Magyar Tudomány, 2006/8 x930x. o.

Planetológia



Lemeztektonika

és az új globális geodinamika


Horváth Ferenc

a földtudomány kandidátusa, intézetvezető egyetemi tanár

ELTE Földrajz- és Földtudományi Intézet

frankh @ ludens.elte.hu


Komoly, de csak szűk körben elismert előzmények után az 1960-as évek közepén született meg a lemeztektonika. Az elméletet „új globális tektonika” elnevezéssel is illették, mert egységes magyarázatot adott a teljes Föld felszínét beborító kontinentális és/vagy óceáni litoszféralemezek mozgására és a kölcsönhatásuk következtében kialakult nagyfelszíni formákra.

Az utóbbi két évtizedben az elmélet látványosan továbbfejlődött, aminek fő hajtómotorja a földi köpeny finomszerkezetét feltáró szeizmikus tomográfia, a mélységi magmás kőzetek eredetét vizsgáló geokémia, valamint a köpenybeli konvekciós áramlásokat szimuláló numerikus és analóg modellezések voltak. Bár több kérdésben még egymásnak markánsan ellentmondó tudományos álláspontok léteznek, a haladás iránya egyértelmű: a lemezek felszíni folyamatainak összekapcsolása a köpenyben és a külső magban zajló anyagáramlásokkal egy „új globális geodinamika” születését vetíti előre.


Bevezetés

A lemeztektonika tudománytörténeti előzményeit, hazai térhódítását,valamint az elmélet alapjait több évvel ezelőtt ennek a lapnak a hasábjain foglaltam össze (Horváth, 1997). Az azóta eltelt időszakban jelentősen megerősödött és kiteljesedett egy, a kezdetektől meglévő koncepció, amely a Föld felső néhány száz kilométer vastag héjára (a litoszférára és az asztenoszférára) korlátozódónak vélt folyamatokat (1. ábra) a teljes köpenyben végbemenő anyagáramlásokkal kívánja szorosan összekapcsolni. Ennek a koncepciónak a történetéről és kivirágzásáról számolok be ezúttal, mivel úgy látszik, hogy ennek eredményeképpen a XXI. század első évtizedeiben lényeges haladást érünk el annak megértésében, hogy miképpen működik a Föld.

Még a lemeztektonikai elmélet kialakulásának hajnalán vetette fel J. Tuzo Wilson (1963a), hogy az óceáni területek vulkanikus eredetű szigeteinek kora felhasználható az óceánfenék szétterjedésének (spreading) a bizonyítására. Szerinte ugyanis azok kora szisztematikusan nagyobb, minél távolabb helyezkednek el a vonatkozó óceáni hátságtól, ahol is az óceáni litoszféra és vele együtt a szóban forgó szigetek is keletkeztek. Ha tehát egy vulkánossági centrum óceáni hátság középvonalában helyezkedik el, a termelődő óceáni kéreggel együtt lineáris vulkáni kúpok és/vagy szigetek jönnek létre szimmetrikusan a hátság két oldalán. Példaként a Dél-Atlanti-hátságon ülő Tristan da Cunha-szigeteket létrehozó vulkánt hozta fel, amely a Dél-Amerika irányába húzódó Rio Grande-hátságot és az Afrika felé elnyúló Walvis-hátságot hozta létre az Atlanti-óceán kinyílási története során (2. ábra). Egy másik korabeli munkájában Wilson (1963b) a Hawaii-Emperor szigetsort vizsgálva arra a nyilvánvaló, de koncepcionálisan meglepő következtetésre jutott, hogy a Kamcsatka irányába fokozatosan idősödő vulkáni szigetsor legfiatalabb, ma is aktív, kiinduló láncszeme, Hawaii nem kapcsolódik hátsághoz, attól kb. 5000 km-re nyugatra helyezkedik el (2. ábra). Azaz léteznek a hátságoktól független köpenyanyag-feláramlási helyek, amelyeket ő forró foltoknak (hotspots) nevezett el, ahol is a mozgó litoszférát átolvasztó köpenyanyag a felszínre jutva olyan szigetsort hoz létre, amelynek lefutása és koradatai a litoszféralemez kinematikáját mutatják meg. A 2. ábra mai ismereteinknek megfelelően mutatja a forró foltokat (Sleep, 1990), valamint a hozzájuk kapcsolódó nagy magmás tartományokat (LIPs – Large Igneous Provinces [Coffin – Eldholm, 1994]).

A hátságoktól független köpenyfeláramlások gondolatát W. Jason Morgan (1971, 1972) fejlesztette koncepcióvá. Arra a következtetésre jutott, hogy a környezetüknél magasabb hőmérsékletű, a legalsó köpenyből feláramló oszlopok (plumes) jönnek létre, amelyek táplálják az óceánfenéken (esetenként kontinenseken) kialakuló vulkáni kúpokat és a nagykiterjedésű bazaltplatókat (2. ábra). Mivel az alsóköpeny viszkozitása 10-100-szor nagyobb a felsőköpenyénél (legvalószínűbben 30-35-ször, 1. táblázat), az oszlopok térbeli helyzetének egymáshoz képest meglehetősen stabilaknak kell lenniük, ezért a hozzájuk rögzített koordinátarendszer alkalmas a litoszféralemezek abszolút mozgásának a leírására. Morgan olyan fontosnak ítélte a köpenyoszlopok szerepét, hogy a lemezmozgás hajtóerejét is ezeknek tulajdonította. Ezek szerint a bonyolult geometriájú hátságtengelyekhez nem aktív köpenyfeláramlás kapcsolódik, hanem a szétszakadó központi hasadékvölgy mentén az asztenoszféra anyaga passzív módon emelkedik fel és olvad meg. Az óceáni hátságoknál képződött bazaltok (MORB) és az óceáni szigetek bazaltjai (OIB) között fennálló szignifikáns geokémiai különbségeket a köpeny sekély ill. mélyzónájából való passzív és aktív eredet jól magyarázza (Zindler – Hart, 1986).


A Föld szerkezete és anyagi összetétele

A lemeztektonikai elmélet kialakulásával szoros elvi összefüggésben és a technikai haladás eredményeit messzemenően kihasználva jelentősen fejlődött a földrengéseket regisztráló szeizmológiai világhálózat és adatfeldolgozási metodika is. Ennek látványos eredménye a Föld átlagolt szerkezetét leíró új földmodell kidolgozása (Dziewonski – Anderson, 1981) és az ettől való eltéréseket háromdimenziósan leképező szeizmikus tomográfia megszületése (Sengupta – Toksöz, 1977) volt.


A héjasan homogén földmodell

A 0,3 % eltéréssel gömb alakú Föld belső szerkezetét is a nagyfokú gömbszimmetria jellemzi; jó közelítéssel homogén gömbhéjakból felépítettnek tekinthető. A belső felépítés vizsgálatának egyetlen közvetlen módszere van, mégpedig a földtest átvilágítása természetes módon (nagyméretű földrengések) és mesterséges úton (föld alatti atomrobbantások) keltett rugalmas hullámok segítségével. A különböző helyeken kipattant rengések alapján szerkesztett menetidőgörbék inverziójával a longitudinális (P) és transzverzális (S) hullámok sebességének mélységgel való változása meghatározható a felszíntől a Föld középpontjáig. A két sebességmenetből egyszerűsítő feltevésekkel élve (Adams–Williamson-egyenlet) számolható a sűrűség mélységi változása is. Az így kapott sűrűségfüggvény tovább javítható a Föld hosszú periódusidejű szabadrezgéseivel való összehasonlítás segítségével (Anderson – Hart, 1976). Nagy földrengések hatására ugyanis a Föld szabadrezgéseket végez, és a különböző módusú rezgések amplitúdója a Föld rugalmassági paramétereitől és a sűrűség mélységi változásától függ. Ez a három, közvetlen módon meghatározhatónak tekinthető paraméter (P és S hullámsebesség, sűrűség) definiálja a Föld szerkezetét. A klasszikusnak tekinthető héjasan homogén földmodell Keith Edward Bullen (1950) munkájának az eredménye, és ennek az új szeizmológiai eredményekkel továbbfejlesztett változata az Előzetes Referencia Földmodell kitüntető nevet kapta (Dziewonski – Anderson, 1981). A legújabb adatok feldolgozása megerősítette ennek érvényességét, csak igen kismértékű pontosításokat lehetett tenni (Kennett et al., 1995). Ennek eredményei láthatók a 3. ábrán és az 1. táblázatban. Az egyes héjak betűjele Bullentől származik, azzal a javítással, hogy az eredetileg egységesnek vélt D réteg (alsóköpeny) legalján, azaz a köpeny és a mag határán egy csökkent sebességgradiensű, vékony réteg található. A jelölésbeli problémát úgy oldották fel, hogy az alsóköpeny fő tömege lett a D’ héj, míg a témánk szempontjából különleges fontosságú réteg a mag tetején a D” elnevezést kapta. Az újabb vizsgálatok szerint ugyanis a D” héj laterálisan nagyfokú heterogenitást mutat, a P és S hullámsebességek anizotrópiája és csökkenése alapján pedig 5-30 % mértékű részlegesen olvadt állapotra lehet következtetni (Romanowicz, 2003).

A szeizmológiai úton meghatározott héjak anyagi összetételét több, jelentősen különböző forrású adatok együttes alkalmazásával lehet megadni. A kéreg anyagi összetétele mind a kontinensek, mind az óceánok területén felszíni megfigyelésekből és fúrási adatokból ismert. A felsőköpenyből is vannak anyagmintáink, amelyek obdukcióval vagy bazaltokban és kimberlitekben lévő xenolitok formájában jutnak a felszínre. A mélyebb rétegekről való ismereteink megszerzésének útja a nagy nyomáson és magas hőmérsékleten végzett, szilárd és folyékony fázisú kísérletek petrológiai laboratóriumába vezet (Birch, 1961; Ringwood, 1975, 1991). További fontos információk forrása a kő- és vasmeteoritok tanulmányozása, mert feltételezhető, hogy ezek egy már differenciálódott, korai Föld típusú bolygó felrobbanása során keletkeztek. Mai ismereteinket az 1. táblázat foglalja össze, beleértve a szeizmikus határok valószínű okának a megadását is. A köpenydinamika szempontjából alapvető jelentőségű az, hogy a felső- és az alsóköpeny között lévő átmeneti zóna (C héj, 3. ábra) teteje 410 km mélységben exoterm, alja pedig 660 km mélységben endoterm ásványtani fázisátmenet (Bina – Helffrich, 1994).


Eltérések a héjas homogén földmodelltől: a szeizmikus tomográfia eredményei

A földkéreg esetében nyilvánvaló, hogy annak homogén gömbhéjjal való helyettesítése csak durva közelítése a valóságnak. A lemeztektonika felfedezése hasonlóra hívta fel a figyelmet a felsőköpeny esetében is, hiszen az alábukó (szubdukálódó) litoszféralemezek hideg és sűrű nyelveket képeznek az asztenoszférában, míg a meleg és híg anyagfeláramlások oszlopszerűen felboltozódó anomáliákat idéznek elő (1. ábra). P és S hullámsebességekre lefordítva ez azt jelenti, hogy az alábukó litoszféralemezek nagyobb, a köpenyfeláramlások pedig kisebb sebességű anomáliát hoznak létre környezetükhöz viszonyítva. Földrengések során tehát mindazon sugárutak, amelyek anomális tértartományokon haladnak át, nem a referencia földmodellből következő standard futási idővel érkeznek be egy szeizmológiai állomásra, hanem attól pozitív vagy negatív értelemben eltérővel. A t=t (standard) – t (tényleges) eltéréseket futásidő-reziduáloknak hívjuk. Az alábukott lemezek pozitív, míg a köpenyfeláramlások negatív reziduálokat okoznak.

A Földön elhelyezkedő sok ezer szeizmológiai állomás évente közel százezer rengést regisztrálhat, így a világ szeizmológiai központjai milliós nagyságrendben ontják a futásidő-reziduál adatokat. A szeizmikus tomográfia elve az, hogy olyan háromdimenziósan változó sebességteret konstruálnak, amelyben a hullámok úgy terjednek, hogy kielégítsék a futásidő-reziduál adatokat (Sengupta – Toksöz, 1977). Az eredeti ötletre alapozott algoritmusok egyre finomodnak, az adatok mennyisége nő, minősége pedig javul, ami azt eredményezi, hogy ma már több megbízható és jó térbeli felbontású sebességanomália-kép áll rendelkezésre a teljes földköpenyről (Van der Hilst et al., 1997; Ritsema et al., 1999; Megnin – Romanowicz, 2000). Általános gyakorlat az, hogy a sebességanomáliákat az adott tértartományra vonatkozó referencia földmodell sebességének százalékában adják meg. Ezek a földköpenyben általában +2 % és -2 % között változnak, ami két biztató hírt jelent egyszerre. Egyrészről azt illusztrálja, hogy jó közelítés a gömbszimmetrikus referencia földmodell, másrészről világossá teszi, hogy eszközeink ma már annyira fejlettek, hogy az ettől való kis eltéréseket is nagy hitelességgel ki tudjuk mutatni.

E megnyugtató hírek után elsősorban azt kell hangsúlyozni, hogy a szeizmikus tomográfia eredményei megrázóak, mert a Föld felső néhány száz kilométeres tartományára korlátozódó lemeztektonikai koncepció teljes paradigmarendszerének újragondolására kényszerítenek.


Termikus konvekció a köpenyben

Az újragondolás azért szükséges, mert a szeizmikus tomográfia eredményeit sommásan két állításban lehet megadni:

• nem ad helyes képet a szubdukálódott lemez geometriájáról a hipocentrumok eloszlása, mert a lemezek egy része aszeizmikusan behatol az alsóköpenybe és felhalmozódhat a mag tetején (D” réteg);

• a feláramló köpenyanyag forrása is a D” réteg, de a forró foltoknak csak némelyikéhez tartozik közvetlen hőoszlop, nagy részük két hatalmas szuperfelboltozódásból ered.

A következőkben ezeket az állításokat fejtem ki részletesebben.


Leáramlás: szubdukció a felszíntől

a köpeny-mag határig

A klasszikus lemeztektonika egyik legfontosabb alaptézise az, hogy a hátságoknál szimmetrikusan mindkét irányban termelődő óceáni litoszféralemez végső soron a kontinensekkel ütközve semmisül meg az alátolódási (szubdukciós) zónák mentén. Ameny-nyiben az óceáni lemez a szubdukciós zónához érve már olyan idős (t30 millió év), hogy jelentősen kihűlt, akkor köpenylitoszférája nagyobb sűrűségű, mint az asztenoszféra, azaz reá nem felhajtóerő, hanem húzóerő hat. Ez az idősebb óceáni lemezek alábukásánál fellépő árokhúzás (trench-pull) olyan jelentős mértékű, hogy mai ismereteink szerint a lemezeket hajtó erő döntő részét (kb. 90 %-át, Lithgow-Bertelloni – Richards, 1998) adja. Ilyen esetben az alábukás olyan könnyen zajlik, hogy a meghajlott lemez hátragördül (roll-back), azaz a szubdukciós zóna óceáni irányban hátrafelé mozog, és ennek következtében létrehozza a szigetíveket és a mögöttes extenziós eredetű peremi medencéket. Ez valósul meg a Csendes-óceán nyugati szegélyén. Ezzel szemben az óceán keleti szegélyén, Közép- és Dél-Amerika partjainál az alátolódó lemez fiatal és meleg, ezért nem elég nehéz ahhoz, hogy hátragördüljön. Ennek következtében nem tud kialakulni szigetív, és a vulkáni ív mögötti területet erős kompresszió jellemzi. A Föld szeizmikus energiájának döntő hányada a szubdukálódott lemezekben szabadul fel, de az igazán nagy földrengések gyakorisága jelentősen nagyobb a kelet-pacifikus alátolódások esetében (Stern, 2002).

A szeizmikus tomográfia kialakulása előtti időszakban az volt az általános felfogás, hogy az alátolódott lemez geometriáját a földrengésfészek (hipocentrumok) elhelyezkedése jól jellemzi. Ezek ténylegesen mutatnak egy ferdén a kontinens vagy a szigetív alá nyúló nyelvet (Benioff-zóna) és annak frontját mintegy 660-680 km mélységben. Ennél mélyebb rengéseket még sohasem észleltünk. Az így kirajzolódó szubdukálódott lemeznyelvek tényleges hossza (max. 800–1200 km) azonban komoly geometriai problémát vetett fel, mert az sokkal kisebb az alátolódás időtartamának és sebességének ismeretében vagy tektonikai rekonstrukciók alapján számolt értéknél. 4-8 cm/év alátolódási sebesség és 100 millió év időtartam esetén a szubdukálódott lemez hossza 4000-8000 km, míg India és Ázsia ütközéséig több mint tízezer km hosszúságú tethysi óceáni litoszférának kellett alátolódnia. Hasonlóan kézenfekvő, de meglepő az, hogy egy 5-10 cm/év sebességgel alátolódó pacifikus óceáni lemez frontja 40-80 millió év alatt el kell, hogy érje a köpeny-mag határt. A környezetéhez (asztenoszférához) való termikus asszimilálódás (egyszerűen fogalmazva beolvadás) nem oldja meg a hosszúság problémáját, mert a számítások szerint a hideg litoszféra hővezetéssel való teljes felmelegítése nagyon lassú, legalább 150-200 millió éves folyamat (Peacock, 1996). Hová lett tehát az óriási mennyiségű alábukott óceáni litoszféralemez?

A megnyugtató választ a szeizmikus tomográfia adja meg: ott van, ahol lennie kell a földköpenyben, de a 660 km-es fázishatár alatti tartományban már nem képes földrengés kialakulni. A 4. ábra néhány jellegzetes tomográfiai szelvényt mutat be az alpi-melanéziai és a cirkumpacifikus szubdukciós zónákból. Látható, hogy az alábukott litoszféranyelv geometriája meglepően változatos. A B és C szelvény (Japán és környéke) azt mutatja, hogy a litoszféralemez lejutott az átmeneti zónába (C réteg), de nem volt képes áttörni a 660 km-es fázishatáron, hanem azon megtörve 1000-2000 km hosszúságban közel horizontálisan elterül. Ezt úgy nevezik, hogy az alábukott litoszféralemez a felső- és alsóköpeny közötti átmeneti zónában stagnál (Fukao et al., 2001). A Tonga-szigetekhez kapcsolódó szubdukció (E szelvény) geometriája azt bizonyítja, hogy bizonyos idejű stagnálás után a lemez átlépheti a fázishatárt, és mélyen behatolhat az alsóköpenybe. Az égei, indonéziai és közép-amerikai szubdukció (A, D és F szelvény) geometriája pedig világossá teszi, hogy a fázishatáron adott körülmények között könnyen át lehet jutni, de az mindenképpen hatással van a litoszféranyelv összetételére és alakjára. Úgy látszik, hogy a litoszféranyelv az alsóköpenyben szétterül, szélesebb tartománnyá növekedik, és eközben a létrehozott sebességanomália mértéke csökken. Különösen látványos alsóköpenybeli litoszféra-felhalmozódások mutathatók ki az eltűnt Tethys-óceán egykori (kb. 140-40 millió évvel ezelőtti) alábukásának eredményeként Arábia és India alatt (Bijwaard et al., 1998).

A bemutatott változatos köpenybeli litoszféralemez-geometriák jól magyarázhatók egyszerű elvi megfontolásokkal (5. ábra). A hideg óceáni litoszféralemez a kontinentális litoszféra alá bukik konvergencia esetén, mert sűrűsége nagyobb, mint az asztenoszféráé. A 410 km-es köpenybeli fázishatárt megközelítve a hidegebb óceáni litoszférában hamarabb megindul az olivin/spinel fázisátmenet, ami egyben hőtermelő (exoterm) folyamat. A fázishatár felboltozódik, és a magasabban kialakuló többletsűrűség (a spinel sűrűsége 7-8 %-kal több mint az oliviné) nagyobb húzóerőt jelent a lemez számára. Emiatt a 410 km-es fázishatár könnyedén átjárható. Épp ellenkező a helyzet a 660 km-es fázismenetnél, mert a spinel-perovszkit átalakulás hőnyelő (endoterm) reakció. Ezért a lemezben és környezetében a határfelület lejjebb húzódik, így a lemez itt egy ideig kisebb sűrűségű marad a környezeténél (a spinel sűrűsége közel 10 %-kal alacsonyabb a perovszkiténál). Ez felhajtóerőt hoz létre, ami gátolja a 660 km-es fázishatáron való átjutást. Mivel a felszínen a konvergencia folytatódik, az alátolódó lemez a fázishatáron terül el, és ez a közel vízszintes szelet nagyon hosszú lesz, ha gyors a lemezek közeledése, illetve jelentős a szubdukált lemez hátragördülése. Ez történik Japán körzetében (4. ábra B és C szelvény). Amikor a fázisátmenet teljesen végbement, nincs már akadálya annak, hogy az alátolódó lemez behatoljon az alsóköpenybe, és a környezetéhez képest még mindig kisebb hőmérséklete miatt tovább süllyedjen. Ha a hátragördülés mértéke kicsi (például az Égei-tenger vidéke), vagy a lemez nem annyira hideg (például Közép-Amerika), akkor a 660 km-es fázisátmenetnél való megakadás rövid idejű, és nem hoz létre jelentős hosszúságú elfekvő szakaszt az alátolódó lemezben. Az alsóköpeny 30-35-ször nagyobb viszkozitása miatt azonban itt a süllyedés sebessége sokkal kisebb, ezért az 5. ábrán érzékeltetett módon a lemez feltorlódik (Davies, 1999). Ezzel párhuzamosan a hődiffúzióval fokozatosan szétfolyó hőanomália miatt a nagyobb sebességű tartomány is egyre nagyobbá és szabálytalanabbá válik a tomografikus képen (vö. 4. ábra). A kevésbé jó alsóköpenybeli leképzés ellenére általános egyetértés van abban, hogy az alábukó litoszféralemezek végállomása a maghatáron lévő D’’ réteg (litoszféra-temető, Jellinek – Manga, 2004).


Feláramlás: forró foltok, köpenyoszlopok és szuperfelboltozódások

Morgan (1971, 1972) javaslatát az alsóköpenyből felemelkedő forró és környezeténél sokkal kisebb viszkozitású köpenyoszlopról a laboratóriumi kísérletek és a numerikus modellszámítások (Cserepes – Yuen, 2000) megerősítették és további részletekkel gazdagították. A 6. ábrán látható modellszámítási eredmények azt mutatják, hogy egy nagy hőmérsékletű alsó határfelületről a kis hőmérsékletű felső határfelület irányába emelkedő köpenyoszlop hogyan fejlődik. Valójában az oszlop fokozatosan elnyúló gomba alakot ölt: az idő múlásával egyre vékonyodó szára (átlagosan kb. 200-400 km átmérőjű) és horizontálisan kiterjedő, spirálisan visszahajló peremű feje lesz. Amikor az akár 1200 km átmérőjű fej eléri a litoszférát, annak 500-1500 méteres emelkedését okozza (dinamikus topográfia), majd áttörve azt jönnek létre a nagy (főleg óceánfenéki) bazaltplatók (2. ábra). Az ezekhez csatlakozó vulkáni kúpsorok kialakulását Mark A. Richards és munkatársai (1989) nyomán a 7. ábrán látható módon képzeljük el. Az történik, hogy a köpenyoszlop feje után a szára is eléri a litoszféra alját, és a felette elmozduló litoszférán idézi elő a növekvő korú vulkáni kúpsort.

A termikus konvekció domináns módja az alsóköpenyben a köpenyoszlopok kialakulása. Természetesen a 6. ábrán látható oszlop felemelkedése során a környezetében lévő köpenyanyagot is magával vonszolja. Ez a csatolás annál erősebb, minél nagyobb a viszkozitás. Mivel a hővezetéshez viszonyítva az anyag feláramlása gyors, ennek során gyakorlatilag nincs érdemi hőmennyiségcsere. Az anyag belső energiája s emiatt a hőmérséklete csak a nyomás csökkenése miatt lesz fokozatosan kisebb a felemelkedés során. Az így létrejövő hőmérsékleti változást adiabatikus gradiensnek hívjuk, és értéke meglehetősen kicsi, kb. 0,2-10,3 C/km (Davies, 1999). Ebből az következik, hogy a litoszféra alatti, mintegy 2650 km vastag köpeny aljáig a hőmérséklet 540-800 °C-kal növekszik, a litoszféra aljára jellemző 1300 °C-hoz képest. A 8. ábrán látható diagram a földi hőmérséklet–mélység függvényt mutatja be, ismereteinknek megfelelő félkvantitatív módon. Az ábrán látható nyilak azt illusztrálják, hogy a felemelkedő köpenyoszlopban és a lesüllyedő litoszférában a gradiens adiabatikus, de a hőmérséklet nagyobb illetve kisebb, mint az átlagos köpenyre vonatkozó érték, és ez adja a mozgáshoz szükséges felhajtó- és húzóerőt.

A köpeny tetején és alján lévő nagy hőmérsékleti gradiensű tartományt (a litoszférát és a D’’ héjat) termikus határrétegnek hívjuk. A felsőn keresztül hűl, az alsón keresztül pedig fűtődik a köpeny, s ez a közel 3 milliárd éve működő folyamat hajtja a globális köpenyáramlásokat, amelynek felszíni megnyilvánulása a lemezmozgás. A köpenyáramlásokhoz szükséges energiát alapvetően a vasmagban lévő ősi (primordiális) hőmeny-nyiség szolgáltatja a D’’ réteg közvetítésével. A magbeli hőtranszport nagyon hatékony folyamat, mert a külső mag viszkozitása majdnem olyan alacsony értékű (1. táblázat), mint az olvadt vasé a felszínen. Ennek megfelelően az áramlási sebességek itt nagyok, 0,4 mm/s12 km/év értékűek (Cserepes – Petrovay, 1993), vagyis a maghatár magas hőmérséklete hosszú távon biztosított. A teljes köpenykonvekció és lemezmozgás fenntartásához rendelkezésre álló hőenergia bőséges, de csökkenő mértékű, amit az egykoron teljesen cseppfolyós állapotú mag centrumában kihűlés miatt szilárduló belső mag létezése bizonyít.

A szeizmikus tomográfia a köpenyáramlások feltérképezésével is meglepetést okozott. Elsősorban azért, mert az első eredmények nem mutatták a forró foltok alatt az elmélettől elvárt, a maghatártól a felszínig nyúló oszlopszerűen csökkent sebességű anomáliákat. Ehelyett két, közel 10 ezer km kiterjedésű, a maghatáron ülő és a teljes köpenyen átnyúló csökkent sebességű anomáliát rajzoltak ki Dél-Afrika (9. ábra) és a Csendes-óceán déli medencéje alatt (Ritsema et al., 1999; Megnin – Romanowicz 2000).

A meglepő eredmény két teljesen eltérő értelmezésre vezetett. Többen úgy vélték, hogy ezek a D’’ rétegből táplálkozó szuperfelboltozódások (superwells vagy superplumes), amelyekből csak magasabb szinten (például a 660 km-es fázishatárnál) nőnek ki a köpenyoszlopok (McNutt, 1988). A nagy tekintélyű Don L. Anderson (2000) ezzel szemben hevesen érvel amellett, hogy köpenyoszlopok pedig nem léteznek: szinte minden, nem lemezhatáron bekövetkező vulkáni tevékenység oka a lemezekben felhalmozódó feszültségek által kiváltott litoszféra-repedés. Ezek mentén az asztenoszférából magmás anyag nyomul a felszínre, bazaltplatót vagy lineáris (de nem feltétlen kor-progresszív) vulkáni szigetsort hozva létre.

Mások, elsősorban a tomográfia szakértői olyan algoritmusokat fejlesztenek, amelyekkel jobb térbeli felbontás érhető el. Újabban Raffaella Montelli és munkatársai (2004) bizonyították, hogy vannak megkérdőjelezhetetlenül a legalsó köpenyből eredő köpenyoszlopok, míg mások csak a felsőköpenyben mutathatók ki. A modellező szakemberek pedig felhívják a figyelmet arra, hogy a köpenyoszlopok hajlamosak csapatosan megjelenni (oszloperdők) a D’’ réteg tetején, majd a felemelkedés során növekvő fejük olvad össze szuperfelboltozódássá (Schubert et al., 2004).


Az új szintézis körvonalai

Az áttekintett eredmények integrálásával és egy új globális geodinamikai koncepció felvázolásával újabban több szerző is próbálkozott. Ezek közül, megítélésem szerint, kiemelkedik Vincent Courtillot (Courtillot et al., 2003), valamint A. Mark Jellinek és Michael Manga (2004) szintézise.

A Vincent Courtillot vezette csapat fő célja az volt, hogy tisztázza milyen köpenytartományból erednek a köpenyoszlopok. Öt kritériumot definiáltak, amelyek teljesülése esetén bizonyítottnak vehetjük azt, hogy egy felszíni forró folthoz tartozó köpenyoszlop valóban a legalsó köpenyből indult el. Ezek a következők:

• Számottevően elnyúlt és hosszú időtartamú vulkáni kúp/szigetsort hozzon létre.

• Ennek a sornak az elején legyen bazalt-plató (vö. 7. ábra).

• A felszínre ömlő bazaltok mennyiségéből számolható átlagos anyagfluxus legyen nagyobb, mint 103 kg/s.

• Geokémiai jellemzői (alapvetően a 3He/4He és 21Ne/22Ne arányok) arra mutassanak, hogy egy jól izolálódott és primitív köpenyrezervoárból származik.

• S hullámtomográfiás képen kapcsolódjon hozzá kis sebességű anomália.

49 forró foltot megvizsgálva (vö. 2. ábra) világossá vált, hogy – számos vizsgálat hiánya miatt – a mai adatbázis még nem teljes. Egyúttal természetes folyamatok is okozhatnak ismerethiányt, mint például az, hogy a Hawaii-Emperor vulkáni kúpsor végéről hiányzik a bazaltplató, feltehetőleg azért, mert az Aleut- és Kuril-árok találkozásának körzetében már szubdukálódott. Végül is öt kritériumból három teljesülését elegendőnek ítélték, s így a 2. táblázatban összefoglalt hét primer (legalsóköpeny eredetű) köpenyoszlopot fogadtak el. Újabb adatok birtokában valószínűnek gondolják, hogy az elsődleges köpenyoszlopok listája még a Galápagos, Kerguélen és a Marquises forró foltokkal bővülhet (Clouard – Bonneville, 2001).

Megnézték továbbá, hogy Morgan (1972) eredeti felvetése a forró foltok egymáshoz viszonyított fix pozíciójáról mennyire teljesül. Bár számos korábbi vizsgálat kimutatta, hogy ez nem áll fenn, bizonyították, hogy a három pacifikus forró folt (Hawaii, Easter, Louisville) és a négy indoatlanti forró folt (Izland, Tristan, Afar, Réunion) önmagukban stabil rendszert képeznek, az egymáshoz viszonyított mozgásuk kisebb, mint 0,5 cm/év. Kimutatták továbbá azt is, hogy az S hullámtomográfiás képen (Ritsema et al., 1999) világosan kirajzolódó, a földgolyó két átellenes pontján elhelyezkedő afrikai és dél-pacifikus szuperfelboltozódás és a primer köpenyoszlopok nem esnek egybe (10. ábra). Az elsődleges forró foltok a szuperfelboltozódások körül, de attól ezer kilométert meghaladó távolságban helyezkednek el. Azaz ezek a köpenyoszlopok nem a szuperfelboltozódásból emelkednek ki, hanem valóban közvetlenül a legalsó köpenyből erednek. Jellinek és Manga (2004) szintézise meggyőzően érvel amellett, hogy a forrásterület a D’’ réteg, amelyben a részben megolvadt alsóköpeny és a belejutott litoszféra anyaga keveredik a vasmagból átjutó anyaggal.

A maradék közel negyven forró foltot két osztályba lehetett sorolni elhelyezkedésük és jellegzetességeik alapján. A másodlagos forró foltokhoz olyan köpenyoszlopok tartoznak, amelyek a szuperfelboltozódásokból nőnek ki, méghozzá általában a 660 km-es fázishatárról indulva. Harmadlagosak pedig azok a forró foltok, amelyek egészen sekély forrásúak, vagyis valószínűleg a Don L. Anderson (2000) által javasolt litoszféra-repedések mentén törnek fel.

Az általánosított földmodellt a 11. ábra mutatja, amely némi módosítással Courtillot és munkatársai munkája (2003) alapján készült. Eszerint a következőképpen működik a földmotor. A külső magban létező intenzív áramlások tartják fenn a földi mágneses teret, s egyúttal intenzíven fűtik a köpeny alját. Ennek hatására egy alacsony viszkozitású termikus határréteg jön létre, amelyből alapvetően két típusú feláramlás indul el. A földtest két szemben lévő (antipodális) területe, Afrika délnyugati része és a Csendes-óceán déli medencéjének központi része alatt két szuperfelboltozódás található. A szeizmikus tomográfia arra utal, hogy ezek óriásgomba módjára ellaposodnak a 660 km-es fázishatár alatt. Az itt lévő fázismenet ugyanis gátolja a nagygomba tovahaladását. Kedvezőbb a helyzet vékony oszlopok számára, amelyek ebből kiemelkedve és a litoszférát átolvasztva érik el a felszínt (másodrendű köpenyoszlopok). A szuperfelboltozódások pereme körül, de attól határozottan elkülönülve jönnek létre az elsődleges köpenyoszlopok, amelyek térbeli helyzete meglehetősen stabil, de a felsőköpeny-áramlások némileg eltéríthetik azokat. A litoszféra a köpeny külső, termikus határrétege, amely részt vesz a konvekcióban, és annak jellegét lényegesen befolyásolja. A hátságok és más litoszféra-repedések mentén csak passzív a felsőköpeny anyagának felemelkedése. A szubdukciós zónáknál alábukó és nehéz óceáni litoszféralemez könnyedén (azaz a lemezek felszíni 1-10 cm/év sebességével) lesüllyed az átmeneti zóna (C réteg) aljáig. Az itt bekövetkező endoterm fázismenet időlegesen feltartóztatja a további merülést, és a lemez a szubdukció és a hátragördülés ütemében elfekszik a fázishatáron. A fázismenet lezajlása után a lemez további süllyedésre képes, de a nagy viszkozitású alsóköpenyben ennek sebessége jóval kisebb, mint a felsőköpenyben, aminek következtében a lemez feltorlódik. Ezzel párhuzamosan negatív hőmérsékleti anomáliája fokozatosan „szétfolyik” (hődiffúzió), ami a tomográfiás képen is foltszerűen szétterjedő, nagy sebességű tartományt eredményez. Az alábukó litoszféra végállomása a köpeny és a mag határa, ahol is a D’’ réteg anyagával keveredve záródik a Föld legnagyobb anyagáramlási és differenciálódási ciklusa.

A vázolt globális geodinamikai folyamatok nyilvánvaló logikai hidat képeznek a felszíni lemeztektonikai események, valamint a köpeny és mag konvektív hűlése között. Ezúton eddig függetlennek vélt jelenségek, mint a lemezek globális átrendeződése és a földi mágneses tér stabilitása között találhatunk ok-okozati összefüggést. Hasonlóan megérthetők lesznek azok a globális környezeti változások, amelyeket a nagy magmás tartományok kialakulása okoz. De legfontosabb talán annak felismerése, hogy a földmotor működése a hőenergia kialakulásának és lecsengésének a függvénye, azaz a mai lemeztektonikai kép geológiai időskálán jelentősen változik, és ennek rekonstrukciója elengedhetetlen a múlt és a jövő földtörténetének megismerésében. Ugyanakkor kétségtelen, hogy bár változó stílussal, de lemeztektonikai folyamatok legalább 3 milliárd éve működnek a Földön, ellentétben a Föld típusú bolygókkal, amelyeknek nincs és aligha volt lemeztektonikájuk, bár a köpenyáramlások lehetősége adott a Vénuszon és a Marson is.


Kulcsszavak: globális geodinamika, lemeztektonika, köpenyoszlopok, szubdukció



1. ábra • A lemeztektonika „klasszikus” modellje. A litoszféralemezeket a kéreg és a felsőköpeny szilárd része alkotja. Ezek a részlegesen olvadt állapotú asztenoszférán mozognak. Feláramlás az óceáni hátságoknál, leáramlás pedig az alábukási (szubdukciós) zónáknál alakul ki. A konvekciós anyagáramlás alapvetően a felsőköpenyre korlátozódik, a Föld tömegének döntő része (az alsóköpeny és a mag) nem vesz részt a folyamatokban.


2. ábra • A forró foltok (csillagok) valamint a kapcsolódó vulkáni kúpok-szigetsorok (sötétszürke sávok) és a nagy bazalt platók (fekete foltok) (Coffin – Eldholm, 1994) térképe, feltüntetve a hátságok és a szubdukciós zónák helyzetét is. Nagy csillag az elsődleges köpenyoszlophoz tartozó forró foltokat jelöli (Courtillot et al., 2003). A számozott forró foltok, vulkánsorok vagy bazalt platók neve a következő: 1=HAWAII, 2=Marquises, 3=Phoenix, 4=Tahiti, 5=Pitcairn, 6=Macdonald, 7=HÚSVÉT, 8=LOUISVILLE, 9=Juan Fernández, 10=San Félix, 11=Galápagos, 12=Guadalupe, 13=Raton, 14=Yellowstone, 15=Cobb, 16=Bowie, 17=IZLAND, 18=Azori, 19=Madeira, 20=New England, 21=Kanári, 22=Bermuda, 23=Zöldfoki, 24=Fernando, 25=Szent Ilona, 26=Trinidad, 27=TRISTAN, 28=Rio Grande, 29=Meteor, 30=Eifel, 31=Hoggar, 32=Tibesti, 33=Darfur, 34=AFAR, 35=Kamerun, 36=Comore, 37=RÉUNION, 38=Marion, 39=Conrad, 40=Kerguélen, 41=St. Paul, 42=Java-Ontong, 43=Lord Howe, 44=Tasmán, 45=Balleny. Nagy betűk az elsődleges forrópontokat jelölik. Nagy kontinentális bazaltplatók: C=Columbia-folyó, P=Parana, E=Etiópia, D=Dekkán, NS=Nyugat-Szibéria.


3. ábra • A longitudinális és a transzverzális hullámok sebességének (P ill. S), valamint a sűrűségnek (r) mélységi változása a héjasan homogén földmodellben (Kennett et al., 1995).


4. ábra • Szeizmikus tomográfiaszelvények aktív alátolódási zónákból (Romanowicz, 2002, 2003). Az ábra a pozitív sebességanomáliával jelentkező szubdukálódott lemez eltérő geometriai jellegzetességeit mutatja.


5. ábra • Az alábukó óceáni litoszféralemez elvi geometriája a felszíntől a maghatárig. A hideg óceáni lemez a kontinentális litoszféralemez pereménél meghajlik és alábukik A 410 km-es fázishatár segíti, a 660 km-es fázishatár gátolja az alábukást. Ha a fázismenet teljessé válik, az alábukás folytatódik az alsóköpenybe, de itt a nagyobb viszkozitás miatt a lemez lassabban süllyed és feltorlódik. Menet közben a lemez hőhiánya is fokozatosan csökken, a nagy sebességű anomáliát mutató tértartomány szétfolyik.


6. ábra • Köpenyoszlop időbeli fejlődése (4–176 millió év) numerikus modellszámítás alapján (Davis, 1999). A modellparaméterek a földköpeny viszonyainak megfelelően lettek skálázva. A köpenyoszlop egy a környezeténél 430 oC-kal melegebb alsó határfelületből nő ki és viszkozitása 1 %-a a köpenyének, ahol ez 1022Pa s.


7. ábra • Modell annak illusztrálására, hogy a köpenyoszlop feje hozza létre a nagykiterjedésű bazaltplatót, míg a fokozatosan elhajló szára gerjeszti a vulkáni kúpok/szigetek egyre fiatalodó sorozatát (Richards et al., 1989).


8. ábra • Sematikus hőmérséklet–mélység menet a Földben. A köpenyt két termikus határréteg zárja közre. A forró mag tetején alakul ki a csökkent viszkozitású D” réteg, amely a köpenyfeláramlások forrása. Az emelkedő köpenyanyagból számottevő hőmeny-nyiség nem tud elvezetődni, ezért hőmérséklete csak kismértékben csökken a nyomásesés miatti tágulás következtében (adiabatikus gradiens). A felsőköpeny tetején ismét gyorsan csökken a hőmérséklet a felszíni értékre, és kialakul a litoszféra. A két nyíl a köpenyáramlás felszálló és leszálló ágára jellemző hőmérsékleti menetet jelzi (Davies, 1999).


9. ábra • Szeizmikus tomográfiai szelvény Afrikán keresztül a kontinens délnyugati pereme alatt kifejlődött szuperfelboltozódás bemutatására (Romanowicz, 2003). A csökkent sebességű anomáliával jellemzett tartomány a köpeny/mag határtól indulva aszimmetrikusan a Réunion forró folt irányába húzódik.


10. ábra • Az afrikai és a dél-pacifikus szuperfelboltozódás (nagy fekete körök), valamint az elsődleges forró foltok (kis körök) elhelyezkedése a 2850 km mélységre vonatkozó S hullámtomográfiás térképen. A térképen a szürke tartományok jelzik a hideg területeket, míg a melegebb régiók fehéren maradtak (Courtillot et al., 2003). A szuperfelboltozódások a melegebb régiókban közel centrális helyzetűek, az elsődleges forró foltok ezek közül, de határozottan elkülönülten találhatók. A forró foltok melletti számok megegyeznek a 2. ábrán látható számozással.


11. ábra • A Föld keresztmetszete az új globális geodinamikai modell illusztrálására (Courtillot et al., 2003; Jellinek – Manga, 2004 után módosítva). A Pacifikum területén bejelölt forró foltok mellett szereplő szám (1, 2 és 3) az első-, másod- és harmadrangú osztályokat mutatja.



FŐEGYSÉG

ALEGYSÉG

A HATÁR JELLEGE ÉS MÉLYSÉGE

ANYAGI ÖSSZETÉTEL

viszkozitás

kéreg (A)

kéreg (A)

kémiai

gránit bazalt

kontinens óceán

granodiorit gabbró

---------------------------

-------------------------------------------

20-60 km -- 10-14 km -------

--------------------------------------------

--------------------------


felsőköpeny (B)

ásványtani fázisátmenet

peridotit (pirolit)

6×1020Pa s


----------------------------------

------- 410 km ----------------

--------------------------



átmeneti zóna (C)

ásványtani fázisátmenet

spinel


köpeny

----------------------------------

----- 660 km ------------------

--------------------------

----------------

(B+C+D’+D’’)






alsóköpeny (D’)

kémiai

perovszkit



-------------------------------------------

------ 2750 km -------------------

--------------------------

----------------


legalsó köpeny (D’’)

kémiai

litoszféra-, alsóköpeny- és maganyag keveréke

200×1020Pa s

----------------------

----------------------------------

----- 2891 km ------------------

--------------------------------------------

---------------------------


külső mag (E)





----------------------------------

----- 4700 km ------------------



mag (E+F+G)

átmeneti zóna (F)

folyadékszerű vas

2×102Pa s (kevés S és Si) szilárd




----------------------------------

----- 5153 km -----------------


-------------------------


belső mag (G)



----------------------

----------------------------------

----- 6371 km ---------------




1. táblázat • A héjasan homogén földmodell jellemzői (Davies, 1999 nyomán módosítva)



Neve

Vulkáni

Bazaltplató

Anyagfluxus

3He/ 4He

S hullám


kúpsor

és kora

(n ×103kg/s


sebessége

Afar

nincs

Etiópia 30 (Ma)

1

magas

alacsony

Húsvét-szk.

van

Közép-Pacifikus-






szigetek, 100 Ma

3

magas

alacsony

Hawaii

van

szubdukálódott, >80 Ma

8,7

magas

alacsony

Izland

van

Grönland, 61 Ma

1,4

magas

alacsony

Louisville

van

Ontong-Jáva, 122 Ma

0,9

alacsony

Réunion

van

Dekkán, 65 Ma

1,9

magas

alacsony

Tristan

van

Parana, 133 Ma

1,7

alacsony

alacsony


2. táblázat • Mélyköpeny eredetű köpenyoszlopokhoz tartozó forró foltok (Courtillot et al., 2003)



IRODALOM

Anderson, Don L. – Hart, Stanley R. (1976). An Earth Model Based on Free Oscillation and Body Waves. Journal of Geophysical Research. 81, 1461–1475.

Anderson, Don L. (2000): The Thermal State of the Upper Mantle: No Role for Mantle Plumes. Geophysical Research Letters. 27, 3623–3626.

Bijwaard, Harmen – Spakman, W. – Engdahl, E. R. (1998): Closing the Gap between the Regional and Global Travel Time Tomography. Journal of Geophysical Research. 103, 30055–30078.

Bina, Craig R. – Helffrich, George (1994): Phase Transition, Clapeyron Slopes and Transition Zone Seismic Discontinuity Topography. Journal of Geophysical Research. 99, 15853–15860.

Birch, Francis (1961): Composition of the Earth’s Mantle. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society. 4, 295–311.

Bullen, Keith Edward (1950): An Earth Model Based on a Compressibility-Pressure Hypotheses. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society. 6, 50–59.

Coffin, Millard F. – Eldholm, Olav (1994): Large Igneous Provinces: Crustal Structure, Dimensions, and External Consequences. Reviews of Geophysics. 32, 1–36.

Courtillot, Vincent – Davaille, A. – Besse, J. – Stock, J. (2003): Three Distinct Types of Hotspots in the Earth’s Mantle. Earth and Planetary Science Letters. 205, 295–308.

Clouard, Valérie – Bonneville, Alain (2001): How Many Pacific Hotspots Are Fed by Deep-Mantle Plumes? Geology. 21, 695–698.

Cserepes László – Petrovay Kristóf (1993): Kozmikus fizika. ELTE Jegyzet. Budapest, 1–214.

Cserepes László – Yuen, David A. (2000): On the Possibility of a Second Kind of Mantle Plume. Earth and Planetary Science Letters. 183, 61–71.

Davies, Geoffrey F. (1999): Dynamic Earth: Plates, Plumes and Mantle Convection. Cambridge University Press, Cambridge–New York, 1–458.

Dziewonski, Adam M. – Anderson, Don L. (1981): Preliminary Reference Earth Model. Physics of the Earth and Planetary Interiors. 25, 297–356.

Fukao, Yoshio – Widiyantoro, S. – Obayashi, M. (2001): Stagnant Slabs in the Upper and Lower Mantle Transition Region. Reviews of Geophysics. 39, 3, 291–323.

Horváth Ferenc (1997): Lemeztektonika. Magyar Tudomány. 10, 1217.

Jellinek, A. Mark – Manga, Michael (2004): Links Between Long-Lived Hot Spots, Mantle Plumes, D’’, and Plate Tectonics. Reviews of Geophysics. 42, RG3002, 1–35.

Kennett, Brian L. N. – Engdahl, E. R. – Buland, R. (1995): Constraints on Seismic Velocities in the Earth from Traveltimes. Geophysical Journal International. 122, 108–124.

Lithgow-Bertelloni, Carolina – Richards, Mark A. (1998): The Dynamics of Cenozoic and Mesozoic Plate Motions. Reviews of Geophysics. 36, 1, 27–78.

Megnin, Charles – Romanowicz, Barbara (2000): The Three-Dimensional Shear Velocity Structure of the Mantle from the Inversion of Body, Surface and Higher-Mode Waveforms. Geophysical Journal International. 143, 709–728.

McNutt, Marcia K. (1998): Superswells. Reviews of Geophysics. 36, 211–244

Montelli, Raffaella – Nolet, G. – Dahlen, F. A. – Masters, G. – Engdahl, E. R. – Hung, S-H. (2004): Finite-Frequency Tomography Reveals a Variety of Plumes in the Mantle. Science. 303, 338–343.

Morgan, W. Jason (1971): Convection Plumes in the Lower Mantle. Nature. 230, 42–43.

Morgan, W. Jason (1972): Plate Motions and Deep Mantle Convection. Geological Society of America. Memoir. 132, 7–22.

Peacock, Simon M. (1996): Thermal and Petrologic Structure of Subduction Zones. In: Bebout, Gray E. et al., (eds.): Subduction: Top To Bottom. Geophysical Monographs Series. Vol. 96, AGU, Washington D. C., 119–133.

Richards, Mark A. – Duncan, R. A. – Courtillot, V. E. (1989): Flood Basalts and Hot-Spot Tracks: Plume Heads and Tails. Science. 246, 103–107.

Ringwood, Alfred Edward (1975): Composition and Petrology of the Earth’s Mantle. McGraw-Hill, 1–618.

Ringwood, Alfred Edward (1991): Phase Transformations and Their Bearing on the Constitution and Dynamics of the Mantle. Geochimica et Cosmochimica Acta. 55, 2083–2110.

Ritsema, J – Van Heijst, H. J. – Woodhouse, J. H. (1999): Complex Shear Wave Velocity Structure Imaged Beneath Africa and Iceland. Science. 286, 1925–1928.

Romanowicz, Barbara (2002): Global Mantle Tomography: Present Status and Perspectives. Acta Geophysica Polonica. 50, 3–21.

Romanowicz, Barbara (2003): 3D Structure of the Earth’s Lower Mantle. C. R. Geoscience. 335, 23–35.

Schubert, Gerald – Masters, G. – Olson, P. – Tackley, P. (2004): Superplumes Or Plume Clusters? Physics of the Earth and Planetary Interiors. 146, 147–162

Sengupta, Madhumita K. – Toksöz, M. Nafi (1977): Three-Dimensional Model of Seismic Velocity Variation in the Earth’s Mantle. Geophysical Research Letters. 3, 84–86.

Sleep, Norman H. (1990): Hotspots and Mantle Plumes: Some Phenomenology. Journal of Geophysical Research. 95, 6715–6736.

Stern, Robert J. (2002): Subduction Zones. Reviews of Geophysics. 40, 4, 3–1–3–38.

Van Der Hilst, Rob D. – Widiyantoro, S. – Engdahl, E. R. (1997): Evidence for Deep Mantle Circulation from Global Tomography. Nature. 386, 578–584.

Wilson, J. Tuzo (1963a): Evidence from Islands on the Spreading of the Ocean Floor. Nature. 197, 536–538.

Wilson, J. Tuzo (1963b): A Possible Origin of the Hawaiian Islands. Canadian Journal of Physics. 41, 863–870.

Zindler, Alan – Hart, Stanley (1986): Chemical Geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 14, 493–570.


<-- Vissza a 2006/8 szám tartalomjegyzékére


<-- Vissza a Magyar Tudomány honlapra