Földünk szárazföldi területéről
— a domborzatrajz szempontjából — gyakorlatilag eltűntek a „fehér foltok”.
Ezt nyugodtan kijelenthetjük, ha a kisméretarányú térképek adatigényéről
van szó. Bármely területre található olyan alapanyag, amelyből kiindulva a
kisméretarányú térképeink szintvonalrajza megszerkeszthető [l].
A szárazföldi területeken az egyes államok — egymásra is ható — gazdasági érdekei és honvédelmi, „fennmaradási” kényszerítettsége
(mint hajtóerő), valamint az eleve adott vizuális észlelési lehetőség, majd az ezen alapuló, a
felmérést tnegkönnyítő és gyorsító technikai-műszaki — pl.
légifénykép-kiértékelési — eljárások (mint módszertani háttér) eredményezték az államok nagyméretarányú felmérési, illetve
topográfiai térképsorozatainak
elkészítését. Ezekből kiindulva a megfelelő földrajzi
(morfológiai) ismeretekkel rendelkező térképészek többé-kevésbé kiforrott
generalizálási szabályok alkalmazásával olyan 200 000—1 000 000
méretarány-tartományba eső domborzat- és vízrajzi térképeket állítottak
elő, melyek a további — még kisebb méretarányú — természetföldrajzi
térképek elkészítéséhez kiváló alapanyagul szolgálnak.
Más a helyzet az
óceánokkal és a tengerekkel. Bár Földünk felszínének 71 %-át víz borítja, a tengerfenék-domborzat
ábrázolása általában elnagyolt, sematikus. Nincs olyan alapanyag, amely
problémamentesen felhasználható lenne különböző kisméretarányú térképeink
tengerfenék-domborzatának — a Világtenger egészére nézve egységes-korszerű
ábrázolásához [1].
A tengeri területek esetében a megismerés gazdasági (katonai)
kényszere a Világtenger egészére csak napjainkban jelentkezik. Hiszen egyre
nyilvánvalóbb, hogy a korábban kutatási célra "kidobott"
tőkebefektetések megtérülésével reálisan lehet számolni. (Itt nemcsak a
már kitermelés alatt álló, selfterületeken levő kőolaj- és
földgázmezőkre gondolok, hanem a mélytengeri területeken elhelyezkedő
ércekre is.) A megismerési folyamat, a tudományos kutatás mindig a
gazdasági-társadalmi tényezőkkel áll összefüggésben. Először tehát a
partvonalak és a partközeli területek
feltérképezése volt a cél; a biztonságos partmenti hajózás megteremtése, a kikötésre alkalmas helyek ábrázolása. A
múlt század második felében meginduló kábelfektetések
is ösztönzően hatottak a mélységmérések gyarapodására, hiszen a nagy
értékű kábeleket nem lehetett ismeretlen mélységbe süllyeszteni,
fektetésüket a véletlenre bízni. Megkezdődtek a kontinensek közötti mérések.
A tengeri területek
felmérésénél nem adott a vizuális észlelés lehetősége. Amíg a szárazföldi
domborzat felmérésekor a domborzati idomokat jellemző pontok célszerű
kiválasztásával csökkenteni lehetett a bemérendő pontok számát a pontos
domborzatrajz elkészítéséhez, addig a „vakon” mért tengerfenéken sokkal több
pont, illetve szelvény bemérése szükséges a megfelelő részletességű
és megbízhatóságú (ugyanolyan méretarányú és területű) térképlap
elkészítéséhez. A tengeri domborzat megrajzolásához nem szolgálhat segítségül
légifénykép-sorozat sem, amely a szárazföld esetében mind a térképi síkrajz,
mint a domborzatrajz előállításában alkalmazható.
A tengeri térképezést
végző kutatót munkája során háromszögelési hálózat sem segíti. Nem juthat
hozzá könnyen a mért mélységpont felszíni helyzetet rögzítő földrajzi
koordinátákhoz sem.
A tengeri térképezés
problémái két kérdés — a mélységmérési technika és a földrajzi helymeghatározás
— köré csoportosíthatók. Ezek fejlettségi színvonala tükröződik a,
különböző történeti korok mélytengeri területeket ábrázoló térképein [2].
Anélkül, hogy a két mérési feladat technikai kérdéseinek részleteibe
mélyednénk, megállapíthatjuk, hogy fejlődésük (ha a térképkészítés
szempontjait vesszük figyelembe) szinkronban történt.
A földrajzi helymeghatározás „modern” időszaka a XVII. században a
kronométer és a szextáns alkalmazásával kezdődött [3], amelyet századunk
40-es éveivel kezdődően a rádiónavigációs rendszerek (pl.: LORAN,
DECCA, OMEGA) váltottak föl [4, 5, 6]. A helymeghatározás hibája az adók távolságának
függvényében 10—100 m nagyságrendűre csökkent. Új korszakot nyitott a
kezdetben katonai célra létrehozott tengeri navigációs műholdas rendszer,
az NNSS (Navy Navigation Satellite System), amelyet 1967-től polgári
használatra is igénybe lehet venni. A 80-as évek végére, a 90-es évek elejére
tervezik egy új, még korszerűbb navigációs rendszer üzembeállítását az
amerikaiak. A 18 műholdból felépülő rendszer, a GPS (Global
Positioning System) a Föld bármely pontjáról bármely időben legalább öt műhold
horizont feletti észlelésére ad lehetőséget. Négy hold egyidejű
megfigyelésével már lehetővé válik a GPS-vevővel rendelkező
számára pozíciójának (és pontos helyi idejének) meghatározása [7].
Ha a mélységmérési módszerek fejlődését hasonló rövidséggel
kívánjuk áttekinteni, az előzőekhez hasonlóan négy korszakot
különböztethetünk meg: a fonalas vagy huzalos, súllyal végzett pontszerű
mérések; az első visszhangos pontszerű, leolvasásos mérések
(echolot); a folyamatosan regisztrált akusztikus reflexiós vonalas mérések
(echográf) [l, 2, 4]; és a területi felmérés időszakát, mely utóbbinak a
mélytengeri területekre 12 000 m mélységig használható változata az amerikai
General Instruments Corporaition által gyártott „Sea-Beam” rendszer [2].
Nézzünk egy-egy példát a
különböző technikai szinten álló korok óceántérképeiből:
Az ókortól századunk
első negyedéig a kenderkötélre függesztett súllyal végzett fonalas, vagy
nagyobb vízmélység esetén (a XIX. század második felétől) az acélhuzallal
(zongorahúrral) végzett huzalos mélységmérés sok időt és fáradságot
igénylő módszerével elszórt, pontszerű mélységadatokot nyertek. Erre
az időszakra jellemző, hogy a Matthew
Fontaine Maury amerikai tengerésztiszt által szerkesztett és 1854-ben
kiadott „Bathymetrical Map of the North Atlantic Basin with Contour Lines Drawn
in at 1,000 2,000 3,000 and 4,000 Fathoms” [8] azaz „Az Észak-Atlanti-medence
mélységtérképe l000, 2000, 3000 és 4000 fathomnél megrajzolt
mélységvonalakkal" (1 fathom=1,83 m) című térkép mindössze kb. 200
mélységmérés adatainak felhasználásával készült. Meg kell azonban jegyezni,
hogy az Északi-Atlanti-hátság már felismerhető a térképen [9]!
A fejlődés
következő jelentős állomása a német Alexander Behm által 1919-ben készített első visszhangos
(akusztikai, reflexiós) mélységmérő, az „Echolot” térképezési alkalmazása.
A műszerrel a német "Meteor" kutatóhajó az 1925—27-es útja során
[10] 67 000 mélységmérést végzett zömmel a Dél-Atlantikum területén. A hajó 14
keresztszelvényt mért egymástól kb. 700 km távolságban [9, 10]. Az óceán ezen
részén addig mintegy 1000 mélységadatot ismertek csupán [10]. Ezeken a
metszeteken már felismerhető a Déli-Atlanti-hátság központi hasadékvölgye
[9]. A mért adatok felhasználásával Theodor
Stock és Georg Wüst egy 1: 20 000
000 méretarányú színes mélységtérképet szerkesztett, amelyet 1935-ben a „Meteorwerk”-ben tettek közzé [2].
A mélységadatokat
folyamatosan regisztráló visszhangos szondázóberendezések (echográfok) a II.
világháború után, az 1940-es évek rnásodik felében terjedtek el széles körben
[12]. A GEBCO (General Bathymetric Chart of the Oceans=Az óceánok általános
mélységtérképe) 1:10 000 000, illetve 1: 6 000 000 méretarányú szelvényeinek
kiadása (1975—82) még kizárólag vonalas mélységmérési technikával nyert adatrendszeren
alapult [9], de az adatok (területre vonatkoztatott) feldolgozásánál már
jelentős szerepet kapott a számítógép, és a mért mélységértékeken túl,
mint azt pl. az 5-ös szelvény forrásjegyzéke is tanúsítja, egyéb — geológiai,
geofizikai — adatrendszerek, ismeretek figyelembevételével finomították a
mélységvonalak futását (térképészeti extrapoláció) [1].
A Sea-Beam rendszer (a
számítógépes, területi mélytengerfenék-térképezés) nyugatnémet tapasztalatairól
Johannes Ulrich számol be, kiemelve
az elérhető igen jelentős időmegtakarítást: „Két óra alatt,
amire korábban egyetlen pontszerű mélységméréshez volt szükség (5000 m-es
vízmélység esetében) ma már a vonalas méréssel kb.1000 mélységi értéket
kaphatunk és ... a területi térképezés során legalább 16 000 mérési adatot
dolgozunk fel ... Eddig főleg csak manuálisan lehetett a ... mérések
eredményeit a térképkészítéshez feldolgozni. ... Az elektronikus
adatfeldolgozás lehetővé teszi az ún. real-time eljárást, azaz a
kutatóhajó fedélzetén, a mérési munkálatokkal párhuzamosan készül el a
mélységvonalas térkép egy szalagregisztrátum formájában. A szalagon ábrázolt
terület szélessége a mindenkori tengermélység kb. 80 %-ának felel meg [2].
Az
előzőekből kitűnik, hogy ha a legkorszerűbb
mélységmérési technikával, a Sea-Beam rendszerrel számolunk is, a Világtenger
egészét tekintve belátható időn belül nem juthatunk hozzá egy részletesebb
térkép elkészítéséhez szükséges mennyiségű adathoz.
Így nem hagyható
figyelmen kívül egyetlen olyan közvetett
módszer sem, amely a tengerfenékdomborzat jobb megismeréséhez segítséget
nyújt. Ilyen lehetőséget kínál az USA-ban 1978-ban felbocsátott „Seasat” műhold mérési eredményeinek
térképészeti felhasználása.
A szuperérzékeny
rnagasságmérő-berendezéssel felszerelt Seasat mesterséges hold feladata az
óceáni és tengeri vízfelszín elméleti értéktől való eltérésének mérése
volt, azaz egy gravitációs ekvipotenciális felület[1]
(a geoid) eltérésének meghatározása a Föld referenciaellipszoidjától. (A Seasat
1978. július 5-től október 10-ig működött. Ekkor rövidzárlat
következett be a fedélzetén. E közel
100 napos időszakból
is mindössze 70 nap alatt gyűjtött magasságmérési adatok állnak
rendelkezésre.)
A mérési adatokat több
kutatóintézetben is feldolgozták [13.]. E feldolgozások során különböző
értékes következtetések születtek a tengerfenékdomborzatra vonatkozóan. Itt
kétféle feldolgozás kétféle — egymásnak nem ellentmondó, inkább egymást kiegészítő
— eredményét ismertetjük vázlatosan.
A Seasat által mért
magasságértékek megfelelő korrekciója után — Mely során figyelembe veszik
a kibocsátott radarimpulzus út-idejét befolyásoló különféle tényezőket
(pl.: a műhold radiális helyzete, az atmoszférikus késleltetés, a geoid
magassága a műhold alatt ponton, a tengerszintmagasság árapály okozta
eltérései, a tengeráramlások "topográfiája", a légköri
nyomásváltozásokra való reagálás stb.) —, előállítható az óceáni és
tengeri vízfelszín izovonalas térképe. (Ez tulajdonképpen a geoidundulációt
írja le.) A kérdés: hogyan lehetne ebből a tengerfenék-domborzatra
vonatkozó információt nyerni?
Azt tudjuk, hogy a
fenékdomborzat nagy hatással van a (tengeri) geoid alakjára, mert „közel” van a
vízfelszínhez, és nagy a különbség a víz és a kőzetek sűrűsége
között. (A kőzetek átlagsűrűségét 2670 kg/m3-nek, a
víz átlagsűrűségét pedig 1028 kg/m3-nek vehetjük [14.])
Azt is tudjuk, hogy a fenti ekvipotenciális felület — melyet a vízfelszín
izovonalas térképe reprezentál — nagy hullámhodszú tartományai a Föld mélyében
rejlő tömeganomáliákról, míg a kisebb hullámhosszak a tengerfenék
domborzatáról vagy a fenékhez közeli tömegek eloszlásbeli
egyenetlenségeiről hordoznak információt. Tehát a mért és korrigált
adatrendszerből a kisebb hullámhosszú (600 km-nél kisebb) tartományokat
kiemelve, az ezekből előállítható izovonalas térkép már a
tengerfenék-domborzattal korrelál és/vagy a földkéreg fenékhez közeli
tartományaiban levő tömegeloszlásbeli eltérések hatását tükrözi. Ezek a
térképen jelentkező anomáliák persze nem feltétlenül mint domborzati
formák jelentkeznek. A. vizsgálatot végző Jet Propulsion Laboratory munkatársai, T. H. Dixon és M. E. Park
[15] azonban azt a következtetést vonták le, hogy minden olyan területen, ahol
a mérőhajók adatai alapján — a ritka felmérés következtében — ugyan nem
kerültek ábrázolásra domborzati idomok, de amelyekre a műhold mérési
adataiban levő anomáliák utialnk, ott valóban
domborzati formák léteznek és nem a fenékközeli inhomogenitások
(tömegegyenetlenségek) hatásai. Másrészt rámutattak arra, hogy olyan
ténylegesen meglevő domborzati alakulatok is előfordulhatnak, amelyek
az izosztatikus egyensúlyra való teljes „beállás” miatt sem jelentkeznek
anomáliaként a műholdas méréseken.
Az óceánközépi hátságok területére vonatkozó elemzések már korábban kimutatták, hogy a lassú szétsodródású szakaszokat változatos topográfiájú domborzat jellemzi. (Ez a korral járó kéregkihűlés és kéregsüllyedés hatását mutatja.) Adott távolságra a hátsággerinctől a lassú szétsodródású területeken kialakult kéreg öregebb, és éppen ezért mélyebben van, mint az a fiatalabb kéreg, amely gyors szétsodródási rátájú területeken jött létre. A Seasat-anomáliák hasonló jelleget mutatnak, hiszen a domborzattal (is) összefüggésben vannak. Ebből következik, hogy az anomáliák amplitúdója a szétsodródási sebességgel fordítottan arányos.
Az eredmények tehát úgy összegezhetők, hogy az eddig részleteiben fel nem mért óceáni területeken a Seasat-mérések felhasználásával további, eddig ismeretlen képződmények valószínűsíthető, de a Seasat-anomáliák tükröződése a tengerfenék-domborzatban nem törvényszerű. Így — a szerzők szerint — a nyert információk elsősorban a felmérőhajók kutatás területeinek kiválasztásánál használhatók fel. Az is igaz viszont, hogy a részletesebben felmért óceáni területeken GEBCO-szelvényeinek a Seasat-adatokon nyugvó térképekkel való összevetése során úgy tűnt, hogy a Seasat-anomáliák legnagyobb része létező topográfiai képződményt tükröz.
A Seasat adatai alapján szerkesztett batimetrikus (becsült mélységértékeket tartalmazó) térképek az USA-beli Scripps Institution of Oceanography-nél átlátszó fóliára nyomva, a GEBCO térképek méretarányában beszerezhetők [15].
Másféle feldolgozás,
másféle eredményt hozott a Lamont-Doherty
Geological Observatory-ban [13, l6], ahol William F. Haxby a Seasat mérési adatok korrigált értékeinek
felhasználásával, az észak-déli és kelet-nyugati grádiensek képzésével olyan
térképet nyert (1. ábra), amely
rendkívül szemléletesen mutatja a lemeztektonikai folyamatok által létrehozott
főbb tengerfenékformákat. A törésövek még akkor is élesen jelentkeznek, ha
üledékkel fedettek. Számos, eddig ismeretlen fenékhegyet is sikerült kimutatni.
Ez a módszer a fő szerkezeti vonalak
kiemelésére kiválóan alkalmas.
A lemeztektonika
elméletének létrejöttében nem kis szerepet játszott a tengerfenék-kutatás: „… a
mélytengeri mérések derítették föl a Föld legnagyobb terjedelmű
alakzatait, a középóceáni hátságokat, a mélytengeri árkokat, és vezettek el azután
a földtudományokat forradalmasító lemeztektonikus elméletek kialakulásához”
[3]. Ez fordítva is hatott: a lemeztektonika elméleti alapjainak
megfogalmazását követően a bizonyításra szervezett expedíciók. óceáni
kutatások a tengerfenék domborzatának mind jobb megismerését·eredményezték.
Az első ilyen
expedíció a FAMOUS (French American
Mid-Oceanic Undersea Survey), amely a tengerfenék vizuális és egyidejűleg fényképfelvételeken is rögzített
megfigyelését: az óceánközépi hátság központi hasadékvölgyében a tektonikus és
vulkanikus folyamatok hatására kialakuló formakincset vizsgálta [17]. E
kutatások elvégzéséhez az adott területről részletes topográfiai térképek
készültek 20 m-es fő- és 10 m-es segéd-mélységvonalakkal — a terület három
kiemelt részén 1:20 000 méretarányban (!). (Talán ezek a térképek adták az
ötletet a GEBCO szerkesztőinek a térképészeti extrapoláció
alkalmazásához.) Mielőtt azonban a térképészeti extrapolációval
foglalkoznánk, meg kell ismerkednünk a lemeztektonika alapfogalmaival és téziseivel.
Földünk felső rétege
— a kéreg és a felső köpeny egy része, amelyet együtt litoszférának
nevezünk — „horizontális” értelemben 100—150 km vastag merev lemezekre (2. ábra) tagolódik [18]. Ezek a lemezek
a köpeny litoszféra alatt húzódó részén, a plasztikusan szilárd anyagú
asztenoszférán helyezkednek el (3. ábra),
amelynek alapvető tulajdonsága, hogy rövid periódusú hatásokkal szemben
(pl. földrengéshullámok)
szilárd anyagként, hosszú időn át jelentkező erőhatásokkal
szemben (pl. eljegesedés okozta megterhelés) plasztikus, képlékeny anyagként
viselkedik. Az asztenoszféra. viszkozitása olyan, hogy benne anyagáramlások
révén ún. konvekciós cellák alakulhatnak ki. Ezen cellák lemez alatti
„áramlás-ágait” tekintik a lemezek egymáshoz viszonyított elmozdulását okozó
egyik lényeges tényezőnek.
Az óceáni hátságok
területén, pontosabban az azok tengelyében elhelyezkedő központi
hasadékvölgy (riftvölgy) mentén forró köpenyanyag áramlik a felszínre (4. ábra), s hozzáforr a völgy két
oldalán lemezszerűen elhelyezkedő óceánfenékhez.
Lehűlése folyamán a
mindenkori mágneses tér irányának megfelelően mágneseződik. Mivel a
Föld mágneses pólusai időszakonként felcserélődnek, a különböző
időszakokban (földtani értelemben) folyamatosan képződött új
óceánfenék kőzetei hol pozitív, hol negatív mágnesesanomália-sávokat
eredményeztek, amelyek mérhetők és szimmetrikusak a hátság tengelyére (5. ábra). Hogy ez a folyamat valóban
így játszódik le, azt a mágnesesanomália-sávokon kívül, többek között az új
óceánfenékre lerakódó üledékek is bizonyítják. Mélytengeri területeken az
üledékképződés mértéke 1000 év (!) alatt nem egészen 1 cm, sőt
helyenként csupán 2—3 mm [20]. E kis érték ellenére a hátság középvonalától
távolodva egyre vastagabb réteget alkotnak az üledékek, nem egyszer a több
kilométer vastagságot is elérve. A hátság tengelyétől távolodva az
aljzatkőzet földtani kora is folyamatosan növekvő. Ugyanez
tapasztalható a tengelytől különböző távolságokban mélyített
kutatófúrások üledékmintáiban: minél távolabbról származnak a riftvölgytől
számítva, annál több földtani kor üledékei találhatók meg egymás alatt bennük,
annál régebbi üledékek képezik a fúrások magmintáinak közvetlenül az aljzaton
elhelyezkedő rétegeit.
A keletkező
óceánfenék sávjait (vonalait) akkréciós (növekedő) lemezszegélynek
nevezik. Ezek tehát ott találhatók, ahol a lemezek távolodnak egymástól. Az
óceáni hátságok mentén feláramló olvadt magma azokat a hasadékokat tölti ki,
amelyek a földköpeny mélyebb rétegeiben létrejövő konvekciós áramok által
okozott óceánfenék szétsodródás miatt keletkeznek. Ez a folyamat hátságok
mentén kipattant földrengések fészekmechanizmus-vizsgálataiból
egyértelműen kitűnik. A hátságok mentén fellépő tenziós (húzó-)
feszültségek egyértelműen arra mutatnak, hogy nem az olvadt magma
„feszegeti szét” az óceánfeneket, csak a központi hasadékvölgyben
létrejövő rést tölti ki. Itt az új óceánfenék képződésének mértéke
1—10 cm/év nagyságrendű, s a különböző területeken más és más. E
területekre a sekélyfókuszú (kis hipocentrum-mélységű) rengéstevékenység
jellemző.
A hátságot törésövek
tagolják kisebb szakaszokra, amelyeknek elsősorban a
központihasadékvölgy-szakaszok közé eső darabjai mutatnak szeizmikus
aktivitást érthető módon, hiszen csak itt kerülnek egymással szembe mozgó
lemezrészek egymás mellé (tanszformvetők; 6., 10. ábra).
A fentiekből
következik — ha a Föld deformálódást és ilyen nagyságú tágulását[2]
kizárjuk —, hogy az így keletkező óceánfenéknek (vagy legalább
jelentős részének) valahol vissza kell kerülnie a földköpeny mélyebb
régióiba, pontosabban az asztenoszférába. Az „elnyelődés” területei az ún.
szubdukciós (alábukó) zónák, vagy más néven konszumációs (fogyó, pusztuló)
lemezszegélyek, melyek általában a mélytengeri árkok vidékét alkotják. Ilyen
árkokat kontinensek és szigetívek óceáni területek felé néző oldalánál
találunk (7. ábra). Az előbbinél
óceáni lemez szárazföldi alá, az utóbbinál óceáni lemez óceáni alá bukik. (Ha
szigorúan vesszük, ez a megkülönböztetés nem helyes! Hiszen önálló
„kontinentális lemez” — a kontinentális kérgű mikrolemezek kivételével —
ilyen értelemben nem létezik: a litoszféralemezen „ülő” szárazföldek
lehetnek a lemez szélén éppúgy, mint annak belsejében.) Még egy tipusa létezik
a közeledő lemezszegélyeknek: amikor kontinentális lemezrész kontinentális
lemezrésszel találkozik. Egy ilyen találkozásnak köszönheti létét a Himalája,
vagy az Ural is… (8. ábra).
A közeledő
lemezszegélyek a föld szeizmikus (Benioff-zónák)
és vulkanikus szempontból nagyon aktív területei. Sekély-, közepes- és
mélyfészkű rengések egyaránt előfordulnak itt.
A lemezek közötti
harmadik lehetséges mozgásforma a horizontális elcsúszás, a transzform
vetődés. Ebben az esetben a lemezek egymáshoz viszonyítva se nem
közelednek, se nem távolodnak. (Legismertebb példák: a Szent András-törésvonal
Kaliforniában és a törökországi Anatóliai-vetődés.) Ezek a területek is
igen aktívak szeizmikus szempontból.
Euler egyik geometriai tétele szerint egy merev testnek a gömbön való
legáltalánosabb mozgása elemi rotációk összegeként fogható fel. Minden ilyen
rotációhoz — értelemszerűen — rotációs tengely tartozik. A
litoszféralemezek, mint láttuk, gömbön — a Föld felszínén — mozgó merev testek.
Határozzuk meg tehát példáu a Dél-Amerika—Afrika lemezpár jelenlegi rotációs
tengelyét (9. ábra)!
Ábránkra tekintve azonnal
kínálkozik egy lehetőség: ha az Atlanti-hátságot vizsgáljuk, úgy
tűnik, hogy e „hegységrendszert” földaraboló transzformvetők
paralelkör-darabok, melyek azonban Nem esnek egybe a földrajzi fokhálózat
szélességi köreivel. Ezekhez a paralelkör-darabokhoz kereshetünk két elméleti
pólust, amelyek már meghatározzák a keresett rotációs tengelyt. Ezeket a
pólusokat a transzformvetők közé zárt hegységszakaszok központi
hasadékvölgyei kijelölik. (Az ezekre illeszkedő síkok, melyek egyben a
Föld középpontján is átmennek, elvileg egy egyenes mentén kell, hogy messék
egymást, ez az egyenes maga a rotációs tengely, amelynek a Föld felszínén
levő döféspontjai a rotációs pólusok. Vagy más megfogalmazásban: a
hátságszakaszok központi hasadékvölgyeinek irányában elhelyezkedő gömbi főkörök
közös metszéspontjai határozzák meg a rotációs tengelyt definiáló két pólust.
Ellenőrizhető-e
vajon valamilyen más módszerrel az így nyert pólusok (földrajzi)
koordinátaértéke? Igen! Mérhető ugyanis a szétsodródási sebesség,)
pontosabban: a jelenlegi adatok birtokában kiszámítható3[3]).
Erről pedig könnyen belátható, hogy a rotációs pólusokon az értéke nulla,
s a rotációs tengelyhez tartozó „egyenlítőn” éri el a maximumot (ugyanis a
kerületi sebesség = szögsebesség × forgástengelytől mért távolság).
Valóban: a hátság különböző szakaszain mérhető szétsodródási
sebességek a fenti szabálynak megfelelően különböznek egymástól.
Az Atlanti-hátsághoz (a
Dél-Amerika—Afrika lemezpárhoz) a transzformvetőkből adódó egyik
pólus az 58° É, 37° Ny koordinátájú pont (a másik pólus ennek ellenlábas
pontja), a szögsebesség értéke pedig 3,7×10–7 fok/év. Ugyanezek az
adatok szétsodródási sebességéből számítva 69° É, 32° Ny és szintén 3,6×10–7
fok/év [23]. Az adatok egyezése elfogadható…
Ha a Világtenger térképi
ábrázolását vizsgáljuk, megállapíthatjuk, hogy a mélységvonalas
(mélységiréteg-színezésű) ábrázolás elmarad a lehetőségektől.
Egyes térképeken, atlaszokban nyomokban felfedezhető a mért mélységadatok
felhasználása mellett más adatok figyelembevétele is a szerkesztés során,
illetve ilyen forrásokat felhasználó térképek, atlaszok alapanyagként
történő alkalmazása, de ez nem általános. Egyetlen konkrét példát
szeretnék kiemelni. A GEBCO [24] 5.12-es szelvényének forrásjegyzékében az
alábbi alcím is szerepel: „B. A mélységvonalak megrajzolását segítő
geofizikai-geológiai adatok és következtetések”. (Ezek között pl.
földrengés-epicentrumok adatai, mágneses anomáliák stb. szerepelnek.)
A Magyar értelmező kéziszótár szerint az „extrapoláció: a
megfigyelés területén kívüli,
értékeknek a tapasztalati értékek törvényszerűségeinek általánosításával
való hozzávetőleges
meghatározása” [25].
A térképészeti extrapoláció tehát nem más, mint geológiai-geofizikai
ismeretek adatok felhasználása a Világtenger egységes, mélységvonalas térképi
ábrázolása érdekében. A mért mélységadatokból szabályos interpolációval nyert
mélységvonalrajz olyan átalakítása, finomítása (kevésbé felmért területeken),
amely a nagy szerkezeti formák földrajzi-morfológiai megjelenését jobban kifejező
ábrázolást eredményez a kisméretarányú térképeken, hiszen ezeken már
elsősorban a morfológiai-szerkezeti jellegzetességek kiemelése az
elsődleges cél, a mérhetőség másodrendű. (Ha nem így lenne, pl.
a fjordok jelentős részét nem is ábrázolnánk — méreten felül!)
A térképészeti
extrapoláció létjogosultságának alapja
tehát a kis méretarány. Lényege pedig
az, hogy térképészeti szempontból részletesen felmért területek formakincsét földtani-geofizikai közös jellemzők alapján „rávetíti” kevésbé felmért területekre.
Így is csak hozzávetőleges képét
nyerhetjük a tengerfenék domborzati viszonyainak, ez a kép azonban jobban megközelíti a valós viszonyokat,
mint a szabályos interpolációval előállított mélységvonalrajz.
A térképészeti extrapoláció
alkalmazási területe elsősorban
a hátságvidékre és szűkebb környezetére korlátozódik, hiszen ez az a
terület, ihol a kialakuló primer (elsődleges, eredendő) szerkezeti
formákat még nem, vagy csak igen csekély mértékben borította be (de el nem
fedte, lényegében át nem alakította) a felhalmozódó üledék.
Ezt — a térképészeti
extrapolációnak nevezett — módszert (jelenlegi ismereteink szerint) az egész
Világtengerre egységesen nem alkalmazták még, pedig alkalmazhatósága az
előbb említett térképeken igazolódott.
A gyakorlati eljárást
egyetlen konkrét példán mutatjuk be:
Mivel az óceánközépi
hátságrendszer vidékén kimutatható szeizmikus aktivitás bizonyíthatóan két
területe lokalizálódik — a központi hasadékvölgyre és a transzformvetők
hátságtengelyek közötti szakaszára (10.
ábra) —, ennek figyelembevételével a rengések epicentruma és
fészekmechanizmusa pontos ismeretében a transzformvetők léte és iránya jól
kimutatható. Kiterjesztve, általánosítva azt az ismeretünket, hogy a
transzformvető morfológiai szempontból általában völgyszerű
képződmény, a mért mélységadatok interpolációjával nyert sima lefutású
izobátokon a transzformvetők kimutatott helyén és irányában völgyformának
kell jelentkeznie [1].
Hasonló — és a fentieknél
egyszerűbb — alkalmazási lehetőségek sorát kínálják a Seasat-mérések
nyomán készült térképek (pl. 1. ábra).
A fenti elvek
figyelembevételével, ezen elveken nyugvó generalizálási szabályok
alkalmazásával — felhasználva természetesen a térképezés nemzetközi eredményeit
— készültek el a legújabb földgömbök a Kartográfiai Vállalatnál (11. ábra).
[1] Pontosabban fogalmazva a nehézségi erőtér egy
ekvipotenciális felületéről van szó. A nyugalomban levő vízfelszín a
mindenkori nehézségi erő irányára merőlegesen helyezkedik el.
[2]
Kisebb mérvű földtágulás a lemeztektonika „működése”
szempontjából közömbös. Mivel a lemeztektonikai folyamatok működnek, a
fenti nagyságrendű horizontális elmozdulásokat létrehozó mértékű
földtágulás viszont kizárható!
[3] 3 A geodéziai (közvetlen)
mérési lehetőségek, az űrtechnika, valamint a lézeres és
interferometrikus mérések fejlődése következtében napjainkban már adottak
[21]. Mint arról [22] beszámol, a Goddart Space Flight Center (NASA)
munkatársai már közzé is tették első eredményeiket. Egyetlen adatot
emelünk ki csupán: Európa és Észak-Amerika távolodási sebessége 1,5±0,5 cm/év.
Összevetve ezt [19]- és [23]-ban fellelhető adatokkal, az egyezés a
hibahatáron belül van!