3

3.2. Szeizmika

Jelen fejezetben a szeizmikus (reflexiós és refrakciós) kutatások eredményeit kívánom röviden összefoglalni, kizárólag azon kutatásokra szorítkozva, melyek a hazai, illetve a (szűkebb értelemben vett) környező területek kéregszerkezetének megismerését tűzték ki célul; tehát nem foglalkozom azokkal a (sekély) szeizmikus mérésekkel, amelyeknek elsődleges feladata a kainozóos üledékek valamely vezérszintjének követése, illetve szerkezetek kimutatása ebben az összletben.

Mielőtt azonban az eredmények részletesebb ismertetésére rátérnék, rá kell mutatnom a kéreg fogalmának több módon történő értelmezésére. Bár nálunk sem tagadják a szerzők a többosztatú kéreg lehetőségét [Gálfi J. és Stegena L.,(1959): „Egy helyen a putnoki felvételben jelentkezett határozott, viszonylag korai mélységi reflexió 6,0 s-nál. Ez arra utalhat, hogy egy további diszkontinuitás (Förtsch-felület ?) is létezik.”], sőt mint láttuk Bisztricsány (1972) a sekélyfészkű földrengések felületi hullámai kódájának vizsgálatával arra az eredményre jutott, hogy a felszíntől mért 13,2; 18,4 (Conrad-) és 29,6 km (Moho-felület) mélységekben szintek mutathatók ki, azaz a kéreg (legalább) háromosztatú. Általában véve azonban a kutatók két kéregrészt - a felső (gránit-granodioritos) és az alsó (gabbró-bazaltos) kérget - különböztetnek meg, amelyeket egymástól a Conrad-diszkontinuitás választ el. Az alsókéreg így jól meghatározott, nem más, mint a Mohorovičić- ‚s a Conrad-felületek közötti kéregrész. Mit értsünk azonban a felsőkéreg alatt? Többféle válasz lehetséges erre a kérdésre. Néhány ilyen többé-kevésbé ellentmondásos kéreg fogalmat említek az alábbiakban:

1. Kéreg: a topográfiai felszín és a Moho-felület közötti kőzetöv. Ez esetben lényeges adat a fiatal üledékek vastagsága, vagyis az alaphegység felszínének* a topográfiai felszín alatti mélysége.

2. A kéreg felső határa a földtani értelemben vett alaphegység felszíne, illetve ennek hiányában a mélyszerkezet** (és az alaphegység közös) felszíne. (Alsó határ természetesen a Moho szintje.)

[Balkay, B.(1960) rámutat arra, hogy a két definíció ekvivalensnek tekinthető, ha a fiatal üledékek vastagsága ismert. Az alaphegység felszín általában a felső kréta vagy annál idősebb, illetve az alsó eocén vagy annál fiatalabb képződmények határa. Balkay határnak az ausztriai diszkordanciát tekinti, arra utalván, hogy az legalább annyira elterjedt hazánkban, mint a larámi, és sokkal intenzívebb hegyképző mozgás eredménye, s úgy a kőzetfizikai paraméterek, mint a földtani kifejlődés tekintetében nagy különbség a mezozoikum + alsó kréta —— felső kréta + eocén határon van.]

3. Szénás, Gy. (1973): „A Conrad a felszíntől éppen annyival van távolabb a normálisnál, amennyi a medence üledékösszlet-vastagsága, tehát a Conrad a mai medencealjzattal együtt süllyedt; a Moho ezáltal nemcsak a felszínhez, hanem a Conradhoz is közelebb van, vagyis a gabbró réteg különösen vékony...” Ez a tény azonban arra utal, hogy a fiatal üledékes összlet nem számítható a szorosabb értelemben vett kéregövhöz. Ezt Szénás (1969) hangsúlyozza is: „...a Kárpát medencében a földkéreg vastagságát nem is a felszíntől, hanem a preausztriai képződmények felszínétől kell számítani.”

4. Gálfi és Stegena fentebb említett cikkükben a kérgen belül fedőhegységet, kristályos alaphegységet a gránitos övvel és gabbró övet különítenek el (24. ábra).

Magyarországon a mélyszeizmikus kéregkutatás húsz éve (1954-ben) kezdődött, s már az első eredmények azt a meglepő információt szolgáltatták, hogy a Magyar-medencében a földkéreg igen vékony. A fejlődés útja mindennél jobban három ábrával szemléltethető (24., 25. és 26. ábrák). Látjuk, hogy míg 1959-ben csak hazánk 9 pontján ismertük a Moho- és a Conrad-felületek mélységét, addig 1971-ben az M-felület csakem az egész ország területén ismert. Ez a gyors fejlődés részben annak tulajdonítható, hogy számos nagytektonikai probléma megoldását a kutatók a kéregszerkezet megismerése segítségével remélik megtalálni, részben pedig annak, hogy hazánk a Kárpátok-(Alpok)-Dinaridák által körülhatárolt terület, s így szükségképpen majdnem minden nemzetközi főldkéregkutató szeizmikus vonal átmegy a Pannon-medencén is, illetve abban végződik [Mituch, E. (1967)].

Elkészült tehát „A Mohorovičić-diszkontinuitás magyarországi mélységtérképe” (26. ábra), s ha ezt összehasonlítjuk „A magyarországi paleozóos-mezozóos medencealjzat*** mélységtérképé”-vel, levonható a következtetés: A Moho és a medencealjzat felszíne (durva) antikorrelációt mutat [Szénás,(1969) - többek között]. Ez azonban arra utal, hogy a széttöredezett kéregtömbök külön-külön törekedtek izosztatikus kompenzációra. Szénás (1973) felteszi azt a kérdést, hogy „...a kéreg alja miért nem mindenütt egyenlő mértékben csúszott feljebb?" Pontosabban megfogalmazva a kérdést: mivel a tények ismeretében el kell fogadnunk, hogy a kéreg alulról (részleges beolvadással, illetőleg szubkrusztális erózióval) pusztult [Stegena (1967, 1973); Szénás (1969, 1973); Stegena et al. (1974); Horváth et al. (1974)] - Stegena (1967) arra is rámutat, hogy a beolvadás következtében a köpeny felső (20—30 km-es) része kisebb sűrűségű az átlagosnál -, mi az oka annak, hogy a kéregalj nem minden helyen egyformán olvadt meg; másképpen: miért olvadt az egyik tömb alja jobban, a másik kevésbé? Szénás nem válaszol a feltett kérdésre.

A minimális hőmérséklet eloszlása a betolódások mentén [Szádeczky-Kardoss (1971) nyomán]

27. ábra

Véleményem szerint a beolvadás mértékét a kéregalj kőzeteinek fizikai paraméterei, elsősorban az olvadáshő (mely az ásványos összetétel függvénye), és állapota (a töredezettség, az igénybevétel foka és milyensége) jelentős mértékben befolyásolják. Ez, valamint a szubdukciós zónában (27. ábra) kialakuló hőeloszlás együttes hatásának eredménye a tömbök aljának különbőző mértékű megolvadása. Amíg a terület kompresszió hatása alatt állt, a tömbök nem foglalhatták el egykönnyen az izosztázia által megkövetelt helyzetüket (az alsó-középső miocénig),a terület extenzióssá válásával [Wein, (l972); Stegena et al: (1974)] a középső-felső miocéntől kezdődően azonban szinte „lesuvadtak”, gyorsan süllyedtek, amit az igen intenzív üledékképződés jelez, mely az alsó pliocénben kulminál, majd - az izosztatikus egyensúly beálltának közeledtével - fokozatosan csökken. A differenciált süllyedést a kialakuló (vagy már meglévő) domborzati viszonyok is befolyásolhatták az üledékfelhalmozódás mennyiségi különbségei következtében. Erre vonatkozóazi Stegena (1967) végzett számításokat (~3 km üledék további ~2 km süllyedést eredményez), a medence egészére nézve, de nyilvánvalóan éppen a lokális kompenzáció lehetősége miatt a különböző mértékű üledékfelhalmozódás különböző mérvű további süllyedést okozott. A fentieken kívül számolhatunk még a Szénás-említette (1969) hatással is, ami szerint minden nagyobb süllyedést intenzív vulkanizmus előzött meg (?) (mintegy helyet teremtve a süllyedés számára és a tömegek felszínre rakódásával elősegítve azt?).

Összefoglalva tehát: a fent leírt jelenségek együttes következményének tekinthető a kéregtömbök differenciált süllyedése, amelynek oka egy új izosztatikus egyensúlyra való törekvés, eredménye pedig a medencealjzat ismert blokkos-sávos szerkezete.

Ebben a fejezetben kell még a Mohorovičić-felület értelmezése körül kialakult vitáról is szólnom. Két alapvető elmélet ismeretes, a mindkettő ellenérveket váltott ki [Stegena (1967, 1969)].

Egyik elmélet szerint a Moho kémiai határfelület a bázisos kéreg és az ultrabázisos felsőköpeny között, s a kéreg vastagodása-vékonyodása mélyáramok eredménye. (Ellenérvek:

1. A kéreg és a köpeny egyenletes elkülönülése az egész Földön; az M réteg határsebessége csak szűk intervallumban változik; a kéreg a köpennyel csak kis területen keveredik.

2. A kéreg és a felsőköpeny viszkozitása: 10²⁶-10¹⁴ poise, túlságosan nagy.

3. A szeizmikus határfelületek és konvekciós cellák együttes létét nehéz magyarázni.

4. Azonos óceáni és kontinentális hőáram - ultrabázisos felsőköpeny esetén a kontinentális hőáram nagyobb lenne stb.)

A másik elmélet kémiailag azonos összetételű (bazalt és eklogit) anyag fázisátmeneteként (tehát termodinamikai határként) értelmezi az M-felületet, melynek mozgása (lefelé vagy felfelé) nyomás, illetve hőmérsékletviszonyok megáltozásának eredményeként fellépő fázisváltozás következménye. (Ellenérvek:

1. Az óceáni és kontinentális Mohorovičić-felület közötti p-T viszonyok eltérése miatt a két terület M-felülete nem magyarázható azonos fázisátmenettel.

2. Az elmélet alapján számított kéregvastagságok eltérnek a mért értékektől.

3. Az óceáni bazaltok nem tartalmaznak eklogit-zárványt, csak ultrabázitokat.

4. A hőáramingadozások nem korrelálnak az M-felület mélységingadozásával.

5. A gránitok és bazaltok sebességének mélység (p, T) függésére vonatkozó mérések nem egyeznek a valóságos sebesség-mélység eloszlásokkal.

6. A bazalt-eklogit átmenetnek kb. 15 km-es intervallumban kellene végbemenni, mégis a szeizmikus határfelületek élesek.)

A jelentkező ellentmondásokat különböző szerzők kompromisszumos megoldásokkal próbálták kiküszöbölni, pl. hogy a kontinentális Moho termodinamikai, az óceáni pedig kémiai felület. Ezek az elméletek csak részben oldják meg az ellentmondásokat és új ellenérveket szülnek. Ezért szükséges új utak keresése az M-felület természetére és átalakulására vonatkozóan. Szádeczky-Kardoss E.(1971) rámutat, hogy a vízgőz jelenléte lényegesen módosítja a kőzetek fázisátmenetéhez tartozó hőmérséklet és nyomás értékeket (ez a bazalt-eklogit elmélet 1-4. ellenérveit, ha nem is megszünteti, de kérdésessé teszi).

Két érdekes információról kell még említést tennem a szeizmológiai kutatási eredmények kapcsán. Egyrészt, hogy a Conrad a 1egtöbb esetben csak szórványosan jelentkezik a szelvények mentén (28. ábra). „Nem állíthatjuk egyértelműen, hogy a Conrad sokat emlegetett szórványossága objektív tény. Lehetséges, hogy ez a szórványosság a mérési rendszer következménye” - írja ezzel kapcsolatban Szénás (1973). A másik meglepő jelenség, hogy a Moho a legtöbb szelvény mentén kettős, „...sőt a Bakony-hg. alatt az alsó Mohotól kb. 5 km-ig a köpenyben még rövid határfelületek jelentkeztek” [Szénás (1973); 29. ábra].