejtő közötti hovatartozása vitatható.
A kontinensek
szétszakadásával párhuzamosan a riftesedés (árokképződés) során
kisebb-nagyobb kontinentális kérgű lemezdarabok is leszakadnak az
összefüggő szárazföldről. Ezek egy része a jelenlegi kontinensszegély
közelében hatalmas szegélyplatókat alkot (pl. Rockalli-plató), melyeken — a
selfterületekhez hasonlóan — padok, zátonyok, szigetek foglalhatnak
helyet.Ugyancsak így keletkezhettek a Jeges-tenger selftengereit kísérő
lejtőhátak (Jermak-, Csukcs-, Morris Jesup-lejtőhát) és lejtőhátságok
(Northwind-lejtőhátság) is.
Az aktív lejtőn előforduló legtipikusabb képződmény a
kanyon, vagy kevésbé kifejlődött változata, a szurdok, valamint a hasadék.
Más képződmények ritkán fordulnak elő.
A passzív lejtő képződményekben sokkal gazdagabb. Szerkezeti magyarázata ennek az, hogy a kontinensek szétszakadása során erőteljes riftesedés ment végbe ezeken a területeken. A riftesedés következtében kialakuló lépcsős szerkezetű lejtőn — amelynek meredeksége éppen a szerkezet miatt kisebb, mint az aktív lejtőé —, nagy tömegű, szárazföldi eredetű üledékfelhalmozódás történt, amely az eredeti szerkezetet elfedi. Azokon a területeken, ahol közvetlen tektonikai mozgások miatt (pl. az adott blokk lezökken), vagy közeli földrengés hatására egy-egy „lépcsőfok” megszabadul a rátelepült üledéktől, alakulnak ki a teraszok [pl. Blake-terasz, 2-28. a) ábra]. A teraszok másik csoportja olyan helyen jön létre, ahol a parttól nem túl nagy távolságra szigetcsoport fogja föl a folyók által szállított üledék jelentős részét, amely a szigetekről származó lepusztulástermékekkel együtt nagy kiterjedésü, nyeregszerű képződményt alkot [Zöld-foki-terasz, 2-28. b) ábra]. Különösen a teraszokhoz kapcsolódva, de a kontinentális lejtő más részein is, igen meredek lejtésű szakaszok is előfordulnak. Ezeket falnak nevezik [Bahama-fal, 2-28. a) ábra].
A nagy mennyiségű hordalékot szállító folyók torkolatának közelében, ha kialakulásukat a part menti áramlásviszonyok nem akadályozzák, a nyílt medencék mellett fekvő lejtőrészeken hordalékkúpok halmozódnak fel (Amazonas-hordalékkúp, 2-29. ábra). Ugyanez a folyamat nagy kiterjedésű öblökben hordaléklejtők kialakulásához vezet (Gangesz-hordaléklejtő, 2-30. ábra). Itt kell megemlíteni, hogy ha az üledékutánpótlás megszűnik ezek a képződmények pusztulásnak indulnak. Ez tapasztalható a Nílus-hordalékkúpján, mert az Asszuáni-gát a folyó által szállított hordalék jelentős részét visszatartja. Mind a hordalékkúpokba, mind a -lejtőkbe kanyonok (2-31. ábra), szurdokok és legkisebb kiterjedésű kiinduló ágaik a horhosok (2-32. ábra) vágódhatnak be. Méreteik tág határok között mozognak. Szélességük 1,5 km-től akár 15 km-ig, hosszuk néhány km-től több száz km-ig, mélységük pedig néhány m-től több száz m-ig terjedhet. Meredek falú, V- vagy U-alakú völgyek, hasonlítanak szárazföldi „rokonaikhoz”.
A morfológiai megjelenés a folyóvölgyekéhez hasonló. A selfbe is benyúló, hátravágódó kis ágak felelnek meg a „patakoknak”, horhos a nevük. Ezek „folyóvá egyesülve” zúdulnak le a kontinentális lejtőn, erősen pusztítva azt, s kialakítva a kanyon fővölgyét, hogy a lejtő alján, már a kontinensláb területén megcsendesedve, hordalékukat lerakva, több ágra szakadva „deltát” építsenek. Csakhogy nem a víz zúdul itt alá, hanem zagyárak végzik el a „durva” munkát, és a létrejövő medret azután a sok esetben kialakuló homokfolyások „finomítgatják”.
A kanyonok, a szurdokok keletkezése tehát az ún. zagyárakkal kapcsolatos. Ezek a vízzel átitatott, még nem konszolidálódott (szilárd kőzetté nem vált) vastag üledékeknek a gravitáció hatására végbemenő anyagáthalmozódási folyamatai. Leginkább a hólavinákhoz hasonlíthatók. A kiváltó ok a legtöbb esetben földrengés kipattanása, de spontán üledékcsúszások is előfordulhatnak. Pontosabb vizsgálatukra a tenger alatti kábelszakadások adtak lehetőséget (Báldi T., 1978; Heezen, B. C., 1963).
A Newfoundlandi-padtól D-re lévő kontinentális lejtőn egy kis földrengés elindította zagyár elszakította az ott futó kábeleket. A szakadások pontos helyét meghatározták, idejét regisztrálták. Az adatok felhasználásával következtetni lehetett a csuszamlás méreteire, a zagyár sebességére. A kontinentális lejtő legfölső, legmeredekebb szakaszán megcsúszott nagy tömegű üledék — amit a közel egyidejű kábelszakadások jeleznek — alig több, mint 13 óra alatt tett meg kb. 700 km-es utat a mélytengeri medence belsejéig. Sebessége a meredekebb lejtőszakaszon 90 km/óra, az út végén pedig 22 km/óra volt (2-33. ábra). Természetes, hogy a kontinentális lejtőn ily módon lezúduló üledék erős eróziót okoz, kialakítva a kanyonok és — méreteiket tekintve kisebb változataik — a szurdokok fővölgyét. Azokon a területeken, ahol — a gyors szárazföldiüledék-utánpótlás, vagy a gyakoribb földrengések miatt — ez a folyamat sűrűn ismétlődik, a lejtő erősen szabdalt (2-34. ábra).
A kanyonvölgyek általában egyenes lefutásúak. A jelentősebb törést mutató lefutás szekezetileg előrejelzett (pl. törésvonalakhoz kötődő), mint az a Kongó-kanyon esetében joggal feltételezhető (2-35. ábra).
Nagy szerkezeti törések a selfbe mélyen benyúló hasadékok, amelyek igen jellemzőek a Jeges-tenger eurázsiai self- és kontinentálislejtő-területeire (passzív kontinensszegély) (2-36. ábra). Talán a Jeges-tenger kinyílásával párhuzamosan délre tolódó eurázsiai kontinentális lemezrész peremi felszakadásairól van szó, amelynek az lehet az oka, hogy az „új helyhez” más görbületi sugár tartozik. Ugyancsak szerkezeti oka lehet az aktív peremen kialakuló hasadékoknak is, mivel leggyakrabban az alábukó lemezívek találkozási pontjaiban jönnek létre. Az előbbiekhez viszonyítva, méreteik kevésbé impozánsak, morfológiai szempontból a kanyonokhoz hasonlítanak. Ilyen pl. a Hokkaido és Honshu közötti, a Kuril- és a Japán-árok találkozásánál lévő hasadék.
A mélytengerfenék alkotja egy-egy óceán igazi medencéjét (óceáni medencék). Területét három nagy egységre oszthatjuk fel:
a) a kontinensláb, illetve az óceáni/mélytengeri árkok,
b) a nagymedencék és
c) az óceánközépi hátság
területére, melyeknek közös jellemzője és alapvető sajátsága az, hogy vékonyabb-vastagabb üledéktakaróval fedett óceáni kérgű lemezrészen foglalnak helyet.
2.6.5.1. A kontinensláb és a mélytengeri árok
Annak függvényében, hogy passzív vagy aktív kontinensszegély mentén helyezkednek el, az óceáni medencék peremén, a kontinens felé eső szélén a kontinensláb húzódik vagy mélytengeri/óceáni árok foglal helyet. Ezek a képződmények egyben a szárazföld és az óceánközépi hátság közé ékelődő nagymedencék határát is alkotják.
A kontinensláb a szárazföldről jól ismert hegylábfelszínekhez hasonló kifejlődésű, passzív kontinensszegély mentén kialakuló terület. Az azt felépítő törmelékek, üledékek nagyobbrészt szárazföldi eredetűek. Sima felszínű, esetenként fenékhegyekkel, -dombokkal tarkított térszín, amelyen a kontinentális lejtőnél tárgyalt hordalékkúpok és -lejtők alsó, lankásabb, legyezőszerűen szétterülő részei és az ezeket felszabdaló, a kanyonok „torkolatát” alkotó, több ágra szakadó csatornaágak (2-37. ábra) okoznak némi változatosságot. (Csak megemlítem, hogy a csatornaág és a később tárgyalandó fenékcsatorna fogalma az angol nyelvű irodalomban [is] keveredik.)
A kontinensláb szélessége 0—600 km között változik. (A szélsőséges 0 érték az
aktív kontinensszegélyhez kapcsolódik, ahol a kontinensláb helyét árok foglalja
el.) Meredeksége rendszerint 1:50—1:700 (1°8’44,7”—0°4’54,7”) közé
esik [átlagosan 1:300 (0°11’27,5”)], de mindenképpen nagyobb 1:1000-
(0°3’26,3”)-nél (Heezen, B. C.—Menard, H. W., 1963).
A kifejezőbb,
részletgazdagabb ábrázoláshoz ezeken a területeken is elengedhetetlen a felező, a negyedelő
segédmélységvonalak, esetenként az idomvonalak alkalmazása.
Az aktív kontinensszegélyhez (és a szigetívekhez)
kapcsolódó képződmény az óceáni/mélytengeri árok (2-38. ábra). Mélyen a
környezet szintje alá süllyedő, aszimmetrikus V-alakú forma, amelynek a
szárazföld (kontinens vagy szigetív) felé néző oldala meredekebb és
magasabb (Fisher, R. L.—Hess, H. H., 1963).
A Föld legnagyobb szintkülönbségű
területeit az árkok és szűkebb környezetük együtt alkotják. Itt 300—400
km-es távolságon 15 000 m-t is megközelítő szintkülönbségek fordulhatnak
elő (pl. Dél-Amerika nyugati partjainál az Andok „szomszédságában” húzódik
a Peru—Chilei-árok). Az árok szélessége
a felső részen 60—100 km, a talpánál 0,5—3 km. [Ezen a keskeny sávon a
bezúduló üledék kis „fenéksíkságokat” hozhat létre (Heezen, B. C.—Laughton, A.
S., 1963).] A földfelszín legmélyebb pontjai az árkokban találhatók.
Az árok szerkezeti
szempontból szubdukciós zóna:
kontinentális vagy másik óceáni lemezrész alá betolódó óceáni lemezrészhez
kötődik kialakulása (2-39. ábra), tehát egymáshoz közeledő
litoszféralemezek határvonalát (az ún. konszumációs, „fogyó, pusztuló”
lemezszegélyeket) jelöli ki a Föld felszínén. Íves lefutású szakaszokból áll; a
kontinens partvonalával vagy a szigetívvel párhuzamosan helyezkedik el. A nyílt
tenger felőli oldalán gyakran ún. külső hát alakul ki, mely
morfológiai képét tekintve a kontinenslábhoz hasonlít (Heezen, B. C.—Menard, H.
W., 1963). A hát az alábukó lemez felboltozódása következtében jön létre, s az
árok tengelyével párhuzamosan helyezkedik el.
Az árkokkal párhuzamosan a
szárazföldön szeizmikusan aktív területek húzódnak, az árok tengelyétől
távolodva egyre mélyebb fészkű földrengések pattannak ki (Benioff-zónák).
Ez, valamint az aktív vulkáni tevékenység a lemezalábukás következménye.
Az árkok kisméretarányú
térképeken való ábrázolásával kapcsolatban hangsúlyozni kell, hogy ezek a Föld
felszínének igen keskeny zónái. A nyílt tengeri területek rovására történő
kis mértékű szélesítés (méreten felüli ábrázolás) megengedett ugyan, mégis
szükség lehet egy-egy mélységszint „elfogyasztására”, elhagyására. A mélység
kifejezése érdekében azonban a legmélyebb szint mindenképpen megtartandó. Mivel
az árkok láncolatot alkotnak, a lehetőségekhez mérten ugyanazokat a
szinteket kell elhagyni minden árokszakasznál.
2.6.5.2. A
nagymedence
A kontinensláb vagy a mélytengeri árok, és a hátságvidék között húzódó
terület alkotja a 4000—6000 m mélységben fekvő nagymedencét, amelyet
pozitív tengerfenék-domborzati formák (inaktív hátak, hátságok, inaktív és/vagy
aktív tenger alatti vulkáni kúpsorok, esetenként a tengerszint fölé nyúló,
vulkánikus szigetsorok) kisebb medencékre tagolnak.
A nagymedence fogalom a századfordulótól
kezdve létezik ugyan (vö. 4. fejezet), az 1950-es évektől azonban
„kikopott” a használatból. Felelevenítése azért célszerű, mert
használatával lehetőség van az óceáni medencétől és a kisebb
mélytengeri medencétől való, körülírás nélküli megkülönböztetésre. [Ilyen
értelemben például a Jeges-tenger medencéjét (mint óceáni medencét) két nagymedencére
az Eurázsiai- és az Amerázsiai-nagymedencére (némely angol munkák
„subbasin”-ről beszélnek) oszthatjuk. Az Amerázsiai-nagymedence további (mélytengeri) medencékre: a Kanadai-, a
Northwind-, az SzP- és a Szibériai-medencére osztható.A Szibériai-medencén
belül pedig két almedencét
különböztetünk meg: a Podvodnyik- és a Makarov-medencét (vö. a 2.6.3.2.
alfejezettel és lásd a mellékletben : „A Jeges-tenger földrajzinév-tárá”-t).]
A mélytengeri medencék
(2-40. ábra) jelentős területeit fenéksíkságok — a Föld „legsíkabb”
területei — foglalják el. Ezek lejtése 1:1000- (0°3’26,3”)-nél is kisebb,
általában 1:1000 és 1:5000 (0°3’26,3” és 0°0’41,3”) közé esik, de
előfordulnak olyan területek, ahol az 1:7000- (0°0’29,5”)-et sem éri el.
Kisebb-nagyobb fenéksíkságok csatlakoznak minden kontinenslábhoz, s határozott
lejtőszögváltozás jelzi az átmenetet.
A fenéksíkságok (2-41.
ábra) kialakulása hosszú ideig
vitatott volt. Újabban általánosan elfogadottá vált, hogy a zagyáraknak köszönhetik létüket.
Emellett szól, hogy csak olyan területeken fordulnak elő,ahol a
tengerfenék-domborzat nem akadályozza meg a zagyáraknak a medencébe jutását
(nincs árok, ami a lezúduló üledéket felfogná), így az Atlanti- és az
Indiai-óceánban igen gyakoriak, a Csendes-óceánban pedig viszonylag ritkák.
Emellett szól az is, hogy a fenéksíkságok üledékeiben sekélytengeri
fossziliákat és durva homokot is kimutattak, amelyek azonban csak a zagyárak
„közreműködésével” kerülhettek a parttól ilyen nagy távolságra (Heezen, B.
C.—Menard, H. W., 1963). Ugyancsak ezt az elméletet támasztják alá a gradált
(szemcsenagyság szerint rendeződött) rétegsorok is. (Az ezekből
felépülő összleteket összefoglalóan turbiditeknek
nevezzük.) A turbiditek keletkezése és a zagyárak közötti kapcsolat felismerése
Kuenen nevéhez fűződik,aki modellkísérletekkel is igazolta
feltételezésének helyes voltát (Báldi T., 1979).
A medencék nyílt tenger
felőli oldalán, a hátság felé eső peremi területein rendszerint
(mélytengeri vagy) fenékdombvidék húzódik. Ennek szélessége az Atlanti-óceánban
ritkán haladja meg a 90 km-t. Az egyes dombok a hátság — részben már
jelentős vastagságú üledékkel fedett — „sasbércei". A Csendes-óceán
fenekének nagy részét ilyen dombvidékek borítják (2-42. ábra). Ezek
jelentős része viszont üledékkel eltemetett fenékhegycsoport. Az egyes
dombok 100—400 m magasak és 3—10 km szélesek (Heezen, B. C.—Menard, H. W.,
1963; Heezen, B. C.—Laughton, A. S., 1963).
A dombvidék ábrázolására —
tekintettel a kis szintkülönbségekre és az egyes dombok kis kiterjedésére —
kisméretarányú térképeken általában nincs mód. A jelentősebb
képződmények, valamint a medencék és a fenéksíkságok mélységviszonyainak
pontosabb kifejezése is csak segédizobátok és idomvonalak segítségével
lehetséges.
A nagymedencét tagoló
pozitív domborzati formák lehetnek kontinentális kérgű, az összefüggő
szárazföldről lehasadt lemezdarabok: ilyen valószínűleg a
jeges-tengeri Lomonoszov-hátság. Viszonylag ritkák ugyan az ilyen
képződmények, de kialakulásukhoz hasonló folyamat napjainkban is zajlik: a
Kaliforniai-félsziget leszakadása Észak-Amerikáról. E formák másik csoportja
egykor aktív óceánközépi hátság volt, mint amilyen az ugyancsak a Jeges-tenger területén
fekvő Alpha- és Mengyelejev-hátság. A harmadik, leggyakrabban
előforduló csoportot az egykor aktív (pl. az atlanti-óceáni
Walvis-hátság), illetve a részben ma is működő (pl. a csendes-óceáni
Hawaii-hátság) vulkanikus fenékhegysorok, szigetsorok (nem szigetívek!)
alkotják, melyek keletkezése a Föld forró pontjaihoz, az ún. „hot spot”-okhoz
kapcsolódik.
E formák térképi ábrázoláiára nehéz általános
érvényű szabályt alkotni, éppen a képződmények sokszínűsége
miatt. Részletesebb, nagyobb méretarányú batimetrikus (mélység-) térképek
alapján, a később tárgyalt generalizálási szabályok figyelembevételével
ábrázolandók.
A mélytengerek talán
leggyakoribb, jellegzetes képződményei a fenékhegyek, melyekre igen nagy
formagazdagság jellemző. Állhatnak magányosan, egyetlen vulkáni kúpként
kiemelkedve a tengerfenékről (2-43. ábra), vagy összetettebb
felépítésű kis csoportot alkotva (2-44. ábra). Morfológiai megjelenésük
szempontjából megfelelnek a szárazföldi vulkánoknak. Magasságuk különböző.
Ennek függvényében beszélhetük fenékhegyről (1000 m-nél magasabb),
magaslatról (500—1000 m), dombról (500 m-nél alacsonyabb) és halomról. A
fenékhegyek gyakran — szigetet alkotva — a tengerszint fölé nyúlnak.
Jól megkülönböztethetők ezektől a lapos tetejű, csonkakúp alakú táblahegyek (2-45. ábra), amelyeknek csúcsa egykor a tengerszint fölött volt, s azt a külső erők lepusztították. Az izosztatikus egyensúlyra való törekvés miatt ezek a képződmények süllyednek, és újra a tengerszint alá merülhetnek (2-46. ábra). A besüllyedés nyomát a hegyek lábánál árokgyűrű (2-43. ábra) vagy sáncárok őrzi (2-47. ábra). Idővel mindkettő a hegyről lepusztuló törmelékkel, üledékkel feltöltődik, a kialakuló hegylábfelszín jellegzetes lankás lejtői elfedik, de szerkezeti vizsgálatokkal kimutatható. (Ez a folyamat természetesen a fenékhegyeknél is lejátszódik.) Az árokgyűrű a magányosan álló fenék- és táblahegyeket teljesen körbeveszi. Fenékhegysoroknál, szigetsoroknál viszont csak a legfiatalabb tagok nyílt tenger felé eső (tehát a többi heggyel, szigettel nem szomszédos) oldalán nem teljes gyűrűt, hanem félkört vagy szabálytalan alakot mutató sáncárok jön létre.
Trópusi területeken korallok telepednek meg e hegyek tengerszint közeli lejtőin. Abban az esetben, ha a korallok „lépést tudnak tartani” a süllyedés ütemével, alakulnak ki a gyűrű alakú atollok (korallszigetek) (Menard, H. W.—Ladd, H. S., 1963).
A fenti formákból jellegzetes kúpsorok (fenékhegy- és táblahegysorbok) alakulhatnak ki. Keletkezésük a Föld forró pontjaihoz, az ún. „hot spot”-okhoz kapcsolódik. A forró pontok fix helyzetűek (Morgan, W. J., 1981). A fölöttük „sodródó” óceáni lemezeket átégetik, vulkánokat hoznak létre. Részben a lemez sebességétől függően, vagy szinte teljesen különálló fenékhegyekből álló sor alakul ki (pl. Csendes-óceán: Hawaii-szigetek — Hawaii-hátság [gyors lemezmozgás]) vagy szorosan egymás mellett álló, platószerűen egymásba fonódó vonulat jön létre (pl. Indiai-óceán: Keleti kilencvenes hátság [kisebb lemezsebesség]) (2-48., 2-49. ábra).
A fenék- és táblahegyek kisméretarányú térképeken történő ábrázolásával kapcsolatban azt kell megemlíteni, hogy kis mértékű torzítás, méreten felüli ábrázolás megengedhető, hegysorok esetén azonban az összevonás megengedhetetlen. Ilyen területeken a fenékhegyek gyakoriságát kell kihangsúlyozni, az összevonás elkerülésére inkább egy-egy hegy elhagyandó. Az árok ábrázolásakor tárgyalt egyszerűsítésekkel is élhetünk: mélységvonal kihagyásával két szomszédos mélységi réteget összevonhatunk. Tekintettel arra, hogy a környezetükből kiemelkedő idomok ábrázolásáról van szó, s így magasságukat kell kifejezni, tehát a legmagasabb szintet kifejező színt, színárnyalatot kell megtartani. Hegysorok esetében, ahol az egyes tagok magassága majdnem azonos, célszerű mindegyiknél ugyanazt a mélységi réteget (rétegeket) elhagyni. Ha a méretarány lehetővé teszi, törekedni kell a táblahegyforma (lapos, lepusztult tető) kifejezésére. Ugyancsak szem előtt tartandó — hacsak üledékkel nem fedett — az árokgyűrű, a sáncárok ábrázolása is. Ez utóbbi általában csak idomvonallal oldható meg.
A mélytengerfenék jellegzetes képződményei a fenékcsatornák is (2-50. ábra), amelyeknek kialakulása a tengervizek hőmérsékletkülönbségének hatására keletkező fenékáramlással függ össze.
A fenékáramlás néhány km széles sávban fejt ki eróziós hatást. A csatorna közepén a felszín sima. A fenékáramlás szélein kialakuló örvénylő vízmozgás következtében egyenetlenül lerakott üledékekből gátak (2-50. ábra) keletkeznek (Hollister, Ch. D.—Arthur, R. M.—Jumars, P. A., 1984).
A mélytengeri medencékben a fenékcsatornák több száz, némelyek akár 1000 km hosszan követhetők. Az egyik legismertebb ilyen képződmény az Északnyugati-Atlanti-fenékcsatorna (2-51., 2-52. ábra), amely a Labradori-medencéből kiindulva, több ezer km hosszan követhető az Atlanti-óceán ÉNy-i részén. Mai ismereteink szerint ez a leghosszabb; mélysége 20—200 m között, szélessége 1,5—8 km között változik (2-51. ábra).
A szakirodalomban gyakran fenékcsatornának nevezik a nagy hordalékkúpok lábánál, a lankásabb részeken legyezőszerűen szétterülő üledékbe bevágódó, a kanyonok „deltáján” kialakuló, azok folytatását képező csatornaágakat. Ezek keletkezése azonban nem a mélytengeri fenékáramlásokkal, hanem a zagyárakkal és az ezek nyomán kialakuló vízáramlásokkal hozható összefüggésbe.
Mint azt az Északnyugati-Atlanti-fenékcsatorna angol neve (Northwest Atlantic Mid-Ocean Canyon) is jelzi, keveredések fordulnak elő az elnevezésekben (nómenklatúra) is, nemcsak a fogalmakban (terminológia). Ezekkel a kérdésekkel a 4. fejezetben — a térképi névrajz kapcsán — foglalkozom részletesen.
A völgyszerű fenékcsatorna kisméretarányú térképen történő ábrázolása csak a már sokat emlegetett segédmélységvonalakkal és idomvonalakkal lehetséges (2-52. ábra). Ugyanez vonatkozik a csatornaágak térképi megjelenítésére is.
2.6.5.3. A hátságvidék
Az óceánközépi hátságok genetikai szempontból az új óceánfenék képződésének színterei. Egymástól távolodó litoszféralemezek határán helyezkednek el, kialakulásukat is ennek köszönhetik. A repedésvölgy mentén feláramló forró földköpenyanyag hozzáforr a völgy két oldalán elhelyezkedő óceánfenékhez. Lehűlése folyamán a mindenkori mágneses tér irányának megfelelően mágneseződik. Mivel a Föld mágneses pólusai időszakonként felcserélődnek, a különböző időszakokban (földtani értelemben egyébként folyamatosan) képződött új óceánfenék kőzetei hol pozitív, hol negatív mágnesesanomália-sávokat alkotnak (2-53. ábra), amelyek mérhetők s a hátság tengelyére szinte tökéletesen szimmetrikusak (egyik bizonyítékát szolgáltatva a lemeztektonika elméletének).
A hátság tengelyvonala a Föld legkiterjedebb összefüggő vulkanikus vonulata. A vulkanizmus révén keletkező, új óceánfenék sávjai (vonalai) az akkréciós (növekvő) lemezszegélyt alkotják. A hátság tengelyében húzódó központi repedésvölgy két oldalán elhelyezkedő hátságrészek tehát más-más litoszféralemez részei, amelyek egymástól távolodnak. A feláramló olvadt magma azokat a repedéseket, hasadékokat tölti ki, amelyek a földköpeny mélyebb rétegeiben, az asztenoszférában kialakuló konvekciós áramok által okozott óceánfenék-szétsodródás miatt keletkeznek, a lemezek távolodása tehát nem a fölnyomuló magma szétfeszítő hatásának következménye. Ez a folyamat a hátságok mentén kipattant földrengések fészekmechanizmusának vizsgálatából egyértelműen kitűnik: erre mutatnak a tengelyvonalban fellépő tenziós (húzó-) feszültségek. Sekélyfészkű (kis hipocentrummélységű) rengéstevékenység jellemzi ezeket a területeket éppúgy, mint a hátságot feldaraboló transzformvetőknek az elvetődött hátságtengelyek közötti szakaszait. [A vető a hátságtengelyre (közel) merőleges, az elvetődés több száz km-t is kitehet.] A vető menti szeizmikus aktivitás „furcsa” helyhezkötöttsége azzal magyarázható, hogy csak az elvetett hátságszakaszok közötti részen kerülnek egymás mellé egymással szemben mozgó lemezrészek.
Az óceánfenék szétsodródásának folyamatát igazolják az új óceánfenékre lerakódó üledékek is. A mélytengeri területeken az üledékképződés mértéke 1000 év alatt nem egészen 1 cm, sőt helyenként csupán 2—3 mm. E kis értékek ellenére a hátság középvonalától távolodva egyre vastagabb réteget alkotnak az üledékek, nem egyszer a több km vastagságot is elérve. A hátság tengelyétől távolodva az aljzatkőzet földtani kora folyamatosan nő; ugyanez tapasztalható a tengelytől különböző távolságokban mélyített kutatófúrások (Glomar Challenger) üledékmintáiban is: minél távolabbról származnak a riftvölgytől számítva, annál több földtani kor üledékei találhatók meg bennük egymás alatt, s annál régebbi üledékek képezik a fúrások magmintáinak közvetlenül az aljzaton elhelyezkedő rétegeit.
A lemezek szétsodródásának sebessége 1—10 cm/év nagyságrendű, s a különböző területeken más és más. Ennek megfelelően megkülönböztetük gyors, közepes és lassú szétterjedési sebességű lemezhatárokon kialakuló hátságokat.
Ha a hátságok morfológiáját és ezzel párhuzamosan térképi ábrázolását vizsgáljuk, mindenek előtt arról az alapvető sajátosságról kell beszélni, hogy e „hegységrendszer”-t a csapásirányra (általában) merőleges transzformvetők kisebb szakaszokra tagolják. Ezt a jellegzetes struktúrát (a feldaraboltságot) és a jellegzetes irányokat (az egymásra [közel] merőleges szerkezeti vonalakat) a térképeken még nagy mértékű generalizáláskor is ki kell fejezni. A 2-54. ábrán a generalizálás helyes és helytelen megoldását mutatom be.
A hátságvidék másik alapvető sajátossága az, hogy más morfológiai jellemzőkkel bír a gyors, és más a lassú (vagy közepes) szétterjedési sebességű lemezhatáron kialakuló hátság és ezt a különbséget ugyancsak tükröznie kell a térképeknek.
A lassú szétsodródású területeken határozottan jelentkezik, ennek megfelelően még egészen kis méretarányban is ábrázolni kell a központi repedésvölgyet, amellyel párhuzamos irányban a hátság két transzformvető közötti szakasza blokkokra tagolódik, erősen töredezett „sasbérces” jellegű. A hátság keresztmetszetét tekintve viszonylag meredek lefutású, a központi repedésvölgy és szűkebb környezete kettős gerincet képez. A repedésvölgy mélysége a gerinc csúcsától mérve elérheti az 1000—3000 m mélységet is [2-55.a) ábra].
A gyors szétsodródású területeken kialakuló hátság keresztmetszetét tekintve lankásabb, egyenletesebb lefutású, kisebb lejtőszögű és kevésbé töredezett. Kis méretarányban semmiképp nem ábrázolható (nagy méretarányban is csak igen részletes felméréssel kimutatható) keskeny, szűk, kis mélységű (néhány méter szélességű és legfeljebb néhányszor tíz méter mélységű) hasadékok formáját ölti a központi repedésvölgy a hátság „taréján", amely így nem alkot kettős gerincet [2-55.b) ábra] és (2-56. ábra).
A szembetűnő morfológiai különbségek a keletkező új kéreg kihűlésével és lesüllyedésével (az izosztatikus egyensúlyra való törekvésével) hozhatók kapcsolatba. Adott távolságra a hátság tengelyétől, lassú szétsodródású területen a kéreg öregebb és éppen ezért mélyebben van (ezért meredekebb a hátság lefutása és ezért töredezettebb), mint az a fiatalabb kéreg, amely gyors szétsodródási sebességű területen keletkezett, s az adott hátságtengelytől ugyanolyan távolságra helyezkedik el.
A hátságvidék központi területei korán a tudományos érdeklődés középpontjába kerültek. A FAMOUS Project (French American Mid-Oceanic Undersea Survey), a francia—amerikai közös kutatási program volt az első lehetőség a földtudományi szakemberek számára, hogy közvetlenül és részletesen tanulmányozzák valamely akkréciós lemezszegély egyik aktív részét.
A francia programrész végrehajtására 1973—74-ben, két merülőhajó segítségével (Archimčde, Cyana) került sor. A kutatók több mint 200 órát töltöttek 2500 m mélységben a riftvölgy fenekén: mintát véve és fényképezve azt a zónát, ahol a tektonikus és vulkanikus folyamatok következtében néhány százezer év alatt, több mint 3 km széles új óceáni kéreg keletkezett. A két hajóból kb. 10 000 felvételt készítettek.
A kutatási övezet az Azori-plató legdélnyugatibb nyúlványának közelében, a 36°30’ és 37°00’ északi szélesség, valamint a 33°00’ és 33°20’ nyugati hosszúság között helyezkedett el (2-57. ábra). A hátságnak ezen a részén a központi repedésvölgyhöz viszonyítva az Amerikai-lemez 0,7 cm/év, az Afrikai-lemez 1,3 cm/év sebességgel távolodik, azaz a két kontinens egymáshoz viszonyított távolodási sebessége — ami azonos az új óceánfenék képződésének mértékével — 2,0 cm/év. A lemezszegély ezen a területen 20—45 km hosszúságú riftvölgyszakaszok sorából áll, amelyek kb. 20°-nyira hajlanak el K-re az É-i iránytól. A transzformvetők riftvölgyek közé eső darabjai 15—20 km hosszúak, és a riftvölgyre merőlegesen, az elméleti szétsodródási iránynak megfelelően helyezkednek el (2-58. ábra).
A fenti zónán belül három kisebb területet (2-59.ábra) jelöltek ki a részletesebb vizsgálatok elvégzésére: a riftvölgy (2-60. ábra) és a transzformvető (2-61. ábra) egy-egy szakaszát, valamint a kettő metszéspontjának környezetét (2-62. ábra).
A riftvölgy 30 km széles és 1,5 km mély, nagyjából U-alakú mélyedés, amelynek tengelyzónája — a vulkanikus és a tektonikus aktivitás fő övezete — kb. 3 km széles a tanulmányozott területen. („Belső-fenék”-nek nevezték el.) A riftvölgy oldalait a völgytengely felé néző nagy lépcsők sora alkotja (2-63. ábra). A Belső-fenék kőzeteiből vett minták kora a néhányszor tízezer évet nem haladja meg, a legfiatalabb — amelynek kora kevesebb mint 3000 év — a tengelyen elhelyezkedő vulkánról („Mont de Vénus”) származik, míg a Belső-feneket határoló falakról származó kőzetek kora 200 000 év körüli volt. A vizsgálatok azt mutatták, hogy a Belső-fenék teljes szélességében húzófeszültség hatása alatt áll, ez néhányszor tíz m hosszú és néhányszor tíz cm-től néhány m szélességig terjedő, nyitott hasadékok formájában repeszti szét újra meg újra a frissen kialakult kérget. A hőárammérések éppúgy, mint a geokémiai és petrológiai vizsgálatok, azt sugallják, kis mélységben olyan magmakamra helyezkedik el a Belső-fenék alatt, amelynek „csúcsa” a tengely közelében van (2-64. ábra).
A transzformvető 8 km széles, nagyjából szimmetrikus V-alakú völgyet képez (2-65. ábra). Ennek a kb. 3 km szélességű, mélyebb, tengely menti szakaszát vizsgálták tüzetesebben. Az ezen a zónán belül található „Fő-mélyedés”-t — amely csak 550 m széles és a pereméhez viszonyítva több mint 100 m mély —, „váll”-ak különítik el a völgy többi részétől. A morfológiai vizsgálatok azt mutatták, hogy a horizontális elcsúszások e keskeny Fő-mélyedés mentén következnek be. A transzformvető vizsgált szakaszán két helyen is megfigyeltek hidrotermális lerakódást, amelyben vas-mangán konkréciók, vas- és mangánoxid tartalmú anyag (kevés nikkel, réz, kobalt és cink tartalommal) fordultak elő.
A riftvölgy és a transzformvető „metszéspontjá”-t hatalmas, kb. 3,5 km sugarú, durván kör alakú, 300—400 m mély depresszió (katlan, szakadék) jelöli, amely egyben a FAMOUS-terület legmélyebb része is. A leginkább szembeötlő képződmény a vizsgált övben egy K—Ny-i irányú, a 36°57’ É-i szélességen fekvő 100—130 m magas fal, amely tektonikusan aktív, és amelyik Ny-on, a 33°11’ Ny-i hosszúság közelében — 1,5 km távolságra az akkréciós tengelytől — megszűnik, azt sugallva, hogy az akkréció fő zónája 1,5 km széles (Atlas FAMOUS, 1978).
Hasonló eredményeket hoztak az amerikai kutatások is a FAMOUS-területhez délről csatlakozó övezetben, az „Alvin” fedélzetén (Bott, M. H. P., 1982).
A kezdeti sikereket követően számos kutatási területen, különböző szétsodródási sebességű lemezhatárokon kialakult hátságszakaszokat vizsgáltak, amelyeknek kiterjedt irodalma van. Több atlasz is napvilágot látott (pl. az Atlas podvodnüh fotografij Krasnomorskogo rifta a szovjet vörös-tengeri expedíciók felvételekkel, térképekkel illusztrált beszámolója, az ottani riftvölgyképződési folyamatokról).
Mint láttuk, a hátságok, de gyakran egyben a medencék jellegzetes képződményei is a transzformvetők, amelyek mentén kialakuló morfológiai együttest törésövnek nevezzük. Hosszuk a rotációs szélességtől függően néhány száz km-től több ezer km-ig terjedhet. Az egy rotációs pólushoz tartozó törésövrendszer tagjai egymással párhuzamosak (mivel a rotációs szélességek mentén helyezkednek el), és merőlegesek az ugyanazon pólushoz tartozó hátság tengelyére (2-66. ábra). A gömbi „párhuzamosság” a különböző térképvetületekben természetesen párhuzamos jellegű görbesereget jelent, de a szabályosságot érzékeltetni kell (2-67. ábra). Rendszerint nem lehet ábrázolni az összes ismert törésövet; a kiválasztás szempontja a központi repedésvölgyek elvetődésének távolsága lehet. A kis mértékben elvetődötteket elhagyjuk, az ábrázolt nagyobbak között a riftvölgyet összefüggő egyenesnek adjuk, ügyelve arra, hogy a jellemző szerkezeti irányok mindig megmaradjanak.
A törésövnek a hátságot haránt
irányban átszelő része a keresztvölgy. Különösen a lassú szétsodródású
lemezszegélyen kialakuló hátságokra jellemző, hogy a keresztvölgy és a
központi repedésvölgy metszéspontjaiban nagy mélységű szakadékok alakulnak
ki, melyek az óceáni árkok mélységét is megközelíthetik (pl. Romanche-szakadék: 2-68. ábra). Egyes
szerzők szerint ezek létrejöttéért a lemezek mozgásirányának megváltozása
miatt fellépő tenziós erőhatások felelősek (Bonatti, E.—Crane, K.,
1984).
A jelentősebb
törésövekhez kapcsolódó, azokkal párhuzamosan elhelyezkedő domborzati
formák a kereszthátságok (2-69. ábra). Kialakulásuk oka valószínűleg a
lemezek mozgásában bekövetkező irányváltozás miatt a lemezhatáron
fellépő kompresszió (Bonatti, E.—Crane, K., 1984).
Különösen a nagy
elvetődésekhez kapcsolódó törésövek kísérő jelenségei a több száz,
vagy 1—2 ezer méter relatív magasságot is elérő falak. Ezek keletkezése a
már korábban leírt folyamat következménye: az elvetődés miatt különböző
korú lemezrészek kerülnek egymás mellé, az idősebb mélyebben helyezkedik
el, mintegy lépcsőt alkot a mellette fekvő fiatalabbal. Ha itt is
fellép a lemez mozgásirányának megváltozása, a jellegzetes falakon túl,
kisebb-nagyobb méretű kereszthátságok is kialakulnak.