Az általános földtan az utóbbi évtizedekben hatalmas fejlődésnek indult. Elméleti részében a geográfiai, fizikai és chemiai tudományok, alkalmazott részében a technika csodás vívmányai, a bányakutatások és a mélyfúrások egyengették nagyarányú előrehaladása útját. A világháború sem bénította meg a földtani vizsgálódást s a rettenetes és mindent lenyűgöző világégés közepette a geológiának főképpen gyakorlati ága lendült fel. A hadviselő államok egymással versenyre kelve iparkodtak hegységeik kincseit felkutatni s különösen a kőszén, vasércz, aluminium és egyéb hasznos fémek geológiai kutatására vonatkozó vizsgálatok jelentenek e téren nagy haladást. Mindezek a kutatások, bár a geológiának csak egyes ágait fejlesztették, természetesen nagy hatással voltak az általános geológiai ismeretekre is.

A magyar geológiai irodalom az utóbbi időkben vaskos monográfiákkal gyarapodott, melyek hazánk egyes vidékeinek földtani szerkezetéről és hasznosítható anyagairól szólanak. Ezek az értékes munkák, valamint földtani folyóirataink becses tudományos anyagot tartalmaznak, azonban nem alkalmasak arra, hogy a Földről szóló tudomány alapvető ismereteibe vezessék be azt, aki a Föld keletkezéséről, anyagáról, változásáról és fejlődéséről összefoglaló képet akar kapni. Ez utóbbi célt szolgálták hosszú ideig SZABÓ JÓZSEF, Geológia (Budapest, 1883), PAPP KÁROLY - TREITZ PÉTER, A Föld (Műveltség Könyvtára, Budapest, 1906) és BÖCKH HUGÓ, Geológia (Selmeczbánya, 1909, 2 kötet) czímű könyvei, melyek közül a legelső már teljesen elavult, az utóbbi kettő pedig elfogyott. Ugyancsak teljesen eltünt a könyvpiaczról WALTHER J., A Föld és az élet története (Budapest, 1911) czímű kiadványunk, mely nagy vonásokban és mesteri összefoglalásban tárta az okulni vágyók elé a Földnek és a földi életnek izgatóan érdekes multját és fejlődését.

Ilyen körülmények között Társulatunk Választmánya szükségesnek ítélte, hogy oly általános irányú földtani művet juttasson a magyar közönség kezébe, mely közérthető összefoglalásban nemes egyszerűséggel ismerteti a bolygónkra vonatkozó általános geológiai ismereteket. Választása SCHAFFER X. F. bécsi egyetemi tanárnak »Általános geológiá«-jára esett, mely megítélése szerint leginkább alkalmas arra, hogy tartalma népszerűvé váljék.

Kérésünkre SCHAFFER tanár úr nemcsak örömmel adta meg az engedélyt a mű kiadására, hanem a német szöveget számunkra tetemesen kibővítette úgy, hogy a magyar fordítás tulajdonképpen e mű második, javított kiadása. Értékét nagyban fokozzák a revizornak: DR. PAPP KÁROLY egyetemi tanár úrnak nagybecsű pótlásai, melyeknek során többek között a tektonika alaptanaiban (131. lap) a bányásziránytűk, geológus-kompaszok használatát, a karsztvizek fejezetében hegységeink karsztos jelenségeit (337. lap), továbbá a Nagy Magyar Alföld hajdani pusztáit (435. lap), a németországi és keletgalicziai kálisótelepeket (449-452. lap), azonkívül a 484. lapon a szicziliai kéntelepek eredetét, saját kutatásai alapján, eredeti szelvényekkel értelmezi és magyarázza. A Függelék tíz fejezetében húsz képpel illusztrálva magyarországi példákkal világosítja meg mindazt, amit a szerző főképpen osztrák és német példákkal világított meg, ezért a Függelék hasznos útmutatásokkal szolgál az elméleti és az alkalmazott geológiával foglalkozó szakembereknek is.

Miként az eredeti német munkának finomságait ADAMETZ LOTTI kisasszony nagy mértékben elősegítette, úgy a magyar fordítást is női kéz végezte. A mű fordításának nehéz munkájára PAPPNÉ DR. BALOGH MARGIT úrasszonyt sikerült megnyernünk, a ki mint LÓCZY LAJOS és KÖVESLIGETHY RADÓ tanítványa az általános geológia és fizikai földrajz terén észak-szaharai kutatásaival szerzett érdemeket. Gondos és szakavatott munkájával nagy hálára kötelezte Társulatunkat.

Azzal a reménnyel bocsátjuk ezt a nehéz időkben készült művet útjára, hogy kedvező fogadtatásra talál.

Budapest, 1919. augusztus havában.

Dr. Gorka Sándor,
titkár.

A Magyar Természettudományi Társulatnak az az elhatározása, hogy Általános geológia cz. könyvemet magyar nyelven kiadja, több oknál fogva az élénk öröm és elégtétel érzését ébresztette fel bennem. Mindenekelőtt nagyra becsülöm azt a megtisztelő elismerést, a melyben Magyarország vezető természettudományi társulata munkámat részesítette, éppen az a társulat, a mely a hazai tudományok terén oly hosszú időn keresztül folytatott sikeres működésre tekinthet vissza és szabad választásával azokat a szempontokat méltányolta, a melyek engem művem megfogalmazása alkalmával vezettek. Ide tartozik az anyag elrendezésének sorrendje, a melyet úgy választottam meg, hogy elkerüljem az ismétléseket s mindig a már ismertekre építsek, továbbá olyan fejezetek beható tárgyalása, a melyek sem az előadóteremben, sem a kirándulások alkalmával nem vehetők eléggé tekintetbe, mint pl. a földrengés, a vulkánizmus, a meteoritek stb. Az így biztosított szabatos előadás a könyvnek talán szintén egyik sajátos előnye. Kivánatosnak találtam, hogy a fordítást kisebb változtatásokkal és kiegészítésekkel pótoljam.

Úgy hiszem, hogy munkám nemcsak a hivatásos geológusoknak és a geológiával foglalkozó főiskolai hallgatóknak, hanem a természettudományok minden barátjának ösztönzésül fog szolgálni arra, hogy a geológia egyes fejezeteibe mélyebbre hatoljanak, s ezáltal Földünk multjának még számos rejtett és titkos, kérdését felderíteni segítsenek.

Kelt Bécsben, 1918. februárius havában.

A földtan a természettudományok legfiatalabb ága. Száz esztendőnél alig több idő telt el azóta, hogy a műkedvelésből komoly tudomány lett és hogy a ritkaságok s furcsaságok gyüjteménye rendszeres múzeummá fejlődött. Alig százharmincz évvel ezelőtt hirdette a freibergi bányászati akadémián WERNER GOTTLOB ÁBRAHÁM a »geognózia«^[1] alapvonalait. DE LUC ugyan már előbb »geológiá«-nak nevezte az új tudományt, de ez az elnevezés csak később vált általánossá. A fiatal tudomány azonban rövid idő mulva messze szétágazó szaktudománnyá fejlődött, a melynek a közre is nagy jelentősége van, mert minden más tudománynál mélyebben hat a modern államok életműködésére, különösen a hidrográfia, a közegészségtan, a bányászat, a földművelés és a mérnöki tudományok terén.

Nagyon meglepő, de talán mégis természetes, hogy az összes természettudományok között éppen a geológia fejlődött ki legutoljára és példátlan diadalmenetben előrehaladva, csakhamar a természettudományok koronája lett.

Az emberiség legrégibb idejében foglalkoztatta már az elméket a csillagászat, a fizika és a chemia s mindezek egyes alaptanaikban már igen korán exakt tudományokká alakultak ki s a zoológiát, a botanikát és a mineralógiát is mint tudományokat tanították már, de e módszer dolgában különböző két tudománycsoport között áthidalhatatlan maradt az ellentét kutatásaik alapvonásában, a mely az egyiknél számításokra és kísérletekre, a másiknál megfigyelésekre támaszkodik. Az említett két csoportot föld fölötti és földi természettudományoknak nevezhetnők. A csillagászat, a fizika és a chemia a maguk törvényeivel a Földtől függetlenek, működésük köre a nagy mindenség, függetlenül attól a kis bolygótól, mely számunkra a világot jelenti s a melyről azt is mondhatnók, hogy nem más, mint a Földön kívül rejtőző természeti törvényeknek egyik véletlen alkotása. A chemiai folyamatok, a fizikai erőnyilvánulások, a csillagászati törvények függetlenek a Föld porszemecskéjétől, a melyet ők maguk alkottak, a saját helyére állítottak s meghatározták szerepét a világegyetem életében.

A végtelenségből a térbeli korlátokhoz vezet, a világűrből a Földre hoz bennünket a geológia, s ezáltal a földtan a világmindenségnek előbb említett tudományaihoz kapcsolódik. Megismerteti velünk bolygónknak mint égi testnek s mint a mi világunknak történetét és jelenlegi állapotát. A mit a Föld létrehoz, ami rajta nő, tenyészik és él, mindez a földi természettudományok körébe tartozik, a melyek valamennyien szorosan összefüggnek a geológiával, amennyiben a szerves élet - s ehhez számíthatnók úgyszólván a kristályegyéneket is - és a földkéreg alkotása között a kölcsönös vonatkozások a lehető legbensőbbek. A geológia adja meg e tudományszakok működési körét; ez az igazi alap, a melyre azok támaszkodnak.

Miként a Földön kívüli természeti törvények az emberi tudás számára magában a Földben testesülnek meg s így a geológia mindezeknek tanulságait adott esetre vonatkoztatja, éppen így viszont a geológia a leíró természettudományoknak az alapja. Összekapcsolja a két természettudomány-csoportot, amennyiben mindkettőt támogatja, de egyúttal mindkét csoportra támaszkodik is. Természettudományunk büszke épületének a geológia az alapfala és a tetőzete. A többi tudományokhoz is különféle szálakkal kapcsolódik, azokat segíti, munkájukat irányítja. Az asztronómia és az asztrofizika arra tanít, hogy milyen a Föld helyzete a világegyetemben, fölvilágosít bennünket arról, hogy milyen volt a Földnek mint önálló égitestnek első fejlődése s melyek azok a földön kívüli hatások, melyeknek alá van vetve, összehasonlítva a világegyetem: a kozmosz többi tagjaival (kozmikus, összehasonlító geológia)[2]. A fizika és chemia kimutatják azokat az erőket, a melyekkel a Föld rendelkezik (dinamikai geológia) és lehetővé teszik, hogy hatásukat kísérletekkel megfigyelhessük (kísérleti geológia). Ezeken alapul a földkéreg szerkezetének ismerete, a geotektonika köre és a térfelszíni formák eredetének magyarázata (geomorfológia v. geomorfogénia), a mely a földrajzi kutatások egyik fontos alapja. A mineralógia a petrografiát, vagyis a kőzetek leírását állította a geológia szolgálatába. A zoológia, a botanika és a biológia paleontológiai és származástani részükkel (phylogenia) ugyancsak értékesen támogatják a geológiát. Az üledékes kőzetek képződményeinek kutatásán alapul a sztratigrafia, vagyis a kőzetrétegekről szóló tudomány, különös tekintettel a bennük előforduló kövesült maradványokra. Ezen alapszik viszont a történeti geológia, a Földnek és a szerves világnak a története, a mely a geológiai kutatások végczélja. Végül fiatal sarjai: a paleogeografia és a paleoklimatológia támogatásával a mai természeti erők vizsgálatából kiindulva, a geológia körültekintően visszapillant a szürke multba. A geológia tehát a legtágabb értelemben véve a szilárd Föld kialakulásának a tudománya.

Miként a geológiához kapcsolódó szaktudományok, azonképpen a geológiát támogató kutató módszerek is különbözők. A geológiának az adott tényeket és törvényeket kell megmagyaráznia és a megfigyelések tömkelegéből kell a törvényeket levezetnie, ezért az induktív és deduktív módszert egyaránt fel kell használnia. Egyrészt a kisérletekből kell felvilágosítást keresnie, másrészt a gondolat útján kell haladnia, következtetnie és merész vonásokkal föltevéseken nyugvó hidakat kell építenie ott, a hol a talaj a lábai alatt még nem olyan szilárd falazat, a mely a biztos következtetéseket megbirná, mindamellett mindig a természetet kell megfigyelnie, mert a megfigyelés a geológus egyetlen tanítómestere s ez szolgál mindig a legjobb módszerekkel. A természet maga óriási laboratórium, a melyben valóban korlátolt rövid időtartam alatt csaknem az összes folyamatokat megfigyelhetjük, a melyek a nyilt kérdések értelmét megvilágítják. A mérhetetlen hosszú időszakokon át működő összes erők hatásának végeredményét látjuk abban a képben, a melyet ma a Föld felszíne tár elénk s a melynek megértése érdekében fáradozunk. Az ontológiai módszernek jut az a feladat, hogy a jelenkor folyamatai alapján értelmezzük a mult idők nyomait.

Mindazok a jelenségek, a melyek valamikor a Földön előfordultak, ma is folyamatban vannak, persze erejükben gyakran megváltozva; ugyanazok az erők működnek ma is, a melyek egykor s csupán egy tényezővel kell számolnunk, a mely fogalmaink fölött áll s ez a mérhetetlen hosszú idő, melynek hatását egyre többre becsülik. Az ismeretek haladásával kapcsolatosan a különböző folyamatokat egyre nagyobb időközökkel iparkodnak magyarázni s ezek a folytonosan nagyobbodó időmértékek mindinkább az örökkévalósághoz közelednek, a melyhez nincsen mértékünk.

A Föld története a KANT-LAPLACE-féle elmélet szerint azzal az időponttal kezdődik, a mikor Naprendszerünk központi világ-anyagából egy rész levált. Naprendszerünk e folyamat előtt még spirális ködszerű állapotban volt. A levált új bolygó először is - mint formátlan anyag - számos hasonló képződmény, vagyis a többi bolygó ősformái között önálló helyzetet foglalt el. Folytonos összegomolyodás és sűrűsödés által fejlődött tovább a bolygónkat alkotó gömb, a mely eredetileg sokkal nagyobb méretű volt, mint ma. Ekkor még tündöklő csillag volt és folytonos lehűlés közben fehér, sárga és vörös színű fénykévéit a világűrbe sugározta. Izzó gáztömegének ekkor jóval nagyobb volt a tengelyforgási sebessége, vagyis a földi nap akkor csak néhány óra hosszat tartott, a Föld alakja pedig a mainál sokkal erősebben lelapult forgási ellipszoid volt. Ebben az asztrális korszakban a Földről egy egyenlítőtáji gyűrű vált le, a mely eleinte - hasonlóan a Saturnus gyűrűjéhez - a Föld körül keringett, későbben a mi Holdunkká gomolyodott össze. A Hold Földünknek későbben izzó-folyós tömegében rendkívül erős árapályt idézett elő, ezáltal árapályfékezést okozott, a mi a forgási időt meghosszabbította. Ezáltal jobban kikerekedett a lapultság, a Föld alakja mindjobban közeledett a gömbidomhoz s ezzel egyidejűleg a folytonos kihűlés következtében összeránczosodott, összehúzódott s így térfogatából veszített.

Csillagkorában a Földnek hőmérséklete hosszú időszakon keresztül 7000°-on felül lehetett. Hőfoka azonban a hideg világűrben rohamosan csökkent s a hőmérséklet megcsappanása gyakran olyan kitörések (protuberancziák) kíséretében történt, mint aminőt ma a Napon észlelhetünk. Mindez olyan lehűlést eredményezett, hogy az eredetileg szétválasztott, disszocziálódott gáznemű elemek vegyületekké egyesülhettek és folyékony s végre szilárd halmazállapotba kerülhettek. Áramlások keletkeztek, mert a kihűlő tömegek fajsúlyuk szerint igyekeztek elhelyezkedni. Akkoriban még csak az izzó-folyós magma volt meg: a piroszféra és a fotoszféra, a mely izzó gázokból állott s ezek burkolták be a Föld testét. Azok a kőzetek, a melyek ma a Föld kérgét alkotják, ebben a 2000°-on felüli hőségben még nem tudtak megalakulni. Azokat az ásványtömegeket, a melyek Földünk kérgének jelentékeny részét alkotják, kőzeteknek nevezzük, tekintet nélkül arra, hogy vajjon valóban szilárd kőből, vagy csak puha agyagból, avagy laza homokból állanak.

Végre a hőmérséklet a kőzetalkotó ásványok olvadáspontja alá szállott, mire megmerevedett rögök keletkeztek, a melyek eleinte többször beolvadtak, fölemésztődtek, míg végre átmenetileg szilárd földkéreg (litoszféra) alakult, a mely természetesen még nem volt elég erős ahhoz, hogy ellentálljon a belső gázok nyomásának. Óriási izzón-folyós tömegek (magma) törték át s árasztották el felszínét és megmerevedve vastagították a pánczéltakarót, a mely lassanként mai vastagságára nőtt. Azonban még mindig számos összekötő-csatorna állott fenn a piroszféra és a felszín között, a melyeken keresztül izzón-folyó tömegek nyomultak be a pánczéltakaróba és elszigetelt, periferikus tűzhelyekké alakultak, vagy pedig a felszínre törve, valamely megmerevedett kéregrészlet alatt alkottak ilyeneket (1-3. kép) Ezek közül a csatornák közül úgy látszik egyik-másik hosszú időn keresztül összeköttetésben volt a Föld belsejével s valószínűleg még a jelenkorban is van néhány csatorna, a mely a periferikus tűzhelyeket táplálja. Legnagyobbrészt azonban már elszakadtak a központi magmatűzhelytől. A hőcsökkenés következtében alakult ki a szilárd földkéreg és a litoszférán keresztül a hőcsökkenés tovább haladt. A kihűlés folyamata a belső erőknek hatását a felszínre annyira csökkentette, hogy a vulkáni tüneményeknek csak csekély töredéke maradt fenn. Ezek a tünemények azonban lehetővé teszik, hogy némi képet alkossunk magunknak azokról az összehasonlíthatatlanul borzalmasabb tüneményekről, a melyek akkoriban a Föld felületén végbementek.

Az első földkéreg kialakulásával, a melyből egy darab sem maradt meg eredeti mivoltában, bolygónk csillagkori (asztrális) állapotából, a melynek kutatása az asztrofizika és a kozmikus geológia körébe tartozik, a planetáris állapotba került. Ezzel megindul Földünknek a saját, tulajdonképpeni története, a melynek megismeréséhez a szükséges alapok előttünk vannak. Itt kezdődik a geológia munkája, a mely nem elmélkedésekkel, hanem kézzelfogható bizonyítékokkal dolgozik.

1-3. kép. A szilárd földkéreg képződése (STÜBEL A. szerint.) 1. Az első megmerevedési rögök képződése a piroszféra határán; protuberancziák a fotoszférában. 2. A megmerevedés előre haladása; csatornák közvetítik a nagy magmatömegek kifolyását s areális erupcziók és periferikus tűzhelyek keletkeznek a pánczéltakaróban. 3. A mai állapot. A periferikus tűzhelyek, a melyek részben a Föld belsejével vannak összeköttetésben, a kitörések székhelyei.

A litoszféra a Föld belsejének azokat az izzón-folyós és gázalakú tömegeit, a melyek csak időnként törnek elő a felszínre (az eruptozék), mint amilyenek a magma, vulkáni gőzök, stb., elválasztja azoktól a vizektől és gázoktól, a melyek részint a Föld felületén, részint pedig a felszíni kőzetrétegekben vannak elterjedve (a vadozék).

Miután a korábbi heves áramlások megbénultak, a mozgékony piroszféra elkülönülése a nehézségi erők hatása alatt gyorsabban ment végbe. A speczifikusan nehezebb elemek a Föld középpontja körül gyűltek össze és ilymódon a súlyos központi mag: a bariszféra keletkezett. E körül helyezkedik el a szorosabb értelemben vett piroszféra, a melyet ismét a litoszféra zár körül.

A korábbi fotoszféra a maga gázaival és gőzeivel a földkéreg keletkezése után gyorsan lehült. Egyúttal tömegében meg is nagyobbodott, mert a Föld belsejéből gázkitörések gyarapították. A fotoszféra eredetileg legalább 200 légköri nyomás alatt állott, a mely egyenlő azzal a gáznyomással, a melyet ma a Föld felületén felgyülemlett vizek és a különféle módon kötött gázok gőzállapotukban akkor kifejthettek. E nyomás alatt az akkori őslégkörből csak akkor csapódhatott le a víz, a mikor a hőmérséklet körülbelül 365C° alá sülyedt (kritikus hőmérséklet). A sülyedő nyomás és a folytonos sűrűsödés következtében akkoriban keletkezett egyre növekedő, sőt katasztrofális súlylyal a vízburok, a hidroszféra, a mely világtengert alkotott és a litoszférának legnagyobb részét, sőt talán időnként az egészet is elborította. A lehűlés tovább is tartott és megszabadulva a lecsapódott gőzöktől és gázoktól, megalakult a légkör, az atmoszféra. Ettől az időtől fogva megszűnt a levegő, a víztömegek és a szilárd Föld felszíni rétegeinek saját hőmérséklete s a világűr hőmérsékletét kellett volna felvenniök, ha a Nap hősugarainak elnyelése következtében az éghajlati övek szerint különböző hőmérsékletet nem vettek volna fel.

Földünk fejlődéséből önként következik, hogy bolygónkon nem lehetett élet mindaddig, míg a magasabb hőmérséklet a szerves vegyületek keletkezését lehetetlenné tette. Ez már csak akkor vált lehetségessé, a mikor a hőmérséklet 100C° alá sülyedt. Az élet megszületésének mikéntje természetesen mindig foglalkoztatta az emberi elmét, a felelettel azonban a természet mindig adós marad.

Az élet birodalma, a bioszféra, tágas burok, a mely a litoszférát körülveszi és úgyszólván az egész földfelületet, szárazföldet, tengert és a légkör mélyebb rétegeit magában foglalja. Mindenüvé kiterjed, a hol megvannak a szerves életnek legszükségesebb létföltételei, a hol a hőmérséklet nem sülyed tartósan a 0C° alá és nem emelkedik 100C° fölé, s a hol víz van. Itt mehetnek végbe a növényi szervezetek legelemibb vegyi folyamatai s az élet diadalmasan, sokféle alakban, mélyen nyúlik bele a halál birodalmába, amellyel a szervetlen világban találkozunk. És ezzel kezdődik az a csodálatos fejlődési folyamat, a mely anyaföldünket szemünkben a csillagok milliói között kivételessé és hiú felfuvalkodásunk szerint az ész megszületésére méltóvá teszi. A szerves élet megjelenésével kezdődik a Föld geológiai történelmi korszaka. Ennek eredményeit azon mérték szerint állapíthatjuk meg, a melyet az állat- és növényvilág fejlődése nyujt. Előtte van a geológiai történelemelőtti korszak, a melyben nyomon követhetjük a Föld előbbi képződését, ez azonban az időmértékre vonatkozólag még nem ad biztos támasztópontot. A történelemelőtti korszak végül a geológiai őstörténelem homályában mosódik el, melynek időmértékéről még a merész becslés sem adhat pontos felvilágosítást.

Az összehasonlító vagy kozmikus geológia a Földön kívüli égitesteken tett tapasztalatok analógiája alapján valószínű föltevésekkel szolgál bolygónk ifjú koráról s elárulja az elemek megegyezését az egész világűrben, a meddig a színképelemzés fekete elnyelési vonalat mutat. Azokat az ismereteket, a melyek a Földről, mint a világegyetem egyik egyedéről szólnak, a matematika és a fizika azon ágának köszönhetjük, mely geofizika néven a földtan szolgálatában áll.

Már PYTHAGORAS felismerte a Föld gömbalakját, MAGELHAES pedig bebizonyította azt első világkörüli útjával. A másodpercz-inga hosszának növekedése az egyenlítőtől a sarkok felé, azután a délkörön végzett fokmérések és a többféle kisebb eltérés az erre vonatkozólag előre kiszámított értékektől: mind azt bizonyítják, hogy Földünk belapult sarkaival forgási ellipszoidhoz hasonló test, úgynevezett geoid, melynek alakját nem tudjuk egyszerű matematikai kifejezéssel meghatározni, mivel a Föld alakja a belsejében levő tömegek elosztásától is függ s ebben úgy látszik nincs törvényszerűség. Céljainkhoz elég annyi is, hogy Földünk félátmérője az egyenlítőn CLARKE szerint 6378.2 km, sarki félátmérője pedig 6356.5 km, s így a lapultság értéke 1/293. Ez az utóbbi érték azonban túlságosan nagynak látszik s ha a sarki félátmérő részére valamivel többet számítunk, akkor 1/298-at tesz ki. A geoid-felületnek eltérése a forgási ellipszoidtól a szárazföldön alig 50, az Óczeánon pedig 150 méter, s e két érték - összehasonlítva a Föld nagyságát a domborzatával, - csak csekélység.

4. kép. A Föld felszínének hipszografikus görbéje (KRÜMMEL O. szerint). A szárazföld magasságának, felszínének és tömegének viszonya a világtenger mélységéhez, felszínéhez és tömegéhez.

A Föld felülete 510 millió négyzetkilométer s ebből kereken 149 millió négyszögkilométer (29 %) a szárazföld (4. kép). A szárazföld kiemelkedéseire és az óczeánok mélységeire vonatkozó mértéket abszolut magasságnak és mélységnek (tengerszínfeletti magasságnak vagy tengerszínalatti mélységnek) nevezzük, ha az értéküket a tenger tükrére mint nullapontra vonatkoztatjuk. Viszonylagos magasságon értjük valamely pontnak egy önkényesen felvett szintről való kiemelkedését. A legnagyobb abszolut magasság a Mount Everest (Gaurisankar) a Himalayában 8840 m, s az Óczeánnak legnagyobb megmért mélysége a »Planet-mélység«, Mindanao szigettől északkeletre 9788 m. Ezek a 18 km-t meghaladó magasságkülönbségek a Föld felületén, összehasonlítva a horizontális méretekkel és a Föld átmérőjével, csak alig észrevehető ránczok, a melyek egy olyan gömbön, melynek félátmérője 1 m hosszú, körülbelül csak 3 mm-es kiemelkedések volnának. Tehát a nekünk annyira jelentékenynek látszó magas hegységek szinte elenyésznek a Föld tömegében. Ezt a körülményt föltétlenül figyelembe kell vennünk akkor, a midőn a Föld háztartásában a hegyképződés folyamatainak jelentőségét mérlegeljük.

A szárazföld közepes magassága körülbelül 825 m; ez azt jelenti, hogy a szárazföld tömege egész kiterjedésében egyenlően elosztva, több mint 800 m magasságban állna ki a tengerből. Ezzel ellentétben a közepes tengermélység körülbelül 3700 m, tehát négy és félszer akkora. A tengerek együttes ürtartalma mintegy 13-szor nagyobb, mint a tenger színtája fölé kiemelkedő szárazföldé. Az óczeáni mélységek 50 %-a 3000 m alatt van s a Föld felületének több mint felét mély tenger borítja.

5. kép. A Föld felszínének görbülete, a szárazföldek közepes magassága és a tengerek közepes mélysége a Föld félátmérőjéhez (6378 km=1 m) való természetes viszonyában.

Ha a Föld felületét vízburok nélkül vizsgáljuk, azt látjuk, hogy a szárazföld nem mindjárt a szélein szakad le nagy mélységekbe, hanem laposan folytatódik a tenger színe alatt vagy 200 m mélységig. Itt végződik a kontinentális tábla és utána meredek leszakadás következik körülbelül 3000 méter mélységig. Ez a kontinentális lejtő, a mely a mélységi régiókba esik le. A mély tengerekben a legnagyobb tengeri mélységek árokszerűleg sülyednek le. A szárazföldeket tehát mintegy rögöknek tekinthetjük, a melyek közepes értékben 4500 m-rel magasabban fekszenek, mint az óczeánok kiegyenlített feneke s a tenger tükréből éppen úgy merednek fel, mint az úszó jégrögök a víz felületén. Ha azonban ezeket a nekünk annyira jelentékenynek látszó magasságkülönbségeket a Föld méreteihez hasonlítjuk, azok ismét elenyésző csekélyek és az 1 méteres félátmérőjű glóbuson csak 0.7 mm-es kiemelkedések lennének (5. kép).

Különösen érzékeny mérőmódszerek segítségével már sok kutató meghatározta a Föld fajsúlyát, a melyet jelenleg az igazsághoz legközelebb járva, 5.56 számmal fejezhetünk ki. Azonban azok a leggyakrabban előforduló kőzetek, a melyekhez a Föld kérgében hozzáférkőzhetünk, csak 2.7 közepes sűrűségűek (gránit gnájsz, mészkő, homokkő, agyagpala 2.5-2.8; bazalt, diabáz 3.3), úgy, hogy nagyobb mélységekben olyan tömegeknek kell lenniük, a melyeknek fajsúlya sokkal nagyobb (bariszféra). Hosszú időn keresztül tisztán elméleti alapon azt állították, hogy a sűrűség a Föld középpontja felé lassankint növekedik s ott 10-14-et ér el. Későbben látni fogjuk, hogy különféle tapasztalatok segítségével, mint például a földrengéshullámok folyamatának megfigyelésével, fogalmat alkothatunk magunknak a Föld belsejének mineműségéről.

6. kép. A nehézség intenzitásának görbéje a hegység alatt tömeghiánynyal, s a tenger és a síkság alatt tömegfelhalmozódással.

E szerint a Föld körülbelül 1500 km mélységig kovasavas kőzetekből, és pedig a külső burok gránitból és gnájszból van alkotva, a melyeknek főalkotórésze a kovasav és az aluminium. Ez a burok körülbelül 100 km vastag és kőzeteit »Sal«-nak (Sziliczium + Aluminium kezdőbetűiről) nevezzük. Ez alatt főképpen szilicziumból és magnéziumból (Sima = a Si+Ma kezdőbetűiről) álló kőzetek, mint a bazalt stb. következnek. A Föld magva nehéz ásványokból, különösen nikkelből és vasból (Nife = a Ni+Fe elemek kezdőbetűiből) áll s 2500 km mélységbe nyúló gömbhéjat alkot.

Ingakísérletek segítségével sikerült kimutatni, hogy a Föld kérgében a tömegek nincsenek egyenletesen elosztva. A hegységek alatt tömeghiány mutatkozik, mintha a kőzeteknek egyrésze hiányoznék, föltéve, hogy a sűrűség egyenletes. Síkságok alatt, különösen pedig a tengerek alatt, tömegfölhalmozás mutatkozik, a mely 1000 méternél vastagabb kőzetrétegnek felel meg.

Mindebből az következik, hogy a földkéreg a hegységek alatt tetemesen könnyebb, mint a síkságok alatt és a szárazföldek alatt is könnyebb, mint az óczeánok alatt (6. kép). A vulkánok és a vulkáni szigetek alatt a nehézség a rendesnél nagyobb. Ezeket a nehézségi eltéréseket csak azzal magyarázhatjuk meg, hogy a Sal nem borítja be tökéletesen a Sima-t, hanem szétszaggatott rögökben telepedtek le a könnyebb tömegek a nehezebbekre, mintegy 4-5 km-nyire kiállva, hasonlóan a vízen úszó jégrögökhöz (7-8. kép). Megterhelés esetében mélyebbre merülnek le ezek a rögök, a kontinensek viszont tehermentesítés esetében, pl. ha letarolás következik be, ismét kiemelkednek. A Föld felületétől 120 km mélységben levő színtájon a nyomás kiegyenlítődnék. A merev »Sal«-rögök a magasabb hőmérsékletük miatt plasztikusabb »Sima«-rögökön úsznak, ami csakis úgy lehetséges, hogy olvadáspontjuk 200-300°-kal magasabb. A »Sima« képlékenységét talán a szurokéhoz hasonlíthatjuk legjobban, s ezzel összhangzásban van az a körülmény, hogy a Föld az árapállyal és a földrengéshullámokkal szemben aczélmerevséget tanúsít, míg a tengelyforgásnak enged s ehhez képest ellapul.

7. kép. A kontinentális perem vázlatos keresztmetszete WEGENER A. szerint. Látható a Sima-köpenyen úszó kontinens-rög (Sal) és ennek kiemelkedése a tenger színe fölé.

Ma még vitás, hogy a Föld felszínének képe nagy vonásokban tanúsított-e valamely állandóságot a Föld története folyamán, továbbá, hogy a nagy óczeáni mélységek és a szárazföld talpazatai régebben is hasonlóan voltak-e elosztva, mint ma, vagy pedig a mai viszonyokat csak a későbbi időkben érték el. Van olyan vélemény is, hogy csakis a Csendes-óczeán régi depresszió, míg az Atlanti- és az Indiai-óczeánok fiatalabb képződmények s az ezeket körülzáró szárazföldeket valamikor »szárazföldi hidak« kötötték össze, a melyek azonban leszakadtak. Ezzel a föltevéssel megmagyarázhatjuk az állat- és növényvilág vándorlásait is. Az előbb említett vélemény azonban nem egyeztethető össze a már közölt nehézségi mérésekkel, a melyek azt bizonyítják, hogy az óczeánok alatt nagyobb fajsúlyú földkéregrögök vannak, mint a szárazföldek alatt, és nem valószínű, hogy ezek a rögök valamikor egy színtájban feküdtek a szárazföldi tömegekkel és csak utólagosan sülyedtek le az egyensúly törvényei szerint. Erre támaszkodik a nagy óczeáni mélységek állandóságáról szóló tan.

8. kép. A Föld vázlatos keresztmetszete az egyes gömbburkokkal. (SUESS E., WIECHERT E. és WEGENER A. szerint.)

A két, egymással ellenkező nézetet csak WEGENER A. nagyon is könnyen támadható elmélete próbálja kiegyenlíteni. E szerint a »salikus« kéreg valamikor 30 km vastagságban Földünknek egész felületét beborította. Ez azonban szétszakadt, feltüremlett és összegyűrődött, úgy, hogy az alatta fekvő »Sima« előbukkant. A Csendes-óczeán és Tethys régi Földközi-tengere jelölnék ennek a medenczének a legrégibb beszakadásait és tátongó mélységeit, a melyekre csak később következtek más óczeáni mélységek. A »Sal« rögei, a kontinensek, úgy távolodtak el egymástól, mint a szétrepedező jégrögök és továbbszőve a gondolat fonalát, ezt a jelenben Európára, Grönlandra és Észak-Amerikára lehet vonatkoztatni. Ez az elmélet azonban fölöslegessé válik, mihelyt sikerül megállapítani a világóczeánok ősi korát: ez pedig azokkal a tényekkel, a melyekre bennünket a történelmi geológia tanít, valóban összhangzásba hozható.

A légkörhöz hasonlóan, a felszíni talajrétegeknek sincsen saját hőmérsékletük. A Föld kérgének rétegei bizonyos mélységig valószínűleg felvették volna a világűr dermesztő hidegségét, ha a hősugarak elnyelése következtében a Nap nem melegítené fel őket. Bármily csekély is a kisugárzott napmelegnek Földre jutó része - hiszen csak 1/2250 milliomodrésze a világűrbe jutó hőnek -, mégis a Föld felszínén levő valamennyi mechanizmusra nézve ez a leglényegesebb erőforrás. A Föld felszínének területegységére eső napmeleg-mennyisége - egyébként ugyanazon föltételek mellett - attól a szöglettől függ, a mely alatt a hősugarak a Földre esnek. Ugyancsak ettől függnek az éghajlati övek és az évszakok váltakozásai is, a melyek egyúttal a Föld geológiai folyamataira a legnagyobb hatással vannak. A hőmérsékletnek a nappal és az éjjel, a tél és a nyár váltakozásaiból eredő ingadozásai a Földnek csak a felszíni rétegeiben érezhetők. A mi éghajlatunk alatt már csekély, alig 1-1½ méteres mélységben eltünnek a napi ingadozások, 20 méternél valamivel nagyobb mélységben pedig az évi ingadozások is, mert ebben a mélységben már a változatlan rétegre bukkanunk. A párizsi csillagvizsgáló intézet 27.6 m mély pinczéjében már több mint 100 esztendeje 11.6C° a hőmérséklet, valamivel több, mint a felszíni évi közép-hőmérséklet. A közömbös réteg ott mélyebben fekszik, ahol nagyobb hőmérsékleti ingadozások vannak, az inkább egyenletes hőmérséklet mellett pedig közelebb fekszik a Föld felszínéhez (az egyenlítői vidékeken körülbelül 6 méternyire). A magas Északon, ahol az évi középhőmérséklet a 0° alatt van, a talaj mélyen meg van fagyva. A Tjäle, a talajjég, Kelet-Szibériában egészen az 50. szélességi fokig terjed dél felé. Nyáron legföljebb 1.5 méternyire enged föl, ez alatt pedig a talaj örökké meg van fagyva. Jakutsk mellett 116.5 m mélységben még -3° fagyott talajra bukkantak, úgy hogy a Tjäle vastagságát itt vagy 200 méternyire becsülhetjük. Ezek a vidékek fogalmat adhatnak arról, hogy milyen lenne Földünk sorsa, ha a Nap melege hiányoznék. A Nap melege nélkül Földünk hőfoka rövid időn belül -200C°-ra csökkenne, ezzel szemben ma Földünkön a legnagyobb hideget -70C°-ban állapíthatjuk meg.

A változatlan rétegtől kezdve azonban a mélységgel együtt a meleg is növekedik. Annyi szembetűnő és oly sok pontról származó bizonyítékunk van már erre nézve, hogy ezt az ismeretünket már a legrégibbekhez számíthatjuk. A bányákból és a kutakból kiinduló első megfigyeléseket kiegészítették a későbbi mélyfúrások és alagútmunkálatok, a melyek egyre nagyobb mélységeket tártak fel. A hőforrások, a melyek Földünknek oly sok pontján részben forró állapotban a felszínre törnek, továbbá a vulkáni kitörések alkalmával az 1000C°-nál is magasabb hőmérsékletű izzón-folyós megolvadt kőzetek kitörései még jobban megerősítették azt a nézetet, hogy a Föld belsejében fölötte magas hőmérsékletnek kell lennie.

A csehországi Přibramon, az Adalbert-aknában 889 m mélységben 22°-ban állapították meg a kőzet hőmérsékletét, úgy, hogy a hőmérséklet minden 57.5 m mélységre 1C°-al emelkedik. Ez az érték a geotermikus grádiens, a Föld melegségének mélységi foka. Ez a grádiens Mons bányakerületben (Belgium) 29.6 m volt, Newcastlenál pedig 33.3 m, a porosz bányákban 15.5 m, és 115.3 m között ingadozott. Nevada aranybányáiban, a Comstock-teléren 610 m mélységben a levegő 40C° meleg, és még 50C°-nál is dolgoznak (a mélységi fok itt 15.25 m). Egy és ugyanazon aknában sokszor ismételten változik a hőmérséklet növekedése. Azok a legcsekélyebb mélységi fokok, a melyeket a bányákban megfigyeltek, a toszkanai Monte Massi szénbányájából (13.7 m) és a csehországi Ossegg barnaszénbánya területéről (5.2 m) származnak. Ezek a számok a maguk változatosságában aligha alkalmasak arra, hogy belőlük általános érvényességű következtetéseket vonjunk le.

A forrásokban és a bányákban észlelt hőmérsékletnövekedési mérések csak óvatossággal használhatók, amennyiben bizonyos munkálatok által, meleg és hideg levegő beengedésével és vízáramlásokkal mesterséges változások is előidézhetők. Már azt is megállapították, hogy az említett mesterségesen előidézett megfigyelési hibák mellett főképpen a hegység természetén alapuló körülményeknek is nagy szerepük van. Így például a Comstock-telérben a hőforrások megváltoztatják a hőmérsékletet és éppen így változásokat okoznak a mélységi fokban a chemiai folyamatok is, mint pl. a kéntartalmú fémek oxidácziója, azután az a hő, mely az elszenesedés folyamán szabadult fel, vagy a rétegek mozgása következtében, vagy esetleg más különböző okokból (kőzetek vezetőképessége) keletkezett. Mindezek a hatások a mélységi fok kisebbedését idézik elő. A kőszéntelepekben levegő (oxigén) hozzájárulásával hő fejlődik, a mely szintén hat a mélységi fok mérésére.

Pontosabb méréseket, a melyek sokkalta nagyobb mélységekbe nyúlnak, a mélyfúrásokba bevezetett hőmérővel végezhetünk. Különösen legújabb időben az Északnémetalföldön végzett mélyfúrások gyarapították ez irányban ismereteinket. A fontosabb mélyfúrások a következők^[3]:

Grenelle, Párizs mellett: mélysége 547 m, mélységi foka 32.6 m;

Sperenberg, Berlin közelében: mélysége 1273 m, mélységi foka 33.7 m, 1268 m mélységben észlelt legmagasabb hőmérséklete 48.1°;

Lieth, Altona mellett: mélysége 1338 m, mélységi foka 35 m, megmért legmagasabb hőmérséklete 35°;

Schladebach, Leipzignél: mélysége 1748.4 m, mélységi foka 35.7 m, 1716 m mélységben mért legmagasabb hőmérséklete 56.6°;

Paruscsowitz, Felső-Sziléziában: mélysége 2003 m, mélységi foka 31.82 m;

Czuchow, Felső-Sziléziában: mélysége 2239.72 m, mélységi foka 31.8 m, 2220 m mélységben mért legmagasabb hőmérséklete 83.4°.

9. kép. A geoizotermák iránya (szakgatott vonalakkal ábrázolva) a Simplon-alagút tengelyének hosszában készített szelvényben. A teljesen kihúzott vonalak a rétegek települését mutatják. (NIETHAMMER G. szerint.)

Továbbá azt is megfigyelték, hogy a nagyobb és mélyebb vízmedenczék szomszédsága növeli a mélységi fokot, mint pl. Észak-Amerikában a Lake Superior mellett mélyedő bányákban. A nagytavak víztömege a talajrétegekben 4°-nyi hőmérsékletet idéz elő s ezért a környezetre hűtő hatással van. (Mélységi foka 67-70 m.) Angliában megállapították, hogy a mélységi fok 10 és 33 m között ingadozik. Igen feltűnő adatokhoz jutottak a neuffeni fúrás alkalmával Württembergben; itt vulkáni vidéken 338 m mélységig hatoltak le és 11.1 m-nyi csekély mélységi fokot észleltek. Azt kell föltennünk, hogy valamely magmatűzhely közelsége okozza ezt a jelenséget. A pechelbronni fúrás Alsó-Elszászban, kőolajtartalmú rétegekben, 305 m mélységig 12.2 m mélységi fokot mutatott, 620 m mélységig pedig 8.2 m-t. Itt valószínűleg chemiai folyamatok mozdították elő a hőfok gyors növekedését.

A nagy alagutak, különösen azok, a melyek az Alpokat metszik keresztül, fontos megfigyeléseket szolgáltattak a mélységi fokra vonatkozólag. A Mont-Cenis-alagút építésekor sajnos, csak olasz részről történt néhány hőmérsékletmérés. A legmagasabb hőmérséklet 29.5° volt 1607 méteres rátelepülés alatt. A Gotthard-alagútnál (14.920 m hosszú) ellenben már nagyon pontos méréseket végeztek, a hol a legmagasabb hőmérséklet, 1752 m vastag fedő tömeg alatt 30.4C°, s a földhőmérsékleti mélységi fok 47 m volt. Ebből az következik, hogy a hőmérséklet a rátelepüléssel együtt növekedik, de vele semmi szorosabb viszonyban nincsen. A 10.249 m hosszú Arlberg-alagútban a legmagasabb hőmérséklet 715 m vastag rátelepülés alatt 18.5C° volt. A legnagyobb alagútépítkezés, a mely jelentékeny technikai nehézségeket is okozott, a Simplon-áttörés volt (19.729 m.) (9. kép). Itt azután kitűnt, hogy a rétegek fekvése nagy hatással van a geoizotermák haladására, vagyis azon vonalakra, illetőleg síkokra, a melyek az ugyanazon földhőmérsékletű pontokat kötik össze. A Rosswald alatt, a hol a rétegek függőlegesen állanak, messze eltérnek egymástól (35-37 m a mélységi fok) és a főkiemelkedés alatt, a hol a rétegezés laposan halad, szűkebben szorulnak egymáshoz a geoizotermák (28-29 m a mélységi fok) és itt találták a nem várt 55.4C° legnagyobb hőmérsékletet. A geotermikus mélységi fokot 37 m-ben állapították meg. Az Alpe de Valle alatt a mélységi fok feltűnően nagy, mert ott hideg források törnek fel. A 8505 m hosszú Tauern-alagút fedő hegytömege 1325 m vastag, legnagyobb hőmérséklete 23.9C°, a földmelegségi mélységi foka 37 m.

10. kép. A geoizotermák vonulata (szakgatott vonalakkal jelezve) a Föld felszínének domborzatához símulva.

Az összes hasonló megfigyelések között különösen a mélyfúrásokban végzett mérések bizonyultak a legmegbízhatóbbaknak s ezek alapján az egész Föld közepes geotermikus mélységi fokát 33 méterben állapították meg. A geoizotermák általában követik a földfelület domborzatának körvonalát, de azért kisebb eltéréseket itt-ott mégis mutatnak (10. kép). Ugyanis emelkedések alatt messzebbre térnek el egymástól, mert az elszigetelt, kiemelkedő hegyben nagyobb a kihűlés, völgyek alatt viszont a geoizotermák ismét közelednek egymáshoz. Ha a kőzetek rossz hővezetők, akkor a fok kisebb. A Föld felszínétől nagyobb távolságban az azonos földhőmérséklet felületei szinte gömbhéj alakjában rendezkednek. A mélytengerek és a nagyobb belső tómedenczék az 5-10° geoizotermákat a talajban 5-10 km-nyire nyomják le a tenger felszíne alá, tehát olyan mélységekbe, a hol a szárazföldek alatt 150-300° hőmérsékletnek kell lennie. Ezek alatt a víztömegek alatt azonban a hőfok gyorsabban emelkedik, mint a szárazföldek alatt.

Olyan megfigyeléseink, melyek szerint a növekedő mélységgel együtt a Föld hőmérséklete is emelkedik, természetesen csak a Föld kérgének felszíni rétegeire szorítkoznak, mert hiszen a 2200 méteres legmélyebb fúrás a Föld sugarának csak 1/3000 része. A felszín alatt a legmélyebb pont, ahová az ember behatolt, a Simplon-alagútban van, 2135 m vastag fedő alatt. Nagyon kérdéses és alig valószínű, hogy sikerülni fog-e tetemesen nagyobb mélységeket kikutatni, a melyek egyébként teljesen megfejthetetlen kérdésekre adhatnának közvetetlen felvilágosítást.

Ide tartozik az a gondolat is, vajjon a geotermikus fok a növekedő mélységben kisebb lesz-e, vagy nagyobb, vagyis vajjon a Föld belseje felé a hőemelkedés gyorsabb lesz-e, vagy meglassúdik. Ezt a kérdést ebben az esetben azok a kísérletek döntötték el, a melyek öntött golyók kihűlésének megfigyeléséből állottak. Ugyanerre az eredményre vezettek azok az elméleti megfontolások is, hogy a kihűlő testben a hőveszteség a felszínen a legnagyobb és azért itt a mélységi foknak a legkisebbnek kell lennie. A fokok tehát a mélységgel együtt növekednek. Azt, hogy mily nagy ez a növekedés, nem tudjuk; bizonyosan igen csekély.

A geotermikus mélységi fok értékeiből, alapul véve a Föld egykori izzó állapotát, számításokat végeztek az azóta eltelt időről, vagyis a Föld koráról. Az értékek 20 és 400 millió év között váltakoznak, tehát oly tág határok között, hogy így csaknem, értéktelenek.

Ma annyit tudunk, hogy a hőmérséklet a Föld belseje felé minden 33 méterre 1C°-kal emelkedik, hogy tehát 66 km-nyi mélységben körülbelül 2000° hőmérsékletnek kellene lennie, a melyen a Föld felszínén szerzett tapasztalataink alapján úgyszólván az összes ismert kőzeteinknek meg kellene olvadniok.

A Föld belsejének mibenléte bizonyára mindig azok közé a kérdések közé tartozott, a melyek az emberi szellemet leginkább foglalkoztatták. Az előbb már említett jelenségekből arra következtethetünk, hogy a hőmérséklet a megfigyelt területeken túl is fokozódik és így a Föld belsejében igen magas hőfok van. Ez a következtetésünk összhangzásban van a Föld keletkezéséről és fejlődéséről szóló véleménnyel. Mivel föltették, hogy ilyen magas hőmérséklet mellett az összes kőzeteknek megolvadt állapotban kellene lenniök, így keletkezett az izzón-folyós földmagról szóló tan. Ez a tan hosszú ideig tartotta is magát, újabban azonban elejtették. E mellett szinte azt képzelték, hogy a Földnek csak vékony szilárd kérge van, a mely héjacskához hasonlóan feszül rá a belső tüzes tömegekre. Számításon kívül hagyták azonban azt a rettenetes nyomást, a mely a Föld középpontja felé állandóan növekedik s a melynek szinte elképzelhetetlen halmazállapotot kell teremtenie. Az a jelölés, hogy szilárd, folyékony és gáznemű, amit t. i. a Föld felszínén használunk, bizonyára éppenséggel nincs helyén az egészen elképzelhetetlen nyomás és hőmérsékleti viszonyok között. Abból, hogy a vulkáni kitörés alkalmával izzón-folyós anyag tör elő, még nem következtethetünk a Föld belsejének ehhez hasonló állapotára, mert, amint látni fogjuk, a kitörő magma már bizonyára nem azok alatt a fizikai hatások alatt áll, mint a belső magma. ARRHENIUS tisztán elméleti alapon úgy vélekedik, hogy a Föld belseje olyan gáznemű állapotban van, mely a nagy nyomás és a magas hőmérséklet miatt minden eddig ismert állapottól különbözik. Ha föltesszük, amint ezt már a kísérletek be is bizonyították, hogy az olvadáspontnak egy fokkal való emelkedéséhez 40 légkörnyi nyomásnövekedés szükséges, akkor a szilárd földkéregnek 50-60 km vastagnak kell lennie.

DARWIN G. H. a Föld belsejét szilárdnak tartja, melynek nagyfokú merevsége (ridegsége) az aczéléhoz hasonló, mert ha könnyebben engedő tömeg volna, akkor a hold és a Nap vonzása következtében erősebb árapályt mutatna. Kísérletek is kimutatták, hogy rendkívül magas nyomás mellett bármely test, kritikus hőmérsékletén felül is szilárd maradhat.

WIECHERT a Föld belsejének hőmérsékletét 4000-8000C°-ra becsüli, nyomását pedig körülbelül 3 millió légköri nyomással egyenlőnek tartja. Ezen az alapon a szilárd földmag lehetőségét nem tagadhatjuk.

KELVIN lord egészen hasonló eredményhez jutott a Föld merevségére vonatkozólag, figyelembe véve az árapályok kisebbedését, a mely viszont a Föld alakjának deformácziójából vezethető le, s ez pedig a hold és a Nap vonzásának következménye (földárapály).

A földrengéshullámok megfigyelése is arra vezetett (lásd »A földrengés« cz. fejezetet), hogy a Föld belsejét szilárdnak tekinthetjük. Több konczentrikus gömbhéjból állónak tekinthetjük a Földet; ezek a gömbhéjak különböző súlyú anyagból vannak alkotva s közűlök a legsúlyosabbak a középpont körül helyezkednek el. WIECHERT véleménye szerint a külső földkéreg 1500 km vastag s ezt a felszíniekhez hasonló kőzetek alkotják. Ezután 1500-2500 km között nikkelvasból álló burok következik, míg a Föld magvát még nehezebb fémek alkotják. A földrengéshullámoknak újabb megfigyelései egymásra három fokozatban következő sebességnövekedést mutattak ki, a melyeknek három határsíkja 1194 ± 50, 1677 ± 100 és 2436 ± 150 km mélységbe helyezhető el (a kettős jelzéssel ellátott értékek a valószínű hibák mértékei). Ezek a fokozatok valószínűleg a különböző sűrűségű öveket jelzik.

Ha a nézetünkkel legjobban megegyező tapasztalatokat összefoglaljuk, akkor ezen az alapon 100-200 km vastag merev kéregnek tekinthetjük a Föld külső burkát. Ez alatt 1400 km vastagságig a magmaréteg s végre belül a fémmag következik.

A Föld felületén történt egyes megfigyelések szintén bizonyítják, hogy a Föld belsejében nehéz fémek vannak. Kanadában, Sudbury nikkelérczbányáiban legfelül gránitos kőzetek találhatók 67 % kovasavval, lefelé fogy a sziliczium-, nátrium- és káliumtartalom, ellenben szaporodik a magnézium és a kalczium, a legfelsőbb részek alatt 2000 m-nyire szürke norit található körülbelül 55 % kovasavval, utóbbinak bázisán azután különféle más súlyos fémekkel együtt nikkelérczek települnek.^[4]

A világűr tagjaként elhelyezett Föld az erőforrásoknak olyan kincseit hozta magával, melyeknek kikutatása a földtan első feladatai közé tartozott, mert bolygónk multjának megfejtéséhez főképpen ezek adták a vezérfonalat. Az anyag a nehézségi erő hatása alatt áll, s ez az erő a világűrben mint vonzás nyilvánul. Az izzó központi anyagból levált egyik rész magában rejtette a Földet s az izzó czentrális anyag hőjétől elválasztva, keringett naprendszerünk középpontja körül és egyidejűleg a saját tengelye körül is azon kozmikus erők törvényei szerint, melyek helyzetét a világrendszerben megszabták. A kozmikus erők még ma is hatnak mint a többi égitestnek, különösen pedig mint a Napnak és a holdnak vonzóerői. A világűr hidege ma is elvonja Földünktől azokat a hő alakjában felhalmozott kincseket, amiket egykor útjára magával hozott, de ezért a veszteségért kárpótolja őt a Nap, a hő és a világosság forrása.

A Föld saját erőforrásai: a nehézségi erő, saját hője, tengelyforgása és keringése saját pályáján a Nap körül. Ezekkel ellentétben a Nap és a hold vonzása, a Nap hő- és fénysugarai s a világűr hidege kívülről hatnak a Földre. A Föld erőforrásai egyrészt tehát endogén vagy tellurikus, illetőleg másrészt exogén, kozmikus vagy sziderikus erőforrások, a melyek vagy a Földben gyökereznek, vagy a Földön kívül székelnek s a melyekkel a földtannak számot kell vetnie.

Amennyire Földünk történetét visszafelé követhetjük, a most említett erők hatásával minden jelenséget megmagyarázhatunk. Ugyanazok az erők működnek ma is, mint egykoron, ezért a földtan mint tudomány akkor indult a legnagyobb fejlődésnek, amidőn a Föld felszínén szemünk láttára végbemenő jelenségeket a ma működő erőkből kezdték magyarázni.

Azok az energiaforrások, a melyeknek Földünkön az előttünk lefolyó változásokban szerepük van, sokfélék. A tengelyforgás a geoid lapultságát idézte elő, s ez régebben, a mikor Földünk még ifjúkorát élte s a mikor a forgási idő jelentékenyen rövidebb volt, sokkal nagyobb mértékű volt. A tengelyforgás egyúttal az árapályt is előidézi, amennyiben Földünk felszínének mindig más-más részét fordítja a hold és a Nap felé. Az árapály fékező hatása következtében a tengelykörüli forgás veszít sebességéből s ezáltal a Föld az eszményi gömbalakhoz iparkodik közeledni, majd kéregmozgások keletkeznek, melyek a Föld felszínének átalakulására nézve nagy jelentőségűek s hatásukban egyesülnek az összehúzódás eredményeivel. A tengelykörüli forgás következménye a nappalok és az éjjelek váltakozása, vele együtt jár a napsugárzás és a hőmérséklet ingadozása is.

A Föld tengelykörüli forgása sajátságos hatást gyakorol a felszínen, vagy a felszín fölött mozgásban levő testekre, ha ezeknek mozgási iránya nem párhuzamos az egyenlítővel. Ezek a mozgó testek az északi féltekén eredeti irányuktól jobbra, a déli féltekén pedig balra térnek el.

Földünknek saját pályáján való mozgása a földtengelynek a földpálya síkjára (ekliptika) való ferdeségénél fogva az évszakok, a nyár és tél váltakozását idézi elő s az utóbbi hatás éghajlati jelenségekben és sokszor geológiai folyamatokban is nyilvánul. A földtengely nutácziója és a nap-éjegyenlőség preczessziója alárendeltebb jelentőségűek, mintsem hogy valamely szembetűnő hatást tulajdoníthatnánk nekik. A sarkok helyzetének ingadozásai, a melyeket újabban mérhetünk, oly csekélyek voltak, hogy a geológiai ősmultban nem voltak elegendők arra, hogy az éghajlati övek eltolódását okozhatták volna. Kézzel fogható bizonyítékaink azonban erre vonatkozólag nincsenek. Földünk egész mozgása, mely látszólag zárt görbék vonalán halad, a kozmogóniai elmélet szerint valamikor a központi tömeggel való egyesülésben fog véget érni. Tehát a földpályán bizonyára előrehaladó változások vannak folyamatban, a melyek ezen végczél felé törnek. Megfigyeléseink azonban nem elegendők ahhoz, hogy ezt felfogjuk.

Csak egyszer veszített a Föld saját tömegéből, mikor a hold elvált tőle. A nehézségi erő megakadályozza, hogy anyagából többet is veszítsen, mert semmiféle földi erő sem tud adni valamely testnek egy másodpercz alatt 11 km-es kezdősebességet, a mely szükséges volna a Föld erőköréből való távozáshoz. A nehézségi erő a világűrben mint vonzás nyilvánul: ez tartja a holdat a saját pályáján s ez vonzza a röptükben megbénult meteoriteket Földünkhöz. Földünk tömege egyedül a kozmikus testek által növekedik, ami által a nehézségi erő is gyarapszik, a gyarapodást azonban még megmérni nem tudjuk. A nehézségi erő hatása következtében egyes szabadon álló kőzettömegek maguktól elmozdulnak (hegyomlás); a vizek azon törekvése, hogy a tenger színtáját elérjék, szintén csak ennek következménye, valamint az is a nehézségi erő műve, hogy a könnyen mozdítható közegekben - mint pl. a levegőben vagy a vízben - lebegő tömegrészecskéket sík területeken irányára merőlegesen halmoz fel. Sokszor egész földrögök elmozdulását idézi elő, hogy a megzavart egyensúlyt helyreállítsa. A Föld felületén végbemenő valamennyi tömegeltolódás e tömegek vonzó ereje következtében a szomszédos mozgatható víztömegekben is eltolódást okoz. A nehézségi erő folytonosan és egyenletesen működik mindaddig, amíg a Föld léte tart.

A Nap és a hold vonzása a nutáczió és a preczesszió (talán a pólusingadozások) által is változásokat idéz elő a Föld mozgásában; az árapály is innen ered s vele együtt a Föld tengelykörüli forgási idejének a meghosszabbodása (a nap hossza). A rendkívül érzékeny horizontális inga kimutatta földgömbünkön az apály és dagálynak megfelelő árapályt is, a mely a függőón elmozdulásában nyilvánul. Ezeknek az erőnyilvánulásoknak egyre nagyobbaknak kell lenniük s bár biztos mértéket még nem találtunk rájuk, annyit mégis tudunk, hogy a Föld lassan a központi csillagzathoz közeledik és holdját mindjobban magához húzza. A tengelyforgási sebesség lassabbodásával azonban az árapályok is lassúbbak lesznek, hatásuk pedig gyengül, miáltal részleges kiegyenlítődés történik.

A Nap hősugarai a legnagyobb erőforrások, a melyeknek hatását a Föld felületén megfigyelhetjük. Ez azonban szintén nem állandó hatás, amennyiben a Nap maga is folytonosan hűl. A Nap hővesztesége azonban bizonyára oly csekély, hogy a Föld fejlődésének történelmi idejében ezt nem is tudjuk kimutatni. A régebbi állítással szemben, mely szerint a Nap kihűlőfélben van, újabban az a nézet terjedt el, hogy a Nap hőmérséklete az összehúzódás következtében emelkedik. Ezzel a dologgal is úgy vagyunk, mint sok más ilyen problémával, nevezetesen itt is két bebizonyíthatatlan elmélet áll egymással szemben. A Nap megmelegíti a Föld felszínét és a légkört, előidézi a fizikai elmállásokat, továbbá megindítja a víz körútját s ezáltal a legtöbb chemiai folyamatot; fenntartja a levegő és a tenger áramlásait s ezáltal különösen előmozdítja ezek hatását: a letarolást és a lerakódást.

A Nap fénye teszi lehetővé a növények testében a chemiai átalakulásokat, a melyek az első életet s az élőlények változatos kifejlődését és a Föld felszínére gyakorolt különféle hatásaikat tették lehetővé. A Föld felszínének rombolásában ugyanis a szervezetek éppen úgy részt vesznek, mint a felépítésében, amennyiben a szervezetek a mészkőnek, a dolomitnak, a kovasavnak, a kénnek, a foszfátoknak és a szénnek egész raktárát tartalmazzák. Bennük ezek az anyagok fölöttébb bonyolult és még sok tekintetben nem ismert körutat végeznek, mely a világegyetem legnagyobb titkát: az élet keletkezését és a holt anyagnak az élőbe való átmenetét is magában rejti.

Semmi másféle erőnyilvánulásnál nem nyilatkozik meg világosabban az a tény, hogy Földünk ifjúságát, sőt már érett korát is túlélte és az öregkorba lépett, mint a saját melegében, melyről a Föld felszínén csak mindjobban csökkenő vulkáni és termális működése útján értesülünk. E működések hatása alatt azonban a földkéregben a kőzetek a legnagyobb mértékben megváltoznak. A hőveszteség következtében a hideg világűrben aránylag gyorsan előrehaladó lehűlés a Föld összehúzódását idézi elő. Ebből feszültségek keletkeznek, melyek, mint látni fogjuk, a földkéregben zavarokat idéznek elő.

Ilyenfajta tömegeltolódások az egész földgömb egyensúlyát megzavarhatják, sőt talán a földtengely helyzetében is változást idézhetnek elő.

Úgy vélekedve, hogy a Föld egyéb erőit ezzel nem tagadják meg, kísérletet tettek a Föld saját hőjének a kikapcsolására s minden ennek tulajdonított geológiai folyamatot a Nap melegével próbáltak megmagyarázni. Ez azonban éppen olyan szerencsétlen gondolat, mint az a magyarázat, hogy a Föld hője nyomás vagy súrlódás következtében a Föld belsejében keletkezett. A Föld melege az összes energiakincsek között a legmúlékonyabb és ha az ember a legkülönfélébb utakon arra a vigasztaló gondolatra jön, hogy a Föld melege összehúzódás vagy radioaktív jelenségek okozta folyamatok következtében megmarad, sőt talán növekedik, mégsem zárkózhatunk el attól a gondolattól, hogy a Föld melege éppen a Föld fejlődésének legmagasabb nyilvánulásaira és életére nézve csekélyebb jelentőségű és hogy az életet adó középponti csillagzathoz képest háttérbe szorul. A Föld csak holt tömeg a szervezetek életére nézve, mert sem fényt, sem meleget nem ad nekünk.

A Földön mindenütt az ellentétek harcza tombol, a melyet a régi filozófusok az elemek ellentétének tulajdonítottak s a mely alapja volt a legrégibb vallásos érzéseknek is, mikor a fényt és sötétséget, a tüzet és vizet, a jót és gonoszt, mint istenséget megszemélyesítették.

A Nap melege a nehézségi erő törvényével ellentétben a vizet pára alakjában felemeli, de a víz cseppfolyós vagy szilárd alakban ismét leesik s ezzel az értékesíthető energiának a legnagyobb és felülmúlhatatlan kincsét állítja elő, a melyet bolygónk ma nyujtani képes. Földünk felületének egyenlítői részeiben a fölmelegedett levegő felszáll és a sarkok felé áramlik, a hol bizonyos mértékig ismét lehűl és alászáll, hogy mint alsó-áramlat ismét a kisebb szélességek felé áramoljon és körútját befejezze.

A tűzhányó hegyek a megolvadt kőzeteknek porrá vált tömegét a légkör legmagasabb rétegéig földobják, ahonnan azok vagy hirtelen, vagy pedig hosszas vándorlás után ismét lehullanak a földre. Földrengés alkalmával a földkéreg egyes rögei felemelkednek, más helyeken ismét lesülyednek és ha a hegységalkotó erők hegyvonulatokat gyűrnek fel, más vidékeken ismét a földkéreg egyes részei beszakadnak és míg itt a tenger ölén anyag rakódik le, más ponton ismét a romboló erők a szárazföld anyagát hordják le. Törvény tehát az, hogy minden tömegeltolódás megzavarja az egyensúlyt és egy más ponton ellenkező nyilvánuláshoz vezet.

A légnemű, a folyékony, sőt a szilárd elemek is állandóan mozgásban vannak, a Föld középpontjától eltávolodnak és ismét közelebb jönnek, vagyis állandóan ingadoznak a nyugalmi állapot körül, a melyet azonban soha sem érnek el. Az anyagnak ezt a czentrifugális és czentripetális törekvését két különböző erőcsoport idézi elő. Az egyikhez tartozik a Föld saját hője és tengelykörüli forgása, a kozmikus meleg (különösen a Napé) és az égitestek vonzóereje (különösen a Holdé és Napé). Ezek valamennyien arra törekednek, hogy a földi anyagok kifelé hatoljanak s amennyire lehetséges, a Földtől elszakadjanak. Ezek czentrifugálisan hatnak. Ezekkel az erőkkel ellentétben csupán csak a nehézségi erő működik, a melynek potencziális energiája éppen a többiek működése folytán megy át mozgásba. Ez az az erő, a mely az anyagot ismételten a Földhöz köti s a világegyetemben mint vonzóerő működik.

Az endogén (tellurikus) erők a Föld domborzatát iparkodnak megszilárdítani. A tengelykörüli forgás a lapultságot idézi elő, az erupcziók a Föld belsejének tömegét a felszínen halmozzák fel, míg a Föld belsejében működő erők a Föld kérgének egyes részeit fölemelik és lesülyesztik, felgyűrik és egymásra tolják.

Az exogén erők hatása a kiegyenlítés; a Földnek eszményi gömbalakot iparkodnak adni: erre törekszik a kozmikus vonzóerő az árapály mérséklésével. Ezek az erők tarolják le a kiemelkedéseket s egyúttal a mélységeket is kitöltik; ezt a munkát végzi a napsugaraktól állandó körforgásban tartott víz, valamint a légkör is.

Ezek azok az erők, a melyek Földünket megváltoztatják s az átmeneti arczulatot rányomják, de a melyek egyúttal öregítésén is fáradoznak. Ezek az erők azonban nem állandók, a Föld történelmi korszakainak folyamán maguk is megváltoznak működésükkel együtt, anélkül, hogy lehetséges volna megállapítani ezeknek a változásoknak összeségét, mert az erre vonatkozó számításaink nem terjednek túl a puszta föltevéseken. Ezek közül az erők közül egyesek bizonyos mértékig együttesen hatnak és egymás működését fokozzák: ilyenkor kifejtett hatásuk rendkívül nagy; azonban egymás ellen is dolgozhatnak s ilyenkor egymást gyengítik vagy teljesen megsemmisítik. Ez az oka annak, hogy a Föld történelmében vannak egyes korszakok, melyekben nyugodt a fejlődés, más periódusokban pedig ugrásszerűek a változások (anasztrófák). Ezeket a jelenségeket régebben föltevéses energiaforrásokkal magyarázták, azonban mindinkább kiderül, hogy mindezeket a jelenségeket a ma működő erők váltakozása okozhatta, kiváltképpen ha az idő hatását mindjobban megismerjük. Azt azonban sohasem látjuk, hogy a Földön szünet és nyugalom állana be, bár korlátolt eszközeinkkel a jelenségek folyamatát felfogni nem is tudjuk.

A dinamikai földrajz a Földön működő erők hatásának kimutatásával foglalkozik, míg a dinamikai geológia csak azokat a változásokat kíséri figyelemmel, a melyeket ezeknek váltakozó játéka szemlélhetővé tesz és ezeknek az erőknek a természetét csak annyira ismerteti, amennyire ezen hatásoknak a megértéséhez, szükséges. A geológia és a fizikai földrajz ezen a ponton a legszorosabban érintkezik egymással.

Könyvünk hű képet akar nyujtani ezen erők működéséről és azokról a változásokról, a melyeket a most említett erők a Föld felszínén előidéznek. Ezen erők segítségével egyúttal lehetséges azokat a jelenségeket is megmagyaráznunk, a melyek hosszú, fejlődési sorozat végeredményei gyanánt állanak előttünk.

Az olyan mágnestű, mely csakis vízszintes síkban mozoghat, az észak-dél iránytól eltér; ez a mágneses deklináczió. Földünk felszínén azokat a vonalakat, melyek az azonos deklinácziók pontjait kötik össze, mágneses délköröknek vagy izogonoknak nevezzük. Ezek két mágneses sarkban metszik egymást, a melyek a Föld sarkaitól különböznek s a melyeken a deklinácziós tű minden helyzetben nyugalomban marad. Ha a mágnestűt úgy függesztjük fel, hogy a mágneses délkörre függélyesen, vagyis a vízszintes tengely körül forogjon, akkor ez a horizontális sík felé hajlik, még pedig a helyek szerint váltakozó mértékben (inklináczió). Azok a vonalak, a melyek az azonos inklinácziók pontjait kötik össze s a melyek az izogonokat derékszög alatt metszik, mágneses parallelkörök vagy izoklinák néven ismeretesek. A mágneses egyenlítőn az inklinácziós tű vízszintes helyzetben marad, míg a mágneses sarkon függélyesen áll. Mindkét adat a Föld mágneses vonzásának az irányát adja meg. A Föld mágneses vonzásának is van erőssége, intenzitása, s ez a különböző helyek szerint szintén változó. Mind a három mennyiség ingadozik, napi, évi és valószínűleg még hosszabb periódusokban. Úgy vélik, hogy a napfoltok tizenegyéves periódusa egybeesik a földmágnességi periódusokkal.

A földmágnesség iránya és erőssége a talaj domborzatától és főképpen geológiai fölépülésétől függ. Így különösen a kőzetek hirtelen változása hat reá, úgy hogy nagyon érzékeny mágnestű segítségével a földkéreg mineműségére is következtethetünk.

A földmágnesség oka ismeretlen; annyi azonban bizonyos, hogy összefügg a Nappal és a holddal. Így kimutatták, hogy a földmágnesség változása, különösen a hirtelen ingadozások beköszöntése, az úgynevezett mágneses vihar, a napfoltok felbukkanásával van összefüggésben. Az ez alkalommal keletkező elektromos földáramok hasonlóképpen kozmikus eredetűek.

Vannak kőzetek, a melyek egyszerűen mágnesesek s a mágnestű mindkét sarkára egyformán hatnak, vagyis vonzzák vagy taszítják. Más kőzetek orientált pólusokat mutatnak: ezek poláris mágnesesek. Azok a mondák, a melyek a mágneshegyekről mesélnek, bizonyítják, hogy az emberek már régen ismerik a kőzetek mágneses hatását. A legtöbb vastartalmú vulkáni kőzet (így pl. a láva) mágneses, gyakran poláris mágneses. Ahol a földben mágneses ásványoknak, különösen magnetitnek és mágnesvaskovandnak nagyobb tömegei feküsznek, az érzékeny mágnestűk, az úgynevezett magnetométerek, elárulják jelenlétüket s ez a bányászatra nagyjelentőségű. Az ércztömegben a mágneses sark helyzete rendesen egybeesik a Föld mágneses erővonalával, ami azt jelenti, hogy az ércztelep a Föld mágnességének indukáló hatása következtében lett mágnesessé. A napi változások ezeken is megfigyelhetők. Minthogy a Föld mágneses ereje a sarkoktól az egyenlítő felé csökken, azért a magas északon fekvő ércztelep erősebb hatást fejt ki, mint a hasonló, de jóval délibb fekvésű ércztömeg.

Radioaktív folyamatok.

A radioaktív anyagok és hatásaik a legutóbbi időben a fizika és a chemia terén oly nagy jelentőségre tettek szert, hogy erre támaszkodva a következőket mondhatjuk. A radioaktív anyagok a Föld összes kőzeteiben általánosan el vannak terjedve s így feltehetjük, hogy a radioaktív folyamatoknak a Föld háztartásában is van bizonyos szerepük. A mai elméleti megfontolások szerint a Föld belsejében nincsenek, vagy csaknem hiányoznak a radioaktív anyagok, a melyeket csak a körülbelül 300 km vastag külső kéregben találhatunk. Hatásuk többek között abban nyilvánul, hogy bomlásuk eredményeként a Föld hőmennyiségét gyarapítják. Ez a folyamat a Földnek a kihűlés következtében beálló hőveszteségét legalább részben pótolja. Azt már bebizonyították, hogy sok ásványnak színe radioaktív sugaraktól ered. A radioaktív anyagok bomlására vonatkozó vizsgálatok alapján megkísérelték a kőzetek, sőt a Föld korának a becslését is (100-600 millió év).

Azokból a pleochroitikus (megváltozott színű) udvarokból, a melyek egyes ásványokon a zirkon, titanit és érczek kicsiny zárványai körül láthatók, szintén megkísérelték ezen kőzetek korát megállapítani. Ezek azonban még csak tapogatódzó kísérletek és semmi bizonyosat sem nyujtanak s így a tankönyvek keretén kívül állanak.^[5]

Meteoritek.

Amióta Földünk mint önálló égitest pályafutását megkezdte, a nehézségi erő hatásának köszönheti anyagának egyetlen módon való gyarapodását, s ez a meteoritek hullása. A Föld háztartásában talán jelentéktelenek a meteoritek, az összehasonlító geológiában azonban nagy jelentőségűek. Már a legrégibb időben magukra vonták az emberek figyelmét ezek a világűrből érkezett idegenek és sokszor babonás vagy Istent illető tiszteletben részesültek, miként még ma is a kaábai Adsar el Asvad nevű óriás meteorit Mekkában. Csak a tizennyolczadik század végén kezdték valódi természetüket felismerni. Míg régebben azt tartották róluk, hogy a hold kráteréből repültek ki, utóbb a Nap körül keringő kozmikus testeknek nézték őket, a melyek a légkörbe való lépésük alkalmával (több mint 100 km magasságban) a súrlódás és a levegő összenyomása következtében izzó állapotba kerülnek és a legszorosabb összefüggésben vannak a hulló csillagokkal, a meteorokkal és a fénylőgömbökkel. Bebizonyították, hogy a hullócsillagrajok szabályos bolygópályájukon keresztezik a földpályát. Egyes kutatók azt a nézetet vallják, hogy a meteoritek abból a bolygóanyagból származnak, a mely egykor a Mars és a Jupiter között állott, s a melyből a planetoidok is származtak. Mások ismét azt állítják, hogy elszigetelt összegöngyölődés által a naprendszerben önállóan keletkeztek. Állítólag naponta 10-12 millió hullócsillag halad át légkörünkön keresztül. A legtöbb közűlök ismét kilép a világűrbe, a kisebbek, vagy a kevésbbé ellentállók egészen elégnek, csak egy csekély töredéküket vonzza magához a Föld annyira, hogy meteoritek alakjában a Föld felszínére esnek. Európára évenkint alig három esés jut, ha azonban a tengereket és a lakatlan területeket is figyelembe vesszük, arra az eredményre jutunk, hogy naponta 2-3 meteorit esik le. Összesen mintegy 1000 meteoresésről van tudomásunk. Hozzávetőleges becslések szerint a Föld a meteorit esések következtében évenkint 450 tonna anyaggal gyarapodik.

A meteorhullás lehetősége nagyrészt attól a sebességtől függ, amellyel a meteorit a Föld vonzása körébe jut. A szerint, amint útjának iránya egybeesik a Föld mozgásával, vagy pedig ezzel ellenkező, a meteorit sebessége a földpálya sebességével gyarapodik, vagy pedig részben csökken. A sebesség elérheti a 100 km-t másodperczenkint. Csak csekélyebb sebesség mellett szabadna a meteoriteknek a Föld vonzása körébe jutni. Körülbelül 40 km magasságban a légkör súrlódása következtében a meteorit saját mozgása megakad, úgy látszik, mintha egy pontban állva maradna és azután szabad eséssel éri el a Földet. A gyors mozgás és a meteor nyomában utána nyomuló levegő következtében zúgás, csattanás, sustorgás vagy mennydörgés hallatszik. Legtöbbször füstfelhőcske is mutatkozik, a mely azonban valószínűleg finom, levált részecskékből ered. Sokszor a meteoritek szétrobbannak a levegőben, valószínűleg a belsejükben áttüzesedett gázok következtében, vagy pedig a robbanást az a feszültség is okozhatja, a melyet a hőmérsékleti különbség idéz elő. Ugyanis nagy az ellentét a világűr dermesztő hidegét magával hozó mag és az izzó kéreg hőmérséklete között. Hatalmas csattanás hangzik s a meteorit darabokra törve hull le a Földre.

Erős, 1600°-ot elérő áttüzesedés alkalmával a felületen levő részek megolvadnak és a meteoritet többnyire fekete, fénytelen, csak ritkán fényes megolvadt kéreggel vonják be, a mely a repedéseken behatol a kőzetbe. A megolvadás természetesen erősebb, ha az áttüzesedés hosszabb ideig tartott. Eszerint meg lehet ítélni, hogy valamely töredék felületének melyik része öregebb s melyik része keletkezett később a szétpattogzás alkalmával. Továbbá a megolvadt rétegnek ott vastagabbnak kell lennie, a hol a súrlódás és így az áttüzesedés is nagyobb volt. Ez a hatás a mozgásban levő darab előrészén és oldalpárkányain mutatkozik. A megolvadt kéreg rendesen fölötte vékony, ritkán vastagabb 2 mm-nél, mert repülés közben a levegőáramlat a megolvadt részt izzó állapotban lesodorja. Az előrészén ezáltal folyó sávok keletkeznek, a melyek többnyire a középpontból sugarasan ágaznak széjjel (az úgynevezett megolvadt zománczfolyások), az oldalakon pedig átcsapódó megolvadt duzzadások keletkeznek, míg a meteorit többi, hátulsó részein csak alárendelt jelentőségű megolvadás mutatkozik. Ily módon néha sikerül megkülönböztetnünk a meteorit elülső részét a hátulsótól (irányított, ú. n. orientált kövek). Ha azonban repülés közben a súlypont helyzete megváltozik és a kő megfordul, akkor a hátulsó rész kerül előre, s ugyancsak azon mutatkozik a megolvadás is (átfordult kövek).

Csak a legutóbbi években BERWERTH kezdte megmagyarázni a meteoritek alakját és felszíni képződményeit. Meg kell különböztetnünk a meteorköveket a meteorvasaktól. A meteorvasak kristályos képződmények szabályos lapokkal, élekkel és csúcsokkal, míg a meteorkövek tömeges szerkezetűek és mindig csak véletlenül alakult, sokszögű, poliéderes darabokat alkotnak. A légkörben szerzett olvadási tünemények dolgában azonban nincs közöttük lényeges különbség.

A meteorkövek törési lapjai a meteoritek szerkezetétől függnek; többnyire érdesek, néha mélyedések födik. Az áttüzesedés alkalmával legelőször a csúcsok és az élek olvadnak meg, a felszín kifényesedik, majd életlen lesz s sima domború és homorú lapok keletkeznek rajta. Azokat a köveket, a melyek így hullanak a Földre, az elsődleges (primér) lapok határolják s ezeket »egész köveknek« nevezhetjük. Az egész kövek tehát a levegőben nem robbantak széjjel. Ha azonban a meteorit szétrobban, akkor rajta törési lapok keletkeznek, a melyek ismét megolvadnak. Ezek rövidebb időre tüzesednek át s így csekélyebb mértékben olvadnak meg, felületük érdesebb, árkolt vagy hullámos és másodlagos lapoknak nevezhetjük őket. Ha a kő ismét megoszlik, akkor egyre fiatalabb lapok keletkeznek, melyek még frissebb törésűek. Így a harmadlagos és a negyedleges lapokat még jól megkülönböztethetjük (11-14. kép). Ugyanazon hullás alkalmával az összes átmenetek előfordulhatnak: a gumóidomú alaktól kezdve az élekkel ellátott poliéderékig, meteorkövek árkolásokkal, csészeszerű mélyedésekkel és azok nélkül.

11-14. kép. A kolozsmegyei Mocs határában hullott meteorkő széttört darabjai.
11. kép. Elsődleges lap.
12. kép. Elsődleges lap felül, másodlagos lap jobbra, harmadlagos lap balra.
13. kép. Elsődleges lap balfelől, másodlagos lap jobbra, harmadlagos lap alul.
14. kép. Másodlagos lap alul jobbra, harmadlagos lap balra, negyedleges lap felül.

Azok a meteorvasak, a melyeknek felszínén gyakran kristálylapok vannak, szerkezetüknél fogva horgas töréssel hasadnak; ezeken felismerhetők a kristálylapok, a melyeket szabálytalan mélyedések határolnak. Az olvadás következtében a vékony élek és csúcsok vastagabbak lesznek, azonban a mélyebb részek kevésbbé vannak megtámadva, amit már a simaság különbsége is igazol. Az éleken sokkal vastagabb a megolvadt kéreg, mint a mélyedéseken. Ezáltal a nyárshegyű törés elmosódik. Lapos árkocskák keletkeznek, melyeket megolvadt szegélyek vesznek körül és az egész felületen keresztül az elülső részre hatol a sokszor nagyon jelentékeny olvadásfolyamat (15. kép). A hátulsó oldal rendesen simább és lapos, kagylószerű, szívóssága következtében ez ritkább jelenség. Olyankor azután magasabbrendű fiatalabb és frissebb töréslapok keletkeznek.

15. kép. A Cabin Creek-en leesett meteorvas előrésze.

Minthogy a megolvadt vas anyaga hígfolyós és a meteorvas töréslapjai durvábbak, azért a beárkolások és széleik hullámos domborzattá alakulnak. Egyes alkotórészek kiesnek és kiolvadnak, miáltal néha mély lyukak keletkeznek. A meteorköveknek ritkábban van árkos felületük.

Míg a meteorkövek ellentállóképessége jóval nagyobb, addig a meteorvasakat a megpörkölődés nagyon elmállasztja, úgy hogy felszínük díszítése csakhamar megsemmisül s nem alkalmas a megfigyelésre. Csakis egészen frissen hullott darabokat tehetünk vizsgálatunk tárgyává, ezek azonban nagyon ritkák. Csak tíz ilyen esetet figyelhettek meg, pedig 250 vasmeteorit-lelettel rendelkezünk.

Eddigelé a meteoritek felszínének árkos szerkezetét piëzoglypteknek (nyomás által kimélyített felületnek) nevezték, mert DAUBRÉE kísérletei alapján tévesen azt állították, hogy ez a szerkezet a sűrített, összenyomott izzó levegő eróziós hatására keletkezett. Itt azonban megolvadt törési felületekről van szó, a melyeknek jellemzésére a rhegmaglyptek (törés által kimélyített felület) elnevezést használjuk újabban.

A meteoritek merevsége miatt sokkal több apró szétrobbant meteorkő hull le, mint vasmeteor. A legnagyobb, 550 kg súlyú meteorkő a kansasi Long Islandról származik. A legnagyobb meteorit, a melyet hullani láttak, hazánkban esett le, 1866. június 6.-án, ez a híres Knyahinyai meteorkő 300 kg súlyú volt; azonban már a 100 kg súlyú kövek is ritkábbak. A legtöbb ököl nagyságú, diónagyságú, vagy még ennél is kisebb, sőt sokszor egészen poralakban hull a meteorkő. Gyakran nagyszámú meteor hull alá, néha több ezer is egyszerre. Erdélyben Mócs mellett 1882-ben állítólag 100 000-nél is több esett. Sokszor nagy területen vannak széjjelszórva; sőt egy és ugyanazon meteorit szétrobbant darabjainak egyidejű hullását egymástól 1000 kilométernyire eső pontokon is megfigyelhették. A meteorvasak között gyakran több száz kilós darabok is vannak. A legnagyobbat a mexikói Ranchitó mellett találták s ez 50 000 kg-ot nyom.

Úgy látszik, hogy a kryokonit-por is kozmikus eredetű. Ilyen kryokonit-por Grönlandban, a Spitzbergákon s más magas fekvésű sarkvidéken, a belföldi jégtakarón nagyon vékony réteg alakjában, található. Nem más ez, mint finom, szürke, nedves állapotban szürkés fekete por, mely a földieken kívül kozmikus alkotórészeket (magnetit, fémes kobaltnikkelvas) is tartalmaz. Olyan vidékeken, a hol az évi hó nyaranta megolvad, gyarapodni látszik. Ebből azt következtethetjük, hogy a Föld felületének egyéb részein is történnek ilyen porhullások, azonban csekély mennyiségüknél fogva eddig még nem igen figyeltek rájuk. A téli hótakarón már más helyütt is kimutatták. A mély tengereknek nagyon lassan lerakódó iszapjában szintén találtak kozmikus gyarapodást. (Lásd a III. C fejezetet.)

A meteoritek adják az egyetlen alkalmat a földönkívüli anyagok vizsgálatához. Olyan elemet azonban nem tartalmaznak, a mely a Földön elő nem fordulna. Ez tehát azt bizonyítja, hogy világrendszerünk egy és ugyanazon anyagból van. A meteoritek alkotórészei csak részben egyeznek meg a földi ásványokéval. Az anyaguk néha egynemű, gyakran elegyedett, szövetük kristályos, szemecskés, vagy porfiros s szegletes törésű darabok vannak benne, klasztikus vagy breccsiás szerkezettel. Kristályos szövetük a vulkáni kőzetekére emlékeztet, a klasztikus szerkezetűek pedig a vulkáni tufákhoz hasonlítanak.

16. kép. A Quesai meteorvas Widmannstätten-féle rajzai. (KÖCHLIN R. fotografiája szerint.)

A meteoritek leggyakoribb alkotórésze nikkellel kevert termés-, szín-vas (nikkelvas). Tartalmuk szerint megkülönböztetünk holosziderit-et (csak termésvasból álló meteorvas), syssziderit-et, a melynek nagyrésze nikkelvas, és sporadosziderit-et, a mely csak kevés nikkelvasat tartalmaz. Ha a meteorvas símára vágott felületét salétromsavval étetjük, akkor rajta többnyire damasztszerű rajzok jelennek meg, melyek olyanformán keletkeznek, hogy a nagyobb ellentállóképességű, nikkelben gazdagabb ikerlemezek előtünnek és ebből oktaäderes szerkezetet állapíthatunk meg (WIDMANSTÄTTEN-féle rajzok, 16. kép). Egyéb gyakori alkotórészek a foszfornikkelvas (schreibersit), a cohenit (szénvas), troilit (egyszerű kénes vas), kromit, magnetit, tridymit, kvarcz, olivin, bronzit, pyroxen, plagioklasz, gyémánt, grafit, szén stb. Barna üveget már sokszor megállapítottak benne. Gyakran elnyelt gázok is vannak benne, pl. hidrogén, hélium, argon, szénoxid, széndioxid, nitrogén és szénhidrogén.

A meteorkövekben gyakran számos gömbölyded kristályos zárvány található (chondrák), a melyek a földi kőzetekben nem fordulnak elő. Megmerevedési termékeknek, megmerevedett cseppeknek tartják őket és túlnyomóan nikkelvasból, troilitból, olivinból, bronzitból és üvegből állanak. Ezeket a köveket chondritek-nek nevezzük.

Ha a meteorköveket a földi előfordulásokkal hasonlítjuk össze, akkor azt találjuk, hogy a vulkáni termékekhez állanak legközelebb. Tömeges kőzetek, azonban a gránitfajták hiányoznak belőlük.

Földünkről alkotott fogalmaink szerint a meteorvasak az égitestek belsejéből származnak, a melyeknek kérge bizonyára vasban szegény meteorkőtömegből áll. Azt, hogy miképpen ment végbe ezeknek az égitesteknek a szétrombolódása, nem tudjuk. Lehetséges, hogy összeütközés következtében, vagy pedig vulkáni természetű gázexplóziók következtében robbantak szét. Egyes meteoritekben fluidális szerkezetet észleltek, ami azt bizonyítja, hogy valamikor ezek a tömegek magma-állapotban voltak. A rajtuk látható súrlódott (harnikus) felületek és a törmelékes szerkezet viszont a mellett szólnak, hogy a szétrobbant égitesten valamikor tömegmozgások mentek végbe.

A meteoritek szabad eséssel nagy magasságból jelentékeny sebességgel érnek a Föld felszínére és többé-kevésbbé mélyen bevágódnak a talajba. Csekély tömegüknél fogva ezek a mélységek jelentéktelenek. Eddig csak egy helyen találtak olyan mélyedést, a melynek keletkezését meteoritesésnek tulajdoníthatjuk. Észak-Arizonában, nem messze a Diablo-kanyóntól, a vízszintesen települt meszekből és homokkövekből felépült platón, körülbelül 4000 láb széles és 600 láb mély köralakú üst van meredek falakkal besülyedve, a melyet körülbelül fél angol mérföld széles földsáncz vesz körül. A sánc a plató fölé 120-160 láb magasságban emelkedik ki és rétegei 80°-ig emelkedő dőlést mutatnak (17-19. kép). A földsánczot kőtörmelékek borítják, közöttük háznagyságú tömbök is vannak. Az üst köbtartalma körülbelül 62 millió köbméter lehet. Ezzel a tömeggel egyenlő a látható kidobott anyag. A tömbök, a melyeknek súlya 50-től több száz fontig terjed, 0.5-2 angol mérföldnyire vannak szétszórva. Az üst fenekét homok és édesvízi képződmények borítják.

17. kép. A meteoritek eloszlása a Meteor kráter körül Arizonában. (HOLSINGER S. I. szerint, BARRINGER D. M. munkájából.)

18. kép. A Meteor kráter belseje, Arizonában. (BARRINGER D. M. szerint.)

19. kép. A Meteor kráter szelvénye. (DARTON N. H. szerint.) Láthatók a kráter felé emelkedő rétegek, a törmeléksáncz, az üst feneke alatt megváltozott részek és a fúrt lyukak.

Ezt az üstöt eredetileg maarhoz hasonlóan gázrobbanás következtében keletkezett kráternek tartották, különösen azért, mert a közelében vulkáni kúpok is vannak. Az üstből azonban a vulkáni anyag teljesen hiányzik. A kráterben és a környékén végzett fúrások pedig kimutatták, hogy a rétegeket kürtő sehol sem töri át. Továbbá a kráter körül számtalan meteorvasat találtak, melyek a több száz kilogrammos daraboktól kezdve a legfinomabb szemecskékig váltakozva, a krátertól 5.5 mérföldnyi távolságra szóródtak szét. A legtöbbet közvetlenül a kráter szélén találták, a melyek mint a Diablo-kanyón vasai ismeretesek és összesen négy tonnánál is többet nyomnak. Újabban az a vélemény alakult ki, hogy a lyuk egy nagy meteorit esése alkalmával keletkezett, a mely talán még a mélységben fekszik. Ennek megállapítása czéljából a kráterből több helyütt lefúrtak s ekkor kiderült, hogy a fenék alatt 8-900 lábnyira már a szálbanálló szilárd szikla következik, a felette levő rétegek pedig nyomás és hőség által palás homokkővé vagy horzsakőhöz hasonlatossá váltak. 600 láb mélységig számtalan nikkelvas-részecskét találtak benne. Ezen meteoritek között számos héjas gumó akadt, melyek belsejükben nikkelvasat rejtettek és oxidált kéreggel voltak körülvéve.

Föltehetjük tehát, hogy itt valóságos meteoritraj zuhant le: volt közöttük egy 500 láb átmérőjű darab is. Az üstöt pedig az a forró levegőáramlás mélyítette ki, mely a tömegek előtt haladt és robbanásszerűleg oldalt is kihatott. Azt, hogy a meteoritek főtömegével mi történt, csak sejthetjük. A fúrások eddig még nem jelezték, hogy a meteorit tömege a mélységbe sülyedt volna. Azt sem állíthatjuk, hogy oxidáczió következtében teljesen eltünt, mert hiszen sok apró részecske megmaradt és a vidék éghajlata száraz. Éppen olyan kevéssé mondhatjuk, hogy apró darabokra tört, mert azokat meg kellett volna találni. Még arra az esetre is gondoltak, hogy a meteorit ismét visszapattant, s egy más helyen, talán a Csendes-óczeánba esett le. Szóval ez a kérdés ma még megoldatlan.

20. és 21. kép. Erősen díszített felszínű moldavitok.

A vas- és kőmeteoriteken kívül, a melyeknek kozmikus eredetét kimutatták, üvegmeteoriteket (SUESS F. E. szerint tektitek) is említenek. Eredetüket eddig még nem ismerjük. A Föld felszínének különböző, egymástól messzefekvő részein, úgymint Dél-Csehországban és Morvaországon, a Hátsó-Indiai félszigeten, Ausztráliában és Tasmániában, azonkívül egyes más pontokon is, a Föld felszínének legfiatalabb rétegein, részben legömbölyített darabokban, számtalan áttetsző, zöldesfekete üveget találtak. Alakjuk, felszínük szerkezete és chemiai összetételük - többnyire savas mész- és káliüvegek - a lelőhelyek szerint nagyon különböző. Éppen ezért a lelőhelyük szerint különböző néven jelöljük őket: a cseh- és morvaországiakat: moldaviteknek, a hátsó-indiaiakat billitoniteknek, az ausztráliaiakat és a tasmániaiakat australiteknek, illetőleg queenstowniteknek nevezzük (20-27. kép). Ritkán érnek el tyúktojás nagyságot. Alakjuk nagyon különböző: szimmetriátlan csészeszerű és táblás vagy lepényalakú üvegcserepek, kocsányszerű darabok vagy szimmetriás köralakú korongok, ellipszoidok, körte-, lencse- és homokóra alakúak, sőt gömbalakúak is vannak közöttük. Üveges golyók is előfordulnak. A most felsorolt alakok töredékek, vagy pedig sokszor teljesen egész testek. A moldavitek és a billitonitek erős skulpturájukkal tűnnek ki; a skulptura gyakran éles taréjokban nyilvánul s az egyes taréjokat mély barázdák választják el egymástól. A skulptura gyakran összhangzásban van az alakkal, például a köralakú darabokon sugarasan halad. A skulptura legmagasabb pontját összekötve, megkapjuk azt a felületet, a melybe az egész domborzat (relief) be van dolgozva. Sokszor a skulptura gyengébb. Fölötte rendesen valamely hozzá hasonló fekszik, kisebb kiadásban. Az egész felszínnek tompa, lakkszerű fénye van, melyet finom gödröcskék okoznak s ezt az összes tektitekben megtalálhatjuk. Ez bizonyára valami marási tünemény eredménye. Az australitekről és a queenstownitekről többnyire teljesen hiányzik az erős skulptura; az australitek fénytelen szemecskés felszínűek, mint amilyet gyakran a sivatag görgetegein látunk.

22. és 23. kép. Billitonitek.

24. és 25. kép. Ausztralitek. (SUESS F. E. szerint.)

26. és 27. kép. Queenstownitek. (SUESS F. E. szerint.)

A most említett leleteknek magyarázatát még nem derítették ki. Arra is gondoltak már, hogy mesterséges üvegkészítmények, mások ismét vulkáni, sőt holdkráterből származó eredetre gondoltak, vagy pedig kozmikus üvegeknek (üvegmeteoriteknek) tartották. A vulkáni eredet ellen több bizonyítékunk van. Ilyen bizonyítékok, hogy a vulkáni kőzetben még sohasem találtak üvegmeteoritet, továbbá hogy a tűzhányó hegyek az üvegmeteorit lelőhelyeitől nagy távolságban vannak és hogy az üvegtermékek alakra, chemiai és fizikai tulajdonságukra nézve nagyon különböznek egymástól. Vulkáni eredetüket az is valószínűtlenné teszi, hogy előfordulásuk csak kevés és egymástól nagy távolságokban levő helyekre szorítkozik. Továbbá az sem valószínű, hogy előfordulásuk szerint oly feltűnő különbség mutatkozzék a külső alakban. Nem hasonlítanak még a meteoritekhez sem, melyek többnyire olyan töredékek, melyek átrepülve a légkörön, eközben megolvadtak, mialatt éppen a csúcsok és az élek voltak megtámadva. A domborzat, melyet olvadással (levegő-korrázió) nem magyarázhatunk meg, ezeken a felszínbe van bedolgozva, míg a meteoriteken eredeti volt és eltörlődött. Továbbá üvegmeteorit hullását még senki sem figyelte meg s az egyetlen megfigyelés, melyet eddig jelentettek, tévedésen alapult. Így nagyon nehéz a meteoritek hasonló alakja és összetétele mellett a tektitek alakban, díszítésben és chemiai tulajdonságokban való különbségét az egyes vidékek szerint megmagyarázni. Sokszor annyira sajátságosan ugyanazok az alakok fordulnak elő (pl. gomb- és piskótaformák Ausztráliában), hogy természetes eredetük nem valószínű.

Az is nehézségekbe ütközik, hogy a tektiteket mesterséges üvegeknek nyilvánítsuk. Nagyon feltűnő, hogy a Földnek csak olyan kevés vidékére szorítkoznak, bár a legutóbbi időben a lelőhelyek gyarapodtak. Nehezen tudjuk megmagyarázni előfordulásukat olyan vidékeken, a hol régi üvegiparnak semmi nyomát sem találjuk, s a hol a régi emberi kultúrának semmi jele nincs meg. Nagyon csodálatos, hogy gyakran nagykiterjedésű vidéken, pl. Ausztrália nagy részén, a tektitek chemiai összetételükben, fizikai tulajdonságukban és alakjukban egységesek. Sok darabnak oly sajátságos domborzati díszítését, továbbá a lelőhelyek szerint mutatkozó különbségeit még ma sem tudjuk megmagyarázni. Mindez talán az éghajlattal függ össze; a szivárgó vizek a moldaviteket a legerősebben marták ki, a billitoniteket és a queenstowniteket pedig gyengébben (a rovátkás kövek analógiájára; lásd a III. A) fejezetet), míg az australitek szélkorrázióját már ismerjük. Ezek a kérdések azonban a mai kutatások alapján még nem dönthetők el.

Vulkanizmusnak nevezzük azokat a jelenségeket, melyek a megolvadt folyékony kőzettömegeknek (magma) a Föld belsejéből a Föld szilárd kérgére való kitörésével kapcsolatosak. Ha ezek a Föld felszínén egyáltalában nem mutatkoznak, akkor mélységbeli vulkáni jelenségeknek (mélységbeli vulkánosság) nevezhetjük. Ha a Föld felszínén is észrevehetők, akkor a jelenségeket felszíni vulkánosságnak, vagy röviden vulkanizmusnak nevezzük. A mint későbben látni fogjuk, a vulkánosságot a felszínen gyakran csak forró vizek és gáznemű anyagok kitörése jelzi.

A mikor a szilárd földkéreg képződött, a Föld belsejének a világűrbe való szabad hőkisugárzása megakadt.

Előbbi tárgyalásunk szerint a leginkább kielégítő adatok alapján a Föld kérgének vastagsága körülbelül 100-200 km lehet. Ez alatt körülbelül 1400 km vastagságban a magmazóna következik, mely a nehéz és merev földmagot zárja körül. A magmazóna állapotáról csak sejtelmünk van, azonban mégis azt állíthatjuk, hogy az itt uralkodó óriás nyomás a több ezer fok hőmérsékletű kőzetoldatokat bizonyos fokig megszilárdult állapotban tartja, ezek a kőzetoldatok azonban nyomáscsökkenés alkalmával azonnal folyós állapotba mennek át. A piroszféra tömegei valószínűleg fajsúlyuk szerint különválva helyezkednek el, a fajsúly pedig az ásványösszetétel és a gáztartalom szerint változik. Az is lehetséges, hogy a piroszféra tömegei súlyuknak megfelelőleg kéreghéjasan, vagy pedig slir-szerűleg egymást átszőve, helyezkednek el. Slír (Schlier) elnevezéssel valamely testnek azt a részét jelöljük, a mely a többi tömegtől különbözik ugyan, de vele átmenetekkel összefüggésben van. A folyékony anyagok ritkán egészen egyneműek, hanem majdnem mindig szabálytalan slírekkel vannak átszőve, a miknek más fizikai tulajdonságaik vannak.

Abban a régi korszakban, amidőn a Föld belseje még rohamosabban veszítette melegségét, valószínűleg magából a piroszférából tódultak ki a tömegek, áttörve a pánczéltakarót, vagy ha ezt nem voltak képesek megtenni, akkor ebben merevedtek meg. Úgy látszik, hogy a magmazóna ma már hatástalan a Föld felszínére; kitörései ma csak egyes periferikus tűzhelyekre szorítkoznak, melyek a szilárd földkéregbe zárva, izzó-szilárd vagy izzó-folyékony állapotukat megőrizték. A tűzfészkek talán már összeköttetésben sem állanak a magma-zónával, tehát folytonosan előrehaladó megmerevedés mellett létük csak bizonyos korlátolt időre szorítkozhatik. Ezt bizonyítja, miként látni fogjuk, az a körülmény, hogy egyes vulkáni jelenségek nagyon is múlékony jellegűek, továbbá, hogy a Föld történetének nagy erupcziós periódusai, amennyire visszafelé pontosan követhetők, a vulkáni működéseknek feltűnő megbénulását árulják el. Az egymáshoz aránylag közel fekvő vulkáni vidékek anyaga merőben különböző és a szomszédos erupcziós középpontok gyakran teljesen függetlenek egymástól. Egyes vulkáni vidékeken a hőmérséklet a mélyben feltűnő gyorsan növekedik; ez a körülmény szintén valamely izzó tűzhely közelségét sejteti velünk. Azt is megfigyelték, hogy az ugyanazon helyen kitódult magma-anyagok minéműségében nagy a változatosság. Ezt szintén csakis az egyes korlátolt tűzhelyek megkülönböztetésével magyarázhatjuk meg. Hogy ezt az ügyet egészen durva példával világítsuk meg, azt mondhatjuk, hogy talán először a legmélyebb vagy a legmagasabb részek tódulnak ki s a többiek bizonyos sorrendben nyomulnak fel egymás után.

A földkéreg kőzetei sülyedés által is olyan régiókba kerülhetnek, hogy ismét megolvadnak. Állítólag 40 km-nyi mélység elegendő ahhoz, hogy a legtöbb ásvány megolvadásához szükséges hőmérsékletet (körülbelül 1200C° fokot) elérjük.

Azt, hogy milyen körülmények mozgatják a magmát s irányítják útját a Föld felszíne felé, nem tudjuk. Lehetséges, hogy a szilárd földkéreg háborgásai hatnak annyira a hatalmas nyomás alatt álló tömegre, hogy ezek egyszerre folyékony halmazállapotba mennek át, éppen úgy, mint a hogy a nyomás alatt álló túlhevített víz robbanásszerűleg válik gőzzé, mihelyt kellő nyomáscsökkenés áll be. A hőmérséklet emelkedése fizikai vagy chemiai úton is bekövetkezhetik, a mely a magmát arra képesíti, hogy sugárirányban, a Nap protuberancziáihoz vagy valamely szúrólánghoz hasonlóan, kérgét megolvassza. Ez a megolvasztási elmélet azokra a többször tapasztalt megfigyelésekre támaszkodhatik, a melyek szerint a mélységből feltóduló magmák a Föld felszínének kőzeteit csak részben emésztették fel, úgy hogy ezeket, ha mindjárt megváltozott állapotban is, a feltódult tömeges kőzetek vidékein végig nyomozhatjuk. A sok száz méter vastag réteges kőzeteken keresztülhatoló és csekély átmérőjű lávacsatornák, a melyek nem hasadékon feküsznek, csakis a kőzeteknek nagy nyomás alatt végbement fölemésztésével magyarázhatók meg (V. ö. a 115. képpel).

Ezen elmélet ellen azt hozták fel, hogy a Föld felszínén levő áttörési kőzetek összetétele független a már áttört s ezáltal fölemésztett kőzetek összetételétől. Ezen nem csodálkozhatunk, ha arra gondolunk, hogy a magmában áramlások is vannak, a melyek a Föld felszínén a hőveszteséget pótolják és hogy az ennél számbavett magma-tömegek a feloldott kőzetek tömegét többszörösen felülmulják.

Olyan elmélet is van, mely szerint a Föld belsejének nyomásjelenségei, pl. a kéregrögöknek bizonyos sülyedése, a magmát kisajtolják. Ez az elmélet egyes esetekben helyénvaló.

Nagyobb magmatestek magyarázatául a tető mechanikai beszakadását veszik föl, melynek rögei lesülyednek és beolvadnak (rátámaszkodási elmélet, feltolódás). Figyelmet érdemel az az elmélet is, mely szerint a magma a folytonos megmerevedés közben gáztól mentes lesz és a feltajtékzó gázok okozzák a feltöréseket.

A magmamozgás mechanikájában tehát bizonyosan nagy szerepe van a magma gőz- és gáztartalmának. Elképzelhetjük, hogy már az eredetileg izzón-folyó földtest tetemes gáz- és gőztömeget tartalmazott elnyelve, a melyekből részben a szilikátoknak, mint a földpát, a csillám s ehhez hasonló ásványoknak chemiailag kötött vize ered s a melyek részben az előrehaladó megmerevedés alkalmával szabadulnak fel. Így egy liter megolvadt ezüst 22 liter oxigént nyel el. Azt, hogy a kőzetekben mennyi vízgőzmennyiség van lekötve, kísérletekből tudjuk. Így 1 kg gránitpor, melyet először 200°-on kiszárítunk, vörösizzó állapotban és léghíjas térben 10 gr vizet ad, gázokból pedig saját tömegének 6-7-szeresét. Egy köbméter gránit tehát, melynek súlya 2664 kg, 26.64 kg vizet ad, egy köbkilométer gránit 26.64 milliárd kg, vagyis 27 millió köbméter vizet és vagy 7 milliárd köbméter gázt ad 150°-on s vagy háromszor annyit vörösizzó állapotban. A gránit gázában 77 % hidrogén, 15 % széndioxid, 5 % szénoxid, 2 % metán és 0.83 % nitrogén és argon van.

Az Európában észlelt vulkáni kitöréseknek egyik legnagyobbika volt az Etnáé 1865-ben. A kitörés 200 napig tartott és naponta 10.000 tonna vízgőzt adott, az egész idő alatt tehát 2 millió tonnát, vagyis ennyi gőzmennyiség előállításához, tehát ekkora vulkáni kitörés előidézéséhez, vörösizzó állapotban ¼ köbkilométer gránit elegendő. Azokhoz a kőzettömegekhez képest, a melyek a szilárd földkérget fölépítik, sőt még a kisebb hegytömegek köbtartalmával szemben is, a szóban forgó kőzettömeg oly csekély, hogy elképzelhetjük, minő alárendelt tünemények Földünk háztartásában még ezek az óriás vulkáni folyamatok is. Láthatjuk tehát, hogy a földkéreg aránylag csekély részének fölolvadása hatalmas gőz- és gáztömegeket tesz szabaddá, a melyek czentrifugális irányban fognak nyomást gyakorolni takarójukra.

Annak a víztömegnek is, a mely a Föld felszínéből beszivárog, bizonyos jelentőséget tulajdonítottak a kitörések fizikájára nézve, de ha ezt a folyamatot valóban figyelembe vesszük, akkor tartsuk szem előtt, hogy az ebben közreműködő tömegek jóval csekélyebbek, mint azok, a melyek a magmából erednek. Azt is nehezen tudjuk elképzelni, hogy miképpen jut a magma cseppfolyós állapotba anélkül, hogy nagy nyomás alatt álló gázai elillannának. A felszálló magma csak a hegynedvesség tömegeit találja, a melyek bizonyára robbanásokat okozhatnak.

Mindenesetre számolnunk kell tehát a Föld belsejének magmájával, melynek az a törekvése, hogy a Föld kérgén áthatoljon. A megolvasztási elmélet szerint ez több esetben megtörténik, különösen ott, a hol nagyobb kiterjedésű tömegekről van szó és a kőzetburkolat fölemésztődik. Más esetekben ismét a már meglevő rések és hasadékok egyengetik a magma útját, a melyen keresztül a magma gyorsabban s minden erősebb lehűlés nélkül tud előtörni. Azt azonban határozottan hangsúlyoznunk kell, hogy a Föld kérgét gyakran törik át olyan keskeny magmacsatornák is, a melyek nem hasadékokat követnek. Ez az erekhez hasonló benyomulás a szilárd kőzetbe az izzó anyag gyors mozgását tételezi fel és az ilyen csekély magma mennyiség gyors megmerevedése miatt akadályokat gördít a megolvadási elmélet elé.

28. kép. A Föld kérgébe benyomuló batolit; a, b, c, d a folyton előrehaladó letarolás által keletkező térfelszínek (vonalkázva), miáltal a Földből (29. kép) először a b, majd a c, c, c és végre egységes tömegben a d hatol a Föld felszínére.

Ha a Föld felszínére törekvő magmatömegek nem tudnak annyi hőt vagy erőt fejleszteni, hogy a Föld kérgét áttörhessék, hanem abban némiképpen megakadnak, akkor kriptovulkáni tüneményekről (intratellurikus vagy mélységi erupcziókról) beszélhetünk, a melyeknek keletkezése természetesen rejtve marad előttünk. Csak akkor közelíthetjük meg ezeket, ha a földkéregnek takaró felső részei már eltávolodtak. Ilyen mélységi kitöréseket tehát a Földnek csakis régebbi korszakaiból ismerünk. Ezek közé tartoznak először is a tömzsök vagy a batolitek; nagy, szabálytalan magmatömegek, melyeknek keresztmetszete a mélységgel együtt növekedik és amennyire a megfigyelések eddig terjednek, a földkéregnek semmi öregebb rétege nincsen alattuk, vagyis fekűjök az örök mélységben van; tehát látszólag tágas összeköttetésben vannak a föltevéses magmatűzhellyel (28. kép).

30. kép. Működő és kialudt vulkánok batolit felett. (DALY R. A. szerint, WOLFF F. munkájából.) A nyilak az áramlások irányát jelzik.

Fedő takarójuk - a mely nem más, mint a Föld kérgének át nem tört része - néha dómszerűleg boltozott, azonban mellékkőzetük nem mutat semmiféle feltüremlést vagy egyéb nagyobb települési zavarokat. A folytonos letarolás mellett horizontális kiterjedésük egyre szélesbbedik s a szomszédos tömbök egyesülnek (28. 29. kép). Minthogy batoliteket csak a Föld régebbi korszakaiból ismerünk, ezért nem tudjuk, hogy miképpen emelkedtek ki a Föld felszíne felé s vajjon az egykori vulkánok tűzhelyeinek, vagyis az úgynevezett vulkános forradásoknak tekintsük-e őket (30. kép), vagy pedig nem volt elég erejük ahhoz, hogy takarórétegeiket áttörjék. Külső tömegeik gyakran óriásiak, mint pl. a Harzban, az Óriás-hegységben, a Montblancban stb. Minthogy a hatalmas magmatömegek kitódulása néha felgyűrt hegységekkel kapcsolatos, régebben ezeket a hegyképződés okainak tekintették. Ez a kapcsolat azonban csak egyes jelentéktelen esetekben észlelhető. Az előbb említett vélemények szerint a batolitek legtöbbször nyugodtan nyomultak bele a Föld kérgébe.

Azt is figyelembe kell vennünk, hogy néha a batolitek teljesen át is tudták törni a takarójukat s ilyenkor nagy kiterjedésű nyíláson át nagy magmatömegek léphettek ki. Ezeket a folyamatokat areális erupczióknak nevezzük. Ezek a Földnek abban a kezdetlegesebb fejlődéskorszakában mentek végbe, mikor bolygónk kérge még vékonyabb volt és így a pánczéltakaró képződését támogatták (31. kép). Eddig olyan erupcziókat még nem mutattak ki, melyeknek megfigyeléséhez hozzáférhettünk volna, még a földkéreg legfelsőbb részeiben sem.

31. kép. Areális erupczió (WOLFF F. szerint). A magma (fekete) áttöri a Föld kérgét (vonalkázott rétegeket) és kiömlik a Föld felszínére.

Észak-Amerikában, a Henry Mountains-ben a földkéregbe nyomult magmatömegnek sajátságos típusával találkozunk. Ezek a réteghézagokba vannak sajtolva (intruzív tömegek) és kifejtett nyomásuk következtében a felettük levő rétegeket kúpszerűleg felemelték. Ilyen módon gomba- vagy kenyéralakú kőzettömegek keletkeztek, melyeket a mélység tűzhelyével nyél köt össze. Ezeknek az intruzív tömegeknek megnevezésére a lakkolit kifejezést használjuk (32. kép). A lakkoliteknek többféle alakját különböztethetjük meg, A fedőrétegek periklinális dőlése (minden oldal felé irányuló dőlés) már a felszínen jelzi a még föl nem tárt lakkolitokat. Ha a magmanyomás felülmúlja a felette települő rétegek ellenálló erejét, a takaró felhasad vagy pedig az intruzív-testnek esetleges sülyedése alkalmával beszakad.

32. kép. Lakkolit keresztmetszete apofizisekkel és rétegintrúziókkal, vagyis teleptelérekkel. (GILBERT G. K. szerint.)

Észak-Amerikában a legfiatalabb harmadkorban intruzív-magok által egész hegységek keletkeztek s ezek az intruzív-magok 3500 m vastag kőzettakarót is felemeltek. Ma már a mélyre ható erózió a napfényre hozta ezeket a magokat a melyeken a letarolás összes folyamatai láthatók. Egyes lakkolitek 2300 m vastagok és 20 km kerületűek. Ezenkívül sok más ponton, pl. az Alpokban (Adamello), Skandináviában, Mexikóban és még más helyeken különböző képződményekben, azonban többnyire kristályos palákban mutattak ki lakkoliteket. Az intruzív-formák alakjából önként következik, hogy folytonos letarolással a lakkolitek egészen a nyélig eltűnnek. Éppen ebben különböznek a batolitektől.

A csekélyebb ellenállás miatt a magmatömegek könnyebben hatolnak be a Föld felszínének megzavart rétegei közé és ezért a hegységekben gyakrabban fordulnak elő. Ilyen módon magyarázzák az Alpokban előforduló zöldkövek keletkezését is, melyek látszólag az egyes hegyrögök közé vannak beszorítva.

33. kép. Apofizisek a kőzetben.

A mélységbeli nagyobb magmatömegek csatornákat, teléreket vagy ereket bocsátanak ki, melyeket apofíziseknek nevezünk (32. 33. kép). Néha elágaznak és ágakban végződnek (telérág) mint széttördelt telérek. Abból a körülményből, hogy messzire elnyúlnak s amellett vastagságuk csekély, azt következtethetjük, hogy behatolásuk nagyon gyorsan történt. Nem is volt szükséges, hogy a hasadékok már előbb keletkeztek légyen, a melyeket a magma csak kitöltött volna (injekczió), hanem valószínű, hogy a nyomás következtében a hasadékok fölszakadása és ebbe a magma benyomulása egyidejűleg ment végbe (intrúzió). Többször megfigyelték, hogy a már meglevő teléreket ismét fiatalabb hasadékok keresztezték, melyekbe a magma ismét behatolt. Ilyen módon meg tudjuk különböztetni a különböző telérek viszonylagos korát, amennyiben a keresztező telér (a vető) mindig fiatalabb a keresztezett (elvetett) telérnél (34. kép). Az intrúziók közé számíthatjuk a szétfeszített réteghézagokba sajtolt csekély vastagságú magmatömegeket is, az ú. n. telepteléreket. A leghatalmasabb példány közűlök Whin Sill 20 m vastag bazalttáblája, mely Northumberland horizontális rétegei közé települve több mint 100 km-nyire követhető (35. kép).

34. kép. Egymást metsző telérek. (GEIKIE A. szerint, WOLFF F. munkájából.)

35. kép. A nagy Whin Sill keresztmetszete, teleptelér. (GEIKIE A. szerint, WOLFF F. munkájából.)

A földkéregbe hatoló magmatömegek hőveszteségük következtében megmerevednek és a Föld kérgét vastagítják. Ilymódon megmerevedett, áttörési vagy tömeges kőzetekké válnak. E kőzetek mineműsége az olvadt anyag összetétele szerint különböző, de még ugyanaz a magma is a különböző körülmények között különböző megmerevedési termékeket szolgáltathat. Ennek a tapasztalatnak nagy és értékes jelentősége van, mert a geológus ebből ismerheti meg azokat a viszonyokat, melyek között a magma megmerevedett. Alapvető jelentősége van a megmerevedés lefolyásának is. Sok függ attól, hogy a megmerevedés lassan, nagy nyomás alatt létesült-e, továbbá hogy a magmában levő gőzök és gázok közreműködésével, vagy pedig hirtelen történt-e miután a gázok elillantak. Az első eset akkor következik be, ha a magma nem tudja áttörni a Föld kérgét, vagyis a mélységben merevedik meg (mélységbeli vagy plutonikus kőzetek). Ezek kristályos - szemecskés, gránitos szerkezetűek, a mi azt jelenti, hogy a kristályosan kiképződött kőzet-alkotórészecskék minden kötőanyag nélkül, egymással közvetlenül össze vannak nőve. Ha a magma nem a mélységben merevedik meg lassacskán, hanem a telérekben, vagy a Föld felszínére való kiömlése után, akkor a lehűlés már annyira előrehaladott lehet, hogy az egyes alkotórészecskék már kikristályosodtak, még mielőtt a gőzök hirtelen eltávozása által kristályosodás nélküli üvegszerű megmerevedés következnék be, vagy pedig valamely parányi kristálymagocskákból álló, makroszkóposan sűrűnek mutatkozó tömeg (felzit) keletkeznék. A kifejlődött kristályok mint zárványok ülnek ebben az alaptömegben. Az ilyen szerkezetet porfirosnak nevezzük. A porfiros szövet a telér-, és az effuzív kiömlési kőzetek sajátsága, s ezeket a kőzeteket általában vulkáni kőzeteknek szoktuk nevezni. Ha a kihűlés oly hirtelenül megy végbe, hogy kristályképződés nem történhetik, akkor üveges szerkezet jön létre.

36. kép. A vasban (fekete) és kovasavban gazdag (világos) alkotórészekből álló magmatömb a Föld kérgébe hatolt és a szomszédos részeket a kontaktusban (finoman pontozott) megváltoztatta.

37. kép. A metamorfózison keresztül ment kőzet letarolás által a felszínre ér és magmatömböt sejtet a mélységben, miközben folytonosan előrehaladó merevedés mellett a tömegrészecskék speczifikus fajsúlyuk szerint helyezkednek el.

A batoliteket és a lakkoliteket lassú megmerevedés által keletkezetteknek kell tekintenünk, s azért többnyire a mélységbeli kőzetek szerkezetéhez hasonlítanak. Azok a telérek azonban, a melyek belőlük kiágaznak és azok a részek, a melyek valamely áttörésnél a Föld felszínén merevedtek meg, a vulkáni kőzetek szerkezeti formáját mutatják. Tehát az is lehetséges, hogy ugyanabban a tömzsben a felszíni részek porfiros szerkezete átmehet lassankint - az alaptömeg szemecskéinek gyarapodásával - a mélységi tömegek gránitos szerkezetébe.

38. kép. A kovasavban gazdag mélységi kőzet kontakt-udvarral körülvéve a felszínre ér és mállási termékeket szolgáltat. A mélységbeli vasban gazdag magma még nem merevedett meg.

Mikor a magmatömeg a Föld kérgébe hatol, akkor a vele érintkezésbe jövő kőzetrészek a hőség és a túlhevített s nagy nyomás alatt álló gázok hatása következtében az érintkezés helyén, a kontaktus-ban, megváltoznak (kontaktmetamorfózis; 36-38. kép). A nagy hőség és nyomás hosszú ideig tartó hatása következtében, továbbá a gázok és gőzök közreműködésével (pneumatolitikus metamorfózis), valamint a túlhevített víz munkájával (hidatotermikus átalakulás) a mélységi kőzetek különösen erős hatást fejtenek ki. Sok anyag megolvad és más helyen mint kontaktásvány kikristályosodik; átkristályosodás és a kőzetek chemiai átalakulása (metaszomatikus átalakulás) megy végbe, a külső alak és gyakran a szerkezet megmaradása mellett. A mészkő márvánnyá, részben mészszaruszirtté alakul át és mészben gazdag szilikátok keletkeznek, mint pl. a wollastonit, a vezuvián, a gránát és a csillám. A tömött agyagos kőzetek, mint az agyagpala és a márga, elveszítik palás szerkezetüket és kristályossá válnak, a biotit, a kordierit, az andalúzit, a staurolit és a többiek pedig kiválasztódnak. A változások a kontaktustól gyakran 3 km-nyire is kiterjednek. Ebben a kontakt-udvarban gyakran több övet különböztethetünk meg, a melyek 500° és 1000C° közötti hőmérséklet hatása alatt állottak. A külső öv foltos vagy csomós palákból áll, melyeknek festékanyaga (megszenesedett részecskék vagy kloritpikkelyecskék) kicsi fekete konkrécziókat alkot; majd gabonaszemekhez hasonló kiválások lesznek gyakoriak, azonkívül kriptokristályos szemecskézet, selyemfény, nagy keménység és kagylós törés jelenik meg (a csomós csillámpalák öve), a kontaktus közelében pedig rétegzetlen szarukövet találunk, a mely nem más, mint kvarcz, csillám, kordierit vagy andalúzit, sőt gyakran turmalin tömött, kristályos elegye. A pneumatolitikus metamorfózisok különösen a mészkövekben metaszomatikus átalakulásokat idéznek elő, a melyek érczek felhalmozódását, pl. ónérczek és vasérczek keletkezését mozdíthatják elő. A palákból kiválik a nikkel, az arany, a mágnesvaskovand (pirrhotin) stb., főképpen pedig a magnetit nagy tömegben mint magmatikus kiválás keletkezik. Az ércz-előfordulások tehát nagyrészt az intruzív-telérekhez vannak kötve (ércztelérek).

Egyes kutatók szerint a kristályos palák intruzív-tömegekkel olvadási kontaktus által keletkeztek, a hol a magmatömböknek gyakran nem is kellett látszaniok. Mégis különösen az Alpokban arra jöttek rá, hogy a hegyképződés nyomását mint döntő működést kell hozzászámítanunk. (Lásd a metamorfózisokról szóló részt a földkéreg zavargásairól szóló fejezetben.)

A magmatömegben az alkotórészecskék speczifikus fajsúlyuk szerint különválnak; a vasban gazdagok a mélységbe sülyednek, a kovasavban gazdagok a magasabb telepeken gyűlnek össze és mint teli kristályos gránitos kőzetek merevednek meg (36-38. kép). A mélységbeli nehéz bázisos magmarészek hosszabb ideig megolvadt állapotban maradhatnak s alkalomadtán ismét kitörhetnek.

Ezeket a plutói folyamatokat már csak akkor figyelhetjük meg, a mikor a takaró kőzettömegeket a letarolás eltávolítja. Először a kontakt-udvar ér a felszínre és csak sejteti még a mélységbeli magmatömböt, majd megjelennek az alatta levő gránitos kőzetek, a melyeket a kontakt-udvar vesz körül. A plútói és vulkáni kőzetek természetesen mindig fiatalabbak, mint azok a rétegek, a melyeket áttörtek és a melyek a kontaktusban megváltoztak. Ezáltal a teleptelérek is különböznek a rétegek közé benyomult kiömlött tömegektől, mert a teleptelérek az alattuk és a felettük fekvő réteget is megváltoztatják a kontaktusban, míg a kiömlött kőzetek természetesen csakis arra a talajra hathatnak, a mely fölé kiterjeszkedtek és már régen megmerevedtek, mielőtt még az új kőzetréteg rájuk telepedhetett volna.

A tömeges kőzetekben a megmerevedés alkalmával, még ha repedésnélkülieknek látszanak is, a slírek szerint rétegszerűen elhelyezett különféle szemecskék láthatók (folyós, fluidális szerkezet) és ezen rétegek szerint könnyen hasadnak. Ezeket az elválási lapokat pályáknak, hasadékoknak, váló lapoknak, gare-oknak nevezhetjük, melyek gyakran csak kalapácsütésekre tűnnek elő. A magma megmerevedése után a további kihűlés a tömeg összehúzódása által feszültséget idéz elő, melyet a hasadékok fölszakadása egyenlít ki. Ezek a kihűlési repedések, entokinetikus litoklázisok, melyeknek keletkezésekor külső erők nem működtek közre. Ismerünk olyan hasadékokat, melyek a magmatömb határfelületével mint kihűlési felülettel párhuzamosak és a kőzetet különféle vastagságú, gyakran több méter vastag táblákra vagy gömbhéjakra osztják fel. Néha többé-kevésbbé horizontálisan feküsznek vagy pedig gömbhéjak alakjában boltozottak (39. kép).

39. kép. A gránitnak gömbhéjas-elválása a Yosemite-völgyben Kaliforniában. (SCHAFFER X. F. szerint.)

A belső folyamatokon alapuló hasadási lapokon kívül ismerünk olyanokat is, a melyek kívülről ható (exokinetikus) nyomás által keletkeztek. Az alkotórészeknek rétegszerű elhelyezkedése arra utal, hogy a magma megmerevedése nyomás alatt történt, minek következtében a nyomás irányára rostosodás keletkezett: ez nem más, mint a nyomást kiegyenlítő tünemény. Legnagyobbrészt két hasadási irányt különböztethetünk meg, melyek egymást néha csaknem derékszög alatt metszik s többé-kevésbbé függőlegesen állanak. Ezeket diaklázisoknak nevezzük. A diaklázisok mellett vannak még többé-kevésbbé vízszintesen elkülönített felületek, melyek nyomás által keletkeztek és batroklázisoknak nevezzük őket, mert padokhoz hasonló alakulatokat alkotnak (40. kép). A háromféle hasadék sokszor koczkaalakú kiválásokat idéz elő, melyeknek felületét a mállás, továbbépítve a tömeges kőzetet, tömbökre osztja. Ezekben a hasadékokban az egymást határoló kőzetrészek között eltolódás, vagy vetődés nem mutatkozik. Erről csak a következő, a földkéreg zavargásairól szóló fejezetben lesz szó.

40. kép. Batroklázisok és diaklázisok az Eggenvölgy porfirjében Bozennél. (KILOPHOT fotografiája.)

A Föld erőinek egyetlen megnyilvánulása sem foglalkoztatta már a legrégibb időktől fogva akkora mértékben az emberi képzeletet, mint a vulkánok működése. E tüneményekben látták a fény világának kapcsolatát az alvilággal, a melynek sötét hatalmait működésük alapján könnyebben tudták megszemélyesíteni, mint a földfölötti istenekét, a melyeknek fényalakjai csak nagyon elmosódott alappal szolgáltak képzelőtehetségüknek.

Már régen kimutatták, hogy az istenek műértő kovácsa, Vulkánus, a ki mesterségével a Föld alatt fáradozik, nevét attól a néptől kapta, a melynek állandóan szeme előtt volt műhelyének kéménye, az örökké izzó Stromboli, az Etna pusztító kitöréseivel, a Lipari szigetek, melyek közül egyik, a Vulkáno, magának az Istennek a nevét viseli; az a nép nevezte el tehát, a mely örök városának közvetetlen közelében látta a Mons Albanus tűzjeleit világítani. A Vezúv ezekben az ősidőkben még rejtegette valódi természetét.

Az ősnépek démonokat és óriásokat képzeltek a tűzhányó hegyek alá lánczolva, míg a keresztény világnézet a poklot és a tisztító tüzet sejtette bennük. Ezeknek a jelenségeknek tanulmányozása már igen régen megkezdődött. A természetbölcselők kozmogóniájukban sokszor innen merítették vizsgálódásuk kiinduló pontját. A dolog természete szerint kutatásaik azonnal a helyes úton haladtak, mert nyilván mindezeknek a tüneményeknek a Föld belsejében rejlő tűz az okozója. Így megérthetjük, hogy HERAKLITOS szerint a Kosmos legfontosabb, őseredetű elemei: a tűz meg a víz, melyek szüntelenül a többi elemekbe mennek át, a nagy mindenség minden részét áthatják, a dolgokat megteremtik és ismét elnyelik. E gondolatmenetben szinte benne van a legmodernebb atomisztikus világnézet sejtelme. Ezekből az ellentétekből fejlődött ki az a szakadás, mely a plutói és neptuni világnézetet egészen a mult századig egymástól elválasztotta és melyet csak e két nézet összeolvasztásával sikerült áthidalni.

Az agrigentumi EMPEDOKLES behatóan foglalkozott az Etna tanulmányozásával, miközben elragadtatásában a kráterbe zuhant s ott lelte halálát. STRABO leírta a Santorin kitörését, mely alkalommal egy új sziget keletkezett. A hermioni tengeröbölben, Methone mellett levő kitörést is megörökítette, ahol tűzkitörés és kénes gőzök közben hét stadion magas hegy keletkezett. Ebből azt következtette, hogy a tengerben távol fekvő szigetek a földalatti tűz hatására emelkedtek ki. Szerinte a vulkánok a Föld biztosító szelepei és Szicziliát most kevésbbé háborgatják a földrengések, mint régebben, a mikor még az Etna, a lipari Vulkán és Ischia még nem nyitottak útat a Föld belsejének feszült gázai előtt. STRABO már a Vezúvban is felismerte a tűzhányó hegyet, pedig az akkoriban emberemlékezet óta nem működött.

STRABO gondolatait SENECA szőtte tovább, aki Quaestiones naturales czímű munkájában a földrengést azzal magyarázta, hogy ezt a Föld belsejében összegyülemlett gázok hatalmas kiterjeszkedése idézi elő, vagy pedig földalatti üregek szakadnak be s ez okozza a tüneményt. Szerinte a földrengéstünemények fokozódása vulkáni kitörésekben nyilvánul és a vulkánok összekötő csatornák a belső izzótűzhelyek és a Föld felszíne között. Ismeretes IDŐSB PLINIUS tragikus halála a Vezúv kitörése alkalmával Kr. u. 79-ben, a melyet IFJABB PLINIUS, TACITUS-hoz intézett két levelében olyan szemléltetően ismertetett.

Az ókor természetbölcselői a vulkanizmust a Föld izzófolyós belsejével vagy földalatti tűzhelyekkel hozták okozati összefüggésbe s az ő idejüktől kezdve a vulkanizmusról szóló ismeretek az egész középkoron át egészen korunkig nem változtak, sőt végső okainak felfogásában ma sem jutottunk tovább. Csak azok a kérdések szaporodtak meg hasonlíthatatlanul, a melyeket ma a Föld belsejének fizikai mineműségére, az eruptív erők székhelyére és természetére nézve fölvetünk, persze anélkül, hogy akár ma, akár a jövőben is e kérdésekre biztos feleletet várhatnánk.

E kérdések egyikét-másikát csak a legújabb időben értelmezték helyesen. Közéjük tartoznak olyanok is, a melyekre a feleletet pedig, mint hinnünk kellene, a közvetetlen megfigyelésekből kifogástalanul meg tudnók adni. Ide tartozik az annyiszor emlegetett vitás kérdés, hogy vajjon a vulkánok mint kiemelkedő kráterek, boltozódtak-e föl (fölemelkedési elmélet), a mint ezt BUCH és HUMBOLDT magyarázták. Ma tudjuk, hogy a valódi vulkáni hegyek feltöltődés által (feltöltési elmélet) keletkeztek. Azonban éppen a legutóbbi időben ismertünk meg olyan eseteket, melyekben az előtörő magma a rétegeket jelentékenyen felboltozta, úgy hogy éles határt itt sem igen vonhatunk.

A Föld belsejének izzón-folyós és gáznemű magmája vagy azokon a repedéseken keresztül jön ki, melyek a Föld kérgét metszik, vagy pedig azokon a többé-kevésbbé kerek csatornákon át közlekedik, melyeket kéményeknek (kürtő) szoktunk nevezni. A Föld felszínének azt a helyét, a hol a kitörés kéménye nyílik, vulkánnak nevezzük. A vulkán fogalma a nyelvhasználatban a kráter előfordulásához van kötve, mely többnyire kerek, tölcséralakú mélyedés és a kémény tölcsértorkolatát alkotja. Itt természetesen a kitöréseknek olyan középpontjaira gondolunk, melyek még ma is működnek, vagy pedig alakjukat jól megőrizték. Azokon a vulkánokon, a melyek régen nem adtak magukról életjelt - t. i. a kialudt vulkánokon - a krátert a legtöbb esetben nem lehet felismerni. A kráter legtöbbnyire nem közvetlenül az eredeti térszíni felületbe sülyed, hanem annak a hegynek a csúcsán keletkezett, a mely a kürtőből kitört kőzettömegek felhalmozásából épült fel. Az ilyen hegyeket nevezzük szorosabb értelemben vett vulkánoknak, helyesebben vulkáni hegyeknek. Keletkezésük természete szerint többé-kevésbbé kúpalakjuk van, különbözően hajlott oldalakkal. Már a tájképen is kitűnnek, amint elkülönítve vagy csoportokban együtt állanak a nélkül, hogy összefüggő hegyvonulatot alkotnának. A ma általánosan elfogadott feltöltési elmélet szerint valamely kitörés, erupczió, paroxysmus alkalmával a Föld belsejéből előtörő anyag a kitörés kéményétől minden irányba lehullva, periklinálisan, sokszor a maximumot elérő lejtési szög alatt halmozódik fel (41. kép).

41. kép. Többször megismétlődő kitörések révén keletkezett vulkán eszményi keresztmetszete. (SCROPE P. szerint.)

Az alaptalaj rétegeinek emelkedését többször megfigyelték így Auvergneben, a Puy Chopinen is (42 kép), ahol a kitörő magma egy gránitrögöt emelt ki. A kitörések alkalmával keletkező parti tölcsérek kiemelkedései, melyeknek eredete még vitás, a magma nyomására és gőzeire vezethetők vissza. Ezek a jelenségek azonban a vulkánhegynek az alakjára legfeljebb csak alárendelten hatnak, mert a vulkán nem az altalaj emelkedése és fölboltozása által keletkezik, miként ezt az emelkedési elmélet föltette.

42. kép. A Puy Chopine Auvergne-ben felemelt gránitröggel. (SCROPE P. szerint.)

Sokszor a kitörések következtében a vulkán alatt tömeghiány keletkezik, mire az alaphegység lesülyed. Ilyenkor az alaptalaj rétegei a kürtő felé is dőlhetnek, amint ezt több megfigyelt esettel bizonyíthatjuk (43. kép).

43. kép. A kitörési kürtő felé lejtő harmadkori rétegek Auckland-nál, Új-Seeland szigetén. (HEAPHY C. szerint, SCROPE P. munkájából.)

A kráterek átmérője és mélysége különböző méretű lehet. A szélső részek utólagos leszakadása, valamely heves kitörés vagy letarolás (erózió) által nagy kiterjedést érhet el s ilyenkor kalderának (beszakadási-, kitörési- vagy explóziós- és eróziós- vagy letarolási-kaldera; 44. és 45. kép) nevezik. A mély sugaras völgyek (barranko) eredete többnyire erózióra vezethető vissza, csak ritkán keletkeznek valamely kitörés által. A kaldera és barranko elnevezés a kanári La Palma szigetről származik, a hol az egyik kráterüst 1½ földrajzi mérföld átmérő mellett 1600 m mélységű és egy szakadékos mély völgy által nyitva van a tenger felé (46. kép).

44. és 45. kép. A kaldera keletkezése (STÜBEL A. szerint.)

46. kép. Barrankó és kaldera La Palma szigetén. (HARTUNG G. szerint.)

A felnyomuló magma izzón-folyós állapotban, többnyire fehérizzóan jut a Föld felszínére, itt lávának nevezzük és a hőveszteség következtében többé-kevésbbé gyorsan megmerevedik. Folyékonyságának fokozata nagyon különböző lehet. Vannak lávák, a melyek olyan folyékonyak, mint a víz. Az ilyen láva a fölemelkedő és szétrobbanó gőzbuborékok hatására fölfreccsen és úgynevezett lávaforrás lesz belőle, ilyen pl. a Hawaii szigetbeli Halemaumau lávatóban levő szökőláva, mely esőhöz hasonlóan cseppekben esik szét, miközben a szél szerteszéjjel viszi. Más lávák ismét mindenféle nyúlóssági fokot mutatnak a viszkózus és plasztikus állapotig, s ez a tulajdonság lehetővé teszi, hogy valamely nyílásból kisajtolva felszínükön hirtelen megmerevedjenek s azokat a sávokat megőrizzék, a melyeket a nyílás falai nyomtak beléjük. Ezek mint meredek obeliszkek (lávatűk) maradnak meg (77. kép). A kovasavban gazdag (savas) lávák vastagon folyósak, míg a kovasavban szegény (bázisos) lávák hígfolyósak. A lávák folyékonysága továbbá még a hőmérséklettől, valamint az elnyelt gázok mennyiségétől is függ.

Chemiai és petrográfiai mineműségük szerint külsejük is nagyon változatos. A bázisos lávák sötétszínűek, a savasak világosak. Szerkezetük vagy tömött és üvegnemű, vagy pedig az elillanó gázok következtében likacsos és salakra emlékeztető. Gyakran világosan folyásos (fluidalis) szerkezetük van, mely a hosszában kihúzott likacskák által még jobban kitűnik.

Felszíni alak szerint a láváknak főképpen két megmerevedési alakját különböztetjük meg. Az egyiknek felszíne sima, vagy duzzadásos, esetleg kötélformájú domborzattal van fedve, a melyen hosszú repedések húzódnak végig és megmerevedett rögei, mint valami jégzajlás, áttolódásokat mutatnak. A folyási-dudorok (duzzadások) és az elnyujtott lyukacskák az áramlás irányát mutatják. Ezek a könnyen folyó magmák, melyek nyugodtan emelkednek föl és kifolynak, gyorsan mozognak és hosszabb ideig folyékonyak maradnak. Olvadási pontjuk 1000° körül van. Ezek a lávák hosszú, kevésbbé vastag folyókat és széles lávamezőket alkotnak. Felszínük alakját az a körülmény szabja meg, hogy gőzképződésük csekélyebb és hígfolyékonyságuk következtében belőlük a gázok akadálytalanul elillanhatnak (lepényszerű-, duzzadékos-, kötél-, fodorszerű-, vagy röviden fonatos-láva, 47. kép).

47. kép. Lepényszerű- vagy fonatos-láva a Vezúv obszervatóriuma alatt. (SOMMER G fotografiája szerint.)

A nyúlósan folyó láva, melynek olvadási pontja 1300°-ig emelkedik, folytonos kisebb robbanások közben folyik ki, a gázok elillanásuk közben a láva felszínét szétpattantják. A gőzképződés erős, a láva hirtelen megmerevedik, a mi megakadályozza a gázok teljes elillanását. A láva tehát szivacsos, ágas-bogas, lyukacsos lesz és fölhalmozott vassalakra emlékeztet (rögös-, salak-, ágas-bogas-, sustorgó- vagy röviden tuskós-láva, 48. kép).

48. kép. Rögös- vagy tuskós-láva az Etna 1892. kitöréséből. (Vásárolt fotografia szerint.)

A Hawaii szigeten a lepénylávát pahoehoe-nek, a rögös lávát aa-nak nevezik, Izland-szigetén pedig ugyanezeket a lávákat helluhraun-nak (ejtsd: hedlühreun) és apalhraun-nak nevezik.

A láva vagy a földfelület hasadékaiból ömlik ki, vagy a vulkánokban a kráter telik meg lávával s mikor a szélére ér, kifolyik belőle, vagy pedig azokból a hasadékokból tör ki a láva, a melyek a vulkáni hegy lejtőin nyílnak meg (49. kép). Hasadékömlések a jelenkorban általában nagyon ritkák és főképpen Izland-szigetén figyelhetők meg. A Föld megreped s a nagyon hígfolyós láva kibuzog belőle. A láva kifolyása a vulkáni hegy kráteréből aránylag szintén ritka. Csak Hawaii szigeten gyakoriak az ilyen kráterből való kifolyások.

49. kép. Kitörési hasadék működő kúpokkal a Vezúv oldalán. (SCHMIDT J. szerint, WOLFF F. munkájából.)

Gyakran megtörténik, hogy a hegy oldalai nem tudnak ellentállni a nagy nyomásnak és hasadékok szelik át azokat (50. kép). Ha a láva hígfolyós, akkor izzó sellőkben rohan le, ha pedig vastagfolyós, akkor tészta gyanánt borítja be közvetlen környezetét. Megfigyelték, hogy bázisos, pl. bazaltos lávák óránként 30 km-es gyorsasággal folynak és még a talaj ½ fokos lejtőjén is előrehaladnak. Ilyen lávafolyók 50 km hosszúságot is elérnek és a Föld régebbi idejéből ismerünk olyan eseteket is, melyekben a felszíni kiterjedés még sokkal hatalmasabb volt. Az ilyen fajtájú lávatakarók nagyon vékonyak és ismerünk arra is példákat, hogy a láva csak 10 cm vastag volt. Ezek a gyorsan folyó lávák a talaj fölött végigáramlanak és csak a megmerevedett anyag vékony takaróját hagyják hátra, a mely burkolathoz hasonlóan fedi a talajt. Kiálló tárgyakon, pl. sziklákon vagy fatörzseken is, csak vékony bevonat marad vissza belőlük.

50. kép. A Vezúv modellje. Látható a kúp rétegzése, a sugaras telérek, a kráter, a parazita kúpok és a lávafolyók az oldalakon.

A vastagon folyó láva lassan és csak meredek lejtőn hömpölyög tova, belső összefüggését még 40°-os esésnél sem veszíti el és egy kilométeres úthoz több órára van szüksége, vagy még lassabban halad. Gyorsan merevedik meg, vastagabb s csak néhány kilométeres hosszú folyamot alkot, melynek felszíne azonnal salakszerű megmerevedett kérget visel, annyira, hogy a mozgásban levő lávafolyón biztosan keresztülhaladhatunk, mialatt a számos repedésből izzó lávatűz világít ki. Pánczélszerű láva-kéreg keletkezik itt a folyam körül, mely útját ezzel olyképpen burkolja, hogy felületének rögei a homlokzaton fémcsörrenéshez hasonló zajjal lehullanak és a lávafolyam előtt az altalajra feküsznek, úgy hogy a lávafolyás útját a saját salakján át folytatja, miáltal a talaj lehűtő hatását elkerüli. Ha az ilyen lávafolyam nyugalomba jön és teteje bizonyos szilárdságot ér el: bizonyos magma utánatódulása által homlokzata áttörhet s belőle a láva kifolyhat. Ezáltal folyosószerű boltozat - lávacsatorna - marad vissza benne (51. kép). Néhol a lávacsatorna cseppkőszerű lávaképződményekkel van kibélelve.

51. és 52. kép. Lávacsatornák keresztmetszete megmaradt és beszakadt takaróval. (SCHMIDT J. szerint.)

Ha a tető beszakad, kimagasló vályuszerű meder keletkezik (52. kép). A mondottakból kitűnik, hogy gyakran csak az áramlás végeinek van nagyobb vastagságuk, úgy hogy erősebb letarolás esetén csakis ezek maradnak meg. Nagyon nyúlós, kitóduló lávák úgynevezett földagadt kúppá (dagadókúp) boltozódhatnak fel. Régebbi vélemények szerint úgy keletkeztek, hogy a későbben kinyomuló tömegek a már először kitódult anyagot feltolják, mire ezek oldalt lecsúsznak (53. kép). Minthogy a kitódult kúpokon gyakran központi besülyedést találhatunk, ezek csakis a feltörő magmának minden irányban való lefolyása által keletkezhettek (54. és 55. kép). A megmerevedett lávák többnyire üveghólyagocskákkal vannak kitöltve és nagyszámú lyukacskákat tartalmaznak. Különösen ha kovasavban gazdagok, akkor üvegesen, vagy kristályosan merevednek meg.

53. kép. Dagadó kúp (REYER E. szerint.)

54. kép. Lefolyás által keletkezett dagadó kúp.

55. kép. Mamelon Central, Réunion szigeten. (BORY DE ST. VINCENT szerint, MERCALLI G. munkájából.)

Ha a lávafolyam sok vízgőzt tartalmaz, a megmerevedés alkalmával a gázok hevesen távoznak, a lyukakból gázbuborékok törnek elő, a láva felszíne pedig lyukacsos, salakos lesz. A robbanó buborékok gyakran apró lepényeket ragadnak magukkal, melyek kiélesednek, kiduzzadnak, míglen néhány méter magas kúpot, kéményt, lávakúpot, hornitot építenek föl, melyekből aztán a gázok elillannak (56. kép). Nagyon folyékony lávákon ezek a földagadó képződmények elérik a 10-12 métert, sőt még a 40 méter magasságot is.

56. kép. Földagadt lávatornyok a Halemaumau partján, Hawai szigeten. (HEIM ARNOLD szerint.)

A teljes lehűlés nagyon lassan történik, és a nagy áramok csak évtizedek mulva merevednek meg tökéletesen. A lehűlés közben különféle ásványok kristályosodnak ki. Ilyen módon minden oldalról szép, kifejlődött kristályok keletkeznek, legtöbbször leucit, augit, olivin stb. A gőzök sűrűsödése alkalmával is többféle kristályképződmény alakul, így szanidin, leucit, augit, biotit (pneumatogén-kristályok), valamint kősó, szalmiák és vaskloridbevonatok is keletkeznek. Ha a lehűlés továbbfolyik, a vízgőz már csak sósavat és kénessavat, ha a hőmérséklet 300° alá sülyed, akkor még csak kénhidrogént és széndioxidot tartalmaz. A kénhidrogénből szétbomlás által kén válik ki, illetőleg szublimálódik és a vízgőz hatására a vaskloridból vasfényle és sósav keletkezik. A megmerevedett láva kihűlése alkalmával feszültség támad, melynek hatására a láva szövete szétválik. A tömeges kőzetekéhez hasonló lehűlési repedések keletkeznek, melyek gyakran csak mint csekélyebb kohéziós felületek vehetők észre.

57. kép. Gömbhéjas alakban elváló bazalt Lukareczen Temes megyében. (LÓCZI LAJOS fotografiai fölvétele.)

Gyors lehűléskor, amint ez a lávafolyam legfelső és legalsó részein történik, a felülettel párhuzamos lemezes részek válnak el, még pedig a lemezek annál vékonyabbak, mennél gyorsabban történik a lehűlés. Kisebb lávatömegek ezáltal gömbhéjas elkülönülést alkothatnak (57. kép). A mélység felé a kőzetek rossz hővezető tulajdonsága következtében a lehűlés csak lassan megy végbe, az elkülönítés pedig parallelepipedikus darabokban vagy oszlopos formában történik. A hasadékok a kihűlési felületre merőlegesek. Az így keletkezett 4-6 oldalas, sokszor nagyon karcsú oszlopok vízszintes fekvésű felszínen függélyesen állnak; ha azonban olyan lávafolyamról van szó, mely szűk csatornában folyt, akkor szárnyas állásban is rendezkedhetnek (58., 59. kép).

58. kép. A Herrnhaus-i kő Steinschönau-nál Csehországban. Oszlopokban elkülönült bazalt. (ECKERT H. A. fotografiai fölvétele.)

59. kép. A Humboldtszikla Aussig mellett Csehországban, szárnyasan helyezkedett bazaltoszlopokkal. (Vásárolt fotografia szerint.)

Ahol a láva régebbi kőzetekkel érintkezik, ott a magas hőmérséklet hatása következtében a kőzetben kontaktmetamorf változások keletkeznek, melyek azonban csak néhány méternyi távolságig ismerhetők fel; kausztikus átalakulás az, a melyben a víznek és a gőzöknek sokkal csekélyebb szerepe van, mint a mélységi kőzetekben. A márga és a homokkövek megpörkölődnek (megpetyhednek), részben megüvegesednek, vastartalmuk következtében vöröses színt kapnak és a száradási repedések négy- vagy többoldalú oszlopokra bontják fel a kőzetet (60. kép). Az agyagok az úgynevezett bazaltjáspist adják. A meszek elveszítik rétegzésüket, a kövületek és az összes szerves hozzákeveredések (pl. szenes vagy bitúmenes színezés) eltünnek (61. kép), a kőzet kristályosodás által fehér márvánnyá válik s benne kontaktásványokat láthatunk. A barnaszén salakszerű koksszá válik, vagy pedig a hidrogén és oxigén eltávozása által széntartalma gazdagabb lesz és fekete szénné, illetőleg antracittá alakul át.

60. kép. Prizmaszerűen elkülönült tarka homokkő, bazalt közelében.

61. kép. Bitumenes agyag, külsején a hőség következtében színét vesztette.

A lávák mellett, melyeket reumatitikus termékeknek nevezünk, kitörések alkalmával a felszínre szilárd anyag is kerül. Ez a szilárd anyag az alaptalaj kőzetéből, a vulkán régi tömegeiből is kikerülhet, vagy pedig a megmerevedett fiatal láva anyagából áll, melyet a robbanás vetett szét, illetőleg pattantott széjjel (klazmatikus termékek, kirepített tömegek). A friss lávából kerülnek ki a bombák. Ha a láva anyaga rongyok, vagy lepények formájában a levegőbe repül, tengelykörüli forgása által kisebb vagy fejnagyságú, de egy vagy több méter átmérőjű testek is keletkeznek, melyek golyó, vagy orsóalakúak. Ezek gyorsan megmerevedett kéreggel veszik magukat körül. Így keletkeznek a bombák (62. kép). A kéreg gyors lehűlés közben gyakran szabálytalan cserepekre szakad (kenyérkérgű bombák, (63. kép). Lezuhanás alkalmával gyakran akkor ellapulnak, a mikor belsejük még nem hült ki. Ha a lávadarabok még képlékeny állapotban esnek a Földre, akkor szegletes, buborékos, salakos tömeget alkotnak (helytelenül salaknak nevezik), a melyek még összeforraszthatók (forrasztott salak). A finomabb részek por, hamu vagy lapilli (rapilli) alakban hullanak, a földre. A »hamu« elnevezés egészen hibás, mert a hamu égési maradványt jelent, míg a »vulkáni hamu« és a »vulkáni homok« finom szemecskéjű, lyukacsos, salakszerű szétporladt terméke a megolvadt kőzetnek.

62. kép. Körtealakú lávabomba. (WOLFF F. szerint.)

63. kép. Kenyérkérgű bomba a Mt. Peléeről. (HOVEY E. O. szerint, WOLFF F. könyvéből.)

A lapillik buborékokban gazdag, szegletes vagy gömbölyű üvegsalakmorzsácskák, a borsóalaktól egészen a diónagyságig. A savanyú lávák olyan anyagot dobnak ki, melyet a vízgőzök tajtékosan felfujtak. Ebből keletkezik a fehér vagy világosszürke, selyemfényű tajtkő, vagy horzsakő, mely hosszú ideig úszik a víz felszínén. Kísérletekkel kimutatták, hogy az obszidián, mely kovasavban nagyon gazdag vulkáni kőzet (vízben szegény üveg), vulkáni hőmérséklet mellett, térfogatának 12-15-szörös megnagyobbodása alkalmával tajtkővé alakul át. A nagyon hígfolyós lávák finom cseppeket képesek felhajítani, a melyek a levegő mozgása következtében könnyekhez hasonló rotácziós testekké (105. kép) alakulnak át, vagy pedig hosszú fonalakká válnak, melyek fonott üveghez hasonlóak (Pelé istennő hajszálai). Ha a finomabb kirepített anyagok nagy tömegben halmozódnak fel, akkor részben réteges lerakódások keletkeznek, melyeket vulkáni tufáknak nevezünk. Ezekbe tuskók és bombák vannak beágyazva. Ha az alkotó részek durvábbak, akkor vulkáni konglomerátról és breccsáról beszélünk. Későbben megszilárdulnak és sokféle változáson mennek keresztül, melyekről az üledékekről szóló fejezetben lesz szó. Bennök szabad földpát-, leucit-, augit-, magnetit- stb. kristályokat is találhatunk, gyakran üveges bevonattal, melyek szintén kirepültek.

64. kép. Palatörmelék a Kammerbühl vulkáni bombájába zárva, Franzensbad mellett.

Kitörések alkalmával nagyrészt a régebbi kitörésekből eredő anyag is kirepül, vagyis az az anyag, melyből a vulkánhegy föl van építve. Ez egyenesen robbanás által következik be. Hatással van rá a heves légáramlás szivattyúszerű működése is, melyről későbben még behatóbban fogunk szólani. Érthető, hogy a tömbök, a szegletes morzsák, a lapilli, a hamu és a finom por nagyrésze még ebből a régi anyagból származik. E mellett még több száz mázsa súlyú tömböket figyeltek meg, melyeket a robbanás több kilométer távolságra hajított.

A kitörés ereje gyakran az alaptalaj kőzettörmelékeit is magával ragadja és azok, természetesen elenyésző mennyiségben, a vulkáni tömegek alá keverednek. Az ilyen darabkákat néha a láva egészen beburkolja s ezekből lesz a bombák magja (64. kép). Ezen az úton értesülünk arról is, hogy milyen kőzetek vannak lent a mélységben, egyébként hozzáférhetetlenségük miatt nem tudnánk őket megfigyelni. Az az anyag, melyet a kitörés a levegőbe hajít fel, szélcsendben szabályos kúpalakban halmozódik fel a kürtő körül (hamu-salakkúp). Ez alkalommal a szemecskék nagysága szerint bizonyos elkülönítés (szitálás) történik, mely a középponttól való távolság szerint csökken. Erős szél, különösen valamely uralkodó légáramlás (pl. passzátok) mellett szabálytalan kúphegyek keletkeznek. A lejtő az anyag szemecskéjétől függ s eléri a 30-35°-ot. A minden oldalon kifelé irányított réteghajlás néha eltérést mutat, amennyiben a széles kráterbe ismét visszaeső darabok a rétegek hajlását a kémény felé irányítják (quaqua-verzális rétegzés lásd az 50. és 65. képet).

65. kép. A vulkáni hamukúp eszményi keresztmetszete. (SCROPE P. szerint, LINCK G. könyvéből.)

A szilárd vagy folyékony állapotban kitóduló magma a vízgőzök és gázok nagy tömegét löki ki magával (pneumatikus termékek). Úgy látszik, hogy a robbanás jelenségeinek ezek a főokai és összesűrűsödésükből keletkeznek a kitörések alkalmával sokszor előforduló heves záporesők.

A gránit gáztartalmának meghatározásakor kitűnt, hogy ennek a kőzetnek 1 km³-e megolvadás alkalmával 31 millió tonna vizet fejleszt, a mely részben a vízgőzökből sűrűsödik, részben a hidrogén égése által a levegőben keletkezik.

Nem tekintve a rohamszerű változásban robbantó erővel kitörő vulkáni gázömléseket, vannak olyanok is, a melyek bizonyos viszonylagos nyugalmi állapotban sokszor hosszú időn keresztül megmaradnak (emanáczió, exhaláczió). Megkülönböztetjük a fumarolákat; ezek forró gáz- és gőzkitódulások, melyek többnyire nyomás következtében és bizonyos zaj kíséretében a talaj hasadékaiból és lyukaiból illannak ki. A szolfatarák vízgőzök és kénvegyületek exhalácziói. A mofetták úgyszólván száraz, többnyire alacsony hőmérsékletű szénsavas kilehelések. Sokan azt állítják, hogy a fumarolák és szolfatarák között csak hőmérsékleti különbség van.

Exhalácziók törnek elő a kráterből, a vulkán lejtőiről, a lávaáramokból és a klazmatikus termékekből. A gázokat és szublimácziós termékeiket pontosan tanulmányozták és több csoportra osztották. 1. A kloridok csoportja: különösen klórhidrogén, nátriumklorid, klórkálium, szalmiák, klórmagnézium, vasklorür, vas-, ólom-, réz- és nikkelkloridok stb. Hozzájuk csatlakoznak a jód és fluór, vegyületeikkel. 2. A kén csoportja: kén, a mely gáz-, folyékony és szilárd alakban fordul elő, kénhidrogén, kénessav, kénsav, kénsavas anhidrid a megfelelő sókkal, realgár, szelén, foszfor és bórsav, a melyek alacsonyabb hőmérsékleten, 200° alatt, gőzölögnek ki. 3. A szén csoportja: széndioxid, szénoxid, a metán. Továbbá még hidrogén, szabad nitrogén, oxigén és nemes gázok, mint az argon és a hélium is előfordulnak. Az exhaláczió idézi elő a már említett pneumatogén kristályok és bevonatok keletkezését. A hidrogén, a kén, a szénoxid, a kénhidrogén és a metán éppen úgy, mint az egyéb szénhidrogének, a levegőben elégnek és így okozói azoknak a tűzjelenségeknek, melyek egyik-másik kitörés rendes kísérői. Sokszor azonban a kilökött gőzfelhőket csak a kráter izzó lávájának fénye világítja meg, anélkül, hogy lángok keletkeznének.

Az exhalácziók chemiai összetétele hőmérsékletüktől függ s megfigyelték, hogy természetük egy bizonyos időpontban a középponttól való távozással és egy bizonyos helyen a kitörés kezdetével, idő multán megváltozik. És pedig először is a klórcsoport, azután a kéncsoport exhalácziója szűnik meg és többnyire csak a szénsav marad meg, a mely utoljára a rendes hőmérséklet mellett távozik el. Ennek a hőveszteségnek megfelelően megkezdődik az illó alkotórészek sűrűsödése. A mondottak alapján valamely vulkánnak mindenkori állapotát az a legmagasabb hőmérséklet határozza meg, melyet az felszínének valamely részén mutat. Azt mondják, hogy valamely vulkán szolfatara állapotban van, ha már csak a fentebb megnevezett jellegű gőzök és gázok árulják el csekély működését. A nyugalmi állapotban levő (kialudt), vulkánok új működésének kezdetén a fumarola-működés fokozódik, még pedig összetételének fordított sorrendjében.

A vulkánok típusa hosszú időn keresztül a Vezúv volt, mert az európai szárazföldnek ez az egyetlen működő »tűzhányó« hegye. Későbben ettől eltérő példákat is megismertek, a legújabb időkben pedig e jelenségeknek beható tanulmányozása alapján kifejlődött a vulkánoknak jólhangzó elnevezésekkel kapcsolatos, bonyolult rendszertana is. Ez a rendszertan természetesen kiterjeszkedik minden gyakorlati szükségletre, de még ingadozásoknak van alávetve, mert gyakran valamely újonnan tanulmányozott vulkán az eddig ismert típusoktól eltérést is mutathat. A kivételekre nem is terjeszkedünk ki, hanem csak az általános nagy vonásokat ismertetjük.

A vulkán legegyszerűbb formája a maar. Az elnevezés az Eifel-hegységből származik, a hol ezzel a névvel a többé-kevésbbé köralakú, meredekfalú, a sík talajon az alapba lesülyedt mélyedéseket jelölik, melyek itt-ott vízzel megtelve, kicsiny tavakká (66. kép) alakulnak. Ezeket számos vidéken gyakran a nem vulkáni alaptalajban találták és explóziós, robbanásos krátereknek tartották, melyek nagyfeszültségű gázok kitörése által keletkeztek. Kísérletekkel kimutatták, hogy ezen az úton repedésekkel áttört kőzetekben ilyen felrobbant (explóziós) csatornák, kürtők vagy diatrémák keletkezhetnek. Ehhez valamely hirtelen felszabaduló és nagy nyomás alatt álló gáztömeg (vízgőz) szükséges. A gáztömeg (vízgőz) származását némely kutató a felhatoló magmának a talajvízzel való találkozásából magyarázza, míg mások szerint e gázok keletkezésének okai a magma megmerevedése közben végbemenő gázveszteségekre vezethetők vissza. A maarokat vulkánembrióknak is nevezhetjük, mert látszólag csak erősebb vulkáni működés bevezetését jelentik, a mely azonban némely vidéken ennél az állapotnál nem fejlődött tovább. A maarok nagysága nagyon változatos; egyes esetekben az átmérő nem nagyobb 60 m-nél, de elérheti a 3.5 km-t (Laachi tó), sőt még többet is. Mélységük a megfigyelések szerint 100 méterig terjed (Weinfeldi maar). Rendesen az alaptalaj kőzetének törmelékeiből álló alacsony párkánydomb veszi körül s a törmelék között gyakran klazmatikus vulkáni anyagot, salakot és tufát is találhatunk (67. kép). A maarok vagy szabálytalanul helyezkednek el, vagy néha sorokban rendezkedve nagyobb számmal találhatók együtt. A maarok közül óriás nagyságú a nördlingi Ries, a sváb-bajor Albba sülyesztett köralakú üst, körülbelül 25 km átmérővel. Auvergne-ben, Közép-Itáliában (Lago di Bracciano salakkal és hamuval, Lago di Albano, Lago di Nemi tavak, továbbá a Valle di Ariccia és a Laghetto szárazzá vált maarjai), Anatóliának a kappadókiai steppéin (69. kép), Mexikóban és más helyeken találhatunk hozzá hasonló példákat.^[6] Későbbi kitörés kitágíthatja a maarokat. A Sváb-Alb szélén 125, többé-kevésbbé köralakú kürtőt találhatunk, melyek 900 m mélységbe nyúlnak és az alaptalaj törmelékeivel vagy bazalttal és tufával vannak kitöltve. Egyik-másik a föld felszínén maarban végződik. Ezek a diatrémák, kipuffant csövek (070. kép).

66. kép. A Lago di Nemi nevű krátertó (maar) az Albanoi hegységben. (SOMMER G. fotografiai fölvétele szerint.)

67. kép. Az Eifeli maar eszményi keresztmetszete. (WOLFF F. szerint.)

68. kép. A Daun-vidéki vulkáni tavak (maarok) keresztmetszete; mérték 1:30000. (SCHULTE L. szerint, WOLFF F. könyvéből.) A maarok fölé írt számok az átmérőt, a beírt számok a mélységet jelzik méterekben kifejezve.

69. kép. Maar Karabunárnál Kappadókiában, a melynek tavából hamukúp emelkedik ki. (SCHAFFER X. F. fotografiai fölvétele.)

70. kép. A Rauhi Alb keresztmetszete. (BRANCO W. szerint.)

A többnyire egyenes vonal mentén fekvő és gyakran 200 km-nyire húzódó tömzsöket (pálczákat, pipes) Dél-Afrikában kitörési kürtőknek nevezik. Sötétszürke, elszerpentinesedett peridotit-breccsával (blue ground, Kimberlit) vannak kitöltve, a melyek gazdag gyémántlelőhelyek. Köralakú vagy ovális körrajzuk van, átmérőjük 20-100 m s ritkán 600 méter. Fönt tölcsérszerűen kitágulnak. A környezet vízszintesen fekvő rétegei a tömzs szélein kissé felhajlanak. A kitöltő anyagban a gránit, gnájsz, csillámpala, diabáz és az üledékes kőzetek törmelékeit is megtalálhatjuk, közöttük olyanokat is, melyek magasabban fekvő szintben fordulnak elő s melyek részben ma a környéken már egyáltalában nem találhatók, úgy hogy itt valamely egykori maarhoz hasonló lesülyedésre kell gondolnunk. Az Anio völgyében, Róma mellett található és vízálló vakolat készítésére használt pozzolana sem más, mint egy kilőtt csatorna tufatölteléke.

Nevezetes, hogy a maarok keletkezése a jelen időkben a legritkább jelenségek közé tartozik. 1882-ben Japánban a Shiranesan keletkezett: ez 200 méter átmérőjű maar, melyet egy gőzkitörés teremtett meg és keletkezése alkalmával semmiféle vulkáni anyag sem tört ki, hanem a gőzök csak sziklát, törmeléket, iszapot és homokot fujtak ki. A kürtőt éles, meredek falak vették körül és az egész kirobbantott anyag látszólag porrá vált.

A vulkáni működésnek a maarokkal legközelebb álló rokonalakja a peléei típus, melyet csak néhány év óta ismerünk, mikor a Montagne Pelée Martinique szigetén, eddig még nem tapasztalt kitörési jelenségek kíséretében 1902. május 8.-án eddigi ismereteink szerint a legnagyobb vulkáni katasztrófát idézte elő; ez alkalommal egyszerre 30,000 emberélet s a virágzó Saint Pierre város pusztult el. A hegy körülbelül olyan nagy volt, mint a Vezúv (1351 m magas volt a kitörés előtt) és növénytakaró fedte egészen a csúcsáig. Ez alatt egy platón 200 méter átmérőjű kis tó állott kalderában helyezkedve el, valószínűleg egy régebbi kürtő helyén. Innen délnyugati irányban széles völgy nyílott a tenger felé. Félszáz éven át nem működött a hegy, s ez után is mindössze két jelentéktelen kitörés történt, melyekről hírt kaptunk. 1889-ben a kalderában fumarolák jelentkeztek, melyek 1901-ben erősebben működtek; az 1902. év első hónapjaiban a hegy közelében erős kénhidrogénszagú bűzt éreztek. Április 22.-én elszakadt a kábel Martinique és Guadeloupe között s a következő napon könnyű földlökést lehetett érezni. Április 24.-én a kalderából hamufelhő emelkedett ki, mely későbben dörej és földlökések kíséretében erősebbé vált. Május 3.-án elszakadt a kábel Dominica felé, a kitörések erősebbek lettek, a kalderából folyó víz pusztító folyammá vált, míg egy iszapkitörés rombolva tódult völgyében a tenger felé. Május 7.-én a kráterből izzó tuskók repültek ki. Május 8.-ára virradó éjszakán villámlás és mennydörgés kíséretében felhőszakadásszerű zápor jött le a hegyről és iszapfolyamok pusztították el a hegyről kisugárzó völgyeket. Május 8.-ának reggele tiszta volt s a kráterből magas gőzoszlop emelkedett ki, mire 8 órakor a főkitörés következett be, mely St. Pierre-t 26.000 lakosával együtt elpusztította. A néhány megmaradt szemtanú szerint heves detonáczió közben fekete felhő tört ki a kráterből s másodperczenkint 130-150 m közepes sebességgel a barrankón keresztül lerohanva, néhány percz alatt elérte a várost és egészen a zenithig fölemelkedett (71. kép). A pusztítást részben a hatalmas légnyomás okozta, mely forgószélhez hasonlóan elsepert mindent, részben pedig a romboló felhő gázai és gőzei, melyeknek hőmérsékletét a kráternél körülbelül 1100°-ra, s még a tengernél is 450C°-ra becsülték. Látszólag egy pillanat alatt megsemmisült minden élet és az egész város a környék gazdag növényzetével együtt lángba borult (72. kép). Heves hamu- és lapillieső árasztotta el az egész vidéket s találtak 100 m³ nagyságú tuskókat is, 4 km távolságra hajítva. Május 20.-án és 26.-án, június 6.-án és augusztusban hatszor ismétlődött meg a kitörés, részben hasonló hevességgel, miközben végül irányát kelet felé fordította s ezáltal felkereste azt a környéket is, melyet eddigelé megkímélt volt. A kitörések, bár kisebb mértékben, még az 1903. év folyamán is megismétlődtek. A lavinaszerűen lerohanó izzó felhők főképpen vízgőzből, kénhidrogénből és talán még más gázokból is álltak s hamuval, lapillivel és tuskókkal voltak megterhelve. Az első kitörés után néhány hónap mulva a régi kaldera talajából andezites lávadóm emelkedett ki, mely feldagadó nyúlós lávából állott (felduzzadt kúp). Október 10.-én belőle sziklatű emelkedett ki, mely belsejében még vörösen izzó volt és felszínét függélyes barázdák díszítették. A tű 100 m átmérővel a következő héten 324 m magasságig nyúlt fel s belőle gőzök áramlottak ki. Meredek falai időközben letöredeztek, mire ismét alacsonyabb lett, azonban később újból felemelkedett, úgy hogy 1903. május havában 375 m-ben érte el a legnagyobb magasságát. A dóm lassanként fölemelkedett és a sziklatű az erősebb kitörések következtében beszakadt. Ezt a páratlan tüneményt több megfigyelő behatóan tanulmányozta és megállapították, hogy itt nyúlékony utánlökések megmerevedő andezittömeget sajtoltak ki, mint ahogyan a kenőcsöt szokás a dugaszos csőből kinyomni (73-77. kép).

71. kép. A Montagne Pelée 4000 m magas izzó felhője a tengerhez ér. (LACROIX A. szerint.)

72. kép. A romba dőlt St. Pierre. (LACROIX A. szerint.)

73-76. kép. A Montagne Pelée dómjának és tűjének fejlődése. (LACROIX. A. szerint.)

77. kép. A Montagne Pelée lávatűje 1903. márczius 15.-én. (LACROIX A. szerint.)

Ezek után foglaljuk össze a jelenségeket. A fent leírt vulkáni kitörések jellemző sajátságai: igen vastagon folyó savas lávák, melyek csekélyebb mennyiségben mint szilárd tömegek szabadon sajtolódhatnak ki, a vízgőzök és gázok nagy tömegei magas hőmérséklettel, finomabb és durvább kirepített anyagokkal megterhelve, melyek lavinaszerűen zúdulnak le. A vulkáni kitörésekhez kell számítanunk a szintén nyúlós lávák feltöréséből származó felduzzadt vagy torlaszos-kúpokat, mint amilyenek a Puy de Sarconi és a Puy de Chopine a Francia központi fennsíkon, vagy a Mamelon Centrale kúpja Reunion szigetén (55. kép) és a többi.

Megjegyzésre méltó, hogy a Mont Pelée nagy kitörésével egyidőben (május 7.-én, d. u. 2 órakor) a tőle 63 angol mérföldnyi távolságban levő St. Vincent szigetén a Soufrière-vulkán, a mely 1812-ben működött volt utoljára, s a melynek kráterét nagy tó töltötte meg, szintén katasztrofálisan tört ki és egészen az 1903. év végéig működött. Itt is egész vidéket pusztított el az izzó, finom anyagokkal megterhelt felhő, mely a tengerpartig gördült le. Heves hamueső és földrengés kísérte a kitörést és követte hosszú időn át. Nevezetes az a dolog is, hogy míg a Mont Pelée és a Soufrière 1902. tavaszán működtek, a közöttük fekvő és szintén vulkános St. Lucia nyugodt maradt.

Ehhez hasonló kitörés, a melynél csak finoman szétoszlott anyag és semmiféle láva sem tört föl, a Szumátra és Jáva között fekvő Krakatau vulkánszigeten történt 1883-ban. 200 évi pihenés után május 20-22.-én a működés újraébredése mutatkozott, a melyet augusztus 27.-én hatalmas gőzkitörés követett. A 78-82. képek a kitörési hely térképvázlatát és keresztmetszetét mutatják be. Azt látjuk e képeken, hogy valamikor itt nagy andezit-vulkánhegy állott, melyet egy kitörés elpusztított, úgy hogy csak három nagyobb és több kisebb sziget maradt meg belőle, közöttük a Krakatau a fiatalabb bazaltos vulkánnal, a Rakatával (800 m). A régi kürtő helyén új kitörés keletkezett, mely a Krakataunak nagyobbik részét a levegőbe röpítette, azonkívül 75 km² területen a tengert is kimélyítette, helyenként 360 m mélységig A sziget épségben maradt részén 60 m magasságig halmozódott fel a hamu. 827.000 területen, tehát csaknem háromszor akkorán, mint Magyarország, 18 km³ hamu és horzsakő szóródott szét, miközben ökölnagyságú darabok még 80 km távolságra is hullottak. A kitörés mennydörgésszerű robaja 3400 km távolságra - az egész földfelület 15-ödrészére - hangzott. A kitörés hatalmasan megrázkódtatta a levegőt is, a keletkezett léghullám óránkint 1000 km-es sebességgel a Földet többször megkerülte. Szumátra és Jáva partvidékeire 36 m magas tengeráramlás tört be, a mely 36.000 emberéletet pusztított el egyszerre. A hullámzást az egész Csendes- és Indiai-óczeánban, sőt még az Atlanti-óczeánban is észlelték.

78. kép. A Krakatau térképe az 1883. évi kitörés előtt. (VERBEEK R. D. M. szerint.) A külső kör a régi kúp méretét jelzi, a belső pedig a régi kürtőét.

79. kép. A Krakatau keresztszelvénye az 1883. évi kitörés előtt A B irányban a 78. kép szerint (VERBEEK R. D. M. szerint.); a az eredeti kúp maradványai kiegészítve, b fiatalabb vulkáni kúpok, c láva a régi kalderában.

80. kép. A Krakatau térképe az 1883. évi kitörés után. A 6 km átmérőjű egykori vulkáni sziget helyén 150 m mély tenger támadt. (VERBEEK R. D. M. szerint.)

81. kép. A Krakatau keresztszelvénye az 1883. évi kitörés után A, B irányban a 80. kép szerint (VERBEEK R. D. M. rajza). A régi kaldera ismét helyre állott.

A hamufelhő 30 km-nél magasabbra nyúlt fel, de a legfinomabb részecskék egészen 70 km magasságig repültek fel és a légkör legmagasabb részeiben éveken át keringtek a Föld körül, pompás színezetű alkonyati jelenségeket idézve elő. Ez a tünemény arra a nagyszerű színjátékra emlékeztetett, melyet sós pusztákon heves szelek után lehet megfigyelni és mely a legfinomabb poron keresztül eső fénytörésen alapul.

82. kép. A Krakatau (Rakata 832 m) észak felől, az 1883. évi kitörés után. A kürtő és a periklinálisan dűlő rétegek láthatók. (VERBEEK R. D. M. szerint.)

A laza termékek hasonló tömegeit ismételten megfigyelték más kitörések alkalmával is. Szumbava szigeten a Tamboro 1815-ben 150-300 köbkilométernyi, a Conseguina Közép-Amerikában 1835-ben 50 km³ tömeget repített föl. Ezek a laza tömegek tízszeresen, illetőleg százszorosan felülmúlják a lávák mennyiségét.

Ha kitörés közben a nagy hamutömegek összekeverednek a krátertó víztömegével, akkor pusztító iszapáramlások keletkeznek, mint pl. Jáva-sziget vulkánjain, hol ez gyakori jelenség (Genung Gelungung 1822).

A kitöréseknek egy másik típusát vulkanóinak nevezzük a Vulcano nevű Lipari-sziget után. Ezt nyúlékony magma jellemzi, mely megmerevedve a kürtőt hirtelen eldugaszolja (obstrukczió). A felszabaduló gázok és gőzök azonban idővel akkora feszültséget érnek el, hogy heves robbanással áttörik az eldugaszoló magmát és a megmerevedett kirepített anyagot szétrobbantott állapotban hamu, lapilli és bomba alakjában nagy tömegben hajítják föl, miáltal a sűrű gőzfelhők sötét színezetet öltenek. A kisebb kirepített darabok éppen ezért főképpen szegletes törmelékek. A rongyokban kirepített lávából repedezett bombák alakulnak.

83. kép. A Vezúv a Sommával északnyugat felől. (AURELI A. modellje szerint.)

A Vulcano működő krátere fent szélesre letompított kúpon a tenger színe felett 386 m magasságban van és ismételten hosszú ideig tartó heves működésben volt. A legutolsó nagy kitörési időszak 1888. augusztusától 1890. tavaszáig tartott. A füstoszlop 3 km magasságot ért el, a hamu pedig elárasztotta a szomszédos Kalábria és Sziczilia arrafelé eső részeit. Belőle láva nem került a felszínre.

A vulkánoknak ehhez a típusához számítjuk az Etnát és a Vezúvot is, bár mindkettőn még olyan jelenségeket is tapasztalhatunk, a melyek miatt ez a beosztás elmosódik. Hosszú időn keresztül a vulkánok típusa a Vezúv (Vesuvio) volt mindaddig, míg más formákat meg nem ismertünk, de a mai napig is a Vezúv a legjobban ismert vulkán és az egyetlen maradt, melyet hosszú idő óta állandóan megfigyelnek. Bár a Vezúv lejtőjén épült obszervatóriumot mindig a legkiválóbb vulkánkutatók vezették, mégsem vittek bennünket előbbre az alapvető kérdések ismeretében, ami valóban azt bizonyítja, hogy eszközeink megakadnak, ha a természet okszerű működését kutatni akarjuk. Semmi sem bizonyítja jobban ismereteink hiányait, mint a Vezúv 1872. évi váratlan nagy kitörése, mely éppen, akkor történt, mikor PALMIERI, aki évek hosszú során át a tűzhányó hegy őre volt, elhagyta obszervatóriumát, hogy egyszer már Nápolyba mehessen, mert szerinte a legközelebbi időben semmiféle működés nem volt várható az általa annyira ismert hegyen. Azt is megismerhetjük a Vezúv működéséből, hogy a természetet a maga nagy változatosságában az ember hiába akarja rendszerekbe foglalni, mert éppen ezen a tűzhányón észlelték a vulkánói kitörési típus mellett időnként a stromboli-típust is.

A Vezúv jellemző alakulata a kettős kúp; a nagyobbik a Somma, melyből oldalainak csak köralakú romja maradt meg és félkörívben veszi körül a belőle kiemelkedő tulajdonképpeni Vezúv-kúpot (83-86. kép). A Somma ahhoz az Ősvezúvhoz tartozik, melynek keletkezése a kövületi maradványok szerint a plioczénbe nyúlik vissza s a legrégibb történelmi idők óta békés, erdőségekkel borított kúpalakú hegynek látszott, míg valódi természetét STRABO fel nem ismerte. A Kr. u. 63. évben történt heves földrengés után, 79. aug. 24.-én következett be a kitörés, melyet az ifjabb PLINIUS TACITUS-hoz írt két levelében örökített meg s ezért pliniánikus kitörésnek is nevezzük. Hatalmas, a magasban szétterülő füstoszlop emelkedett föl. Ebből az úgynevezett pinia-felhőből (84. kép) oly nagy mennyiségű hamu, lapilli és horzsakő hullott alá, hogy a napokig tartó hamueső a tenger felé eső községeket, Pompeji-t és Stabiae-t egészen betemette. Pompejiben e hamutakaró alján 3 m vastag fehér horzsakő fekszik, köztük diónagyságú darabok is. E felett 5 m vastagságban váltakozva jól rétegezett hamu és lapilli következik. A heves esőzés a laza anyagokat tufává ragasztotta össze. A város 25000 lakójából eddig csak körülbelül 700 csontvázat találtak meg, s így nem történhetett valamely hirtelen katasztrófa, a mely meghiúsíthatta volna a lakosság menekülését. A kitörés a tűzhányóhegyet a Somma romjáig a levegőbe röpítette (85, kép). A Somma 1132 m magasságba nyúlik fel és míg a külső oldalán 25° a lejtője, befelé 300 m mélységig 70° dőléssel esik le az Atrio del Cavallo félköralakú völgye felé. A »Somma« és »Atrio« elnevezések éppen a Vezúvról mentek át a vulkánológiai műnyelvbe. Ezek a sziklafalak szép szelvényt tárnak elénk, melyben az összesült, forrasztott salak és a lávapadok váltakozó települését szemlélhetjük, a mint külső kerület felé dőlnek. A réteges települést számtalan, néha 5 m vastag, különböző hajlású lávatelér töri át s ezek a lávatelérek nagyobb keménységüknél fogva élesen előtűnnek. Ez a régi Vezúvkúp tehát nem a vulkánói-típust képviseli, hanem stromboli-típusú működés közben épült fel.

84. kép. A Vezúv kitörése 1822. október havában Nápolyból nézve, piniafelhővel. (SCROPE P. szerint.)

A régi Vezúvkúp köralakú fala azonban délen és nyugaton nem maradt meg, hanem körülbelül 600 méterig lerombolódott. Ennek a résznek a domborzata terraszszerű és Le Piane nevet visel. Egyik kiemelkedésén épült az obszervatórium. Az Ősvezúvnak ebből a roncsából, a tenger felé nyitott, széles kalderából emelkedik ki a tulajdonképpeni Vezúvkúp. Átmérője 2800 m, lejtője 30°-os és hamuból meg salakból van felépítve (85. és 86. kép).

85. kép. A Vezúv és a Somma keresztmetszete. (LÖWL F. szerint.) 1. A régi Sommavulkán maradványai lávafolyásokkal, 2. törmelékes tufával megtöltött kürtő, 3. a Vezúv kúpja lávafolyásokkal, 4. a mai kürtő, 5. parazita lávakúp az Átrióban.

86. kép. A Vezúv a Sommával madártávlatból. (AURELI A. modellje szerint.)

A Vezúv mai kúpja a Kr. u. 79-ik évi kitörés alkalmával keletkezett s ez idő óta bár számos, heves kitörése volt, alakját lényegesen nem változtatta meg. A mérsékelt működés szakában orma 1300 m fölé emelkedik és csúcsosabb lesz, egy-egy paroxizmus alkalmával azonban ismét veszít magasságából és laposabbá válik. Ez a hamukúpok sorsa általában. Az 1906. kitöréskor a Vezúv csúcsa leszakadt és 150 méterrel lett alacsonyabb, úgy hogy jelenleg körülbelül csak 1182 méter magas (87., 88. kép). A csúcson levő kráternek meredekfalú tölcséralakja van, melynek átmérője 500 méter s mélysége 300 méter. Falai tufából és lávarétegekből alakultak. A csúcskráter alakjáról minden leírásnál jobb és szemléltetőbb felvilágosítást ad a 89. kép, melyet az obszervatórium kutatói készítettek, a kik vakmerően szálltak le első ízben 1911-ben a kráter fenekére. Ugyanakkor a vulkáni kilehelések (exhalácziók) hőmérsékletét 295°-nak mérték. A kürtőben lávaoszlop emelkedik fel, mely múlékonyan átmenetileg izzón-folyós lávatavat alkot. Ingadozásait 70 méterben állapították meg. Többnyire áttöri a kúp falait s mint lávafolyam bukkan a felszínre. A Somma feltartóztatja az Atrióban a feléje törő lávakiömléseket s így az Atrio talaja magasságban növekedik. A tenger felé azonban minden akadály nélkül haladhatnak a lávafolyamok. Esésük csekély és nemsokára megmerevednek, ezért csak ritkán érik el a kitörési helyüktől 4-8 km távolságban levő tengerpartot. A láva hőmérséklete 1000-1070° s így 150-300 km mélységből kell származnia. Egyszer rögös-lávát (az 1872. és 1906. évi lávafolyásban), máskor ismét lepény-lávát (az 1859., 1891-94. évi lávaáramban) figyelhetünk meg. A kráterből láva csak nagyon ritkán folyik ki. A Vezúv legrégibb kitörései savas trachitot szolgáltattak, míg a Somma felső része és az összes fiatalabb lávák és törmelékek bázisos leucittartalmú magmából állnak. A láva nyúlóssága nagyon különböző; többnyire szívós, tésztaszerű, 1794-ben azonban olyan híg volt, hogy zuhatagokban rohant le ugyanígy 1631-ben is, a mikor 1 óra alatt érte el a 8 km távolságban levő tengert.

87. kép.

88. kép. A Vezúv az 1906. évi kitörés után, Nápoly felől nézve. (a nápolyi egyetem földtani intézetének fotografiai fölvétele szerint.)

89. kép. Vázlatos keresztmetszet a Vezúv kráterén keresztül. (MALLADRA A. vulkanológus fölvétele szerint, SIEBERG A. könyvéből.)

A Vezúvkráter heves gőzkitörései nagy tömeg finom hamut szórnak 7 km magasságba, sőt még feljebb is, a miáltal a kitörés sötét, sőt fekete színt kap úgy, hogy a környéken tüstént nagy sötétség keletkezik. A 79. évben történt kitörés alkalmával Capo Misenumnál, a krátertől 30 km távolságra, a hamu oly nagy tömegben hullott alá, hogy az egész nappalon át sötét éjszaka volt. A gyakran említett iszapfolyamok a heves esőzések következményei, melyeknek víztömegei a hamuval keveredve, mindent elpusztítva a völgybe rohannak. Ilyen iszapfolyók temették el Herculanumot. Minden kitörés után száraz hamulavinák is gördülnek lefelé a kúp meredek oldalain, valamint a Sommáról is és segítik a sugaras irányban rovátkolt felszíni forma kialakulását (86. és 90. kép).

A kitörés alkalmával a kráterben fölemelkedő levegőáramlás, keletkezik, mely szívattyúszerű működésével a laza anyagot magával ragadja.

A magasban, a hol a felhajtó erő gyengül és a szél oldaláramlásai is érvényesülhetnek, a hamu szétterjeszkedik. A hamu szétterjeszkedésének alakját PLINIUS piniához hasonlította (84. kép). A hamu 472-ben Konstantinápolyig repült, míg más kitörések alkalmával az afrikai partokig, sőt a Keleti-tengerig jutott. A Vezúv 12 m³ űrtartalmú és több száz mázsa súlyú tuskókat több kilométernyire hajított.

Feljegyzések szerint a Vezúv 1631-ben nagy lávafolyamok után algákkal, kagylókkal és halakkal együtt iszonyú víztömeget lövellt ki. Ezt a jelenséget talán úgy magyarázhatjuk, hogy a légkör heves mozgása következtében hatalmas víztölcsér keletkezhetett, mely a tengerből a szárazföldre húzódott.

A 79. évtől a 17. századig a Vezúvnak nyolcz erősebb kitörését jegyezték fel, miközben a 12. századtól 1631-ig 500 éves nyugalmi szünete volt s ez idő alatt a hegyen szép erdőség fejlődött és a kitöltött, kisimult kráter valódi természetét csak a gőz- és gázexhalácziók, azután a meleg és sós vizekkel telt gödrök árulták el. 1660 óta ismét működik a Vezúv úgy, hogy egy évtized sem múlik el kitörés nélkül. Azt is megfigyelték, hogy a kitörések annál hevesebbek, mennél hosszabb ideig tartott a nyugalmi állapot.

90. kép. A Vezúv kúpja 1906. május havában. (PERRET F. A. fotografiai fölvétele szerint, FRIEDLÄNDER I. könyvéből.)

A Vezúv kitöréseit mindig helyi földrengések kísérik, melyek típusos vulkáni rengések s nyomban alább hagynak, mihelyt a kitörés tetőpontját elérte. A 10 km távolságban fekvő Nápolyban a földlökések még erősen érezhetők.

91. kép. A Phlegrei mezők térképe. (NEUMAYR M. szerint.)

A Nápolytól nyugatra fekvő Phlegrei mezők vidéke teljesen független a Vezúvtól, bár csekély távolság van köztük (91. kép). Itt kizárólag a trachitos kőzetek az uralkodók és a számos, körülbelül 20 kitörési középpontból csak hamu repült ki. Itt az oly hosszú időn át megszakítás nélkül működő Vezúvval ellentétben csak átmeneti kitöréseket jegyeztek föl. A többnyire nagyon tágas kalderák széle erősen le van tarolva, egyes kráterek beszakadtak, mire a tenger elborította őket, a mint ezt a Capo Miseno-n és Nisida szigeten jól megfigyelhetjük. Az óriás Piperno-vulkán az egész vidékből nagy területet foglal el; átmérője 12-13 km és a tenger felé nyitva van. Külső lejtője 2-3°-os és köralakú sáncza a Camaldoli-kolostornál 458 m-ben éri el legnagyobb magasságát. Benne több kisebb krátert találhatunk, közöttük az Astroni-t. Tufából felépült körsánczának kiterjedése 2:1.3 km és alapján a szilárd lávakőzet lép előtérbe, Közelében van a Solfatara, 500 m átmérőjű kráter, melynek gyűrűs sáncza 70 méternyire emelkedik a talaj fölé (92. kép). A kőzet likacsossága miatt a talaj tompán dobban s benne számos nyílás tátong (bocche), melyeknek egyikéből zúgó vízgőz és kénhidrogén száll föl. Erről az előfordulásról nevezték el az ilyen jelenségeket szolfatarák-nak A vulkáni működés nyugalmi szünetének, vagy végső nyilvánulásának szokták tartani. A gőzök széjjelbontják és alunittá halványítják a tufákat és a lávákat. A Szolfatara 1198. óta működik anélkül, hogy itt azóta egyéb kitörések mutatkoztak volna. Ezek a szolfatarák az egész Földön el vannak terjedve, így a Jellowstone-parkban is hatalmas szolfatarákat találunk.

92. kép. A Solfatara kialudt krátere, Pozzuoli fölött. (Vásárolt fotografia szerint.)

A vulkán keletkezésének típusos módjára példa a Monte Nuovo Pozzuoli mellett. Kúpja nagyon szabályos és 139 méterrel emelkedik a tenger fölé, átmérője 370 m, és krátere 120 m mély. 1538-ban a szeptember 29.-éről 30.-ára virradó reggelen heves földrengések közben a sík talajon hamukitörés halmozta fel.

93. kép. Az Etna nagy krátere és északi csúcsa. (Vásárolt fotografia szerint.)

Kitűnő példája a monogén, vagyis az egy kiömlésből keletkezett vulkánnak, míg ezzel ellentétben a poligén vulkán több, ismételten kiújult működés eredménye, váltakozó termékekkel.

Maarhoz hasonló krátermedenczét tölt ki az Avernusi-tó. A vidék különböző pontjain gáz- és gőzexhalácziók bizonyítják a Föld belsejének szunnyadó erőit. E kigőzölgések chemiai összetétele különböző hőmérsékletű, forró vagy hideg. Ilyen pl. a »Kutyabarlang« (Grotta del Cane) szénsavkiáramlása, melyet a többi hasonló előfordulással együtt mofettá-nak nevezünk. A kutyabarlang elnevezés onnan ered, hogy a fenéken összegyűlő széndioxid elkábítja és megöli a kutyákat és más kisebb állatokat, míg embermagasságban a levegőt be lehet szívni. Sokkal nagyszerűbb természetes széndioxidkiáramlásokat találhatunk Jáva szigeten a »Halottak völgyé«-ben és a Jellowstone-parkban Észak-Amerikában: a »Halál torká«-ban és egyéb helyeken.^[7]

A tengerparton Pozzuolinál a szárazföld emelkedéseit és sülyedéseit évezredekre visszamenőleg lehetett megállapítani; erről a következő fejezetben részletesebben szólunk.

94. kép. Kitörés az Etna oldalán, hasadék mentén fekvő adventív-kúpon, 1892. nyarán. (Vásárolt fotografia szerint.)

95. kép. Monti Nuovi az Etna 1892. évi kitörése után. (Vásárolt fotografia szerint.)

A legjobban ismert példák közül még csak egyet említek s ez az Etna. Azok a folyamatok, melyek mai alakját megadták s a melyek még most is működésben vannak, sokkal bonyolultabbak, mint a Vezúvéi. Az Etna Európa legnagyobb vulkánja és 3274 m magasságával a földkerekség legmagasabb vulkánjai közé tartozik. Az Etna lába a 30 km távolságra levő tengerig ér, átmérője 45 km, köbtartalma 850 köbkilométer. Lejtője az alapján 50 magasabban 18-25°. 2000 méterig érő talapzata reumatitikus lávából áll, kúpja pedig főképpen kirepített klazmatikus anyagokból épült fel. Régebben tehát csakis, vagy pedig főképpen lávát szolgáltatott, míg jelenleg túlnyomóan laza anyagokat szór ki. Kombinált működést mutat, amennyiben oldalán hasadékok tátongnak, ahonnan lávafolyamok törnek elő, míg a 450 m átmérőjű központi kráter (93. kép) és a számos parazita (adventív) kráter, kirepített anyagokat szolgáltat. A parazita-kráterek az Etna oldalain helyezkednek el s számuk vagy 1000 (94.-96. kép), gyakran hosszú sorban követik egymást valamely hasadás mentén s salakból és hamuból állanak; néha csak néhány méter magasak, de van közöttük több száz méter magas kúp is. A rétegek fekvéséből, nevezetesen az ellenkező irányú dőlésből kitűnik, hogy a főkürtő régebben messze keleten feküdt, ott, a hol ma a széles Valle del Bove tátong. Ezt a régi kürtőt azonban egy heves kitörés felrobbantotta és a történelem előtti időben ezen a vonalon a hegy oldalát teljesen elpusztította (97. kép). Itt egy vonal mentén követhetjük a kitörés nyílásának ismételt eltolódását.

96. kép. Az Etna asszimetriás adventív-kúpja az 1892. évi kitörés alkalmával. (Vásárolt fotografia szerint.)

97. kép. A Valle del Bove keresztmetszete az Etnán (LYELL CH. szerint). A a mai kürtő, B a Trifoglietto régi kürtője, a' c, b' i d régebbi, különösen trachitos lávák, c e, d f az A kürtő doleritos lávái (régebbi, mint a Val del Bove), g g salak és láva (fiatalabb, mint a Val del Bove), h i k a Val del Bove (a domborzat vékonyabb vonalakkal van kiegészítve).

A lávakiömlések azokból a repedésekből jönnek ki, a melyek sugaras irányban nyílnak a talapzaton és nagy kiterjedésűek. Az 1869. évben 18 km hosszú hasadás keletkezett, melyen a Monti Rossi 250 m magas salakkúpjai ülnek. Belőlük 10 km hosszú lávafolyam tört elő 50 km² felszínnel s Katániának legnagyobb részét 12 faluval együtt elpusztította. 500 m szélességben és 10 m magasan ömlött a láva a tengerbe, a mely ennek izzó melegétől nyomban forrni kezdett. Ebből az ömlésből körülbelül 1 km³ láva került a felszínre. A főkráter a történelmi idők óta állandóan működik, azonban láva még sohasem ömlött belőle. Az a hatalmas repedés, a mely 1911. szeptember havában keletkezett, több száz új kitörési nyílást mutat; közűlök többnek csak 12 m magas kúpja volt, vagy pedig csak tölcséralakú mélyedést alkotott.

Más kitörési típushoz tartozik a Stromboli szigetvulkán a Tyrrheni-tengerben. Ez a vulkán 2300 m mély tengerfenékről 900 m magasra emelkedik a tenger színe fölé. A történelmi időkben, természetesen hosszabb megszakításokkal, állandóan működött, bár csak mérsékelten. A régi görög mondák szerint Aiolos-nak, a szelek istenének volt a székhelye, a mennyiben a tengerészek a Stromboli füstoszlopát a mai napig is barométerül használják. A modern tudomány ugyan nem ismeri el az időjóslásnak ezt a módját, mégis bizonyos jelentőséget kell tulajdonítanunk ez évezredes hagyománynak, mert tudásunk azokról az okokról, a melyek a gőzexhalácziókat s ezáltal a legfinomabb klazmatikus anyagoknak csekély kilökését előidézik, oly felületes, hogy a barométer ingadozásaival való közvetetlen összefüggést előzetesen nem vethetjük el. Csak arra a hasonló kérdésre kell utalnunk, a melyet a gejzirműködésnél fogunk érinteni.

Stromboli szigete egészen vulkáni eredetű, de csak a külső északnyugati részén van egy kis krátere, mely 700 m magasra emelkedik. A krátert félköralakban somma veszi körül, mely a tenger felé nyitott. A legrégibb kőzetek andezites lávák, erre bazaltos lávák következnek, míg ma láva kitörések csak ritkán fordulnak elő. A vulkán az 1897. év óta megszakítás nélkül működik s így kitűnő iskolai példa gyanánt szolgál, mert minden kutatónak bizonyos látványosságot nyujt. Ezért természetes, hogy működési folyamatait pontosan tanulmányozták. A vulkáni működés következőképpen megy végbe. A kráter fenekén több nyílás (bocche) mutatkozik, melyeknek száma és alakja változó. A gőzökkel telített hígfolyós láva fölemelkedik a kürtőben, mire nagy gőzbuborékok keletkeznek; ezek csattanás vagy tompa dörgés közben szétpukkadnak, mihelyt felülmúlják a feltörő magma nyomását. A magmát izzó lepény alakjában repítik ki. Élénk működés alkalmával a kitörések minden 3-26 perczben következnek be. A kitörést a szigeten földrengések kísérik. A kidobott anyagok visszahullanak a kráterbe vagy pedig már megmerevedve arra a meredek lejtőre esnek, mely a körsáncz nyílásában a tenger felé ereszkedik és ezen az u. n. sciarra-lejtőn a bombák sustorogva gurulnak le. E közben a sötétszínű, felül világosabb hamufelhő vagy 200 méternyire emelkedik föl. A kitörések annál hevesebbek, mennél hosszabb szünet után következnek be s néhány hónaponként a tünemények megélénkülnek, a kitörések erősebbek és sűrűn követik egymást. A már szilárddá vált láva darabokban és morzsákban repül ki, homokkal meg hamuval együtt és a szigetre köröskörül lerakódik. Ugyanakkor az egész szigeten földrengések is észlelhetők.

Összefoglalva az előbbieket, a stromboli-típusú működést a láva nagyobb hígfolyóssága jellemzi, mely a gyakori kitörések alkalmával rendesen rongyokra szakadva repül ki. Hamukidobás és lávakiömlés ritkán fordul elő és a világos gőzfelhők éjjel az izzó tűzhely visszfényében világítanak.

E kitörési jelenségek és a forró szökőforrások működése között szembetűnő a hasonlóság. Miként említettük, ezek a jelenségek a vezúvi típusú vulkánokon is megvannak.

Legközelebb áll a Stromboli kitörési formához az a típus, mely nevét a Hawaii szigeten levő hatalmas vulkánhegytől kapta, bár attól lényegesen különbözik. Már a sziget fölfedezése óta ismerjük azt a mesébe illő tűztavat, melyet mindig a legkülönösebb természeti csodának tartottak. A Hawaii-vulkán mai napig semmit sem veszített még érdekességéből, melyet a geológiai kutatások a legnagyobb mértékben fokoznak.

A 10000 km² területű Hawaii sziget egész terjedelmében öt vulkántól szolgáltatott lávából épült föl. Ezek a vulkánok az 5000 m mély óczeánból több, mint 4000 m magasságba emelkednek. Számos lávaömlésből keletkeztek s éppen ezért - egymással mintegy összeolvadva - nagy magasságuk mellett is, körvonaluk csaknem egészen lapos pajzsalakú, legfeljebb 10°-os lejtési szöggel. Történelmi időkben többé-kevésbbé csak a Hualalai, a Mauna Loa és a Kilauea működik; az első közűlök 1800 óta nyugalomban van.

A Mauna Loa 4100 m magas vulkán, melynek 13-10 km méretű csúcskrátere 1000 láb magas, függélyes, lávatakarókból fölépült falakat mutat. Nyugalmi állapotában lávakéreg zárja el a krátert, melyen a Vezúv-kráter bokkájához hasonlóan a 200-300 m magas kitörési kúp helyezkedik el. Kitörések alkalmával a láva nyugodtan emelkedik föl a kráterben, míglen a szélein lefolyik, vagy pedig, ami még gyakoribb, a lejtő hasadékain folyik ki. Ha a magma a kürtőben sülyedni kezd, ennek falai utána szakadnak, miáltal a kráter megnövekszik. Azok a gőzrobbanások (paroxizmusok), a melyek az eddig említett típusokon gyakoriak, itt teljesen hiányoznak. A hamu és a finomabb kidobott anyagok jelenleg szintén teljesen hiányoznak; a régebbi kitörések alkalmával keletkezett hamukúpot azonban ismerjük. Azok a heves exhalácziók, a melyeket a telített kráterekben mindenütt megtalálhatunk, itt csak a rendkívül hígfolyós lávát fecskendezik föl szökőkútszerűleg, átlag 300 m magasságig. A láva bazaltos és sötétszínű, folyékonyságát az olajéhoz vagy a vízéhez hasonlíthatjuk, úgy hogy már ½°-os esésnél is bizonyos sebességgel mozog tovább, melyhez hasonló jelenséget eddig még sehol sem figyeltek meg. Olyan eseteket is ismerünk, a mikor a láva óránként 30 km sebességgel haladt s a talaj szakadékairól izzó kaszkádokban esett le. Ezért tehát a lávafolyamok itt jóval hosszabbak, mint a legtöbb vulkánvidéken. Egyik közűlök 32 km hosszú és köbtartalma 1 km³, viszont más lávafolyamok 42 és 53 km hosszúak. A lávafolyamok ismételten elérték a tengert, a hol a két ellenséges elem között nagyszerű harczok mentek végbe.

98. kép. A Kiluea-kráter térképe (DANA I. D. szerint). Látható a nagy kréter a Halemaumau-val a belsejében és a két kisebb kráter keleten.

A sziget második működő vulkánja a Kilauea, valamivel több, mint 1200 m magas a tenger színe fölött. Szintén lapos pajzs-alakja van, kráterének kiterjedése körülbelül 6-4 km, melyet lávarétegekből álló függélyes falak szegélyeznek, több mint 200 méternyire lesülyedve (98. és 99. kép). A konczentrikus repedésekről felismerhető, hogy ezt a hatalmas üstöt utólagos beszakadások tágították. Fenekét megmerevedett láva borítja, melybe számos hasadék nyílik. Délnyugati részéből lapos lávakúp emelkedik ki, melybe körülbelül 350-300 m kiterjedésű másodlagos kráter van sülyesztve. Jelenleg az eruptív jelenségeknek ez az egyetlen helye s neve: Halemaumau (a tűz székhelye). Ez a híres tűztó, melynek tükre nagy ingadozásoknak van alávetve (100. kép). A lávató működésében 3 szakaszt különböztethetünk meg: nevezetesen a láva lassan fölemelkedik és a széleken lefolyik, miközben magassága ingadozik és egy lapos kúpot épít föl; azután hirtelen esni kezd s esése óránként 20 lábat is elér és a felület tükrét 250 méternyire is lesülyeszti, végül közben a falak is leszakadnak (101-103. kép). A láva nagyon hígfolyós bazaltláva, sok olivintartalommal. A fölszálló gőzök sustorgó mozgásban tartják a lávatavat, melyből lávaszökőkútak emelkednek ki és ismét visszaesnek. Közűlök legállandóbb az, a mely a tónak bizonyos meghatározott helyén rövid időközökben (az 1899. évben ½ perczenkint) emelkedik föl. Ez az Old Faithful (az öreg hűséges). A lávában áramlásokat figyelhetünk meg (termikus konvekcziós áramlások), melyeket, mint a 104. képen látható, a fölszálló, gázzal telített, forró tömegek tartanak mozgásban. A kihűlő láva gáztartalmát átadja a légkörnek és visszasülyed a kürtőbe. Az erősebb szél a cseppekre feloldott lávát hosszú szálakba húzza ki, melyek fonott üvegszálakhoz hasonlítanak és a lávamező mélyedéseiben felhalmozódnak. Ezeket a szálakat Pelé (Pelée) hajának nevezték el, a régi kanakok tűzistennője, Pelé után. A nagyobb cseppek körben forogva többé-kevésbbé hegyes orsóalakot öltenek (Pelé könnyei, 105. kép). A kifolyó láva egyszer lepényláva, máskor ismét rögös láva. A kitörések alkalmával a lávatóban a megmerevedett salakból kúpalakú szigetek keletkeznek, melyek úszva fenntartják magukat és a tó tükrének sülyedése alkalmával a partra kerülnek. A Halemaumau működése nagyon változó. Az 1886. évtől fogva egész sor megfigyelésünk van róla. Nem tekintve tükrének kisebb ingadozásait, a lávató erősebb kifolyás után teljesen eltűnik, nagy mélységben lávakéreg keletkezik a fenekén, majd különösebb előjelek nélkül ismét megjelenik. A megfigyelt esetek között olyanok is vannak, hogy a tó csak 35 napra tűnt el és csak 3 napra tért vissza. Úgy látszik, hogy itt ritmusos kitörések mennek végbe, a melyek a Stromboli működésére és a gejzirekre emlékeztetnek. Hasonló ingadozásokat mutat az olvasztóművekben az öntött anyag (ingot) - az öntőtégely (coquille, kokilly) tartalma - felszíni tükrén, a gázok elillanása következtében.

99. kép. A Kilauea kráter, Hawaii szigetén, a Volcano-House-ból nézve. (DUTTON C. E. szerint.)

100. kép. A Halemaumau 1894. márcziusában. (BRIGHAM W. T. szerint.) A láva megtölti a tavat és kifolyik belőle.

101-103. kép. Keresztmetszetek a Halemaumau-n át. A rajzokon láthatók a láva ingadozásai és utána szakadásai. (BRIGHAM W. T. szerint.)

104. kép. A Halemaumau konvekcziós áramlásai. (DALY R. A. szerint.)

A gőzexhalácziók akkor a legnagyobbak, mikor a tó eltűnik; az exhalácziók tetemes kénhidrogént tartalmaznak (106. kép). A legutóbbi időben sikerült fölötte szellemes módokon a gázokat a lávából való eltávozáskor közvetlenül felfogni és megvizsgálni.

105. kép. Pele istennő könnyei, kilueai lávacseppek, körülbelül 3 természetes nagyságban. (PERRET F. A. szerint, FRIEDLÄNDER I. könyvéből.)

Kitűnt, hogy főalkotórészük a vízgőz, a melyhez kénessav, széndioxid, szénoxid, nitrogén, hidrogén, kén, klór, fluór keverednek, nemesebb gázok nélkül. Azt is megfigyelték, hogy a gázok kékes lánggal égnek. A láva hőmérsékletét 1000-1100°-ban állapították meg, a gázokét pedig körülbelül 1000C°-ban. Ez a hőmérséklet pedig alacsonyabb, mint a magma némely ásványának olvadáspontja, melyeknek beolvasztását csakis oldási folyamatokkal magyarázhatjuk meg.

A tűztó felett vízgőzökből álló felhő lebeg. Finom részecskékből álló kén és kénessav van hozzákeveredve, úgy hogy fizikai jelenségei egészen eltérőek s ez a körülmény arra vezetett, hogy sokan tagadják a vízgőzök jelenlétét. Így a felhő a kén miatt nem tud olyan gyorsan a levegőbe illanni és a higrométer a kénessav miatt feltűnően csekély nedvességi fokot mutat.

A Halemaumau mellett a kráterben átmenetileg hasonló kisebb lávatavak keletkeztek, melyek azonban nem voltak ilyen állandóak, sem pedig ekkora terjedelműek. 1913. márcziusában eltünt a lávató s feneke 240 m mélységben feküdt. A kráterben és környékén számos szolfatára, mofetta és fumarola van, exhaláczióikból azonban hiányoznak a kloridok.

106. kép. A Halemaumau 1913. nyarán. (DIENERNÉ fotografiai fölvétele szerint.)

A Kilauea oldalain, éppen úgy, mint a Hawaii sziget többi vulkánjain, kisebb üstkráterek vannak besülyedve, melyek a Halemaumauhoz hasonlóan nem valamely robbanás következtében nyíltak meg, hanem a feltóduló láva olvasztotta ki azokat. Közűlök kettő még a legutóbbi időben is lávatavat zárt magában, közvetlenül a kráter széléhez illeszkedve.

A lávafolyamok gázexhaláczióik által számos kisebb salakkúpot (hornitot) alkotnak, ha pedig valamely megmerevedett takaró alól kifolynak, akkor barlangok keletkeznek. Ezek bájos, stalaktitszerű lávaképződményekkel vannak kibélelve, a melyek kívül kristályos, belül pedig sejtes szerkezetűek.

Paroxizmussal egybekötött hamukitörések fölötte ritkák. A Kilaueáról csak 1789-ben jelentettek egyet, a mely biztosan paroxisztikus kitöréssel volt összekötve. Minthogy a Mauna Loáról is jelentettek ilyen kitöréseket, azt kell föltennünk, hogy ezek a vulkánok mégis bizonyos átmenetet mutatnak az előbb tárgyalt kitörési formák felé.

Évekig tartó megfigyelések kiderítették, hogy a Kilauea és a Mauna Loa kitörései egymástól teljesen függetlenek, mert ha összeköttetésben volnának egymással, akkor a Kilauea mindig előbb kiömlene, mielőtt a Mauna Loa sokkal magasabb krátere megtelnék. Minden követelményt kielégítő véleményt nehezen lehet adni ezen folyamatok belső okairól. A 107. kép szemléltet egy ilyen magyarázó kísérletet. A kráter működésének 90 esztendőn keresztül megállapított lanyhulását az a csekély magmatömeg magyarázhatná, a mely a Kilauea alatt befecskendezve fekszik. A lakkolit tömegét 250 km³-re és további élettartamát 2000 évre becsülték, természetesen elég bizonytalan alapokból. Ezt a nézetet talán az a számos repedés támogatja, a mely földrengés közben nyílik meg és az intruzív-tömeg födeléből származik. E szerint a Kilaueát nyugodt gázáramlásoktól nyitva tartott nyílásnak: (ventil) kell tekintenünk, mely a még folyékony állapotban levő: magmatűzhely tetőzetén keletkezett, míg a Mauna Loában sokkal mélyebbre kell helyeznünk az éltető erők székhelyét.

107. kép. A Kilauea és a Mauna Loa vulkáni működésének forrásaiként szereplő föltevéses lakkolitek. (DALY R. A. szerint.)

A vízgőztömegek eredetének megállapításánál nagy jelentőségű az a tapasztalat, hogy mindkét vulkán legtöbb kitörése (7-8) az esős évszakban megy végbe, midőn nagy csapadékmagasság mellett a légköri eredetű vizek jelentékeny tömege jut be a felszíni földrétegekbe.

Izland szigetén is találhatunk Hawaii-típusú paizsvulkánokat, a melyek azonban már kialudtak.

A vulkáni működésnek igen sajátságos alakja a láva felületi- vagy takarókiömlése. A lávatakarókat nagy kiterjedés mellett azonos dőlési irány és teljesen sík felület jellemzi. Kitörési középpontjuk nincsen, vulkánhegyet vagy nagyobb krátert sem találunk, hanem repedésekből ömlenek ki, melyek gyakran éppen nem vulkáni altalajon keletkeztek. Számos vulkáni takaró egymásra településéből platóvidékek, az úgynevezett trapphegységek keletkeztek. Csaknem valamennyit megkövesült állapotban ismerjük, kevés közűlök a történelmi időkből való. A Dekkantrapp Elő-Indiában a legnagyobbak közé tartozik. Itt a lávatakarók kiterjedése több mint 300.000 km², melyek közé klasztikus és tavi rétegek váltakozva települtek 2000 méter maximális magasságig. Vastagságuk átlag 600 méter. Az északamerikai vulkáni tábla 400000 km² területű s betakarja Washington, Idaho és Oregon államok legnagyobb részét, Kalifornia északi részével együtt. A közéje települt harmadkori rétegekkel együtt eléri az 1600 m vastagságot. Valamikor az Északi Atlanti-óczeán legnagyobb részét is ilyen hatalmas takaró boríthatta. Romjait felismerhetjük a Far Oer, Izland szigeteken Grönlandban (108. kép) és Ferencz József-földjén. Mexikóban, Izland szigeten és Szíria északi részén fiatalabb felszíni kiömléseket találhatunk.

108. kép. Bazalttakaró a Dickson-Bay-ben, a Spitzbergákon. (HALLADIN O. fotografiai fölvétele szerint.)

Izland szigeten 1783-ban heves földrengés közben keletkezett a Laki-hasadék. 34 nagyobb és 60 kisebb kúp helyezkedett el rajta és a legnagyobb közűlök 150 m magas volt. Két lávafolyam ömlött ki e hasadékból; az egyik elérte a 90 km-t, a másik 40 km hosszú lett. Naponta 15 km sebességgel haladtak és 900 km² területet takartak be. Köbtartalmukat 27 km³-re becsülték (109. kép). E mellett még 2-3 km³ hamut és salakot is szolgáltatott a hasadék. Egy másik lávakiömlés 150 km hosszúságot ért el. A következő évben éhínség és ragály következtében 9000 ember, vagyis a sziget összes lakosságának egyötödrésze pusztult el. A hasadékok gyakran egészen egyenes vonalban haladnak hegyen-völgyön át, párhuzamos rendszerré fejlődtek ki s mentükön a vidék árokszerűleg lesülyedt. A repedésekből kiömlő és takaróvá fejlődő lávák általában bázisosak és fölötte hígfolyósak. A hasadékokból kiömlő savas, vastagon folyó tömegek dagadó kúpok gyanánt halmozódnak fel és hegyvonulatokat alkotnak, mint például a Kárpátok belső peremén a Vihorlát-Gutin-hegység harmadkori hasadék vulkán kúpjai.

109. kép. A Laki-hasadék a rajta ülő vulkáni kúpokkal. (HELLAND A. szerint.)

Régebbi időben a vulkánokat kumulo- (felhalmozott) és sztrato- (réteges) vulkánok csoportjára osztották fel. Réteges vulkánoknak nevezték az olyanokat, a melyek láva, hamu és salak váltakozó településéből vannak felépítve; ezeket vegyes vulkánok néven is emlegették. A felhalmozott (homogén v. kumulo) vulkánok csoportjába azok tartoztak, a melyek a láva egyenletes fölhalmozódásából dagadó kúpokká alakultak, vagy pedig lávatakarókból állottak (pajzsvulkánok). Ezek közé számították a Mont Pelée dómját és a Hawaii-sziget vulkánjait, míg a réteges vulkánok típusa aránytalanul nagyobb számban fordult elő. Ezt a felosztást ma már nem használjuk.

Más csoportosítás szerint vannak monogén-vulkánok, a melyek valamely kiömlés által hirtelen keletkeztek (Monte Nuovo, egyes dagadó kúpok) és poligén-vulkánok, a melyek hosszantartó, időszakos működésekből eredtek és sokféle anyagból vannak fölépítve. Közéjük tartozik a Vezúv, az Etna és a vulkánok többsége. Ismét más szempontok szerint megkülönböztettek egyszerű vulkánokat egységes kúppal (az Eifel vulkánjai, Monte Nuovo, Etna stb.) és összetett vulkánokat, a melyek középponti kúpból s az ezt körülvevő köralakú sánczból állanak (Vezúv, Pic de Teneriffa).

Legczélszerűbbnek látszik a vulkánokat szolgáltatott anyaguk szerint csoportosítani. Eszerint megkülönböztethetünk tiszta hamukúpokat, mint a Monte Nuovo és tiszta lávahegyeket: amilyenek a dagadó-kúpok. A két csoport közé ékelhetjük a hamuból és lávatakarókból fölépült vegyes vulkánokat.

A vulkáni kitörések tűzhelyeinek újabb beosztása származástani és morfológiai alapokon nyugszik és a belőlük kikerült anyag által teremtett felszíni formákat is figyelembe veszi. Így SCHNEIDER szerint megkülönböztethetünk:

I. Reumatitikus vulkánokat (a magmakifolyásából keletkeztek). a) Pedionitek (felszíni kiömlések). b) Aszpitek: pajzsalakú formák, pajzsvulkánok, Izlandban és Hawaii-szigeten nagy alapzattal, igen csekély, 5-10°-os lejtővel. A hegy csúcsán széles, lapos besülyedés észlelhető. A tengeralatti vulkánok közül sok vulkánsziget tartozik ide. c) Toloidok: tulajdonképpen meredek lejtőjű aszpitek (kúpok, dagadókúpok, pl. a Puy de Sarcoui, Puy de Dôme a Franczia Központi Fennsíkon, Csimborászó, Pico de Teyde). d) Belonitek: csaknem függélyes falú toloidok, a Montagne Pelée tornya, Puy de Chopine Auvergneben, 70°-nál nagyobb lejtővel.

II. Klazmatikus vulkánok (kirepített anyagból vannak fölépítve). a) Konidok: homorú körvonallal, lejtési szögletük az anyag belső súrlódási együtthatójától függ (körülbelül 35°-ig), például a Vezúv. b) Homatok: nagy, széles kráterük van alacsony gáttal, (gáthegyek), pl. Piperno-vulkán, Astroni a Flegrei-mezőkön, Askja (Izland), Santorin, az Eifel vulkánjai. c) Maarok: kirobbantott tölcsérek.

Homogén, vagyis ugyanabból az anyagból keletkezett vulkánhegyek nagy ritkán fordulnak elő és jobbára az első csoporthoz tartoznak. Kombinált folyamatok által a vulkánok felsorolt csoportjai közé ékelhető közbülső formák keletkeznek. Sok működő vulkán reumatitikus és klazmatikus anyagból van fölépítve, s ezek az anyagokat termelő folyamatok nemcsak a vulkán történelmében, hanem egy és ugyanazon kitörés tartama alatt is váltakozhatnak (reuklazmatikus képződmények, pl. Vezúv, Etna). Mindkettő alapzata kiömlésekből áll, melyen a kúp épült föl (aszpikonidek). Ehhez hasonlóan keletkeznek az aszpihomatok. A Mont Pelée dómalakú kúpját tolobelonitnak nevezhetjük. A homatotípus széles kráterében levő kis kúpok a homakonidok. Természetesen ezek a mesterszavak nem alkalmazhatók minden egyes esetben, hiszen a természet maga annyi sok átmenetet teremt, hogy a megkülönböztetés ugyancsak nehéz.

Könnyen megérthető okokból a tengeralatti kitörések csak nagy ritkán figyelhetők meg, bár bizonyára elég gyakoriak. Ezt bizonyítja az a tény, hogy termékeiket be kellett iktatni a geológiai korszakok tengeri üledékei közé. Talán a tengerrengések nagy részét is ezekre lehetne visszavezetni. Számos óczeáni sziget vulkáni működésnek köszönheti eredetét és tengeralatti kitörésekből kellett keletkeznie. Egyesek közűlök úgyszólván szemünk láttára keletkeztek, majd rövid idő mulva ismét a hullámok rombolásának estek áldozatul. Az egyik legismertebb esetet Pantellaria és Sziczilia között figyelték meg, ahol 1831. előtt 100 öl mélységben még nem érték el a tenger fenekét. Ebben az évben ezen a helyen vulkáni kitörés indult meg: vízoszlopok emelkedtek ki a tengerből, majd ismét füstfelhők szálltak föl és a hevesen rengő, tajtkővel és hamuval fedett tengerből egy hamuból képződött új vulkáni sziget bukkant föl kráterével együtt, melynek átmérője 2000 láb és magassága 200 láb volt. Elnevezték Juliának, Ferdinandeának s még más neveket is kapott. Az év végén egészen eltünt s a helyén 24 lábnyi tengermélységet mérhettek.

Szicziliától délre gyakran fordulnak elő ilyen tengeralatti kitörések. 1890-ben Pantellarián a partvonal 10 km hosszúságban 0.8 méternyire emelkedett, míg a következő évben kitörés keletkezett. Úgy látszik, hogy a gőzök és a magma feszültsége itt valamiféle kisajtolást okozott.

Az Égei-tengerben a Santorin vulkáni sziget (110. kép) a Sommára emlékeztető gyűrűből áll, melyet két nagyobb és több kisebb sziget alkot. A gyűrű közepén is több kisebb sziget van. Eredetileg itt egy nagy vulkán állott, mely a történelem előtti időben egy kitörés alkalmával a levegőbe repült. Krisztus születése előtt 198-ban a kráter gyűrűjében több szigetvulkán halmozódott fel, melyeknek száma és alakja folyton változott. 1866-ban erősebb kitörés történt itt, miközben a tengeralatti lávakiömlések új szigeteket építettek fel.

110. kép. Santorin sziget. (SEEBACH K. szerint.)

A legjelentékenyebb tengeralatti kitörések egyike teremtette 1796-ban a Bogoszloffszka szigetet az Aleuták ívében, melynek kerülete 4 földr. mérföld és eléri a 2000 láb magasságot is. Közelében a legújabb időkig újabb szigetek is keletkeztek, a melyek azonban részben ismét elpusztultak. Torlaszos kúpoknak tekinthetjük őket. Itt 8 hónap alatt az összes szigeteknek 7.6 méteres emelkedését figyelhették meg.

A különböző kitörési típusok tárgyalása után néhány általános eredményt állapíthatunk meg. A bázisos magmák olvadáspontja alacsony, hígfolyósak, nehezebbek, lassabban merevednek meg és csekély gázmennyiségük kiválása is nyugodtan megy végbe. A savas lávák viszont csak magas hőfokon olvadnak meg, nyúlósfolyékonyak, könnyebbek, gyorsan megmerevednek és erősebb gázkiválásuk élénk kitöréseket idéz elő. Ezek a körülmények egyúttal a lávák összes többi viszonyait is megszabják. A szerint, amint bazaltosak vagy trachitosak, felszínük is különböző képet nyujt és a Föld domborzatának változásaiban különféle szerepet visznek. A hasadékkiömlések és a Hawaii-típusok sorozatában csekély gázmennyiséggel találkoztunk, melyek többnyire minden paroxizmus nélkül nagy tömegben szolgáltatták a hígfolyós lávát és lapos pajzs- vagy táblaalakú kiömlési formákat teremtettek. Másfelől a savas lávákban a gáztömegek gyarapodását ismerhetjük fel. Az ilyen lávák nyúlósfolyósak, megszakítások közben többnyire robbanásokkal kapcsolatban kerülnek a felszínre, miközben a kürtő reumatitikus termékeivel azonos mértékben fogynak; a klazmatikus anyagok felszaporodnak és végre többé-kevésbbé egyedül jelennek meg. Továbbá azt is megállapíthatjuk, hogy mennél hosszabb két kitörés között a nyugalmi szünet, annál jobban emelkedik a kitörés hevessége.

Könnyen érthető, hogy az olyan laza anyagból fölépült domborzatformák, mint a vulkánok hamukúpjai, erősen ki vannak téve a letarolás támadásainak. Már a kitörések alkalmával a heves esőzések a hegy oldalain sugaras irányú barázdákat vésnek ki, melyek későbben mindjobban bemélyednek 86., 90. és 111. kép). Egész iszapfolyamok rohannak le sokszor egymás után. Nagy szárazság alkalmával sokszor a legnagyobb lejtési szöglet alatt fölhalmozódott hamu és lapilli lavinaszerűleg rohan a mélységbe. Az erősebb szelek elhordják a finomabb anyagot, miáltal nagyobb darabok leszakadnak. Ezek a sugárvölgyek a kráter köpenyét néha egészen keresztülvágják (barranko) s így a krátert (kaldera) megnyitják. Oldali kitörés vagy lejtőn keletkezett kitörés következtében, avagy a kitörési középpont eltolódása alkalmával a hegy egyik része el is pusztulhat, miközben előkészíti a patkóformájú alak alapjait, amint ez a Vezúv szommájával történt. Ha a körgát megnyitása valamely szigetvulkánon történik, a tenger vize behatolhat, mint például a Krakataunál történt; ilyenek még Szt. Pál szigete az Indiai-óczeánban, Santorin és Nisida sziget Nápoly közelében. Kisebb hamukúpok rövid idő alatt teljesen eltűnnek, különösen a tengeralatti hamukitörésekből keletkezett vulkáni szigetek.

111. kép. Az Erdsias-Dagh délről nézve. Kezdődő letarolás, mélyen bevágódott sugaras völgyekkel. (ZEDERBAUER E. fotografiája szerint.)

112. kép. A Venda vulkán letarolt sugaras telérei az Euganeákban Észak-Olaszországban. (REYER E. szerint.)

Mihelyt az összes laza anyagok eltávolodnak, többé-kevésbbé csak a lávatakarók maradnak meg, a melyek gyakran a vulkán alapját építik föl, valamint megmaradnak a nagyobb ellenállású lávatelérek is, a melyek sugarasan szelik át a kúpot. A hegyoldalakra kiömlött lávafolyamokról eltűnnek a magasabb, kevésbbé vastag részek és csak a bizonyos vastagságú folyamvégek maradnak meg. A vulkánok ilyen mértékben való letarolására szép példa a fiatalabb harmadkorban működött Venda-vulkán az Euganeákban. Körülbelül az Etna nagyságával egyezhetett meg ez a vulkán, a melynek hatalmas radiális telérei sziklafalak gyanánt maradtak meg s körülöttük az áramlások végeinek maradványai a környék dombjain nyomozhatók (112. kép).

113. kép. Keresztmetszet a Largo Law vulkáni kürtőin, neckjein át, Fifeben. (GEIKIE A. szerint.)

Hatalmas hamuesők kiemelkedéseket halmozhatnak fel, melyeket a lávakiömlések megszilárdíthatnak. A takarókiömlésekből az erózió következtében tagozott hegységek (trapphegységek) keletkeznek. A nyúlósfolyós lávák kúphegységeket alkotnak, melyek gyakran a kitörés nyílása fölé magasra emelkednek és a letarolással szemben nagyobb ellentállást tanúsítanak. Valamennyit vulkáni vagy felhalmozott hegységnek nevezzük.

Végül ezek az alaphegységre települt, kiömlött tömegek is eltünnek és a kürtő szabadon marad. A kürtőt vagy a láva tölti ki (lávanyél), vagy pedig a visszahullott klazmatikus anyag morzsás tufává sült benne össze. Ez olyan állapot, melyben ezeket a letarolt maradványokat gyakran nehezen lehet megkülönböztetni a hozzájuk nagyon hasonló maaroktól. Urach körül a Rauhi Alb-ban egész sereg ilyen félig megtöltött köralakú vagy tojásdad kitörési üstöt találhatunk, melyek 20-30 m mélyek és átmérőjük 250-1000 m-ig terjed. Egyes nyelek 900 m mélységig vannak feltárva, úgy hogy ezekből megállapíthatjuk, hogy a csatorna felső része tufával van kitöltve, míg a bazalt csak bizonyos mélységben jelenik meg (70. kép). A vulkáni tufákkal, bombákkal és a szomszédos kőzetek törmelékeivel kitöltött kürtőket neck-eknek nevezzük; e kifejezés Angliából ered (113. kép). Ebben az állapotban van a már előbb említett kimberlitkürtő (Pipes) Dél-Afrikában. A mélyen letarolt vulkáni maradványok segítségével belepillanthatunk a kitörések mechanizmusába, a mely különben rejtve, maradna előttünk. Így most számos olyan nyelet ismerünk, melynek átmérője csak néhány méter, de van 1 km átmérőjű is. Nagyobb ellentállóképességüknél fogva mint meredek felszíni formák tűnnek ki s így feltűnő kúpokat vagy szirteket alkotnak, mint a Borschen Bilinnél, a Milleschauer, a Schreckenstein a Cseh-Középhegységben, a Hegau festői várakkal koronázott hegyei a Hohentwiel, a Stoffeln, a Hohenhöwen stb., a Mont St. Michel a Le Puyben (Auvergne, 114. kép) és sok más vulkáni hegy.

114. kép. A Mt. St. Michel Le Puy-ben, Auvergneben (a képen balra). Kitöltött kürtő, melyet az erózió láthatóvá tett. (Vásárolt fotografia szerint.)

115. kép. Vulkáni nyelek a Colorado Grand Kanyon-ján Észak-Amerikában. (DUTTON C. E. szerint.)

Különösen a Colorado Grand Kanyón-jának meg nem zavart, mélyen feltárt rétegsorozatában figyelhették meg a nagyon vékony nyeleket, a melyek ezer meg ezer láb vastagságú kőzettelepüléseken hatoltak keresztül a nélkül, hogy bármilyen kis hasadást lehetne fölfedezni, a melyen keresztül a magma kinyomulhatott volna (115. kép).

116. kép. A Teufelsmauer falszerűen kiálló bazalt-telére Észak-Csehországban. (WURM szerint, LÖW F. könyvéből.)

Az alaphegység hasadékaiban a benyomult magma kőzettáblákat alkot, a melyek kimállasztva falakhoz hasonlóan emelkednek ki, mint a csak 2 m vastag Teufelsmauer a Leitmeritzi Középhegység délkeleti részében, a mely nem más, mint vízszintesen fekvő oszlopokra tagozott bazalttelér a krétahomokkőben, mely 10 m magasságig ér és 25 km távolságban nyomozható (116. kép).

A vulkáni jelenségek nagy hatással vannak a Föld felszínének alakulására. Az areális kitöréseknek a maguk eredeti, minden képzeletet felülmúló formáikkal a szilárd földkéreg, a pánczéltakaró képzésében tetemesen nagy részük van. Az óriás batolitek és lakkolitek, a melyek a réteges kőzeteket felboltozzák és áttörik, egész hegységeket alkotnak és a régebbi geológiai korszakok takaró-kiömlései nagy kiterjedésű fennföldeket építettek föl. Azok a régebbi kőzetek, a melyek e kitörési tömegekkel érintkezésbe jutottak, az érintkezés (kontaktus) következtében megváltoztak. A mai vulkáni folyamatok csak árnyékai egykori nagyságuknak. Jelenleg ugyanis a Föld felületének csak 1½ millió négyszögkilométernyi területére esik egy működő vulkán. A lávafolyamok, a melyek egykor szörnyű kiömléseikkel megváltoztatták a Föld domborzatát, jelenleg a klazmatikus termékekkel szemben erősen csökkenőben vannak és csak a legritkább esetekben érnek el olyan kiterjedést, hogy a Föld felületén említésre méltó változásokat okozhatnának. Talán semmiben sem ismerhetjük fel világosabban Földünk öregségét, mint a vulkáni működések kihalásában. Ámbár a Föld történelmében az erősebb működések korszakai nyugalmi szakokkal váltakoztak, mégis különböző jelek arra vallanak, hogy a Föld belsejének folytonos hővesztesége és a földkéregnek növekedő vastagsága a piroszférának nyilvánulásait a felszín felé kioltja.

A vulkáni folyamatok nagy mennyiségű juvenilis (vagyis a felületre először kitörő) kőzettömeget telepítenek a Föld felszínére. Ezáltal a litoszféra vastagodik. Sok formáczióban gyakran hatalmas rétegtagok keletkeznek belőlük, másfelől pedig elmállásuk az üledékek részére szolgáltat nyers anyagot. Az ezáltal újonnan felszínre került tömegek megváltoztatják a Föld domborzatát. Hatalmas hegyek keletkeznek, melyek a többnyire könnyen elpusztítható anyagok következtében gyakran gyorsabban esnek a letarolásnak áldozatul és későbbi kitörések következtében ismét megváltoznak. A vulkáni vidékeken rövid idő alatt megváltozik a szárazföld és a tenger eloszlása. A vulkáni anyag egyes tengerrészeket feltölt, más pontokon ismét a tenger tör be az újonnan keletkezett mélységbe, a feltorlódások következtében tavak keletkeznek vagy eltünnek; ha a kirepített anyag tömege betemeti a folyókat, ezek új irányban folytatják útjokat. Sok sziget a vulkáni működésnek köszönheti keletkezését, úgyszólván szemünk láttára merül föl, hogy ismét a habok nyeljék el. E folyamatok alkalmával nagyon jelentékeny tömegek jönnek mozgásba. A Hawaii-szigetnek felülete 17000 km², köbtartalma a tenger színe felett 11000 km³, és ha meggondoljuk, hogy az egész sziget 5000 méteres tengermélységből emelkedik ki, akkor a talán tisztán lávakiömlésekből álló köbtartalmát 400000 km³-re kell becsülnünk. Ma általában az izosztázia alapján az a nézet az uralkodó, hogy a kiemelkedések főtömegét a salikus kőzetekből álló mag alkotja.

A kirepített laza anyagokat a szél és a víz továbbszállítja és a szárazföldön vagy pedig a vízben mint tufát lerakja. Ezek még a lávánál is jobban tudják a domborzat meglevő mélyedéseit kitölteni. A körülbelül egyforma minőségű klazmatikus termékek nagy tömegei az egész Föld kerekén gyarapítják a lerakódásokat vagy pedig magukban is egész rétegtagokat építenek fel. A harmadkor óta a szárazföld felszínének vagy 3%-át borították el az eruptív tömegek a nélkül, hogy a tengeralatti kitöréseket figyelembe vehettük volna. Kiszámították, hogy e tömegek köbtartalma 8 millió köbkilométer lehet s ezzel a tömeggel Európát 800 m, az egész Föld felületét pedig 15.5 m magasan betakarhatnók. Ezek az értékek, miként később látni fogjuk, például a tengeri lerakódásokkal összehasonlítva, csekélyek. Azáltal, hogy a vulkánok gyakran az alaphegység talpazatán ülnek, továbbá mivel szelíden hajló lejtőjük van, többnyire nincsen feltűnő alakjuk a tájképen. Ez alól csak kevés a kivétel; feltűnő alakúak azok a vulkánok, a melyek közvetlenül a tenger színéből emelkednek ki, mint a japáni Fuzsi Jama, az olasz Etna vagy a Mount Rainier (M. Tahoma) Washington-államban.

A szilárd kitörési törmelékekkel együtt nagy tömegű juvenilis gázok és gőzök kerülnek a Föld felszínére. Nem számítva azokat a vízgőzöket, a melyek a magma gázainak elillanása közben válnak szabaddá, a levegőben a szabad hidrogén égése alkalmával is keletkezik víz. Ezzel magyarázhatjuk meg azokat a záporesőket, a melyek a kitöréseket kísérik. Ezek a folyamatok a Föld felszínének víztömegeit, melyek a víz megkötése által az ásványok átalakulásakor, továbbá egyéb folyamatok alkalmával csökkennek, ismét kiegészítik vagy talán gyarapítják is. A vulkáni gázillanás következményeinek tarthatjuk a juvenilis forrásokat is, melyekről későbbi fejezetünk szól.

A vulkáni gázok részben ártalmasak (klór, kénessav-gőzök stb.) az élő szervezetekre, részben pedig hasznosak, mint a Vezúv kitöréseinek ammóniumtartalma, mely Nápoly mellett a Campagna Felice-t oly termékennyé tette s melytől egyúttal nevét is kapta. Éppen így Közép-Amerikában a finom vulkáni hamut kitűnő trágyának tartják. Állítólag egyes sótelepek szintén vulkáni eredetűek. A klórammoniumot és a bórsavakat fumarolákból kapják és némely kutató a világóczeánok sótartalmát is a Föld belsejének gázelillanásaiból származtatja.

A vulkáni kilehelések szublimációs termékei között sok ásványt mutattak ki, melyek a vulkáni kőzetekben is megvannak. Újabban azt tartják, hogy az érczelőfordulások a legszorosabb kapcsolatban vannak a vulkáni működésekkel s ez az összefüggés az arany, ezüst, réz, ólom, vas, kobalt stb. fémásványokra nézve be is bizonyosodott. Természetesen ezek az elsődleges (primaer) előfordulások gyakran csak a tudomány szempontjából érdekesek, de mégis rávilágítanak a gazdag ércztelérek eredetére, a melyek termikus vagy pneumatolitikus úton forró vizek vagy gázok lecsapódása által keletkeztek. Svédország óriás mágnesvastömegeit egyenesen a magma kiválásának (magmatikus képződményeknek) tartják. Azt már említettük, hogy a gyémántok a délafrikai kimberlit-kürtőkben régi vulkáni előfordulásokhoz vannak kötve és sok más ásvány, pl. a terméskén eredetét is részben hasonló okokkal magyarázhatjuk meg.

Minthogy a tömeges kőzetek településében nincs semmi szabályosság és egymás fölé elhelyezkedő sorozatukat sem állapíthatjuk meg, azért ezen az alapon nem mutathatók ki a Föld kérgének elmozdulásai. Csak a réteges kőzetek, melyeknek egykori vízszintes települése csekély kivétellel biztosra vehető, bizonyíthatták azt be, hogy a Föld kérgének egyetlen olyan darabja sincs, melynek eredeti fekvése a Föld középpontjához képest ne szenvedett volna valamilyen változást, illetőleg meg ne zavarodott volna. Az egykor vízszintesen fekvő s most többé-kevésbbé ferdén vagy meredeken álló rétegfelületeken tehát felismerhetjük a megzavarodásokat (dislocatio), melyeket a réteges kőzetek a Föld felületének folyamán végigszenvedtek s így ezek adják kezünkbe a földkéreg szerkezetének megértéséhez, vagyis a tektonikához vezető Ariadne-fonalat. A rétegfelület hajlását dőlés-nek nevezzük. Ezt azzal a legnagyobb szöglettel mérjük, melyet a réteg felülete a vízszintes síkkal bezár. Irányát a világtájak szerint állapítjuk meg annak a függélyes síknak alapján, a mely ezt a legnagyobb szögletet alkotja. Meghatározásához a bányásziránytűt (bánya-kompasz) használjuk. Ez közönséges iránytű, kis négyszögalakú deszkára erősítve, melynek oldalai párhuzamosak az Észak-Dél vonallal (118. kép). A Kelet- és Nyugatpont föl vannak cserélve, s osztályzata 24 órára (h=hora) és 360°-ra osztja be az egészet, Északtól kezdve az óramutató járásával ellentétes irányban haladva. Ezzel a műszerrel először is a réteg csapás-át mérjük; ez nem más, mint a réteg felületére fektetett vízszintes vonal iránya (117. kép). A deszkalapocskát vízszintesen a réteg felületére fektetjük és megnézzük, hogy mennyire tér el a tű északi sarka a beosztás Észak-Dél vonalától. A Kelet- és Nyugatpont azért vannak fölcserélve, hogy a csapás adatát közvetlenül leolvashassuk. Például, ha a tű északi sarka Északtól Kelet felé 30°-ra tér el és 2 h-t mutat, azt így olvassuk le: É 30° K, vagy 2 h (hora 2), továbbá É 45° Ny, vagy hora 21 stb. Ezzel a réteg csapását kétségtelenül meghatároztuk. Hátra van még a dőlés-szög megmérése, mely a csapásra merőlegesen fekszik. Ennek megmérése céljából a kompaszt arretáljuk, vagyis tűjét leszorítjuk s egyik oldalával merőlegesen a réteg felületére a dőlés irányában - tehát a csapásra merőlegesen - állítjuk fel, úgy, hogy azt a kis mutatót (mérő-ónt), mely a műszer belsejében a fokos beosztás előtt mozog, beállíthassuk. Ez a beosztás az úgynevezett transzportőrhöz hasonlít, azonban a nullapont a félkör közepén fekszik, tehát a deszkalap széléhez és a rétegfelülethez merőleges vonalban. A beosztás innét indul ki mindkét oldalról 90°-ig. A mutató ugrásából a dőlésszöget közvetlenül leolvashatjuk. A horizontális települést lebegőnek vagy vízszintesnek nevezzük. A réteg csapását a térképen a csapás irányában fekvő vonalka jelzi, míg dőlését az erre merőlegesen rajzolt nyíl mutatja, melynek hossza a növekvő dőlésszöglettel csökken. Néha a dőlés szögét a nyíl mellé illesztett számmal fokokban is megadjuk. A vízszintes települést kereszt, a réteg függélyes helyzetét mindkét végén nyíllal végződő csapásvonal jelzi (117. kép).

117. kép. A rétegfelület csapása (a-a) és dőlése (b b). A dőlés jelzései: 1. lebegő, horizontális vagy szintes település; 2. a csapás Kelet-Nyugat irányú, laposan dől Észak felé; 3. a csapás Északnyugat-Délkeleti, meredeken Északkelet felé dőlve; 4. a réteg függélyesen áll, Észak-Délre csap.

,

118. A-C. kép. Bányász-iránytűk.
118 A. kép: természetes irányú világtájjelzéssel és rézirány­zékkal (PRZYBORSKI magyar bányamérnök szabadalma).
118 B. kép: ugyanaz fordított, illetőleg felcserélt kelet-nyugati jelzéssel.
118 C. kép: kötélre függesztett bányász iránytű.

118. kép. Bányász-iránytű teljes beosztással, kívül 1-360°, beljebb 1-24^h jelzéssel; N=észak, S=dél; felcserélt keleti (O) és nyugati (W) iránnyal.

Ha a tenger színe felett több ezer méter magasságban tengeri kövületeket találunk, akkor föl kell tennünk, hogy a földkéreg e részének fekvésében a tenger tükréhez képest és természetesen a Föld középpontjához képest is nagy változások mentek végbe. Azt, hogy vajjon a litoszféra egyik darabja emelkedett-e föl, vagy pedig a tenger tükre sülyedt-e le, előzetesen el nem dönthetjük, mert a méréseket mindig a tenger szintjére mint nullapontra vonatkoztatjuk. A tenger szintje nagyjában egészen a geoid alakját veszi fel és a szárazföldi tömegek fekvésének változásait a Föld középpontjához képest mint a partvonal eltolódásait tárja elénk. A szárazföld emelkedése a partvonal sülyedésében (negatív eltolódás), míg a szárazföld sülyedése a partvonal emelkedésében (pozitív eltolódás) nyilvánul. Ezeket a változásokat azonban a tenger szintjének ellenkező irányú mozgása is előidézheti. Ha a tenger a szárazföldre benyomul, tehát a szárazulat fölé terjed (transzgredál), ezt transzgresszió-nak, a tenger visszahúzódását, tehát a szárazföld fölbukkanását pedig regresszió-nak nevezzük. A Föld történetében mindkét folyamatot ismételten megfigyelhetjük, de a vélemények gyakran különbözők arra nézve, vajjon a szárazföld, vagy pedig a víztömeg ingadozásai idézik-e elő a változásokat, mert az bizonyos, hogy mind a kétféle mozgás megvan. A partvonal negatív elmozdulásának ismertető jelei: a magasan fekvő parti terraszok, kagylópadok, mészszirtek, delták és építmények, melyek egykor a tenger szintjén feküdtek (öböl-lerakódások). A pozitív elmozdulást a tenger színe alá merülő szárazföldi képződményekből, víz alá merült völgyekből, elárasztott szárazföldi területekből érthetjük meg, melyek erdőkkel, tőzeglápokkal és épületekkel váltakoznak.

A hold és a Nap vonzása, továbbá a tengelyforgás a földkéregnek múlékony, igen kis fokú elhajlását idézi elő. Ennek következményei a földárapályok, melyek a tenger árapályához hasonlítanak. Úgy látszik, hogy a Föld régebbi korszakaiban ilyen erősebb és sokáig tartó deformácziók több helyütt ismételten előfordultak. Megkísérelték ezeket a jelenségeket a Föld sarkainak ingadozásaiból s a Föld rotácziós alakjának ezekből eredő változásaiból magyarázni, de legújabban mindezeket a földtengely-eltolódásokat tagadják. Skandináviának és Észak-Amerika északkeleti részének a jégkorszakban történt múlékony sülyedését már régen a szilárd földkéreg elmozdulásának tulajdonították és a diluviumi szárazföldi jégtömeg nyomásával, illetőleg az utána következő emelkedést a jég elolvadásával magyarázták; a jég olvadásával t. i. a földkéreg megterhelése megszűnt. Azt is megfigyelték, hogy az utólagos emelkedés Skandináviában a szárazföld belseje felé 300 m-ig, Észak-Amerikában több mint 200 m-ig növekedett, úgy hogy mindkét helyen a Föld kéregdarabjának előbb lesülyedését és utóbb felboltozódását kell föltennünk (119. kép). Ez a megterhelés azonban nem elegendő ahhoz, hogy olyan jelentékeny elhajlásokat tudjon előidézni, melyek egyébként még most is folyamatban vannak. Stockholmban 50 év alatt 19 cm-nyi emelkedést, Lökő-nél Finnországban 34 év alatt 27 cm-nyi emelkedést figyeltek meg. Ezeknél a méréseknél azonban nagyon óvatosaknak kell lennünk, mert a tenger tükrének vonalát sok véletlen hatás is megváltoztathatja. Capri sziget, miként régi partvonalai mutatják, a történelmi időkben nyugati részén csak 3.7 cm-nyire, keleten pedig 7 m-nyire emelkedett ki a tengerből. A partvonal ilyen szabálytalan fekvéséből kétségen kívül megállapítható a szárazföld pozitív elmozdulása. Azonkívül ugyanott a tenger színe felett 200 m magasságban is találtak egy régi partvonalat. Egyes korallzátonyok megfigyeléseiből kiderült, hogy a tengerfenék ott újabban feltűnő mértékben sülyedt, míg a szomszédos zátonyok a tenger tükre felett néhány száz méternyi magasságra emelkedtek ki. Ezeket az ellenkező irányú elmozdulásokat csakis a litoszféra mozgásával magyarázhatjuk meg. A Pó síkján a szárazföld több száz méteres sülyedését azok a folyami és szárazföldi képződmények igazolják, a melyek mélyen lenyúlnak a tenger tükre alá. Ugyanez a sülyedés megy végbe Dalmácziában is, a hol a tenger elárasztja a szárazföld domborzatát (ingressziós part 120. kép), miközben a Földközi-tenger szomszédos partjain a tenger tükre egyáltalán nem emelkedik. Peruban és Chileben a parti terraszok fiatal kagylópadokkal 500 m magasságra, Dél-Kaliforniában és a kaliforniai félszigeten 1052 m magasságra emelkedtek; Alaszkában pedig a St. Elias hegyen a reczens konchiliák 5000 láb magasságban vannak. Amerikában a Csöndes-óczeán partjának több pontján fiatalkorú emelkedés mutatkozik, melyet azonban megfelelő regresszióval nem magyarázhatunk meg, amennyiben az emelkedések mértéke helyenként fölötte különböző s ugyanez más partokon is megfigyelhető. Chrysis sziget Lemnosnál PAUSANIAS szerint Kr. e. a második században elsülyedt s romjai ma is láthatók a tenger fenekén. Későbben még fölemlítjük a régi elsülyedt városokat: pl. ilyen volt Helike Peloponnesosban. A sülyedést itt laza tömegek csuszamlásai okozhatták. Hollandia és Flandria azonban ma is sülyed és ez ellen a lakosság gátakkal kénytelen védekezni. Amerika nyugati részén a nagy diluviális tavak parti terraszai el vannak hajolva éppen úgy, mint a Vaskapu Dunaterraszai Orsovánál. Az ú. n. fixpontok fekvésében ismételten olyan jelentékeny különbségeket találtak a preczíziós nivellálás reviziói alkalmával, hogy ezeket csakis a földkéreg mozgásaival tudjuk megmagyarázni. Különösen Svájczban, Itáliában és Spanyolországban találhatók erre jó példák Ez országok lakói sokszor állítják, hogy a vidék egyes pontjai, melyeket azelőtt bizonyos meghatározott helyről nem lehetett látni, a látóhatárba jutottak, míg mások abból kiestek. Igaz ugyan, hogy itt csalódások is előfordulhatnak, de földrengés sujtotta vidékeken ezt mégis bebizonyították. Különösen földrengések után szoktak ezek a változások előtünni. A Föld kérgének ilyen lassú, függőleges irányú mozgásait évezredes (szekulárís) mozgásoknak nevezzük.

119. kép. A jégkorszak utáni emelkedések Skandináviában. A görbék (ú. n. izoanabázis-ok) összekötik az ugyanazon mértékben emelkedett pontokat, méterekben kifejezve. (DE GEER G. szerint.)

A szárazföld emelkedéseit és sülyedéseit időnként közvetlenül is megfigyelhetjük, például a katasztrofális földrengések alkalmával, melyek jókora távolságokban nagy változásokat idéznek elő a Föld felszínén. Erről a következő fejezetben bővebben szólunk. A partvonalak váltakozva több méternyire emelkednek és sülyednek. Az ilyen tüneményeknek egyik legszebb példája Serapis temploma Pozzuolinál, Nápoly közelében, a mely kb. Kr. e. 100-ban épült és a XVI. századig 6 méternyire sülyedt a tenger tükre alá. Három megmaradt oszlopát 2½ méternyire ágyazták be a Szolfatára-vulkánból kirepített anyagok. E fölött 3½ méteres sáv következik, melyet a tengeri állatok megfúrtak. A Monte Nuovo kitörési szakával az emelkedés korszaka vette kezdetét. A mult században, sőt még a 80-as évek utazói is az oszlopokat vízben állva találták (121. kép). A 90-es évek vége felé azonban a talaj szárazra került (122. kép). Legújabban ismét a partvonal pozitív mozgása állapítható meg, mely évenkint 2 cm-re rúg. Kriptovulkáni folyamatok okozzák itt ezt a tüneményt s az ehhez hasonló eseteket. Ha tehát a szilárd földkéreg saját mozgásait ki is mutatták már, a partvonal eltolódásait néha mégis a tenger tükrének oszczilláczióira vezethetjük vissza. Sok igazság van abban is, ha föltesszük, hogy a tömeghalmozódás, pl. valamely parti hegység vagy a diluviális jégtakaró helyi vonzást gyakorol a víztömegre, vagyis emelkedést okoz, míg a letarolás következtében beálló tömegveszteség a tenger tükrének sülyedését idézi elő. Ezek a különbségek azonban oly jelentéktelenek, hogy figyelmen kívül hagyhatók. A vízburok eusztatikus mozgásai, a milyeneket a Föld kerekén mindenütt megfigyelhetünk, az üledékek fölhalmozódásai, a szárazföld leszakadásai s a tengerfenék emelkedése következtében pozitív irányúak, míg a mélységek sülyedése következtében negatív irányú elmozdulást okoznak. De még ezek a méretek is csekélyek. Így az összes szárazföldek elsülyedése a tenger tükrét csak 150 méternyire emelné. A Föld tengelyforgásának minden változása kifejezésre jut a tenger tükrének helyzetében. A Föld forgása megváltoztatja a szilárd földkéreg alakját, még könnyebben a vízburokét. A gyorsított forgás a vizeket az egyenlítő felé tereli, ha pedig csökken a forgási sebesség, a vizek a sarkok felé áramlanak.

120. kép. Ingressziós tájkép Lesina mellett, Dalmácziában. (LAFOREST F. fotografiai fölvétele.)

121. kép. Serapis templomának oszlopai Pozzuoliban 1836-ban. Az oszlopok kimállott sávja sötétebb színével tűnik elő. (LYELL CH. szerint.)

122. kép. Serapis templomának oszlopai Pozzuoliban 1836-ban, teljesen szárazra kerülve. (Vásárolt fotografia szerint.)

Az efféle változások megállapítását látszólag támogatják azok az adatok, melyek szerint a sarkok felé (Skandinávia, Kanada, Alaszka, Kalifornia, Chile) a partvonal negatív eltolódásai, míg az egyenlítő felé a pozitív eltolódások az uralkodók, melyek a korallzátonyokon ismerhetők fel. Ezt azonban nem általánosíthatjuk, mert miként említettük, más helyeken ismét éppen ellenkező irányú elmozdulások nyomait észlelhetjük. Azt is szem előtt kell tartanunk, hogy a szilárd földkéregnek saját mozgása is van, a mely a tenger tükrének mozgásával találkozik. Ezekre a jelenségekre könyvünk végén újból vissza fogunk térni. A fiatalabb geológiai korszakok magas fekvésű tengeri és folyamterraszait, melyeket egyenlő magasságban 1000 km távolságra is követhetünk a Földközi-tenger és az abba ömlő folyamok vidékén, csakis a tenger tükrének sülyedésére vezethetjük vissza, mert nehéz elképzelnünk, hogy a földkéreg olyan óriás kiterjedésű rögei egyenletesen emelkedhettek volna fel. A tenger tükrének ilyen jelentékeny negatív elmozdulását csakis nagy szárazföldi tömegeknek az abisszikus mélységekbe való leszakadásával lehetne magyarázni, de erre vonatkozólag nincsenek bizonyítékaink. Ezzel ellentétben a Föld köbtartalmának a Föld összehúzódása okozta csökkenése a partvonal emelkedését idézi elő. Így a tenger tükrének időnkint váltakozó fekvését a szárazföldhöz képest ezek a különböző tényezők okozzák, ami mellett gyakran lehetetlen megállapítani, hogy miképpen ment végbe a tényleges elmozdulás.

A legújabb időkben katasztrofális földrengések alkalmával megfigyelhették a földkéreg zavarodásait, a melyek váratlanul, úgy szólván szemünk előtt történtek (instantan mozgások). Azt láthatjuk, hogy többnyire törési felületek (hasadék-síkok) mentén, melyek részben tátongó repedést alkotnak, a földkéreg egyik darabja a szomszéd darabhoz képest eltolódott. Azokat az exokinetikus repedéseket, melyeknek mentén az elmozdulás történt, paraklázis-oknak nevezzük. Az ilyen törésvonal mentén végbement elmozdulást s ennek átvitelét vetődés-nek, törés-nek (szorosabb értelemben véve diszlokáczió-nak) nevezzük, ha az elmozdulás többé-kevésbbé a magassági irányban történik. A hasadékokat az a feszültség létesíti, melynek a kőzet már nem tud ellentállni, a mennyiben a nyomás vagy szakítás ereje kohézióját felülmulja s így a két oldalszárny elválik egymástól. Valódi vetődések-nek az olyanokat nevezzük, melyeken a vetődési hasadék fölött levő (fedő) szárny sülyedt le (123. kép). Ha ez felemelkedik és a hasadék mentén a fekvő szárny fölé tolódik, akkor ezt áttolódás-nak (váltakozásnak) nevezzük (124. kép).

123. kép. A réteg vetődése hasadék (V-V) által. a-b a lapos, b-c a függélyes és b-d a valóságos ugró magasság.

124. kép. Áttolódás a váltakozó felületen (V-V). a-b a lapos, a-c a függélyes, a-d a valóságos ugró magasság.

A valódi elmozdulást azonban nem igen ismerhetjük fel biztosan. Így valamely vetődésen éppen a fekvő szárny emelkedhetett, az áttolódásnál pedig sülyedhetett (alátolódás). Ha a törési felület függőleges, mindig a mélyebben fekvő szárny mozdult el (125., 136. és 137. kép). Vetődések és váltakozások diagonálisan is történhetnek. A hasadékok felületeit, a csúszott- és a siklott-felületeket a nyomás alatt végbemenő mozgás lecsiszolja és kifényezi, a melyet pánczél-nak vagy súrlódási tükör-nek nevezünk. Rajtuk lapos hullámok, barázdák, csuszamlási sávok és karczolások láthatók, a melyek egymással párhuzamosak és többé-kevésbbé a felület dőlését követik (126. kép). Az ilyen csúszott felületeken gyakran csak vékony bevonatot láthatunk, de a nyílt hasadékokat sokszor több méter vastagságban tölti ki a súrlódási dörzstermék, mely a kőzet összezúzódásából származik. Ha ez az anyag igen finom szemecskékből áll, teléragyagpala a neve, de ha durva és szögletes, törött darabokból keletkezett, súrlódási, dörzs- vagy diszlokácziós breccsá-nak nevezzük; mindezek erősen össze vannak tapadva (127. kép). Különösen nagy mértékben találhatunk ilyen nyomási breccsákat az áttolódások alzatán; az ilyen áttolódások többé-kevésbbé laposan történnek s így súrlódásuk annál nagyobb. Ezeket milonitek-nek nevezzük. Súrlódás közben a tuskók és a görgetegek lecsiszolódnak és megkarczolódnak, úgy hogy morénatörmelékekre emlékeztetnek; ezek a pszeudoglacziális breccsák. A tektonikus és a glacziális súrlódás és karczolás között levő különbséget a jég működéséről szóló fejezetben fogjuk tárgyalni. A finom szemecskéjű szétzúzott anyag a magmához hasonlóan tud a hasadékokba behatolni.

125. kép. A vetődés változásai csapása mentén. (LÖWL F. szerint.)

126. kép. Barnaszén Fohnsdorfból súrlódási pánczéllal és barázdákkal.

127. kép. A súrlódási- vagy dörzs-beccsa keletkezésének kezdete két párhuzamosan fekvő hasadék által keletkezett megzavart zónában; jobbra flexura, mely közepén szeglethajlásba megy át. (WÄHNER F. fotografiai fölvétele szerint.)

Az elmozdulás alkalmával a hasadék felületén a súrlódás a helyben maradt szárnyréteg végződéseit, a rétegfejeket, a mozgás irányában elvonszolja és az elmozdított szárnnyal ellenkező irányba hajlítja (vonszolódás 125. kép, b, c, f és 128. kép). Az elmozdulás nagyságát ugró magasság-nak nevezzük; ez lapos, ha a hasadék felülete mentén mérjük és függélyes, ha függőleges irányban mérjük (123., 124. kép). A valódi ugrómagasság pedig nem más, mint az egymásnak megfelelő rétegfelületeknek merőlegesen mért távolsága. Ez a vetődéseken gyakran csak néhány milliméter, de lehet több ezer méter is. A szerint, a mint a vetődés a csapás mentén vagy erre merőlegesen fekszik, hosszanti (csapásmenti, 123. kép), vagy harántvetődés-nek nevezzük (129., 130. kép). Ha a hosszanti vetődés a rétegdőléssel azonos vagy pedig ellenkező irányban dől, akkor azt egyenlően vagy ellenkezően dülő hosszanti vetődésnek nevezzük (123. és 131. kép). Ezáltal a felszínen a réteg megismétlődése, vagy pedig egy réteg hiányozása állhat be (132. és 133. kép). Keresztvetődéseknél a fekvő szárny a dőlés irányával ellenkezően horizontális irányban eltolódottnak látszik, bár az elmozdulás függőleges irányban történt (130. kép). Diagonális-, ferde- vagy hegyesszögű vetődések közbülső irányt követnek a rétegek csapásának és dőlésének hosszanti és harántvetődései között.

128. kép. Vetődés és elvonszolódás a Korinthosi csatorna falán. (SCHAFFER X. F. fotografiai fölvétele szerint.)

129. kép. A réteg harántos, vagy keresztvetődése.

130. kép. Harántvetődés a fedőszárny letarolása után.

131. kép. V-V ellenkezően dőlő vetődés. Ha a hasadék felett fekvő (jobb) szárny föltolódik, akkor ellenkező irányú áttolódás keletkezik.

Egyes vetődések ritkán fordulnak elő, többnyire nagyobb számúak s vagy párhuzamosak egymással, vagy pedig metszik (keresztezik, elvetik) egymást, úgy hogy közöttük, mint a teléreknél, régebbieket és fiatalabbakat különböztethetünk meg s irányuk radiális vagy periferikus (vesd össze a 200. képpel).

132. kép. A rétegtagok (felülről 1-4.) megismétlődése a szelvényben a V-V vetődés által.

133. kép. A rétegtagok alányomása a szelvényben V-V vetődés által (a szelvény körvonalából a 3. és 4. réteg hiányzik).

Több tetszőleges irányban haladó vetődés a Föld kérgének rögeit töredezett mezőkre sülyesztheti le. Ilyen sülyedt mező a Belsőalpesi Bécsi medencze is, mely egymással hegyes szögben találkozó két vetődés mentén sülyedt le (134. kép). Más vetődések az Adriát és szomszédos partvonalait veszik körül (periadriatikus sülyedés periferikus törésekkel) továbbá az Égei-tengert stb. Párhuzamos vetődések különböző mértékű sülyedést idézhetnek elő, úgy hogy az egy irányban, lépcsőzetesen megy végbe (lépcsőzetes törés 125. kép, e, h és 135. kép), vagy pedig az egyes rögök szabálytalanul szakadnak le (136. kép). Ha a felszínnek egyik sávja párhuzamosan haladó törések mentén mindkét szárnnyal szemben lesülyed, akkor árokszerű sülyedés keletkezik (árok, árkos törés, árkos sülyedés 137. kép és 138. kép). Ha a rög a két szárnynál magasabban fekszik, akkor bércz-nek (Horst) nevezzük; teljesen mindegy, hogy ez felemelkedett-e, vagy pedig a két szárny sülyedt-e le, a mit gyakran nem könnyű megkülönböztetni. A bércznek vagy az ároknak törésfelületei fölfelé összetérnek (konvergálnak), vagy széttérnek (divergálnak) a nélkül, hogy e különbség jelentőségével tisztában volnánk. A 138. kép b részlete azt a benyomást kelti, mintha az árok térfölösleg (összeomlás) következtében szakadt volna be (disjunctiv), a 138. képnek e-vel jelölt részlete szerint, térszűke miatt, oldali nyomás következtében emelkedett föl a bércz, miközben a rögök árkokká nyomódtak le. Azokat a bérczeket, a melyek törések által határolva emelkedtek ki s a melyeknek körvonalait ezek határozzák meg, automorf-bérczek-nek nevezzük; a törésmezők ekkor xenomorfok. Azonban ezzel éppen ellenkező viszonyok is bekövetkezhetnek. Gyakran lehetetlen a megkülönböztetés. Az árkos vetődések nagyon el vannak terjedve a Föld felszínén. A Közép-Rajna mélysíkja is egy ilyen árok a Schwarzwald és a Vogézek bérczei között (139. kép). Éppen ilyen az alsó Sarca-völgy a Garda-tóval (140. kép), az Etsch völgye Bozen alatt, a Fossa Magna Nipponban, a Krisztiániai-árok s valamennyi között a legnagyobb példa a Földön a Kelet-Afrikai nagy árok, mely délköri irányban a 15. déli szélességi foktól egészen a 38. északi szélességi fokig terjed 6000 km-nél hosszabb vonalban s a melyben magában, valamint ennek oldalágaiban feküsznek a kelet-afrikai nagy tavak, a Vörös-tenger, a Holt-tenger és a Szíriai hosszanti völgy. Ha a vetődések rendszere egymást metszi (töréshálózat), akkor a vidék szabálytalan poligonális rögökre törik szét. Radiális és konczentrikus - periferikus - repedésekből beszakadt katlanok keletkeznek. Ezek medenczeszerű mélyedések, amilyeneket a már tárgyalt maarok utólagos letörések által alkotnak s amilyeneket a vulkánok beszakadt kalderái is elibénk tárnak. Ezek a zavarodások a domborzat legkülönfélébb mélyedési formáit állíthatják elő, közöttük lefolyástalan medenczéket és depressziókat (a tenger tükre alá sülyedő mélyedéseket) létesítenek, amint ennek legszebb kialakulását a Holt-tengerben láthatjuk. A rögök sülyedése alkalmával egyes rétegek különféle ferde helyzetbe kerülhetnek vagy el is hajolhatnak (136. kép).

134. kép. A Belsőalpesi Bécsi-medencze törési mezője, a mely két (szakgatott) törésvonal mentén sülyedt le. K. Kalksburg, M. Mödling, B. Baden, V. Vöslau, F. Fischau, G. Gloggnitz, Wr. N. Bécsújhely, Ma. Mannersdorf, B. a. L. Lajta melletti Bruck, D. A. Deutsch-Altenburg.

135. kép. A rögök lépcsőzetes sülyedése a Korinthosi-csatornában. (SCHAFFER X. F. fotografiai fölvétele szerint.)

136. kép. Törések mentén szabálytalanul lesülyedt rögök. (LÖWL F. szerint.)

137. kép. Függélyes törések mentén lesülyedt rögök. g, g árkok; h, h bérczek. (LÖWL F. szerint.)

138. kép. Rögök lesülyedése és felnyomódása ferde törésfelületek mentén.

139. kép. A Közép-Rajna árkos vetődései. (FRAAS E. és SIEBERG A. szerint.)

Némelykor a szárnyakat egymástól elszakító feszültség nem elég erős; ilyenkor az elvonszolódásokon keresztül a réteg lehajolásához vezető átmenetet figyelhetjük meg. Ez a térdráncz (flexura), melyben a réteg összeköttetése nem szakad meg (125. kép, d). A két szárny többé-kevésbbé vízszintesen fekszik és gyakran egészen meredek szár köti őket össze egymással, a mely a kinyujtódás következtében veszített vastagságából vagy pedig egészen összelapított is lehet. A vetődések hosszanti kiterjedésükben többnyire ilyen térdránczban végződnek. Az azonos és ellenkező irányú dőlést az áttolódásoknál is megkülönböztethetjük a szerint, a mint a váltakozó felület a rétegdőléssel azonos (124. kép), vagy ellenkező irányban fekszik. Áttolódás alkalmával az is megtörténhetik, hogy a földkéreg valamelyik röge takaró (áttolt takaró) gyanánt rátolódik a szomszédos rögre, úgy hogy a rétegsorozatban a mélyebben fekvő (öregebb) sorozat a magasabban fekvő (fiatalabb) sorozatnak a tetejére jut (141. kép) a nélkül, hogy azonos településnél a rétegfelületeknek ezt a mindkettőre nézve szokatlan viszonyát megismerhetnők. Csak a rétegsorozatok ismerete deríti föl ezt a természetellenes települést. Ha a fiatalabb réteg áttolódás által az öregebb fölé kerül, ez a jelenség még magában nem árulja el a kéreg zavarodásának módját. Csakis a váltakozó felület vizsgálata világíthatja meg a jelenséget. Több, egymással párhuzamos áttolódási felület a takaró többszörös megismétlődését jelenti (pikkelyes szerkezet). Az áttolódás következtében a Föld felszínén egyes rétegtagok alányomódnak vagy szelvényben megismétlődnek. Az áttolódás mérete gyakran nagyon csekély, de lehet több kilométer is. Ilymódon több száz méter vastag rétegtag laposan települhet, tehát látszólag zavartalanul rátolódhat a fiatalabb rétegre. Különösen bányákban sikerült ilyen lapos zavarodásokat kimutatni. Ilyen az a nagy áttolódás, a mely Achentől a Franczia-angol csatornáig ér és délfelé dőlve 4000 méteres ugró magassággal a régibb paleozoikumot a produktiv karbon fölé tolta. A Skandináviai magasföldön ismeretes egy 1800 km hosszú, 130 km széles és 1500 m vastag áttolt takaró, sőt Skótország északi részén is találtak ezekhez hasonló zavarodásokat. Ha a takaróban valamely nyíláson át az alatta fekvő réteg láthatóvá válik, akkor ezt a nyílást ablak-nak nevezzük (141. kép). Ha a letarolás elpusztítja a takarót, akkor ennek maradványait úszó-, lebegő-, takarószirtek-nek, vagy takarórögök-nek nevezzük.

140. kép. Az alsó Sarcavölgy egyoldalú árkos leszakadása a Garda-tóval, A Monte Brione röge helyén maradt. (WEHRLI fölvétele szerint.)

141. kép. Áttolódott takaró ablakkal és lebegő szirttel.

Ha valamely töréslap mentén az egyik szárny a másikkal szemben vízszintes irányban tolódik el, akkor ezt transzverzális eltolódás, leveles- vagy lapvetődés (142., 143. kép) névvel jelöljük.

142. kép. Leveles vetődés (a) vonszolódással (b) és átmenet a szigmoidális hajlásba.

143. kép. Leveles-, vagy lapvetődés (vízszintes irányú eltolódás) pánczéllal. A Gamperle-lyuk a Kapf-úton Feldkirchnél, Vorarlbergben. (NIGGL I. fotografiai fölvétele szerint.)

Ez a vetődés a csapás irányában, erre merőlegesen, vagy hegyes szögben ferdén is történhetik és olyképp keletkezik, hogy a működő erő egyenlőtlenül hat, vagy pedig az egyik szárny ellentállást tanúsít. Ez az oldalvetődés több kilométernyire terjedhet. A hasadék felületén gyakran itt is elvonszolódást találhatunk. Ha ez a vízszintes irányú mozgás a rétegösszefüggés megszakítása nélkül halad előre, akkor S alakú (szigmoidális) hajlás keletkezik (142. kép). A szintesen fekvő rétegekben a lapvetődéseket nagyon nehéz felismerni és a keresztvetődésektől, a melyeknek oldalszárnya le van tarolva, nem is lehet őket megkülönböztetni (130. kép). A kőzetekben keletkezett hasadékok gyakran véget érnek, majd újból kezdődnek (ismét feltűnnek), vagy párhuzamosan, vagy ehhez hasonló irányban oldalt folytatódnak (vikariáló repedések, oldalkitérülések). Ez akkor történik, ha a hasadékok régebbi, keresztben haladó repedésekre vagy pedig váltakozó kőzetminőségekre bukkannak (144. kép). Teléreken ezt sokszor megfigyelték (52. lap). A rögök ilyen hasadékok mentén is elmozdulhatnak, miáltal a zavarodás képe még bonyolultabbá lesz.

144. kép. a vikariáló repedések, b oldali eltérülés régibb hasadék által, c ismét feltűnő, vagy újból kezdődő repedések.

Amint a réteglehajlásokon (flexurákon) láttuk, rétegzavarodások minden törés nélkül is bekövetkezhetnek. Ezeknek legegyszerűbb alakja a rétegek felállítása (monoklinális rétegzés, 145. kép), a melynél a rétegek azonos dőlésűek. Ha a hajlás eléri a 90°-ot, akkor a rétegek függélyesen vagy a fejük tetején állanak; ha pedig a hajlásszög a derékszögnél nagyobb, a rétegek átbuknak és a régebbiek felül (a fedőt alkotják), a fiatalabbak alul kerülnek (a fekvőt alkotják), s ilyképp az inverz település keletkezik. Ezáltal legyezőformájú rétegállás származhat. Ha szélesebbkörű áttekintéssel vizsgáljuk a redőket, akkor a monoklinális rétegszerkezet nagyobb rögöknek törések mentén való elmozdulására vagy nagykiterjedésű redőkre vezethető vissza és az egész képnek csak egy kis részletét tárja elénk. Sokkal gyakrabban fordul elő a rétegek hajlása és felboltozása. Számos ilyen lapos felboltozást ismerünk Délkelet-Anglia és Északnyugati-Francziaország wealden- és krétaformácziójában, a melyek 200 km hosszúságban és 60 km szélességben vannak felboltozva (146. kép). Ha a boltozat meredekebb lesz, redő keletkezik. A redő részei: a homorú medencze (szinklinális redő, szinklinálé) és a domború nyereg (antiklinális redő, antiklinálé). A kettőt a többé-kevésbbé egyenes vonalban haladó középszár köti össze (147. kép). Röviden mindegyik részt redőnek nevezhetjük. A redőnek egymás felé hajló mindkét oldalát szár-nak vagy szárny-nak nevezzük, a melyek vagy fölfelé (antiklinálé), vagy pedig lefelé (szinklinálé) konvergálnak. A boltozat neve tető vagy fedő, a belseje pedig a mag.

145. kép. Legyezőalakú rétegzés; az a-nál monoklinálisan felállított rétegek b-nél merőlegesen állnak és c-nél átbukva fekszenek.

146. kép. A rétegek hajlása Wealdban. (RAMSAY A. C. szerint, LÖWL F. könyvéből.)

147. kép. Teknő és nyereg szelvénye; a-a tengely, S tető, K mag.

Tengelysík-nak vagy tengely-nek nevezzük a redőnek azt a szimmetriás síkját, a mely a szárak szögletét (a redő tetején) felezi. Ha ez a sík függélyes, tehát mindkét szár egyenlő mértékben hajlik a vízszintes sík felé, akkor függélyes vagy álló redő-vel van dolgunk (148. kép, a, b). Ha a tengely a vízszintes síkhoz ferdén áll, tehát a szárak különböző hajlással dőlnek és pedig ellenkező irányban, akkor ferde redő keletkezik (148. kép, c, d). Ha a szárak ugyanazon irányban dőlnek, úgy az eldőlt vagy felbillent redő keletkezik (148. kép, e, f). Ha a tengely erősen hajlik vagy vízszintesen fekszik, akkor ezt fekvő redő-nek nevezzük (148. kép, g, h és 149. kép). A fekvő redőn a fedő szár helyzete eredeti, normális, míg a fekvő szár fordított, inverz települést mutat. Megismétlődésükből a redőnyaláb keletkezik. Ha a tengelysík a vízszintes iránynál is mélyebbre hajlik, akkor a redő átbukik, átcsap. Ilyenkor az eredeti rétegsorozat ismerete nélküli nagyon nehéz felismerni a valódi nyerget és medenczét, mert ellenkező irányba hajolnak és álmedenczének, álnyeregnek nevezhetjük őket (148. kép, i, k).

148. kép. A redők helyzete. a függélyes nyereg b függélyes medencze, c ferde nyereg, d ferde medencze, e eldőlt nyereg, f eldőlt medencze, g, h fekvő redő, i átbuktatott nyereg (álmedencze), k átbuktatott medencze (álnyereg).

149. kép. Fekvő redő rétegei Leopoldsberg-en, Bécs mellett. (SCHAFFER X. F. szerint.)

Erős nyomás következtében a szárak többé-kevésbbé párvonalassá válhatnak: ilyenkor izoklinális redő keletkezik s ez függélyes, ferde (eldőlt), fekvő vagy átbuktatott lehet (148. kép, e-k). Ha a tetőt nem lehet látni, akkor a monoklinális rétegezéshez hasonló település keletkezhetik, melyet csak az eredeti rétegsorozat ismeretének segítségével lehet helyesen értelmezni. Amikor az antiklinális szárai a tetőtől konvergálnak, akkor legyezőnyereg keletkezik, ha pedig ugyanaz az eset a szinklinálison történik, akkor legyezőmedencze keletkezik (150. kép). Mindkettőnek tengelyállása éppen úgy, mint a közönséges redőkön, különféle lehet. Erős nyomás lelapíthatja, összezúzhatja a legyezőredő magját. Még a redők szárain is láthatunk néha bizonyos kisebb alárendelt redőzést, ez a specziális redő vagy másodrangú redő (152. kép).

150. kép. a legyező-nyereg, b legyező-medencze.

151. kép.

151., 152. kép. Redőáttolódás a középszár kinyujtása, kihengerlése által (A-B irányban). A fekvő redő a nyíl irányában mozdult el. A 152. képen néhány másodrendű, specziális redő látható.

Ha a redőzés nagyon szoros, vagy az anyag merev, törékeny, akkor a középszár összezúzódhatik, egészen kihengerelődik vagy széjjelszakadhat, úgy hogy az eredeti helyzetű rétegsorozat rátolódik a szomszédos hasonló településű rögre és így a rétegsorozat megismétlődik. Ezt redőáttolódásnak nevezzük s ott, a hol a középszár hiányzik, nehéz megkülönböztetni a valódi áttolódástól. Az áttolt szárat redőtakarónak nevezzük (151., 152. kép). Ha ezek az áttolódások megismétlődnek, pikkelyes szerkezet keletkezhetik (167. kép). Keletkezesük módja szerint ezek az áttolódások a csapásra mindig merőlegesek. E mellett a mozgás a fekvő rétegeket gyakran felállítja vagy egészen ledönti és beszorítja. Az átbuktatott redők egymás fölé is érhetnek - ráredőzés - és egymást takaró gyanánt boríthatják be (ráredőzött takaró, 153. kép).

153. kép. Ráredőzött takaró.

154. kép. A redőzés irányvonalai. a vikariáló redők, b virgáczió, c szigmoidális hajlás, d, d redőtalálkozás, e a redőrendszert fiatalabb, keresztben haladó redőcsoport keresztezi, mire ez alámerül.

Egyes redők ritkán fordulnak elő magukban. Rendesen több van együtt, vagy pedig nagy számban többé-kevésbbé párhuzamosan egymással, nyalábokká, tektonikus redőzónákká egyesülnek. A redőzések vonulatát a geológiai térképen tető- (nyereg-) vonaluk fekvésével (irányvonal) jelezzük (154. kép). Az irány- vagy vezérvonalat a csapás mentén gyakran hosszanti kiterjedésben követhetjük, de minden medencze és minden nyereg ebben a hosszanti vonalban végződik. Ez a végződés úgy történik, hogy a medencze és a nyereg fordulata vékonyodik a periklinális vagy körülfutó csapás által, melyben a szár dőlési iránya lassanként annyira változik, hogy éppen az ellenkező irányba megy át (155. kép). A medenczét tehát csónakhoz hasonlíthatjuk, melyet ha megfordítunk, a nyerget állítjuk elő. Ha a redő, amint mondják, a zavartalan rétegek alá merül (kialszik, vagy megszűnik), akkor folytatásában új redő bukkanhat fel, vagy oldalt ugyanazon, vagy hasonló irányban húzódva csaphat (vikáriáló redő, kulissza-, relaisredő). A redők részekre oszlanak és nyalábformában ágaznak szét (virgáczió), majd ismét egyesülnek. Irányuk lehet egyenesvonalú, ívalakú, görbe vagy S formában ívelt (szigmoidális hajlás). Két vagy több párhuzamos redő kisebb-nagyobb hegyes szögben találkozhatik, vagy ha különböző oldalról jönnek, csaknem ugyanabban az irányban összefuthatnak vagy végre beugró szög alatt egyesülhetnek (találkozhatnak). Ebben az utolsó esetben girlandszerű redősorozat vagy virágfüzérszerű-ív keletkezhetik (154. kép). A redők hosszanti kiterjedésében zónák vannak, melyek harántirányban a redőhát emelkedését vagy mélyedését, a redő duzzadását és apadását mutatják. Ezek a csapásra merőlegesen haladó új redőzési irányra, harántgyűrődésre (redőrácsra) utalnak.

155. kép. Periklinális csapás: a a nyeregvégződésen, b a medencze­végződésen.

156. kép. Az a-nál szabályosan fölépült redők b-nél egyoldalúak lesznek, áthajolnak és elenyésznek.

A redők alakja és nagysága nagyon sokféle. Vannak olyanok, melyeket több száz méternyire követhetünk, sőt egyes redőket több kilométer távolságban nyomozhatunk. A néhány czentiméter kiterjedésű mellékredőktől kezdve a több ezer méter csapású redőkig minden átmenetet mérhetünk. A lapos pajzsalakú felboltozások és az izoklinális redők a réteghajlás különböző fokait mutatják. A redők, különösen a redőzónák, néha szabályosan vannak fölépülve, többnyire azonban egyoldalúak és olyan képet mutatnak, mintha a lökés az egyik oldalról jött volna, a mely hatás az átbuktatott, avagy az elenyésző redőkben, vagy pikkelyekben alakul ki. Eszerint a redőzések területén megkülönböztetjük az elővidéket, a mely felé a redők gyakran egészen elenyésznek (megszünnek), a mennyiben a párhuzamos redővonulatok egyre gyengébbek lesznek; a másik rész a hátsó oldal (hátsó vidék), vagyis a redőzött terület hátulja.

157. kép. A redővonulat változásai hosszanti kiterjedésében. Míg a dőlés a-nál azonos, a melyet csak vetődés szakít meg, addig a b-g ábrákon a rétegzés lassankint lapos gyűrődésbe megy át, a mely egyre szűkebbre szorul össze. (BUXTORF A. szerint.)

Az ilyen kialakulást orientált redőknek nevezzük, melyek valamely déli, keleti stb. lökés következtében keletkeztek. Ezt azonban csak képies értelemben kell vennünk, anélkül, hogy tulajdonképpen ebben az irányban egyoldalúan működő erőre gondolnánk.

A redők hosszanti kiterjedésükben, sokféle változást mutatnak, a párvonalas szelvények pedig, mint pl. a 157. képen, világosan mutatják, hogyan és miként laposodnak el általában a szorosan összenyomott redők s miként mennek át az egyoldalú, csakis törésekkel és vetődésekkel (v-v) áthatott réteghajlásba.

A rétegzavarodás korát azzal az okoskodással állapíthatjuk meg, hogy a zavarodás fiatalabb, mint a legfiatalabb, általa megzavart rétegtag, és bizonyára idősebb, mint a legrégibb, többé már meg nem zavart réteg. Ha a vetődés a rétegsorozatnak csak a mélyebben fekvő tagjain megy keresztül, de folytatását a fedőrétegekben nem nyomozhatjuk, akkor korát pontosan meg tudjuk állapítani, föltéve, hogy a rétegsorozatban nagyobb hiány nincs (158. kép).

158. kép. A vetődés korának meghatározása. A vetődés (v) fiatalabb, mint a b palás rétegtag és idősebb, mint a c-vel jelölt mészkőpad.

Másképpen a zavarodás korát nem tudjuk pontosabban megállapítani, mint azon település megszakításának időtartama által, melyben a zavarodás történt. A rétegrendszer felgyűrődésének korát szintén hasonló módon állapíthatjuk meg. A felgyűrődött rétegek csaknem kivétel nélkül le vannak tarolva, s a fiatalabb, meg nem zavart réteg rájuk települt (159. kép). A rétegfelületek többé nem párhuzamosak, vagyis fekvésük többé már nem konkordáns (160. kép), hanem szögletet zárnak be (diszkordáns településűek 161. kép). A meg nem zavart, tehát vízszintesen fekvő rétegek mindig konkordánsok; azonban megzavart, felgyűrődött rétegek között is lehet konkordanczia, ha a rétegsorozatban hiány nem mutatkozik. Diszkordancziáról akkor beszélhetünk (lásd az »Üledékes kőzetek« czímű fejezetet), ha a fiatalabb rétegek átterjeszkedve, diszkordánsan rátelepülnek a régebbiekre. Ez természetesen a település megszakítására vall, miközben a felgyűrődés és a letarolás megtörtént. A folyamat megismétlődhetik, a már felgyűrt rétegek ismét felgyűrődhetnek és a fiatalabb gyűrődési periódus megismételt diszkordancziát mutathat ki (162. kép). Ha a gyűrődés a település megszakítása nélkül következik be, akkor a rétegfelületek folytatólagosan kissé egymás felé hajolnak úgy, hogy a régebbiek meredekebben, a fiatalabbak laposabban helyezkednek el (163. kép).

159. kép. A gyűrődés korának meghatározása; a gyűrődés fiatalabb, mint a d rétegtag és idősebb, mint az e. A-B letarolási felület, a melyre az e rétegcsoport diszkordánsan rátelepült. Az a-d rétegek konkordánsan fekszenek.

160. kép. Meg nem zavart, konkordáns település.

161. kép. A diluviális dunai kavicsok diszkordáns reátelepülése a meredeken álló homokkő (flysch) padokra Klosterneuburgnál, Alsó-Ausztriában. A homokkő és kavics között éles, horizontális letarolt felület van. (SCHAFFER X. F. szerint.)

162. kép. Megismételt diszkordancia. A konkordáns, felgyűrt rétegrendszert az a-b-c vonal mentén letarolás érte és a diszkordánsul rátelepült, de egymás között konkordáns rétegekkel együtt oldalnyomás következtében ismét felgyűrődött. Az új letarolási felületre, a-b-d-re ismét diszkordánsul telepedtek a fiatalabb, egymás között konkordáns rétegek.

A rétegzavarodások felismerése a természetben jórészt igen nagy nehézségekbe ütközik, mert a talajtakarók miatt nem követhetjük azokat szabadon a felszínen, hanem feltárásokra vagyunk utalva. Az altalaj megnyitását nevezzük feltárás-nak s enélkül megfigyeléseket nem végezhetünk. A feltárások lehetnek természetesek, azaz olyanok, a melyek minden emberi közreműködés nélkül történtek, pl. ilyenek keletkezhetnek a hegy lejtőjének csuszamlása által, vagy a vízmosás is feltárhatja a rétegeket a lefutó vizek mentén. Vannak azután mesterséges feltárások, melyeket emberi munka létesített; ilyenek a bányaművek, a kőfejtők, az ásatások, a mélyfúrások stb. Kopár vidékeken, pl. magas hegységekben, a hol a kőzet minden takaró nélkül áll szemünk előtt, feltárásokra nincs szükségünk. Néha nagy nehézségekbe ütközik a tektonikai viszonyok rekonstrukcziója, mert gyakran a település megfigyelése csak kevés ponton lehetséges. A tévedéseket sem lehet mindig elkerülni, a melyek a képzelőtehetség szükségszerű játékából következnek. Azért megfigyelés közben a legnagyobb gondosság, a végső eredmények megállapítása alkalmával pedig józanság szükséges. Őrizkedni kell a könnyelmű spekuláczióktól, a melyek a Föld felszínén gyüjtött csekélyszámú adatokból a Föld belsejében és a légvonalakban túlmerész kiegészítéssel a látható romokat légvárakká építik ki. Sokszor az egész magas felgyűrt hegyvonulatból nem maradt meg más, mint az alapzata, mert a letarolás a földkéreg összes egyenetlenségeit elsímítani törekedik. Minden vetődést a földön, mint lépcsőt kellene észrevennünk, ezt azonban a letarolás kiegyenlíti, úgy hogy gyakran egy törésvonal mentén két különböző réteget látunk egymásra taszítva anélkül, hogy sejtenők azt, hogy eredetileg az egyik réteg talán több száz méterrel, esetleg több ezer méterrel is magasabban feküdt. Az áttolódásoknál egészen hasonló jelenségek fordulnak elő és a kettőt nem tudjuk megkülönböztetni egymástól, ha csak nem ismerjük az elmozdult felület fekvését és a rétegek egymásutánját. A takarókon ablakokat vág az erózió és a további pusztulás után végre csak a régebbi kőzet szirtjei maradnak meg, a melyek a fiatalabbakon úsznak (141. kép). Az erózió a nyereg vonalát követve völgyeket váj be, úgy hogy a tető egészen eltűnik és légnyereg keletkezik (antiklinális völgy; 165. kép). A keresztvölgyek olyan szelvényeket adnak, a melyek gyakran feltárják a redők magját, s így szépen belepillanthatunk a hegység szerkezetének körrajzába; sokszor azonban csak mérsékelt rétegfelületek, vagy felszínre kerülő rétegfejek (166. kép) szolgáltatnak némi támasztópontot megfigyeléseinkhez. Végre is kisimul a domborzat s az egyforma felületből nem észlelhetünk egyebet, mint azt, hogy valamely magas hegység romjai fölött haladunk (167. kép). Az erózió a ráredőzéseket szétosztja a gyökérvidék-re és a belőlük keletkezett s azon a helyen idegen takaró-ra (168. kép). Az előbb említett takaró-szirtek mellett az is előfordulhat, hogy öregebb, többnyire kisebb méretű és szilárdabb kőzettömegek más módon emelkednek a fiatalabb kőzetek fölé: ezeket szirtek-nek nevezzük. Üledékes szirtek-nek, vagy rátelepült szirtek-nek azokat nevezzük, a melyek valamely vízfenék talajából kiemelkedve ennek üledékeivel vannak beburkolva. Az átszúrt vagy átnyársalt szirtek-et a tektonikus mozgások az altalajtól elszakították és mint kőzetközi szirtek-et a rajtuk fekvő rétegekbe nyomták (164. kép). Ha csekély nagyságúak, exotikus tömbök-nek nevezzük őket. A takaró és átnyársalt szirteknél a fiatalabb kőzetek az öregebbek alá sülyednek, míg az üledékes szirteknél a régebbi kőzet a fiatalabb alá merül.

163. kép. A rétegek között diszkordancia keletkezik, mert a település a folytatólagos gyűrődés közben ment végbe.

164. kép. A júramészből álló szirtek: a Cislowa-Skalka és a Bielska-Skalka a Bialkán Krompachnál (Magyarországban) a fiatalabb kárpáti homokkövön (flyschen) úsznak. (DIVALD K. fotografiai fölvétele szerint.)

165. kép. Légnyereg (antiklinális völgy), Zeleni Pasovi, Montenegro. (PENTHER A. fotografiai fölvétele szerint.)

166. kép. Rétegfejek Opčinánál (Trieszti Karszt). Pillantásunk a jobbra dőlő rétegek csapásába van irányítva. (SCHAFFER X. F. fotografiai fölvétele szerint.)

167. kép. Letarolt felgyűrt hegység. A kihúzott vonalak jelzik, hogy mennyire terjedhet a szerkezet megfigyelése. A pontozott vonalak a redők rekonstrukczióit adják. a az átredőzés homloka; a tovább jobbra látható szintes település nem eredeti rétegzés, hanem fekvő redő. b-nél fordított és normális település követi egymást. A V, V vonalak mentén levő áttolódások által c és d-ben a normális rétegsorozat megismétlődik (pikkelyes szerkezet.)

168. kép. Ráredőzött takarók, a melyek a-a' és b-b' szelvényekben le vannak tarolva úgy, hogy b-b' alatt megmaradt a gyökérvidék. (BERTRAND M. és RITTER E. szerint.)

Amilyen egyszerű és könnyen érthető a földkéreg zavarodástanának látható alapja, éppen oly nehéz a zavarodások magyarázata, amennyiben itt az ontológiai módszer nagyrészt nem válik be. Földrengések alkalmával jól megfigyelhetjük a törésvonalak keletkezését és rajtuk a kéregdarabok áttolódását, de a földfelület laza tömegeinek csekély mozgásai, melyek csuszamlás vagy nyomás által redőket alkotnak (v. ö. a csuszamlásokkal), éppen olyan kevésbbé engednek belepillantani a gyűrődési jelenségek mechanikájába, mint a laboratóriumi kísérletek, mert még megközelítőleg sem vagyunk abban a helyzetben, hogy a természet viszonyait utánozzuk. Könnyen érthető, hogy a zavarodások módja a kőzetek mineműségétől függ. A hol valamely réteg vastagsága megváltozik s a hol a kőzetek mineműsége váltakozik, ott gyengébb zóna keletkezik és deformácziók következnek be. Merev rétegek, például mész- vagy homokkövek, sokáig tudnak a nyomásnak ellentállni. Ha a nyomás az ellentálló erőt végre felülmúlja, a merev kőzetek egyszerre engednek s diszlokácziókat és nagy kiterjedésű redőket alkotnak, a melyek gyakran összetörődnek.

169. kép. Diszharmoniás redőzés.

170. kép. Törésnélküli redőzés agyagpalában.

A könnyen engedő anyag ellenben, pl. a pala, alkalmazkodva enged a nyomásnak és gyakran legkisebb részletekbe menő gyűrődést mutat. Ezt az ellentétet a természetben mindenütt láthatjuk, úgy hogy különböző nyomáserősségű és plaszticzitású kőzetek váltakozása alkalmával még az egyes kőzettelepeken is észrevehetjük, a mennyiben a finoman redőzött rétegek olyan rétegek között feküsznek, melyek csak nagy redőkbe vannak felgyűrve (diszharmoniás gyűrődés, gyűrődési diszkordanczia (169. kép).

171. kép. Palás szerkezet keletkezése a redők csapásában a tangencziális erő megoszlása következtében. A redők szárában a palás szerkezet egybeesik az eredeti rétegzéssel, a tetőkön palavesszős szerkezet keletkezhetik.

172. kép. Eltorzított ammonitkőmag palában; a palás szerkezet és a régi rétegfelület többé-kevésbbé egybeesik.

A kőzeteknek természetben megfigyelhető hajlásai arra utalnak, hogy a kőzeteknek bizonyos fokú gyúrhatósága, plaszticzitása van, ennek következtében gyakran a nagyon szilárd, merev kőzeteken is kitűnő gyűrődések láthatók. Kísérletek igazolták, hogy kellő nagy nyomás alatt, magas hőmérséklet és nedvesség mellett, minden kőzet, még a legmerevebb márvány és üveg is plasztikus lesz. Ehhez még, mint a természet legfontosabb tényezőjét, a mérhetetlen hosszú időt is hozzá kell számítanunk, melynek a molekuláris átalakulásokban a legnagyobb szerepe van. A kőzetek nyomás következtében chemiai, ásványtani és mechanikai változásokon mennek keresztül; ezeket a változásokat dinamikai, illetve diszlokácziós metamorfózisoknak nevezzük. A nyomás vagy a mindig és mindenütt működő nehézségi erőtől származik, vagy pedig horizontális (tangencziális), a melynek a redőképződést tulajdonítjuk. Amaz természetesen leginkább a mélyebben fekvő földrétegekben működik és a reánehezedő tömegek következtében minden kőzetnek bizonyos rejtett képlékenységet ad. Ennek a különböző kőzetek szerint változó mélységű zónának kezdetét legkevesebb 2 km-nyire, legfeljebb pedig 20 km-nyire vehetjük. Ebben a zónában a megterhelés felülmúlja az összes kőzetek nyomási szilárdságát. Az orientált nyomás itt a kőzetnek bizonyos minemüségű folyékonyságát idézi elő, a mely a törés nélkül való szerkezeti átalakulást, a szöveti változást okozza. A nyomásnak engedő képlékeny kőzeteknek, pl. a paláknak ilyen törésnélküli átalakulásait különösen mély bányákban és alagutakban (Simplon) figyelték meg. Ha ezekután a Földön a hegységek legnagyobb magasságát körülbelül 9 km-ben vesszük is fel, ezentúl a bázis plasztikus engedékenységénél fogva bizonyos utánasülyedésnek kell bekövetkeznie. Régibb korú kőzetek a földkéreg mozgásai és a fiatalabb rétegek rátelepülése következtében sokkal hamarább kerültek bele a törésnélküli átalakulás zónájába, mint a fiatalabb rétegek, és gyakran szemlélhetjük rajtuk a jellegzetes ismertető jeleket. Az egyes padok erőssége gyorsan változik, a redők tetejükön különösen megduzzadnak (170. kép), a középszár megvékonyodik, vagy ki van szorítva, a kőzet megnyúlik, vagy összenyomódik. A kőzetek gyakran slírszerűen váltakoznak, egymásba vannak gyűrődve, összevissza vannak dagasztva és finoman ránczolgatva. Ilymódon palás szerkezet keletkezik, még pedig másodlagos, transzverzális és álpalásodás, vagyis gyakran olyan sík hasadó felületek keletkeznek, a melyek a rétegeket keresztben metszik és a rétegredők csapásában fekszenek. Ebben az esetben az eredeti rétegzés nyomait a színváltozások, az ásványtani összetétel, szerkezet stb. jelzik. A palásodás a legkisebb ellenállás irányában való kitérésnek az eredménye s ilyenkor az egyes részecskék az erő irányára merőlegesen helyezkednek el, amiként ezt kísérletileg is kimutatták olyan képlékeny tömegekkel, a melyekhez ásványpikkelyek voltak keverve. A palás szerkezet keletkezésének okául főképpen a tangencziális nyomást kell tekintenünk. Ez könnyen érthető, ha a palás felületek többé-kevésbbé függőleges fekvésére gondolunk. Ha a rétegzés felületén megy végbe a kitérés, akkor a tangencziális erő két összetevőre oszlik, a melyeknek egyike erre merőlegesen a palás szerkezetet idézi elő (171. kép).

173. kép. Hasadék által elvetődött és ismét összeragadt kavics.

Ha a kitérés inkább csak egy irányban nyilvánul, akkor a kőzetek megnyúlnak és palás szerkezet is mutatkozik, de a hasadó felületeket párhuzamos barázdák és kinyujtott rovátkák takarják, úgy, hogy a keresztmetszetben gyakran ránczolódás is látszik. A megnyujtott kövületek (172. kép) szintén azt bizonyítják, hogy a nyujtás csaknem, vagy egészen annak a rétegnek a felületén ment végbe, a melyben már eredetileg is be voltak ágyazva. Ha a rétegzés és a palás szerkezet felülete szerint hasadás következik be, akkor hosszú, oszlopszerű kőzetdarabok keletkeznek (palavesszős szerkezet). Konglomerátokban (görgetegből álló kőzetekben) az egyes darabok a nyomással párhuzamosan helyezkednek el, összelapulnak és hosszúra nyúlnak úgy, hogy alakjuk gyakran eltörlődik. Némelykor szétpattannak és elvetődnek (173. kép). Breccsák (szögletes töredékes darabokból álló kőzetek) az egyes alkotórészek megnyujtását mutatják (174. kép). Egyes kőzetekben rostosan palás, fához hasonló szerkezet keletkezik, mely végül folyásos szerkezetbe megy át, a milyent a tömeges kőzeteken láthatunk. Az, hogy ugyanaz a kőzet egyik helyen törés nélkül alakult át, más helyen számtalan törés szeli keresztül-kasul, a nyomás erősségétől, kezdetének (talán hirtelen beálló) módjától és a kőzet merevségétől függ. Mindez a földkéreg felső színtájain következhetik be, a hol az erő szabadabban fejlődhetik ki és a kőzetek eredeti merevségüket mutatják (175. kép). Szétrombolódás, sőt teljes összezúzódás is bekövetkezhetik, mely alkalommal az ásványok (kvarcz, mészpát stb.) kikristályosodása által a repedések ismét összeragadnak (nyomás által, súrlódás által keletkezett dörzsbreccsa, diszlokácziós breccsa, mylonit). Kataklázos, vakolatos szerkezet főképp a dolomitokon, a tömeges és más egyéb merev kőzeteken keletkezik. Ezen az úton csekély elmozdulás által a kőzetek elhajlása is bekövetkezhetik a finom hasadás mentén (töréses, rupturális átalakulás). A törés nélküli átalakulás alkalmával ezen szerkezeti változások mellett egyúttal molekuláris változás is történik: átkristályosodás vagy átásványosodás (kristalloblasztikus átalakulás); erről az üledékes kőzetek metamorfózisának tárgyalásakor lesz szó.

174. kép. Kinyujtott breccsa.

175. kép. Töréses redőzés merev szaruköves mészben. (WÄHNER F. fotografiai fölvétele szerint.)

Ha a tangencziális erő a kőzetben nem tudja legyőzni az ellentállást, akkor gyakran elvált felületek, exokinetikus kőzetrepedések keletkeznek, melyeknek mentén azonban a kőzetrészek nem tolódnak el (diaklázisok). Az oldalnyomás eközben gyakran két összetevőre oszlik, a melyeknek megfelelően két hasadásrendszer keletkezik s ezek változó, gyakran csaknem derékszöget zárnak be (40. és 176. kép). Néha majdnem vízszintes irányú elvált felületek (bathroklázisok) keletkeznek, melyek a rétegfelülettől különböznek. Erre következik a kőzetnek szabálytalan, gyakran azonban igen szabályos szétbomlása sokszögű, táblás, parallelepipedikus, hengeres vagy gömbalakú darabokra.

176. kép. Diaklázisok által határolt palatábla.

A diaklázisok ellentétei a paraklázisok; vetődéseknek, lapos áttolódásoknak is nevezhetjük őket, melyeknek mentén a kőzetrészlet elmozdult. Ha a tangencziális erő a vele szemben álló akadályt legyőzi, paraklázisok és redők keletkeznek, ha pedig semmi engedékenységre sem talál, diaklázisok, rupturális és plasztikus átalakulások és átásványosodások keletkeznek.

A hegyomlások (hegyrogyások) a szilárd kőzetek alakváltozásai, melyek a feltárásokban lassan vagy hirtelen, gyakran robbanásszerűen képződnek. A kőbányákban lapos, szétrepedő boltozatok keletkeznek. Az olaszországi Carrarában a hézagok annyira rázáródnak a kőfűrészre, hogy ezeket gyakran beszorítják. A puhább kőzetek, mint pl. a palák, a tehermentesített hely felé nyomulnak (puffadó, haladó hegység), minek következtében a tárnák gyakran összenyomódnak. Nagyobb nyomás mellett ez a tünemény szilárd kőzetekben is előfordul. A mélyen fekvő alagutak talpa felboltozódik, azért ezeket csőalakban kell kifalazni. A szabaddá vált kőzetfalak tábla- és kéregalakú kitörései gyakran a kőzet heves szétrombolásával járnak (pattogó, durrogó hegység). A merev kőzetet számos hasadék szeli át. A szén gázkitörés alkalmával szétpattog. Ezeket a jelenségeket részben a kőzet eredeti feszültségéből, tehát tektonikus nyomásból, a fedőnyomásból, a kőzet chemiai-petrográfiai természetének megfelelő molekuláris változásokból, fizikai folyamatokból stb. okokból lehet magyarázni, nagyrészt azonban csupán a felszabadított kőzetrészek túlterhelése által (oszlopos törésekkel) is megfejthetjük.

A földkéreg zavargásai: a sülyedések, emelkedések, gyűrődések, a Föld felszínén kiemelkedéseket idéznek elő, a melyeket fölemelt vagy tektonikus hegységeknek nevezünk. Ezek vagy röghegységek, melyeknek kialakulását csakis a törések okozzák és mint bérczek emelkednek ki, vagy pedig redős hegységek, melyek a rétegek felboltozásából keletkeznek. A zavartalan rétegekből keletkezett táblás vidékeket a törések feldarabolják; főképpen ezekből a táblás bérczekből állanak a röghegységek. A redős hegységek különösen réteges kőzetekből alakulnak, mint azt a Föld összes fiatal magashegységei, az Alpok, a Himalaya és a Kordillerák stb. bizonyítják. Ezeket a hegységeket a letarolás ismét lerombolhatja, lesímíthatja, a törések szétdarabolhatják s ekkor tönkhegységek, redős bérczek keletkeznek. Ezeket a fiatalabb rétegek diszkordánsan takarják, majd mikor újabb redőzés éri a vidéket, az új magashegység magjai lesznek, a mint ezt az Alpok bonyolult hegyalakulásában láthatjuk (177. kép). Ha az egészből csak a régi, redőzött kőzetek maradtak meg, akkor ezeket alapbérczeknek nevezzük, ha azonban ezeket vízszintesen települt, fiatalabb rétegek borítják, akkor takaróbércz a nevük. A főképpen kristályos kőzetekből álló, nagykiterjedésű tönkhegységeket masszívumoknak vagy tömegeknek nevezzük. Ezek a szárazföldek szilárd alapjai, melyeket a fiatalabb redőzések már nem érinthettek, sőt a redőket inkább gátolták s haladásukat irányították; ilyenek pl. a Franczia Központi Fennsík, a Cseh masszívum stb. (178. kép) A gránitos kőzetekből álló alapbérczek a letarolás által kúphegységekké alakulnak gömbölyű, hullámos formákkal. Ha ezek meredeken felállított palákból, kvarczitokból és mészkőből állanak, akkor gerinczes hegységek keletkeznek, a melyekből fésűk meredeznek ki. A tönkhegységek többnyire a középhegység jellegeit mutatják.

177. kép. A Mont Blanc régi, autochton tömegének viszonya a redőtakaróhoz. (ARGAND E. szerint.)

178. kép. Az Alpok és a Kárpátok irányvonala, a melyet a Franczia Központi-Fennsík (Z), a Dôle-i masszivum (M), a Vogézek (V), a Schwarzwald (S), a Cseh masszivum (B) és az Orosz tábla irányítanak.

Ismeretes, hogy a Föld felszínén a törések és redőzések nem egy és ugyanazon helyen fordulnak elő. Vannak táblás vidékek és rögös vidékek, míg a lánczhegységek csak kevés vonalra szorítkoznak; erről az utolsó fejezetben még bővebben lesz szó. A Föld felszínének legnagyobb része táblás vidék. Miként látni fogjuk, valamikor a földkéreg minden része felgyűrődött, de a redőket a letarolás elegyengette és nagy kiterjedésű vidékeket régi időtől fogva többé már nem ért újabb redőzés. Így történt ez Észak-Amerika legnagyobb részében és Grönlandban, Braziliában, az Atlasztól délre Afrikában, Arábiával és a Dekánnal, Szibéria nagy részében az Angara vidékkel és Ausztráliában (v. ö. a 478. képpel).

A fiatalabb gyűrődött hegységek alakja többnyire hosszanti kiterjedésű és több párhuzamos lánczból áll (lánczhegység), melyeket völgyek választanak el egymástól. A miniatűr, kisded-hegységtől kezdve - ilyen pl. Észak-Itáliában a Montferrat harmadkorú dombvidéke - egészen a csaknem 9 km magasságba törő és több mint 2000 km hosszú Himalaya magas lánczáig, megtalálhatjuk köztük az összes átmeneteket. A lánczhegység körrajza vagy részaránytalan (asszimmetriás), ha több redővonulata azonos rétegekből épült fel (Jura, 179. kép), vagy részarányos (szimmetriás), melyben megkülönböztetjük a régibb kőzetekből álló tengelyt (a középponti övet), melyet mindkét oldalán fiatalabb rétegekből álló vonulatok kísérnek (Keleti-Alpok, 180. kép). A hegység alakulatát, a mely a kőzetek mineműségétől függ, meg kell különböztetnünk a hegység fölépülésétől (szerkezetétől), melyet a hegyképző folyamatok idéznek elő. A hegység kiterjedésének iránya lehet egyenes vonalú (ilyenek a Pyreneusok és a Kaukázus), vagy pedig ívalakban görbült; utóbbinak feltűnő példáját láthatjuk a Kárpátokban. Ez az irány mindenekelőtt attól függ, hogy miképpen alkotja a redőket a tangencziális erő, vajjon a szilárd tömegekben ellentállásra talál-e, a melyet nem tud megmozdítani. Így azt látjuk, hogy az Alpok vonulata Csehország régi merev röge mentén a kelet-nyugati irányból az északkeletibe fordul át, a Cseh-masszívum körül kanyarodik, mire a Kárpátokban ismét keleti irányt vesz föl és tovább ívalakban görbül (178. kép). Ha a redőzés valamely ellentállásba ütközik, a redők összetorlódhatnak, szorosan egymáshoz sajtolódnak, átbuknak, szétszakadnak és áttolódnak. Erre nagyon szép példát láthatunk a Schwarzwaldban, a melyen a Svájczi Jura redői feltorlódtak (179. kép). A felgyűrt hegységek egyoldalú alakulata és ívalakú iránya arra vall, hogy itt olyan egyoldalú nyomásra (lökésre) kell gondolnunk, mely ebben az irányban a redőket átvetette s a mely az áttolódásokat előidézte. Azonban a földkéreg összefüggő rögére irányított nyomás természetesen ellennyomást vált ki úgy, hogy egyoldalú lökés mechanikailag lehetetlen. Az elmozdult földrög tüstént olyan nyomás alá kerül, mint hogyha a csavarsatú két szorító pofája közé jutna. A redők tengelyének és az átredőzéseknek hajlása főképpen a kőzetek mineműségétől, a rétegek vastagságától, szilárdságától, településétől s ezekhez hasonlóktól függ. Ha a redő a megállapított főiránnyal ellenkezően hajolt, azt régebben hátráló vagy visszaredőzésnek nevezték. Ilyen ellentétes redőzés látható a legyezőnyergeken és medenczéken. A működő erő irányának megállapításához még az áttolódások sem nyujtanak biztos alapot, mert ezeket, mint alátolódásokat, ellenkező irányban is magyarázhatjuk. Ilyen visszaredőzésnek tekintették először az ú. n. Glarni kettős redőt (181. kép); itt északról és délről ható ráredőzést tételeztek föl. Később azonban felismerték, hogy az egész nem más, mint a letarolás által földarabolt áttolt takaró (182. kép). Ezekre az ismeretekre támaszkodva, megállapították az Alpokban az átbuktatott redőket s a belőlük keletkezett és újból megismétlődő redőtakarókat és nagyobb mértékben föltették, hogy a kőzetrétegek messziről szállították a gyökérnélküli (tehát a mélységben nem folytatódó) odatolt tömegeket (180. kép). E szerint 100 kilométernyiről s még annál is nagyobb távolságról és pedig Dél felől tolódtak volna ide ezek a központi övön keresztül, mégpedig úgy, hogy a legfiatalabb takarók mozdultak el legmesszebbre észak felé.

179. kép. Az Észak-Svájczi Júraláncz áttolódott vidékeinek keresztmetszete. (MÜHLBERG és STEINMANN szerint, STEINMANN G. könyvéből.)

180. kép. A Keleti-Alpok középső részének vázlatos keresztmetszete, a takaró-elmélet szerint. (UHLIG V. szerint, HERITSCH F. könyvéből.) Mutatja, hogy miképpen kellett az Alpok északi zónáinak a déliekből, mint gyökereikből előrehaladniok. A zónák szimmetriás helyzetűek a középponti zóna (Z) mindkét oldalához képest.

181. kép. A Glarni ráredőzött vidék keresztmetszete a kettős redővel való magyarázat szerint. (HEIM A. szerint, STEINMANN G. könyvéből.)

182. kép. Ugyanaz a szelvény az új fölfogás szerint, mint ráredőzött takaró. (LUGEON M. szerint, STEINMANN G. könyvéből.)

Az Északi-Alpokban számos ilyen takarót és takarórészt különböztettek meg, a melyekben különböző kifejlődésű és különböző korú kőzeteket mutattak ki. A kőzetek autochton (gyökerező, vagyis letelepülésük helyén nyugvó) maradványai (gyökerei) a Központi-Alpoktól délre lennének. A hegységek fölépülésének ezt a magyarázatát egyes esetekben és csekélyebb mértékben nyugodtan alkalmazhatjuk, sőt néha helyenként ez egyetlen módja a magyarázatnak. A részben nem elegendő alapokon nyugvó értelmezés azonban olyan általánosan alkalmazott elméletté fejlődött ki, a melyben a spekuláczió a megfigyelés fölé és a tudomány véleménye a természet fölé helyezkedett. Érthető, hogy ez a korlátlan takaróelmélet heves ellenáramlatot idézett elő s a nyomában járó vita majd ki fogja választani ebből a helyes ismeretet és tudományunk tartós nyereségévé fogja tenni.

Ha a Föld felszínének régi, már gyűrődött darabját újabb redőzés éri, ez egészen vagy majdnem egészen ugyanabban az irányban mehet végbe, mint a régi. Az is megtörténhetik, hogy az új redőzési irány a régihez képest ferde vagy merőleges lesz. Ezt különösen Európában láthatjuk, a hol megismétlődő redőzési időszakok a redőket különböző szög alatt egymáshoz szorították. Emellett a lökés iránya többé-kevésbbé meridionális volt, de a redőzés által érintett vidék mindig ismét dél felé tolódott el. A fiatalkorú gyűrődött hegységekben néha szintén keresztredőzést (redőkereszteződés) észlelhetünk s ez azt bizonyítja, hogy az úgynevezett összetolódás iránya főképpen a földkéreg szóbanforgó darabjának mineműségétől függ. Nagyban azonban a redővonulatok nem keresztezik egymást, amennyiben a földkéreg redőzött darabjai, mint szilárd rögök, nagyobb ellentállást fejtenek ki az újabb redőzéssel szemben.

A törések képződéséből azt tanulhattuk, hogy a földkéregben feszültségek keletkeznek, a melyek hirtelen feloldódnak. Ezeket vagy széttördelésekre vezethetjük vissza, a melyek valamely beszakadó boltozathoz hasonlóan, a nehézségi erő következtében czentripetális irányban helyezkednek el, vagy pedig czentrifugális, vagy tangencziális irányú nyomásra, a mely részben mint csavarodás (torzió) működhetik. A redőket csakis oldalnyomás gyűrheti fel. A lakkolites intrúziók következtében ritkán keletkezett felboltozások teljesen háttérbe szorulnak. A redőzés a földkéreg valamely sávjának megkeskenyedését jelenti és bizonyos nyujthatóságot kíván meg. A régi redőzési elmélet szerint a ma 150 km szélességű Alpok egykori sávjának szélessége körülbelül 270 km, lehetett. Az új elmélet szerint az Alpok óriás takarókból épültek fel s azelőtt 600-1200 km volt a szélességük. A ma 17 km széles svájczi Jura valamikor 22 km széles volt. Eszerint az európai és az északafrikai redők hozzávetőlegesen a Föld kerületét 2700 km-rel és a Föld félátmérőjét 573 km-rel rövidítették meg. A felgyűrt hegységek gyakori ívalakú irányát azzal magyarázták, hogy ezek előre torlaszolódtak s hogy a kéregsáv meghosszabbodott. Ez azonban téves. Az ívalak a könnyen engedő kéregdarabnak csak a határát mutatja, a hol a redőző erő megbénult. Ha a redő függélyes irányú kiterjedését, vagyis a kéregsáv emelkedését ismerjük, akkor a kéregsáv megrövidüléséből kiszámíthatjuk azt a mélységet is, a melybe a redő lenyúlik. A 183. kép a földkéreg egyik redőzött darabját mutatja, a melynek hossza 75 km és közepes emelkedése 1 km. Ha tudjuk azt, hogy a megrövidülés a földkéregsáv eredeti szélességének egynegyede, akkor megállapíthatjuk azt is, hogy a kőzettömeg 3 km eredeti vastagságból nyomódott össze. Ha ezenkívül még a redőzés által keletkezett emelkedést is ismerjük, akkor a zavargás annál mélyebbre nyúlik le, mennél csekélyebb a megrövidülés és a fiatal felgyűrt hegységek erősen megkeskenyedett kéregsávjai a deformálás nagyon csekély mélységére utalnak. Ha az előbb említett példában az Alpok eredeti szélessége 270, illetőleg 1200 km volt, a mai szélessége pedig 150 km és az egykori kiemelkedése 10 km volt, akkor az első esetben a zavargás 12½ km mélységig, a második esetben csak 1½ km mélységig ért le. Ez azt jelenti, hogy a takaró-elmélet szerint a földkéregnek csak fölötte vékony darabjai jönnek mozgásba. Bizonyosan tévedünk, ha az Appalachi hegységben 32 és a Cascadokban 375-1500 angol mérföldnyi zavargási mélységet veszünk fel.

183. kép. A redő mélységének meghatározása a redő kiterjedéséből és a földkéregsáv megrövidüléséből. a a megkeskenyedett kéregsáv szélessége, b a megrövidülés, c a közepes kiemelkedés, d a zavargás mélysége.

 

A földrengések a Föld belső erőinek a Föld felszínére irányított legrettenetesebb nyilvánulásai. Már tisztán a lelki hatás is, melyet a földrengés az érintett ország népességére gyakorol, többnyire az elképzelhető legmélyebb, úgy hogy igen gyakran őrüléseket okoz. Azokon a vidékeken, a hol ez a természeti tünemény a ritkábbak közé tartozik, egyszerre azt látják az emberek, hogy az a föld, a mely körükben a nyugalom és a megbízhatóság fogalmát jelentette, inog a lábuk alatt s valami ismeretlen ellenséges indulatú hatalom a másodperczek töredékei alatt ezerszámra semmisíti meg az emberi életet, összes vagyonával együtt, a melytől nem lehet óvakodni, mely elől nincsen menekülés és mindazokat a pusztításokat még sokkal ijesztőbb mértékben egyesíti, mint amiket más ellenséges elemek előidézhetnek. A fékevesztett természeti erők közül a földrengések katasztrófái okozták a legnagyobb veszteségeket emberéletben és vagyonban egyaránt. Az egyes kulturállamokban előidézett nagy gazdasági veszélyek még fokozzák a tudománynak ezen jelenségek iránt tanúsított érdeklődését, a technika találmányai pedig támogatják ezt, úgy hogy éppen a legutolsó években a mindtöbbször megismétlődő katasztrófák által figyelmeztetve, arra jöttek rá, hogy a földrengések természetét behatóbban kell tanulmányozni. Különösen azokban az országokban, a melyek legtöbbet szenvedtek a földrázkódások következtében, a földrengési állomások kiterjedt hálózata épült ki s ezek rendkívül nagy számú megfigyelést gyűjtöttek.

Érthető, hogy a régi időkben a földrengéseket természetfölötti okokkal magyarázták, különösen az istenek beavatkozásának, démonoknak és óriásoknak tulajdonították, amiként ezt a kezdetleges népek még ma is hiszik. HOMEROS és VERGILIUS szerint az óriási TYPHOEUS Ischia-sziget alatt és OVIDIUS szerint az Etna alatt fekszik eltemetve. Sok helyen az állatokat tartják a földrengések okozóinak. A szibériai eszkimók a földben bujkáló mammutokat tartják a földrengés előidézőinek s ez a hiedelem azzal magyarázható, hogy az eszkimók ezeknek az állatoknak csaknem változatlan hulláit találják a befagyott talajban. Más népek ugyanilyen szerepet tulajdonítanak a kígyóknak, teknősöknek, a mesebeli Leviathannak, vagy egyéb óriási halaknak, míg az északi monda a Midgardkígyót tartja a földrengés okozójának. A régi filozófusok a szerint, ahogy a neptuni, illetve a plutói világnézeteket vallották, a Föld belsejének vizét vagy tüzét tartották a földrengések előidézőjének. Azt a legújabb időkig védelmezett nézetet, hogy a földrengések a földalatti barlangok beszakadásából keletkeznek, már a régi időkben is megtalálhatjuk.

A földrengések a Föld talajának megrázkódásai s keletkezésük a Föld belsejének energia-nyilvánulásain alapul. Azokat a jelenségeket is földrázkódásoknak nyilváníthatjuk, a melyeket valamely távoli robbanás, vagy hegyomlás, sokszor pedig az egyenlőtlen kövezeten haladó nehéz teherkocsi idéz elő. Azonban a csakis a Föld felszínéhez tartozó okokat természetesen ki kell kapcsolnunk a földrengési jelenségek sorából és csakis a kísérleti összehasonlításokhoz használjuk. A földrengéstan vagy szeizmologia az a tudomány, a mely a földkéreg jelenlegi természetes mozgásainak kutatásával foglalkozik. Ezekhez számíthatjuk az úgynevezett tengerrengéseket is, melyeket a vízburokban hasonló erőnyilvánulások idéznek elő.

A földkéreg csekélyebb mozgását az exogén, tehát nem a szilárd Földhöz tartozó erők is előidézhetik. Ilyenek az erős légnyomás-változások (viharok), a Föld felszíne nagy részének hőmérsékleti változásai (meteorológiai okok), a Nap és a hold vonzóereje különböző vonatkozásban (földárapály) s az ettől függő árapályok (apály és dagály), tehát asztronómiai okok. Azonban ezek a mozgások nem tartoznak bele a földrengéskutatások működési körébe. Talajnyugtalanságoknak, pulzáczióknak nevezhetjük ezeket az érzékeny készülékek által állandóan jelzett jelenségeket.

A jelenségek alakja szerint megkülönböztetünk bradiszeizmikus és tachiszeizmikus mozgásokat. A bradiszeizmikus mozgások lassú, nehezen mérhető nívóeltolódásokból állanak. Okaik: a Nap és a hold vonzóereje, a hőmérséklet és a légnyomás ingadozása és a földkéreg tektonikus mozgása. A tachiszeizmikus mozgások kétfélék, ú.m.: mikroszeizmikus és makroszeizmikus mozgások. A mikroszeizmikus mozgásokat csak műszerekkel tudjuk kimutatni. Ide tartoznak azok a mozgások, a melyeket a szél, a légnyomásváltozások, a tenger hullámcsapásai, az emberi közlekedés stb. okoznak. A makroszeizmikus mozgások a valódi, a szó szoros értelmében vett földlökések.

A földrengéseket okaik szerint feloszthatjuk vulkáni eredetű, beszakadásokból származó és diszlokácziós rengésekre. Gyakoriság, erősség és a megrázott terület kiterjedése dolgában általában a vulkáni és beszakadási rengések messze mögötte maradnak a diszlokácziós rengéseknek. Egyébként a csoportok között oly sok az átmenet és sok esetben a megkülönböztetés olyan nehéz, hogy alapjában véve ezt a felosztást csak elméleti csoportosításnak tekinthetjük.

A vulkáni rengések a vulkáni jelenségek kísérői s látszólag valamennyit azok a lökések idézik elő, melyeket az illanó gázok a szilárd földkéreggel szemben kifejtenek. Gyakran a kitörés előhírnökei, mikor a gázok nyomása még nem tudja eltávolítani a kráterbeli ellentállást és még a kitörés után is folytatódnak, ha a nyomás enyhülése következtében a korábbi feszültség felszabadul. Általában azonban a kitöréssel együtt megszünnek. A többnyire gyengébb rázkódások helyenként a vulkán környékére szorítkoznak. Néha a kitörés előtt már évekkel előbb jelentkeznek, pl. a Vezúvnak Kr. e. 79. évi törése előtt 16 évvel volt földrengés, a mikor a Vezúvot már kialudt vulkánnak tartották. Sok kitörés azonban minden földrengés nélkül megy végbe, ha csak azokat a csekély rengéseket nem számítjuk ide, melyeket a vulkán maga a mérsékelt működés mellett fejt ki.

Ha a vulkáni működés nem éri el a Föld felszínét, ha tehát folyamatai a Föld belsejében mennek végbe, akkor földrengések is keletkezhetnek, a melyeket kriptovulkáni rengéseknek nevezünk. Ide számíthatjuk talán azokat a katasztrófákat, a melyek Ischia vulkáni szigetét ismételten s utoljára 1883-ban érték, amennyiben a szigeten az utolsó vulkáni kitörés 1302-ben volt. A lakkolitek és egyéb intrúziók természetéből következik, hogy valamikor ezek is rengéseket okozhattak.

A Föld felszíne a földalatti üregek beszakadása következtében is megrázkódhatik (beomlási rengés). Ilyen beomlásokat a szilárd Föld szerkezetében beálló változások, oldható ásványos anyagok kilúgozása s a magmák összehúzódásai idézhetnek elő. Be fogjuk bizonyítani, hogy ezek a folyamatok nagy, széles barlangokat tudnak teremteni, legtöbb esetben azonban ilyenkor csak a szerkezetnek valamely lazulása, finom csatornákkal és pórusokkal való keresztülszövése s a fedő hegység feszültsége szokott bekövetkezni: mindezek bizonyos utólagos elhelyezkedést vonnak maguk után. Az utánaszakadás vagy lassanként történik, vagy pedig hirtelen egyszerre, mikor természetesen az erőnyilvánulás is erősebb. Ha az utánaszakadás eléri a Föld felszínét, akkor mélyedések, beomlott dolinák, horpadások, földomlások keletkeznek. Az ilyen beomlások okai azonban gyakran mesterségesek, pl. bányaművek összeomlása.

A beszakadási rengések természetéből következik, hogy ezek többnyire helyhez vannak kötve, rövid tartamúak és néha mégis romboló hatásuk van. Többnyire azonban csekély erősségűek s heves hangtünemények (detonácziók, durranások, mennydörgések) kísérik.

Régebben a nagykiterjedésű rengéseket is a nagy földalatti üregek beomlásával akarták magyarázni, azonban nehéz olyan jelentékeny barlangokat elképzelnünk, a melyeknek boltozata a kőzetek nyomása alatt beszakadozna.

A beszakadás okozta rengéseket természetük szerint gyakran alig tudjuk elválasztani a zavargási-, diszlokácziós- vagy tektonikus rengésektől. Valamennyi közül a legfontosabbak a tektonikus rengések; jellemző tulajdonságaik: a gyakoriság, a megrázott terület nagysága és a tartósság. A tektonikus földrengéseket azok a mozgások okozzák, a melyeket belső egyensúlyzavarodások következtében a szilárd földkéreg végez. Ezáltal egyes részek eltolódnak. Ezt az eltolódást a jelenben működő hegyképző folyamatnak kell tekintenünk még akkor is, ha jelentéktelenek, vagy éppen mérhetetlenül kicsinyek, mert végeredményképpen mégis csak megmagyarázzák azokat a hatalmas rétegzavarokat, a melyeket a Föld felszínén észlelhetünk. Majdnem minden feltárásban láthatunk többé-kevésbbé függélyes hasadékokat, a melyek a kőzetet átszelik és gyakran a kőzet szerkezete a gyűrődésekre és vetődésekre emlékeztető legfinomabb repedéseket mutatja (kataklázos szerkezet). Lényegükben ezek sem mások, mint több ezer méteres ugrási magasságú vetődések, a melyeket mérhetünk, és áttolódási felületek, a melyeken nagy messzeségig végigtekinthetünk és összekuszált redőnyalábok, melyekből az egyes hegységek vannak alkotva. Az alakra és nagyságra folytonosan változó szilárd Föld feszültségei állandóan tartanak, a nehézségi erő a földkéreg minden része fölött uralkodik s arra törekszik, hogy a tömegeltolódással eszményi gömbformát adjon a Földnek. A Föld felszínén is történnek különféle hatások, a melyek letarolás és fölhalmozódás útján folytonosan tartó tömegáthelyezésekre vezetnek és így nyilván végtelen sok oka van annak, hogy az ingatag földkéreg valamely pontján nyugalmi állapotából kimozduljon. A lábaink alatt levő Föld tehát nem a szilárdság és biztonság szirtje, a mint azt az első pillanatban látjuk, hanem ellenkezően folytonosan tartó változásoknak van alávetve. Nem egyéb, mint földrögök romhalmaza, olyan zavargások eredménye, a melyek végtelen számban, látszólag szabálytalanul darabolják föl a Föld kérgét. Ha ezek nem is jutnak mindig a Föld felszínére, mégis érezhető rázkódásokat idéznek elő, bármilyen lassan menjenek is végbe.

A vulkáni és tektonikus rengések szoros kapcsolatban vannak egymással és ebből többen azt következtették, hogy éppen a legnagyobb diszlokácziós rengések oly mélyen gyökereznek a Föld belsejében s olyan mélységekből erednek, hogy halmazállapotukról semmit sem tudhatunk, mert onnan erednek, ahol a vulkáni kitörések tűzhelye fészkel. Több kutató ezért egészen jogosan állítja, hogy a földrengéseket nem a vulkáni kitörések okozzák, hanem velük együtt azokból a földalatti eltolódásokból erednek, a melyek a felnyomuló magma útját megnyitják. Ezekben a folyamatokban az okot és a hatást csak nehezen tudjuk egymástól megkülönböztetni és a két rengési forma között egy középsőt állíthatunk fel: ez a vulkáni-tektonikus rengés vagy feszültségi rengés, melynek lefolyása alkalmával a magma feszültsége enged. E rengések fészke valóban a merev földkéreg határán van s azokkal a mozgásokkal függ össze, a melyek a Föld alakját nagy vonásokban megváltoztatják.

Általában azt tartjuk, hogy a földrengések valamely földalatti góczpontból, az ú. n. hipoczentrumból, indulnak ki és az elmozdult rögök súrlódása következtében a szomszédos kőzetrészek rugalmas lengésbe jutnak, a mely mindenfelé gömbhullámokban terjed tovább s a Föld felszínén mint rázkódás érezhető (184. kép). Ezek a gömbhullámok a Föld belseje felé növekedő sűrűség miatt és az ezzel összefüggésben levő növekedő terjedési sebesség következtében excentrikusok, ezért a lökés sugara, vagyis a hullámok gömbfelületére merőleges vonal, a mely jelzi a szeizmikus rengés haladásának útját a Föld belsejében, konvex módon elgörbül. A fészekből, vagyis a hipoczentrumból két különböző fajtájú hullám indul ki. 1. A hosszanti (longitudinalis) hullámok a legnagyobb terjedési sebességgel haladnak (a Föld színén mért látszólagos terjedési sebesség, a mely 7-13.3 km másodperczenként a mélység szerint). Ezek érintenek valamely helyet legelőször s így a rengés előfutárjai, vagyis az előrengés kezdő hullámai. A hullámok második fajtája a haránt (transzverzális) hullámok, a melyeknek látszólagos sebessége 4-7.3 km, ezek a rengés másodelőfutárai, vagyis az előrengés második kezdő hullámai. A hol ezek a hullámok a Föld felszínét merőlegesen érik (epicentrum), ott a rengés alulról fölfelé irányítottnak látszik, vagyis lökésszerű (szukkusszorikus) rengés keletkezik.

Az epicentrumból vagyis a felületi középpontból mindenfelé kiszélesedő körökben haránt felszíni hullámok indulnak ki, a melyek lassanként gyengülnek. Közepes sebességük körülbelül: csak 3.4 km. A rengések itt hullámformájúak (undulatorikusok). Ezek a hullámok váltják ki a legnagyobb lengéseket és egyúttal a főrengéseket okozzák.

184. kép. Szeizmogramm. (SIEBERG A. szerint.) A szeizmikus hullámok és jelenségeiknek fejlődése vázlatos ábrázolásban. H hypocentrum, V₁ az előrengés első, V₂ az előrengés második kezdő-hulláma, B a főrengés hosszú hullámai, N utórengés, W₁, W₂, W₃, első-, második és harmadrendű felszíni hullámok.

A felszíni hullámok (elsőrangú hullámok, W₁-hullámok) erőssége az epicentrumtól minden irányban csökken, a földmeridián kvadránsának hátrahagyása után azonban, kiindulási pontjától az ellenlábas pont felé (antiepicentrum) az energiának kisebb felületre való hatása következtében ismét növekedik. Ez az energia azonban az eredetinek csak csekély töredéke (körülbelül 490-ed része).

Az antiepicentrumról a hullámok ismét visszaáramlanak a kiindulási pont felé (másodrendű hullámok, W₂ hullámok). Ez a folyamat addig ismétlődhetik, míg az energiát fel nem használja, vagyis míg az valamely más alakba megy át, pl. hővé változik. Harmadrendű hullámokat (W₃ hullámokat) azonban eddigelé csak ritkán tudtak megfigyelni.

185. kép. Az előrengés kezdőhullámainak visszaverődései (reflexiói). (WIECHERT E. szerint, SIEBERG A. könyvéből.)

Az eddig mondottakból az következik, hogy az egyes hullámfajok egymástól annál nagyobb távolságban találkoznak valamely ponton, mennél távolabb van ez az epicentrumtól. A rengés egyes szakainak hosszúságából tehát kiszámíthatjuk az epicentrumtól való távolságot. Az előrengéseknek a Föld belsejében keresztülhaladó sugarait a sűrű tömegek egészen visszaverik, majd ezek a visszavert hullámok ismét a Föld felszínére érnek és a rengés képét bonyolódottá teszik (185. kép).

186. kép. H hypocentrum (fészek), E epicentrum (felületi középpont), A, B, C a Föld felszínének pontjai, (e) az emerziós, vagy emergencziás szöglet.

A fészek mélységét, a czentrális mélységet ma még nem tudjuk szabatosan megállapítani, ezért csak becslésre szorítkozhatunk. Régebben az épületek repedéseiből következtettek a lökés irányára, azt állítva, hogy ezek a lökés irányára merőlegesek. Azt képzelték, hogy több ilyen irányból meg lehet szerkeszteni a fészek székhelyét. A falak szakadásai azonban annyi véletlenségtől függnek, így különösen a szerkezettől, a nyílások helyzetétől stb. úgy, hogy ez a módszer egészen megbízhatatlan. A fészek mélységét többféleképpen akarták kiszámítani: így a földrengéshullámok különböző helyekre való megérkezésének idejéből, intenzitásából és abból a szögletből, a mely alatt a lökéssugár a Föld felszínét éri (emerziós szög, vagy emergencziás szöglet). Mindezek az értékmeghatározások azonban durva kísérleteknél egyebet nem eredményeztek (186. kép). Ezek a kísérletek a fészek góczpontját különböző mélységbe helyezték, így 100 m-nyire, de 100 km-nyire is, sőt még többre is becsülték. Ezek a számértékek nagyon bizonytalanok. Általában azt mondhatjuk, hogy azok a heves lökések, a melyek szűk területre szorítkoznak, csekély mélységből erednek. A vulkáni és beszakadási rengések fészke többnyire csekély mélységű.

187. kép. A tektonikus földrengés keletkezésének és a fontosabb szeizmológiai fogalmaknak szemléltető mintája. (SIEBERG A. szerint.) A római számok a rengés erősségét jelzik a tizenkétfokos skála szerint.

A fészek nem szorítkozik egy pontra, a mint azt régebben állították, hanem területszerű, a mely megfelel a háborgatott területeknek, a melyek gyakran erősen hajlanak. Ez még jobban megváltoztatja azt az eszményi képet a melyet a hullámok pályafutásáról alkottunk. Minthogy nagyobb mélységekben a nyomás hatása következtében a kőzetek plasztikus átalakulását tételezzük fel, a diszlokácziós rengés fészke csakis a felszíni merev kéregben lehet, melynek vastagságát 20 km-nyire becsülhetjük.

188. kép. A nagy keleti földrengés kiterjedésének területe. (SCHMIDT J. szerint, HÖRNES R. könyvéből.) Az 1870. évi földrengés epicentruma nincsen megjelölve.

A földfelületnek azt a vidékét, a melyen valamely földrázkódást mutathatunk ki, a rengés területének nevezzük (187. és 188. kép). Kiterjedése nagyon változó; határai gyakran nagyon szűkek, pl. Ischiában, a melynek földrengését a tőle 30 km-nyire fekvő Nápolyban már nem érezték, bár helyben nagy volt az ereje. Némely rengést viszont nagy területen, sőt a Föld egész felszínén (világrengés) kimutathattak.

189. kép. Homoszeizmák és izoszeizmák a herzogenrathi földrengés alkalmával 1873. okt. 22.-én. (LASAULX A. szerint.)

............ főrengési, pleisztoszeisztikus terület,
.-.-.-.-.- közepes iszoszeizma,
--------- a rengési terület határa.

A körök az egyes perczeknek megfelelően szerkesztett valószínű homoszeizmák.

A lökések sugarai majdnem merőlegesen a Föld felszínének csakis azt a részét érik, a mely éppen a fészek (hipoczentrum) fölött van, tehát a felületi középponthoz (az epicentrumhoz) közel fekszik; az előrengés kezdő hullámait alig lehet, vagy nem lehet a főrengéstől megkülönböztetni, a mely itt a legnagyobb erősségű (187. és 189. kép). Ezt pleisztoszeisztikus-, főrengési területnek nevezzük és így helyi rengésről, elsődleges rengési területről beszélünk. A többi lökéssugár a Föld felszínét különböző szög alatt éri, a mely annál kisebb, mennél távolabb van az illető pont az epicentrumtól. Emellett a lökésszerűen (szukkusszórikusan) érzett lökések lassanként hullámmozgásba mennek át. Ha valamely hely az epicentrumtól csak néhány száz kilométernyi távolságban van, akkor a rázkódást közeli rengésnek nevezzük. Ez a rengés másodlagos területe, mely gyűrű alakban veszi körül az elsőt. A rengést itt még érzékszerveinkkel felfoghatjuk (makroszeizmikus rengés). Az epicentrumtól 500 km-t meghaladó és több ezer kilométerig terjedő távolságban a talajlengések már nem érezhetők és csak érzékeny földrengés műszerekkel (szeizmométer) mutathatók ki (távoli rengések, mikroszeizmikus mozgások).

A lisszaboni földrengést 1755-ben több mint 2½ millió négyszögkilométer területen érezték s a keletindiai földrengés elsődleges rengési területe 1897-ben 377.000 km² volt (akkora, mint Poroszország) és a makroszeizmikus területet több mint 3 millió km²-en mutatták ki.

A Föld felszínén azokat a vidékeket, a melyeket gyakran érnek földrengések, állandó rengési (habituális) vagy lökési területnek nevezzük. Ha a térképen mindazokat a pontokat összekötjük egymással, ahol valamely földrengést ugyanabban az időben éreztek, akkor szabálytalan zárt görbéket kapunk; ezek a homoszeizmák, izokrónák, a melyek az epicentrum körül helyezkednek el (189. kép). Ha ezeket az időegységre redukáljuk, kiszámíthatjuk a lökések látható terjedési sebességét és a rengések kiterjedésének alakját, mely többé-kevésbbé köralakú (centralis), elliptikus (axialis) vagy pedig hosszanti kiterjedésű (linearis), valamely középvonal mindkét oldalán, vagy csak egyik oldalán (lateralis) kifejlődve (187. kép).

Ha a legnagyobb rengések pontjait kötjük össze egymással, akkor a rengési vagy lökési vonalat, a földrengés tengelyét kapjuk. A főrengésvonalakat gyakran mellékrengésvonalak keresztezik többnyire derékszög alatt, a mi azt jelenti, hogy a törések rögökre darabolták fel a Föld kérgét. A rengések gyakran egyidejüleg hosszú vonal mentén érezhetők, mint Pendsab-ban 1878-ban, a hol a lökésvonal 750 km hosszú volt. A Föld felszínének azon vonalait, a melyeknek mentén gyakran jelentkeznek a rengések, állandó rengési törésvonalaknak, vagy habituális lökésvonalaknak nevezzük. Mindig a földkéreg diszlokáczióit követik, tehát eredetileg a vidék fölépülésén alapulnak (szerkezeti rengések). Ha a földrengés tengelye a hegység csapását keresztezi, akkor a rázkódást kereszt- vagy transzverzális rengésnek nevezzük, ha pedig a csapásban fekszik, akkor hosszanti vagy longitudinális rengés a neve (187. kép). Ha a zavargási vonal leveles eltolódás mentén fekszik, akkor leveles rengésről beszélünk, ha pedig áttolódási felülethez tartozik, akkor váltós rengésnek nevezzük a rázkódást. Sülyedt területeken a vetődések mentén néha vulkáni kitörésekkel is rengések keletkeznek és itt a tektonikus, és vulkáni rengések között nem tudunk éles határt vonni.

190. kép. Alsó-Ausztria földrengési térképe. A főrengési terület határát a térképen szakadozott vonal jelöli. (SUESS E. szerint, HÖRNES R. KÖNYVÉBŐL.)

Ausztriában számos állandó rengési törésvonal (habituális lökésvonal) van. Bécs maga is egy ilyen mentén fekszik, a mely eddig ugyan magában a városban ritkán okozott erősebb rengéseket, de a környéken végzetes katasztrófákat idézett elő. Meg kell még említeni a Baden vidékén (134. kép) húzódó hőforrások vonalát; ez olyan vetődési hasadék, melynek mentén Bécstől dél felé, Badenen és Leobersdorfon keresztül Bécsújhely felé követhetjük a rengéseket; ez a vonal a hegység csapását keresztezi. Tovább délnyugat felé azon a nagyon is mozgékony rengési vonal mentén folytatódik, melyet Gloggnitztól Mürzzuschlagon, Kapfenbergen, Leobenen keresztül Villachig követhetünk. Ez az úgynevezett Mürz-vonal az Alpok csapásában fekszik. A harmadik vonal Bécsújhely környékéről indul ki északnyugati irányban Anzbachon keresztül a Nyugati vasút mentén, keresztezi a Dunát, követi a Kamp folyását Horn környékéig és Drösiedlen keresztül tovább Iglau, Prága és Leitmeritz felé követhető. Ezt a vonalat Kamp-vonalnak nevezzük és a Dunától délre keresztezi az Alpok csapásait, míg a Dunától északra az idősebb kőzetvonalak csapásában fekszik. A 190. képen láthatjuk azokat a nevezetesebb rengéseket, a melyek ezen vonalak mentén történtek. Közöttük legfontosabbak az 1590. szeptember 15.-i az 1768. februárius 26-27.-i és az 1873. évi januárius 3.-i földrengések.

Dél-Németország egyik legfontosabb lökésvonala a Rajna-vonal, a mely egyúttal annak a vidéknek a tektonikai alapvonala is (Rajnai-árok, 191. kép). Azokban az országokban, melyekben a földrengés gyakori jelenség, így Itáliában, Japánban, Közép-Amerikában, egész sorozat rengésvonalat ismerünk, a melyek szoros összefüggésben vannak ez országok szerkezetével.

191. kép. A földrengések eloszlása a Közép-Rajna árokban. (MONTESSUS DE BALLORE F. szerint.)

A rengések epicentruma azonban a lökésvonalnak nem mindig ugyanarra a pontjára esik, hanem bizonyos irányban tovább vándorol. Az ezen a téren végzett kísérletek azonban még nem elegendők ahhoz, hogy belőlük e mozgások szabályszerűségeit megállapíthassuk.

Már többször megfigyelték, hogy a rengés területén vannak olyan helyek, a melyeket kevés vagy éppen semmi rázkódás sem ért; ezek az úgynevezett földrengési szigetek vagy - hidak. A jelenség oka többnyire a kőzetek váltakozása; így pl. valamely laza kőzetből felépült vidékből kiálló szilárd sziklakúp csak kevéssé rázkódik meg és úgy látszik, hogy a földrengéshullámok interferencziája is létesíthet mozdulatlan zónákat s ilyenkor a mozgás a mélységben halad tovább és arrébb ismét a felszínre juthat.

A földrengéshullámok terjedési sebessége a különböző rögökből álló földkéreg szabálytalan fölépülése következtében igen változó. A kőzet sűrűségével együtt növekedik, szilárd sziklában nagyobb, mint laza anyagban, a csapásra merőlegesen csekélyebb, mint a csapásban, mert a kőzetek és telérek váltakozása akadályozólag hathat (187. kép). Megállapították, hogy a különböző kőzetekben a terjedési sebesség 2.21-5.86 km másodperczenként. Közeli rengések alkalmával a felszíni hullámok átlagos terjedési sebessége állítólag 3.38 km. A Föld mélyében a lökések kevésbbé vagy éppenséggel nem is érezhetők, mert a megterhelő hegység minden oldalfelé működő nyomása lehetetlenné tesz minden mozgást. A zágrábi földrengés alkalmával 1880-ban Stájerországban Wiesben a bánya 30 méteres mélységében még lehetett érezni a rengést, azonban 60-120 m mélységben már semmit sem. A laibachi földrengést 1895-ben 40 km távolságban még 200 m mélységben is lehetett érezni. A megfigyelések szerint a talajkiemelkedések kevésbbé késleltetik a földrengéshullámokat, míg a felszíni mélyedések jelentékenyen hátráltatják azokat.

A rengés erősségének (intenzitásának) mérése ezideig egyéni megfigyelések alapján tíz részből álló skála segítségével történt A skála a hatás különböző fokait mutatja a mikroszeizmikus mozgásoktól kezdve, a melyeket az ember nem érez meg, hanem csak finom és érzékeny készülékek jeleznek, egészen a katasztrófákig, a melyek jelentékeny változásokat idéznek elő a Föld felszínén. Ez a Rossi-Forel-féle erősségi fokozat (az intenzitás skálája).

Az erősség I. foka. Mikroszeizmikus mozgás, melyet nem minden szeizmográf tud feljegyezni, csak gyakorlott megfigyelő bír megállapítani.

Az erősség II. foka. A lökéseket a különböző szeizmográfok jelzik, néhány nyugalmi állapotban levő megfigyelő érzi.

Az erősség III. foka. Nyugalmas állapotban több személy megérezheti s tartama és iránya könnyen megbecsülhető.

Az erősség IV. foka. Az emberek tevékenységük közben érzik. Az ablakok és ajtók megrázkódnak, a padlózat recseg.

Az erősség V. foka. A rázkódást az egész lakosság érzi; a bútorok, ágyak megrázkódnak.

Az erősség VI. foka. Az alvók felébrednek. A házi csengők megszólalnak, a függőlámpák inganak, az órák megállnak, a fák és bokrok hajlongnak. Az emberek kiszaladnak a házakból.

Az erősség VII. foka. A mozdítható tárgyak eldőlnek, a tetőzetről és a falakról leválik a vakolat, a templomi harangok megszólalnak, általános a rémület, de az épületek még nem sérülnek meg.

Az erősség VIII. foka. A kémények lezuhannak, az épületek falai megrepednek.

Az erősség IX. foka. Az épületek részben, vagy egészen rombadőlnek.

Az erősség X. foka. A legtöbb épület elpusztul, a Föld felszínén hasadékok keletkeznek, a hegyek lejtői omladoznak.

Az ismertetett fokozat erősen az egyéni megítélésen alapszik s a legalkalmasabb arra a célra, hogy a lakosságot a megfigyelésben való közreműködéshez megnyerjük. A tudományos kutatásokban az OMORI-CANCANI-féle abszolut skálát használjuk. Ezt azon legnagyobb gyorsulás szerint szerkesztették meg, a melyet valamely talajrészecske mutat, vagyis a hullámok terjedési sebességének gyors változása szerint van összeállítva. Az értéket másodperczenként milliméterekben fejezik ki. A japán kutatók megfigyeléseiből kiderült, hogy könnyű és gyenge rengések alkalmával minden talajrészecske legnagyobb mozgása átlagosan 1 mm alatt marad, 10 mm-nél a már erősnek jelzett rengés csekély károkat okoz, 50-60 mm-nél az épületek jelentékenyen megsérülnek és 150 mm már igen erős földrengésre vall.

Ha földrengések gyakrabban fordulnak elő, akkor erősségük sohasem olyan nagy, mint a mikor hosszú nyugalom után következnek be, mintha talán a feszültségek apránként oldódnának fel, a melyek különben összegyűlnének és katasztrofálisan egyenlítődnének ki.

Ha a térképen mindazokat a pontokat összekötjük, a melyeken ugyanolyan erősségű rengést állapítottak meg, akkor zárt, többé-kevésbbé konczentrikus görbéket kapunk. Ezek a izoszeizmák, a melyek az epicentrum körül helyezkednek el. A legerősebben megrázott (pleisztoszeisztikus) vidéket egyre fogyó rengéserősségű zónák veszik körül (187. és 189. kép).

A föntebb kifejtett elméleti fejtegetésekből következik, hogy a rengések ritkán kezdődnek teljes erősséggel. Rendesen egy vagy két fázisban előrengések gyanánt könnyebb rázkódások vezetik be. Még az utólökéseket is megfigyelték, a melyek a szeizmikus energia lanyhulását jelzik, amennyiben idővel egyre ritkábbak és gyengébbek lesznek.

A földrengés tartama nagyon változó. Gyakran egyetlen lökésből áll, a mely 3-4 másodpercz alatt a legnagyobb pusztítást okozza. Más rengések ismét perczekig, vagy órák hosszat tartanak. Sőt olyan földrengéseket is megfigyeltek, a melyek egész éven át tartottak. Az 1783-ban Kalábriát elpusztító földrengés alkalmával a föld csak négy év mulva került nyugalmi állapotba. A phokisi földrengés alkalmával 1870-1873-ig bizonyosan 300 nehéz és 50.000 könnyű lökést jegyeztek föl. Ha a lökések hosszú időn át követik egymást, akkor földrengésrajról beszélünk.

A földrengés a szomszédos vidék fennálló feszültségét is kiválthatja s így más földrengést, kiváltott vagy együttes rengést, relais- vagy szimultán rengést idézhet elő. Ez a jelenség főképpen tektonikus rengések alkalmával gyakori, mert a háborgatási vonalak (lökésvonalak) messzire terjednek és sokféleképpen vannak egymással összeköttetésben. Az egyidőben beálló vagy gyorsan egymás után következő rengéseket esetleg külső okok, így a légnyomás és a hőmérséklet ingadozásai is okozhatják.

Azt tapasztalták, hogy a meteorológiai jelenségek is bizonyos összefüggésben vannak a földrengésekkel. Ezt az összefüggést azonban napjainkig még nem tudták megmagyarázni. Így a régi barométereken a hüvelykes beosztás mellett, az eső és vihar alatt a legalsó jelzés «földrengés» volt és tudjuk, hogy a nagy barométeringadozások és a meredek grádiensnek megfelelő heves levegőmozgások következménye gyakran földrengés szokott lenni. A sülyedő barométerállás és a meredek grádiens között álló légnyomást egyenesen földrengésidőnek nevezték. Ha arra gondolunk, hogy a barométerállásnak 1 mm-rel való sülyedése a Föld felszínének 1 négyzetméternyi területét 13.6 kgrammal könnyíti, akkor bátran feltehetjük azt, hogy ezek a szörnyű egyoldalú megterhelési ingadozások a földkéreg feszültségeit kiválthatják. Azt is megfigyelték, hogy a hideg évszakban gyakrabban fordulnak elő földrengések és látszólag a hirtelen beálló hideg alkalmával is. A forró, száraz nyár után az esős ősz szintén gyakoribb földrengésekkel jár. Sőt még arra is gondoltak, hogy a szeizmikus jelenségek főképpen éjszaka jelentkeznek; ezt csupán abból nem magyarázhatjuk meg, hogy éjjel az emberek szubjektív érzékenysége nagyobb. Így Kelet-Indiában a legtöbb rengést éjjel 10 és 11 óra között s reggel 6-7 óra között jegyezték föl; ez a jelenség talán az égitestek állásával van összefüggésben. Ezen alapul FALB és a más kutatók elmélete a Hold helyzetének hatásáról a földrengések működésére és a rengések jóslása.

Még a leggyengébb rengés is változást idéz elő a Föld felszínén, ha ez mindjárt csak átmeneti is. Természetesen a talaj maradandó változásait csak a legerősebb lökések okozzák, a melyek nagyobb hatást gyakorolnak az illető ország népességének lelkületére, mint az emberi alkotásokat érő egyéb összes károk. Tátongó hasadékok keletkeznek (192. kép), a melyek részint ismét összecsukódnak, részint nyitva maradnak. A hasadékok mentén sülyedések, vagy a talaj vízszintes irányú (leveles-) eltolódásai keletkeznek. Ilyenkor lépcsőformájú sülyedéseket is megfigyelhetünk, például 1906-ban Kaliforniában (193. kép) vagy 1819-ben Ran of Kachh-ban, Indiában, ahol 50 angol mérföld hosszú és 20½ m széles egyoldalú sülyedés keletkezett, melyet a bennszülöttek Ullah-bund-nak (az Isten gátjának) neveztek el. Az 1899. évben Alaszkában, a Jakutat Bay-ben párhuzamos hasadékok keresztezték a sziklás dombokat és a partvonal részben lesülyedt (194. és 195. kép), más helyeken azonban 2-5 m, sőt még 14½ m magasságig emelkedett. Közép-Japánban, az 1891. földrengés alkalmával 40 angol mértföld hosszú, egyenes hasadék keletkezett, a mely hegyen-völgyön áthaladt. Új-Zeelandban 1855-ben egy egész kerület több lábnyira emelkedett föl s 1897-ben 47 lábnyira emelkedett a vidék egyik sávja. DARWIN 1835-ben Chileben a part emelkedését tanulmányozta. A reczens kagylópadok bizonyítékai szerint az emelkedés több száz lábnyi volt, a melyet DARWIN földrengéssel hozott kapcsolatba. Az Egyesült-Államokban Owens Valley-ben földrengés alkalmával 76 km hosszú főhasadék keletkezett. Itt 30 m ugró magasságú vetődéseket is megfigyeltek és több ezer acre terület (1 acre = 40.47 ár) 5 méternyire tolódott el észak felé. Az Alsó-Misszisszippi mentén az 1811-12. évi földrengések alkalmával számos tó keletkezett. Volt közöttük egy, mely 180 km hosszú, 11 km széles és 17 m mély volt. Mások ismét eltüntek és a Föld felülete 47 km szélességben 8 méternyire emelkedett ki a Misszisszippi síkja fölé. Az egyik vidéket «Sunken Country»-nak, sülyedt tartománynak nevezték el. 1891. okt. 28.-án Japánban földrengés alkalmával 160 km hosszúságú vidék részben 6 méternyire emelkedett és oldalt négy méternyire tolódott el, miközben a törésnek hol az egyik, hol a másik oldala emelkedett (196. kép). Kaliforniában az 1869. évben azt tapasztalták, hogy a rengés az eddig ismert legnagyobb törésvonalhoz, a P^ta Arenas-vonalhoz volt kötve, a mely 435 km hosszan É 30-40° Ny irányban terjedt. Ebben az évben 2600 km²-nyi tömb 1.6 méternyire tolódott el É 11° Ny felé. Ugyancsak Kaliforniában 1906-ban 74.000 km²-nyi földkéreg, tehát olyan nagy terület, mint Bajorország, átlag 3 méternyire nyugati irányban elmozdult s emellett 1 méteres emelkedések keletkeztek rajta (197., 198. kép).

192. kép. Földrengéshasadékok homokkőben, Indiában, Garo Hills-ben, az 1897. június 12. földrengés után. (OLDHAM R. D. szerint.

193. kép. Párhuzamos lépcsős vetődések a Palisadoes lábánál Kaliforniában, 8 méteres ugrási magassággal. (HOBBS-RUSKA szerint.)

194. kép. Három egymás fölött fekvő parti terasz a Russel-Fjordban 1.3 és 3 méternyire emelve. (TARR és MARTIN szerint, HOBBS-RUSKA könyvéből.)

195. kép. A partvonal pozitív és negatív eltolódásai a Yakutat-Bay-ban, Alaszka déli partján. (TARR és MARTIN szerint, HOBBS-RUSKA könyvéből.)

196. kép. Vízszintes eltolódás a Neovölgyi vetődésnél Idbara mellett, Közép-Japánban. (KOTÔ szerint, HOBBS-RUSKA könyvéből.)

197. kép. Kettészakított és oldalvást 5 méternyire eltolt kerítés S. Francisco-nál (Kaliforniában), az 1906. évi földrengés alkalmával. (HOBBS-RUSKA szerint.)

198. kép. Az 1906. kaliforniai földrengés zavargási vonalai. (HOBBS-RUSKA szerint.)

Ha a vasúti sineket repedések keresztezik, azok többszörösen elgörbülnek (199. kép). Szumatrában a mérések reviziója 8 m távolsági különbséget és 4 m magassági különbséget mutatott ki, a melyeket földrengésből származó mozgásoknak kell tulajdonítani.

A repedések sokfelé szétágaznak, árokalakú sülyedések keletkeznek, gyakran vikariálva haladnak, csillagalakban sugarasak vagy konczentrikusak, miközben mélyedések (horpadások) keletkeznek (200. kép).

A földrengés hasadékaiban emberek, állatok, épületek, sőt egész tanyák is elsülyedhetnek s akkor azt mondják, hogy a Föld nyelte el őket. Előfordult az is, hogy egyes emberek oly módon menekültek meg, hogy a szűk hasadékba való sülyedésük közben karjaikat szétvetették s azután kimásztak. Mások ismét kirepültek a hasadékból. Az alaptalajnak ilyen fajta zavargásai megváltoztatják a forrásokat is, a melyek kiapadnak, vagy erősebben folynak, többnyire erősen megzavarodnak, hőmérsékletük emelkedik és gyakran kénes mellékízt kapnak a kénhidrogén fölvétele következtében. Néha új források törnek föl, mint például az az osztrák «gyógyító forrás», a mely az 1626. április 23.-i földrengés alkalmával Alsó-Ausztriában Leobersdorfnál egy szántóföldből ölnyi magasra szökött föl. A törésvonal mentén való fekvése összeköti ezt a badeni és a vöslaui hőforrásokkal (190. kép), habár hőmérséklete csak 9 R°.

199. kép. Meghajlított sinek Rangapara mellett, Indiában, az 1897. jún. 12. földrengés alkalmával. (OLDHAM R. D. szerint.)

A lisszaboni földrengés alkalmával 1755. nov. 1.-én Csehországban a teplitzi hőforrások hirtelen zavarossá váltak, elapadtak, később vastartalmú iszappal vörösre szinezve nagy víztömeggel törtek ki, a mely a város egy részét elárasztotta. Ilyen megfigyelésekre többször kínálkozott alkalom. Az artézi kutak ugyanebből az okból hol nagyobb, hol kisebb nyomást mutatnak. A rengés a gejzirekre is nagy hatással van, ugyanis időnként fölszökésük megszűnik vagy újonnan előtörnek.

A rázkódások a laza tömegeket csúszó mozgásokra indíthatják. Így hegyomlások keletkeznek, a melyek ismét nagy pusztulást okozhatnak. Erre legnagyszerűbb példa a dobratschi hegyomlás Karintiában 1348. jan. 25.-én, a mikor a Gail folyó tóvá alakult, a mely csak lassanként folyt le, csuszamlásokat okozott, miközben két mezőváros és 17 falu elpusztult. A tengerparton, vagy tavak partján a legnagyobb lejtési szöglet alatt lerakódott laza üledékek földrázkódás alkalmával lecsúsznak s ilymódon a szárazföldnek egész sávja elsülyedhet. Így történt ez 1755-ben a lisszaboni földrengés alkalmával, amikor a kikötő sok emberrel és számos hajóval együtt 600 lábnyi mélységbe sülyedt. 1861-ben az achaiai partokon 1½ millió négyszögméternyi földsáv tünt el a habokban, nem messze attól a helytől, a hol 373-ban Kr. e. Helike városát elnyelte a tenger. Földrengések következtében a víztakarók alatt is történnek csuszamlások (lásd a vízalatti csuszamlásokat).

200. kép. Konczentrikus repedésekkel körülvett horpadás Rowmarinál, az 1897. jun. 12.-i indiai földrengés alkalmával. (OLDHAM R. D. szerint.)

Sajátságos következményei voltak az 1899. szept. 3.-ától 21.-éig tartó heves földrengésnek Alaszkában, a Jakutat-Bayban. A rázkódások következtében óriás hótömegek lavinaként zúdultak a glecserekre, a melyek gyors, de rövid ideig tartó előlökést (intő lökést) kaptak, miközben a jégárak átmenetileg maguk is nagyobb nyúlékonyságot (viszkozitást) mutattak.

201. kép. Lesülyedt tengerpart repedésekkel és homokkráterekkel az achai földrengés alkalmával 1861. decz. 26.-án (SCHMIDT J. szerint, HÖRNES R. könyvéből.)

Kelet-Indiában a Khasi- és a Jaintia-hegységben földrengés alkalmával a hatalmas mállási takaró több kilométernyi távolságban levált és a völgybe csúszott, úgy, hogy az addig erdőkkel borított hegyek teljesen megkopaszodtak. Kalábriában az olajfaerdők és a szántóföldek a rajtuk levő épületekkel együtt jelentékeny hosszú vonalon eltolódtak, ami bonyodalmas birtokperekre adott alkalmat.

A Föld talajának változásai eltorlaszolják a folyókat, vagy hosszabb időre másfelé terelik azokat, ami által sivataggá válik az ország. A Misszisszippi az 1811. évi földrengés alkalmával New-Madridtól északra néhány perczig visszafelé folyt, az ország nagy területét elárasztotta és a mikor ismét nagy erővel visszahúzódott medrébe, egy egész erdőt szakított ki olyan szabályossággal, hogy az ember méltán azt hihette, hogy a fákat mesterségesen döntögették ki. A Meander folyását Kis-Ázsiában a földrengések ugyancsak gyakran megváltoztatták.

202. kép. Beomlott homlokzatú ház, a Piazza Cavalotti-n, Messinában. (TRAMPUS CH. fölvétele, HOBBS-RUSKA művéből.)

Álló vizek heves mozgásba jönnek, mint 1768-ban a Neusiedler-tó. Egyes helyeken sülyedések következtében tavak keletkezhetnek, míg más helyütt a tavak kiszáradnak. A vetődések a tavakat nagyrészt megcsapolják, mire ezek lefolynak, vagy pedig az újonnan keletkezett tölcséralakú nyílásokon és repedéseken át az altalajba szivárognak. Ilyen mélyedésekben a talajvíz sokszor előtör, úgy hogy az egész környék kerek vermekkel van borítva. Gyakran a talajvíz homokkal keveredve nagy erővel szökik fel, vagy pedig 20 méter átmérőjű és néhány méter magasságú homokkúpok keletkeznek, a melyekből, mint valami kráterből, iszapos víz és gáz tör föl. A gáz többnyire a felső földrétegekben a szerves anyagok rothadásából keletkező kénhidrogén (201. kép).

A rázkódás következtében a kutakból és víztartókból a víz néha magasra szökik fel.

203. kép. Alapzatáról félretolt ház Denizliben a meandervölgyi rengés alkalmával Kis-Ázsiában 1899-ben. (Vásárolt fotografia szerint.)

Különösen pusztító hatása van a tenger ingadozásának, a mely gyakran széles sávban árasztja el a tengerpartot s megsemmisíti még azt is, ami a lökések rombolása után fennmaradt. Ez a földrengési dagály azonban nem a szárazföldből indul ki, hanem okai a mélységben, a vízburok alatt gyökereznek. Erről a tengerrengésekről szóló fejezetben lesz szó.

Látva a földrázkódásoknak a Föld szilárd felületére gyakorolt jelentékeny hatását, nem csodálkozhatunk azon sem, hogy az emberkéz alkotása többszörösen annyira megsemmisül, hogy a szó szoros értelmében kő kövön nem marad. Nem tekintve a repedéseket, a melyek a házakat érhetik, az épületeket a hullámmozgások szét is rombolhatják. Ugyanis a házak, mint a Föld felszínére erősített fordított ingák, kénytelenek a hullámmozgással együtt tartani: s ez okozza a beomlást. Éppen ezért a magasabb emeleteken jobban lehet érezni a rázkódásokat, mint a földszinti helyiségekben. A károsodás elsősorban a lökés erejétől és az épület alapjának mineműségétől függ. A szilárd szikla kevésbbé rázkódik, mint a laza talaj, mégis, ha ez nagyvastagságú, a rázkódást ismét mérsékli. A legnagyobb veszélyben forog a szilárd alaphegységen levő és laza anyagból álló vékony takaró, mert ez erősíti az ingásokat.

204. kép. Emlékmű Kingstonban, Jamaika szigetén, a melyet az 1907. január 15.-i földrengés elfordított. (BROWN-TESTVÉREK fölvétele, HOBBS-RUSKA könyvéből.)

Azok az épületek viselhetik el sérülések nélkül az erősebb rázkódásokat, a melyek a hullámmozgásokat követni tudják, tehát a melyek az ingásokat a földrengéssel együtt végzik, mint valamely hajlékony törzs a viharban. Ilyen épületek a könnyű gunyhók, alkalmas faszerkezetek, vagy hozzáalakított vasművek. Így a san-franciscoi földrengés alkalmával 1906-ban kitűnt, hogy azok a 15 emeletes és még magasabb »felhőkarczolók« maradtak sértetlenül, a melyek olyan vasszerkezetből állottak, hogy a szerkezet nyílásait könnyű falazat töltötte ki. A gyakori földrengések országaiban, mint pl. Japánban, az alkalmas szerkezetű épületek meglehetős ellentállást tanusítanak. Ezért a földrengésálló építkezésekre különösen Japánban és Dél-Itáliában, szabályzatok is vannak. A lökés irányában épült falakat hosszanti repedések szelik át; ha a falak keresztben állanak, akkor haránt repedések keletkeznek, vagy leomlik a fal (202. kép). Ha az épület falai a lökés irányára ferdén állanak, a szakadások az erő szétbontása szerint erőparallelogrammákra oszlanak, miközben a lökésirányától elfordult sarok többnyire kirepül. Ha könnyű faépületek szilárd alapépítményen állanak, akkor gyakran oldalt eltolódnak, anélkül, hogy szétrombolódnának (203. kép). Könnyebb rengések alkalmával különösen a kémények dőlnek le a lökés irányában, a falakról és a boltozatról a vakolat lehull. Ha a lökések még gyengébbek, akkor csak recsegés hallatszik az épületben, a képek és a lámpák ingó mozgásba jönnek és a bútordarabok elmozdulnak helyükről.

205. kép. A kikötőfal elsülyedése Messinában, 1908. decz. 28.-án. (PERRET A. fölvétele, HOBBS-RUSKA könyvéből.)

Többször megfigyelték, hogy földrengés alkalmával szabadon, álló tárgyak, kémények, emlékművek elfordulnak. Azelőtt ezt a jelenséget forgó (rotatorikus) mozgással magyarázták. Újabban kitűnt, hogy az elfordulás akkor is bekövetkezik, ha az alapzaton a fixpont, vagy a legnagyobb súrlódás pontja nem esik bele pontosan a súlypont irányába, úgy hogy oldallökés alkalmával e pont körül, történik az elfordulás. Az oldallökés úgy is előidézheti az elfordulást, hogy a tárgyat egyik oldalán fölemeli, mire a tárgy ismét visszaesik nyugalmi helyzetébe, közben azonban azon a sarkán, a melyen egyoldalú emelkedése közben nyugodott, elfordul (204. kép). Kikötővárosokban a vetődések elsülyesztik a kikötő falait (205. kép), keresztezik az utczákat, szétszakgatják a vízvezetékeket, úgy hogy a keletkező tüzekkel nem tudnak megküzdeni.

206. kép. Homokkőtelér puha palában mint a földrengési hasadék tölteléke, a Roaring River mentén, Észak-Kaliforniában. (DILLER szerint, HOBBS-RUSKA könyvéből.)

Kérdés, vajjon a szukkuszszórikus lökéseknek lehet-e akkora ereje, hogy házakat röpítsenek a levegőbe, a melyek csak a visszaesés alkalmával törnek össze, a mint azt már többször jelentették. A jelentések szerint embereket és állatokat, sőt erősen beácsolt árboczokat is felrepített a lökés. A sírok megnyíltak s belőlük a holttestek magasra repültek.^[8] Többször előfordult, hogy nagy sziklatömbök repültek fel és fordított helyzetben estek vissza.

Az összes litoklázis, diaklázis és paraklázis néven ismert kéreghasadások tulajdonképpen régi földrengési repedések, melyeknek a földkéreg rázkódásai alkalmával kellett keletkezniök. Az teljesen mindegy, hogy vajjon csak kataklázos-szerkezetek, vagy pedig ezer méteres eltolódások keletkeztek-e. Minden feltárás alkalmával gyakran minden tömbön és kis darabkán láthatjuk a repedéseket, a melyek áthatolnak a kőzeteken s felismerhetjük az állandóan tartó rázkódások hatása alatt a földkéreg messzemenő szétrombolódását. A nyílt földrengési hasadékokat és tölcséreket többszörösen kitölti az iszap és a homok; ezáltal az ilyen, kőzetek telérformájúak (206. kép). Éppen így laza anyagban szépen látszanak a fiatal repedések, a melyek mentén a kavicsrétegek szimmetrikusan, a szelvényben tölcsérszerűen hajolnak lefelé (207. kép).

207. kép. Földrengési hasadék Heidelberg egyik kavicsbányájában, fiatal diluviális kavicstelepben. (SPITZ W. fotografiai fölvétele, HOBBS-RUSKA könyvéből.)

Gyakran fénytüneményekről is szólnak a jelentések, a melyeket földrengés alkalmával éjszakánként figyeltek meg. Így 1768-ban Bécsújhelyen földrengés alkalmával a Schneeberg irányában fénytüneményt észleltek, a mely távoli villámláshoz, vagy az északi fényhez hasonlított. Valószínű, hogy ez a jelenség súrlódási elektromosságból keletkezett. Állítólag a repedésekből néha gyúlékony gázok törnek elő, a melyek meg is gyulladnak. Azonban itt az érzéki csalódásoknak valószínűleg nagy szerepe van, mert 148 földrengés közül csak öt esetben figyeltek meg hitelesen ilyen tűztüneményeket.

Már említettük, hogy a földrengésekkel együtt hangtünemények is járnak. Különösen az epicentrális területen fordulnak elő gyakorta; többnyire megelőzik a rengést és nagyon különbözők. A hang lehet zúgás, üvöltés, dobbanás, orgonahang, fütyülés, mángorlás vagy csattanás, csikorgás, recsegés, csörömpölés, gargarizálás és ordítás, hosszúra nyújtott mennydörgés és rövid durranás. A rengés és a zaj erőssége nem függ össze egymással. A tünemény természetéről még nem vagyunk tájékozva, amennyiben a dörgés néha minden rengés, vagy legalább is érezhető rengés nélkül hosszabb ideig tart. Ide tartoznak azok a talajdörrenések, a melyek 1822-1824-ig Ragusa mellett, Meleda szigeten a lakosságot megijesztették. Ilyenek továbbá: a Barisal gun (a barisali ágyulövések Indiában), a Mistpoeffer (a ködhasogató) Hollandiában, a Balza (csattanások a földcsuszamlással kapcsolatban), a Marina (tengerpart) és a Rombo (zsongás) Itáliában. Éppen ilyen rejtélyes volt a Bramido, a föld belsejéből hangzó mennydörgésszerű robaj, a mely Mexicoban Guanaxuato gazdag bányavárost hónapokon át érte anélkül, hogy a legcsekélyebb rengést érezték volna, míg a megszeppent lakosság elhagyta a várost. Minthogy a környék mélyfekvésű ezüstbányáiban sem tudtak semmiféle talajmozgást megállapítani, azért e jelenség okát máig sem sikerült kideríteni. Ezek a hangtünemények, a melyeket »Brontidi« (morgás) néven nevezhetünk, valószínűleg a Föld belsejének súrlódási zajából erednek, olyan diszlokácziók következtében, a melyeket mi nem érzünk.

A rengések a légkörben nem okoznak zavargásokat. Feltünő, hogy katasztrofális rengések alkalmával a jelentések gyakran szélcsendről és tiszta égboltozatról szólnak.

A mágneses zavargások szoros összefüggésben vannak a földrázkódásokkal. Az összefüggés okát azonban még nem sikerült kideríteni. Földáramlások keletkeznek, a melyek nagy hatással vannak a telegráf és a telefon-közlekedésre; még északi fényt is megfigyeltek. Japánban azt hiszik, hogy ezekből a mágneses rendellenességekből meg lehet jósolni a földrengéseket. Az erre vonatkozó kísérletek még folyamatban vannak. Az állatok látszólag előre megérzik a földrengést és nagyon nyugtalanok. A kaimanok a partra jönnek és ordítanak, míg máskor nem szoktak hangot adni. Caracasban a kutyákat és macskákat földrengésjelzőknek tartják s ugyanezt a szerepet tölti be a házikígyó Kuba szigeten. Némely ember szintén megérzi előre a földrengést.

A katasztrofális földrengések nagyon jelentékeny emberveszteséggel járnak. A veszteség természetesen attól függ, hogy sűrű lakosságú vidéket ért-e a földrengés, továbbá hogy milyen ott az építkezés módja, a rengés a nap milyen szakában jött s a lakosság a házakban, vagy azokon kívül tartózkodott-e, stb. A mino-owari-i földrengés alkalmával 1891-ben 25 000 ember járt szerencsétlenül, Ecuadorban 1868. augusztus 13.-án 15 percz alatt 40 000 ember pusztult el és a messinai földrengés 1908-ban 200 000 ember életébe került. A san-francisco-i földrengés 1906-ban főképpen szokatlanul nagy anyagi károkat okozott; ezen földrengés következtében ugyanis nagy tűzvész ütött ki. Gyakran a földrengés dagályhullámai elpusztítják még azt is, amit a rázkódás meghagyott; így a lissaboni földrengés alkalmával 1755-ben a tenger hullámai 32 000 embert sodortak el.^[9]

Azokat a földrázkódásokat, a melyeknek góczpontjai a vízburok alatt vannak, általában tengerrengéseknek szokták nevezni. Érthető, hogy itt a tektonikai és a vulkáni okokat gyakran úgyszólván lehetetlen egymástól megkülönböztetni. A tengerfenék átadja mozgását a víztömegnek, a melyben a mozgás gömbalakú, rugalmassági hullámokban továbbfejlődik. A tengerrengés erőssége többnyíre csekélyebb, mint a földrengésé, mert a hatalmas vízréteg természetesen mérsékli a rázkódást.

Tengerrengés alkalmával a hajón utazó megfigyelő benyomása igen különböző. Gyakran úgy látszik, mintha a hajó megfeneklett volna. Majd fölemelkedik és olykor előre repül. Ha a lökés oldalról jön, akkor forog és bukdácsol. Máskor ismét útjában megakad. E mellett a vízfelületen többnyire nem igen észlelhető változás, azonban néha hullámzás vagy nagy felboltozódás látszik. Több óriás hullám is keletkezhetik, mely még a nagy gőzösökre nézve is veszélyes lehet, vagy pedig magas vízoszlop tör fel hirtelen, mint amilyen a torpedórobbanás alkalmával keletkezik.

Minden tengerrengés alkalmával nagy számmal láthatunk a víz felszínén kábult vagy elhullott halakat. A felszínre jönnek azok a halak is, a melyek állandóan csakis nagyobb mélységben élnek, miként ezt például az utolsó messinai földrengés alkalmával 1908. dec. 28.-án megfigyelhették. Azok a gázok, különösen kénhidrogén, a melyek a lagunákban a fenék iszapját megtöltik, ilyenkor felszabadulnak és elpusztítják a halakat.

208. kép. A földrengési özönhullámok elterjedése 1868. aug. 13.-án a Csendes-óczeánban. (HOCHSTETTER F. szerint, HÖRNES R. könyvéből.) A számozott vonalak (1-19) a hullámok helyzetét mutatják órák szerint az aricai rengés után.

A tengerrengések megfigyeléséből és a telegráfkábel sérüléseiből helyenkint pontosan megállapították, hogy a tenger fenekét is diszlokácziók szelik át. Ilyen változások alkalmával bizonyára van szerepük a vulkáni jelenségeknek is a tenger fenekén. Így történt ez a Montagne Pelée 1902. évi kitörése előtt is, amikor szintén tengerrengés jelentkezett. A tenger tükrének előbb említett lapos felboltozásain és vízoszlopain kívül ilyenkor özönhullámok is keletkezhetnek, a melyek pusztítva hömpölyögnek az alacsony fekvésű szigetekre és partvonalakra. Földlökések alkalmával már többször megfigyelték, hogy egyszerre csak visszahúzódott a tenger a partjáról, hogy azután annál magasabb szökőárszerű hullámokkal törjön be ismét a szárazföldre. Ezen földrengési özönhullámok (Tsunami) oka valószínűleg abban rejlik, hogy a tenger feneke valahol beszakad, mire a víztömegek minden irányból odaáramlanak s aztán ebből a felhalmozódásból minden irányban nagy hullámok áramlanak széjjel. Az is meglehet, hogy némely tengeralatti kitörés, például a Krakatau kitörése 1883-ban, az által keletkezik, hogy a tengervíz behatol a vulkáni tölcsérbe. Természetes, hogy ilyen esetekben az okok exakt megismerése nem várható. Tíz, húsz, sőt még több méter magas árhullámok törnek a tengerpartra s nagy pusztítást visznek véghez. Áthatolnak a nagy óczeánokon s még a legtávolabbi partokon is észreveszik a rendkívüli dagályt. A lissaboni földrengés alkalmával is tengerhullám fejezte be a pusztulást, melynek szökőárszerű hullámzását csaknem az egész földön megérezték. 1868-ban az aricai és taknai földrengés dagályhullámait az egész Csöndes-óczeánban kimutatták (208. kép). Az özönhullám óránként 284-442 tengeri mértföld, tehát másodperczenkint 2.3 km sebességgel haladt.

A tengerrengések alkalmával is meg lehet különböztetni a lökésszerű (szukkuszszórikus) és a hullámos (undulatorikus) rengéseket. Csekély kiterjedésük többnyire centrális vagy longitudinális. Erősségüket szintén szubjektív érzések szerint a tíztagozatú skálával mérik. Tartamuk többnyire csekély és ritkán tartanak néhány perczig. A vulkáni tengerrengés következményeképpen néha emelkedik a víz hőmérséklete. Ez utóbbi azonban csak sekély tengerrészeken fordulhat elő. Gyakran még hangtüneményeket is megfigyeltek, a melyek mint távoli mennydörgés, fütyülés, zörgés, mozgás tűntek fel. A megfigyelt tűzjelenségek valószínűleg kitöréssel függtek össze.

Az óczeánokon is vannak állandó rengési (habituális) területek és földrengésben szegény vidékek.

Egészen különös érdekességet kölcsönöz a tengerrengési özönhullámok tanulmányozásának az a körülmény, hogy alkalom nyílik az özönvízről szóló ősi mondák magyarázatához. Ilyen mondákat csaknem minden nép körében találhatunk. A legismertebb példa erre vonatkozólag a bibliai özönvíz, melyről ékírásos adatok szólnak. Ezek szerint az özönvíz attól a tengerrengéstől származó szökőárszerű dagálytól ered, a mely Mezopotámia alsó részét elárasztotta. Már a régi egyiptomiak és görögök (Deukálion) ismertek ilyen mondákat. Ezek a regék teljesen hasonló alakban annyira el vannak terjedve, hogy azt kell föltennünk, hogy ez a hagyomány népről-népre szállott. Hogy azonban ehhez hasonló özönvíz a Föld különböző vidékeit is érte s így eredeti mondák keletkezéséhez is megvolt az alkalom, bizonyítják a fölötte pusztító tengerrengési hullámok a Ganges deltavidékén, a melyek több százezer ember életét megsemmisítették, továbbá ezt igazolják a Hátsó-Indiai szigetvilágból, Kínából, Japánból és egyéb helyekről ismeretes példák. Ezek a nagyon elterjedt mondák vezettek arra a föltevésre, hogy a régi időben (dilúviumban) az egész földet özönvíz árasztotta el. Ennek az állításnak azonban semmiféle tudományos alapja nincsen. Csak a legfiatalabb geológiai képződmény neve emlékeztet arra, hogy a biblia tekintélyére támaszkodva, hosszú időn keresztül, milyen nagy jelentősége volt ennek a hagyománynak.

HERODOTOS azt írja, hogy a mikor a perzsák megszállották Potidaiát, a tenger hosszabb időre visszahúzódott, úgy hogy a támadók ezt a körülményt stratégiai műveleteik kihasználására iparkodtak felhasználni. Mikor azonban már benn voltak a tengerben, a víz ismét visszazúdult s az ellenség legnagyobb része belefulladt a tengerbe. Ez emlékeztet az egyiptomiak befulladásáról szóló bibliai történetre. Az egyiptomiak ugyanis az ígéret földjére kivonuló izraelitákat szárazon a Vörös-tengerbe üldözték, de amint a zsidók átkeltek, a tengervíz visszahúzódott s így az egyiptomiak a tengerben halálukat lelték (Mózes II. könyve 14. rész).

A kínaiak már a keresztény időszámítás kezdete előtt megfigyelték a földrengéseket és egyszerű készülékek segítségével a lökések irányát golyók mozgása alapján állapították meg. Későbben Európában higannyal telt edényekből álló szeizmoszkópot kezdtek használni. A szeizmoszkóp szélén a világtájak felé beállítva nyolcz lyuk volt, a melyeken át kiömlött a folyadék, ha a földlökések a csészét mozgásba hozták. A higany a lökés irányában fekvő lyukon keresztül ömlött ki, tehát északkeleti lökés alkalmával a délnyugat felé fekvő nyíláson ömlött ki.

Természetesen a rengések természetéről szóló ismereteink csak akkor jutottak biztos alaphoz, a mikor önműködő mérőeszközöket, ú. n. szeizmográfokat sikerült szerkeszteni. Az eredeti, készülék vertikális ingából állott, a mely finom hegyével a földhöz erősített lapra rajzolta a horizontális lökések okozta mozgásokat. A lökés a felfüggesztett készüléket egy irányba mozgatta (209. kép). Minthogy minden ingának megvan a maga lengési periódusa, a mely főképpen hosszúságától és tömegétől függ és így az inga lengésének a valódi talajmozgásra való vonatkozása nagyon elmosódik, a legnagyobb pontosságot úgy érjük el, ha lehetőleg súlyos golyót hosszú, vékony drótra függesztünk fel s így az ingának nagy lengési időtartamot biztosítunk.

209. kép. A Filippini-rengés diagramja 1901. decz. 15.-én (DE MONTESSUS DE BALLORE F. szerint.)

A függélyes inga azonban csakis a vízszintes talajmozgásokat jelzi, a valódiakat nem. A valódi talajmozgás három összetevőre (komponensre), még pedig két vízszintes és egy függélyes összetevőre bontható fel. Valamennyit csakis egy tökéletes készülék tudná feljegyezni, a mely valódi földrengési autogrammot adna. Ma a különféle mozgásokat különféle készülékekkel mérjük, a melyek a vízszintes inga (210. kép) elvén alapszanak. Ennek lényege abban rejlik, hogy a súly egy karhoz van erősítve, a mely a lehető legcsekélyebb súrlódással tud támasztó pontja körül forogni. Az ingát fonal szilárdítja, a mely érzéketlen a függélyes irányú lökések iránt, valamint olyan lökések iránt is, a melyek nyugalmi helyzetén átmennek. Ez utóbbi lökések följegyzésére két, egymásra merőlegesen felállított ingát használunk. Ilyen ingák segítségével azonban nem tudjuk megkülönböztetni a talaj hajlásait és vízszintes irányú eltolódásait, a melyeket különböző irányú lökések idéznek elő.

210. kép. A vízszintes inga alapelve. (DE MONTESSUS DE BELLORE F. szerint.)

A vízszintes könnyű inga merev, háromszögű keretből áll (211. kép). Ehhez könnyű súlyt erősítenek, felfüggesztik és megtámasztják, a súrlódás elhárítására pedig achátcsészékben nyugvó aczélcsúcsokat alkalmaznak. A forgási tengely csekély hajlása az ingát nyugalmi helyzetbe hozza, a melybe mindig visszatérni iparkodik és tengelye körül annál lassabban leng, mennél csekélyebb ez a hajlás. A vízszintes ingák a legpontosabban jelzik a nagy távolságban levő rengések lassú hullámait, mivel lassú lengésű, hosszú, függélyes irányú ingáknak felelnek meg. A lehető legkülönbözőbb hullámfajták följegyzésére különböző lengési idejű ingákat szoktak használni. A rengések függélyes összetevőinek méréséhez olyan rendszereket használnak, a melyek a rugalmasságon, vagy hidrosztatikus alapokon nyugszanak.

211. kép. A vízszintes könnyű inga alapelve. (DE MONTESSUS DE BALLORE F. szerint.)

Jelenleg nagy számmal használják a részben nagyon érzékeny szeizmográfokat, a melyek vagy fotográfiai úton, olyanformán rögzítik a mozgások tükörképét, hogy fény iránt érzékeny papirosra rajzolják a mozgásokat, vagy pedig grafikusan ábrázolják a mozgást kormozott papiroson, a mely az ingához erősített peczek alatt folytonosan előre halad. Ezáltal a talajmozgást tört vonal ábrázolja (212. kép), a mely a kiegészítő készülékek egyéb rajzaival együtt a földmozgás hű képét adja. Minthogy a papirosszalagot óramű mozgatja, a mely jelzi az időegységeket, a rázkódások kezdetét és tartamát közvetlenül leolvashatjuk. A nagyítás, a melyet a följegyzések végeznek, a szeizmométer fajtájától függ. A távoli földrengésekkel járó nagyon csekély mozgások kedvéért a nagyítás nagyságát 100-szorosra vagy 200-szorosra választják. A heves közeli rengések miatt, a melyek átmenetileg többnyire hasznavehetetlenné teszik a nagyon finom készülékeket ezek mellett egyidejűleg kevésbbé érzékeny készülékeket is alkalmaznak.

212. kép. A san-franciscoi földrengésnek Strassburgban 1906. április 18.-án regisztrált szeizmogrammja (9700 km), melyet REBEUR-EHLERT-féle ingával (regisztráló sebessége 90 cm óránként) vettek föl. (SIEBERG szerint.)

Az előbb említettekből következik, hogy helyi rengések alkalmával többnyire csak a rengés kezdetét és abszolut erősségét tudjuk leolvasni, míg távoli rengések alkalmával leolvasható a különféle rengési fázisok kezdete és erőssége. Mindezekből azon egyszerű formulák segítségével, melyeket a különböző hullámfajták terjedési sebességéből számítottak ki, továbbá a fázisok tartamából ki lehet deríteni a felületi középpont (epicentrum) távolságát és helyzetét.

A most említett különösen finoman érző műszerek természetesen följegyzik a talaj összes mozgásait, még azokat is, a melyek a járó-kelő személyektől, arra hajtó kocsiktól, heves széltől, vagy automobilok járásától származnak. Ezen mozgásoknak azonban a szeizmogrammban egészen jellemző vonalvezetésük van, a mely a földrengésokozta mozgások vonalaitól könnyen megkülönböztethető.

A mozgás természetéhez képest a közeli és távoli rengések rajzai nagyon is különböznek egymástól. A közeli rengéskor a szeizmogramm azonnal teljes kilengéssel kezdődik, a mint ez a szukkuszszorikus lökéseknek megfelel, azután lassankint kisebbedik, míg az inga nyugalmi helyzetbe kerül. Távoli rengés alkalmával két előrengést (V1, V2) különböztethetünk meg; néha csak egy előrengés érezhető. Utána következik a főrengés (B) és végre az utórengés (N), a melyben a mozgás elenyészik (212. kép). A mint az előbbiekből láttuk, a Föld testén keresztül hatoló hosszanti rezgésű hullámok okozzák az első előrengést, a keresztrezgésű hullámok pedig a másodikat, míg az epicentrumból kiinduló kereszt-rezgésű felszíni hullámok lassú, nagy ingásokkal a talaj főrengését idézik elő. A közeli és távoli rengések között a határ körülbelül 1000 km-nél van és azzal függ össze, hogy azok a direkt hullámok, a melyek a földgömb rövidebb húrján hatolnak keresztül, a Föld kérgében 2.5 sűrűség mellett, ugyanolyan csekély sebességűek (körülbelül 3.5 km másodperczenkint) mint a felszíni hullámok, a melyektől tehát nem lehet őket elválasztani, míg nagyobb földmélységekben, sűrűbb közegben haladó közvetetlen hullámok a nagyobb sűrűség következtében nagyobb sebességhez jutnak s így annál jobban megelőzik a felszíni hullámokat, mennél távolabb esik a megfigyelő hely az epicentrumtól. A földrengéshullámoknak a különböző földmélységekben való terjedési sebességéből ki lehet számítani a külső földkéreg vastagságát, melynek sűrűségét a felszíni kőzetek átlagából 2.5-ben állapították meg. A körülbelül 1000 km-nyi távolság, ameddig az előrengéseket nem lehet elválasztani, mint a földgömb húrja, megfelel körülbelül 9° szögnek és a felszíntől való legnagyobb távolsága körülbelül 23 km (213. kép). Ez azt jelenti, hogy a csekélyebb fajsúlyú földkéreg (Sal) vastagsága ennél az értéknél kisebb. A belső földmag átlagos sűrűségének értékét 5.5-ben állapították meg s ez összhangzásban van a földrengéshullámok terjedési sebességével: körülbelül 10 km másodperczenkint. Azok a részletes megfigyelések, a melyek a földrengéshullámoknak a Föld belsejében való haladásával foglalkoznak, bizonyára még sokféle fényt fognak vetni ezekre a még kevéssé megvilágított kérdésekre s meg fogják ismertetni a rázkódások természetét és Földünk hozzáférhetetlen mélységeit.

213. kép. A földkéreg és a földmag relatív méretükben, a földrengés-hullámok sebességének megfigyelése alapján. (HOBBS-RUSKA szerint.)

A földrengések megfigyelése a tudományra és a nagy közönségre egyaránt nagy jelentőségű és így igen fontos dolog lenne, ha a szeizmikus erőknek gyakran csak helyhez kötött nyilvánulása alkalmával az egész Földön mennél több megfigyelőt lehetne megnyerni e jelenségek följegyzésére. Az érzékeny készülékekkel rendelkező földrengési állomások hálózata egyre sűrűbb lesz, de minden készülék nélkül vagy a legegyszerűbb segítő eszközökkel is értékes adatokat lehet szolgáltatni.

A legegyszerűbb földrengésjelzők közé tartozik egy kis pálczika, a melynek egyik végét könnyedén homokba szúrjuk. Ha ezt lökés éri, felfordul s ezáltal még a lökés irányát is jelzi. Csak éppen az szükséges, hogy iránytű segítségével a világtájak szerint pontosan megállapítsuk a pálczika fekvését s a lehető legpontosabban följegyezzük a lökés idejét, ezáltal már is értékes adatot tudunk szolgáltatni a földrengés ismeretéhez.

A nagy földrengési állomások minden rengés után kérdőíveket és kártyákat küldenek az illető vidék megbízható embereinek, de minden művelt ember kötelessége különösen olyan helyeken, a melyek minden hivatalos állomástól messzire esnek, megfigyeléseit följegyezni és a központba beküldeni. Az is kívánatos, hogy saját megfigyeléseiket elválasszák más szemtanúk hallomásaitól. A német kérdőminta GERLAND szerint a következő:

1. A földrengés helye és kelte.

2. Hány órakor volt a földrengés (óra, percz, lehetőleg másodpercz)? Délelőtt? Délután?

3. Hol volt a megfigyelő? A szabadban? Otthon? Hányadik emeleten?

4. A lökések száma, tartama és iránya?

5. Milyen működése volt a földrengésnek?

6. A földrengés zaja?

7. Források, kutak stb. kiapadása s egyéb jelenségek?

8. Egyéb megjegyzések?

9. A megfigyelő neve és lakásczíme?

Egyes kutatók nézete szerint a bányalég jelensége közvetlen összeköttetésben áll a szeizmikus mozgásokkal. A bányász a bányagáznak (CH₄) és a levegő oxigénjének különös robbanékony elegyét nevezi bányalégnek. A bányalég okozta robbanás veszedelmét még növeli az ott levő szénpor. A bányalégrobbanás a legtöbb szénvidék állandó veszedelme, a melyet költséges szellőztető készülékekkel már régen igyekeznek leküzdeni, a nélkül azonban, hogy biztos eredményt értek volna el. Jelenlegi fölfogásunk szerint a kőzetrétegek mozgásai alkalmával a repedések és hasadékok kitágulnak s így szabadulhatnak ki a csekély mennyiségben ott levő bányagázok. Csak beható vizsgálatokkal dönthető el, vajjon ez a jelenség összefügg-e okszerűen a rengéssel vagy talán inkább a barométer-eséstől függ, a mely oly gyakran jelentkezik a rengéssel egyszerre, úgy hogy mindkét jelenséget utolsó sorban a bányalég oldhatja meg; az erre vonatkozó vizsgálatok, melyeknek nagy gyakorlati jelentőségük van, folyamatban is vannak. A legutóbbi időben azonban éppen a bányaszakértők tagadják az összefüggést a bányalég és talajmozgások között.

1. Megjegyzés. A legfontosabb idegen nyelvű szakkifejezéseket a Függelék magyarázza. ^[VISSZA]

2. Fizikai geológiának (geofizika) nevezzük a Föld természetének alapvonalairól szóló tudományt, a melyet a matematika és a fizika támogat. Ez a tudomány Földünk nagyságáról, alakjáról, sűrűségéről, hőmérsékletéről, a víz és a levegő tulajdonságairól, a felszíni formák alaptanairól stb. szól. ^[VISSZA]

3. Hazánk fúrásainak földmelegségi mélységi fokozatairól, vagyis geotermikus-gradienseiről a Függelék I. Fejezetében szólunk. ^[VISSZA]

4. Régebben a termésvasnak pikkelyek, törmelékek, sőt 21 tonna súlyú tuskók alakjában való előfordulását a bazaltokban és a bazaltok közelében Uifaknál (Ovifak), Nyugati Grönlandban a Nife-zóna bizonyítékának tekintették; ebből a zónából kerültek volna föl felszínre ezek a vasroncsok. Újabban Weimar közelében, Cassel mellett a Bühli dombocska bazaltjában is találtak ilyen vastuskókat. Jelenleg ezeket a leleteket úgy értelmezik, hogy organikus anyagok (áttört barnaszéntelepek) közvetítésével redukczió által keletkeztek. ^[VISSZA]

5. A radioaktív folyamatokat összefoglalóan tárgyalja Weszelszky Gyula "A radioaktivitás" czímű munkájában (Budapest, 1917; kiadta a Kir. Magy. Természettudományi Társulat). ^[VISSZA]

6. A primitív vulkánok gyönyörű példája hazánkban a Szent Anna-tó, melyről a Függelék II. fejezetében bővebben szólunk. ^[VISSZA]

8. Sírok nyíltak meg 1880-ban a zágrábi, székesegyházban is, a hol HANTKEN MIKSA leírása szerint a déli mellékhajó 3.-ik oszlopán levő vízszintes kőből álló támasztó lehullott, s egy alatta levő kripta boltozatát áttörvén, tátongó nyílást okozott, amelyben egy hullának csontváza volt látható.(M. kir. Földtani Intézet Évkönyve, VII. kötet, 45. lap, VI. tábla, 2. rajz. ^[VISSZA]

9. Hazánk nagyobb földrengéseit a Függelék IV. fejezetében vázoljuk. ^[VISSZA]

---