Model Geologic al Discontinuitatii Moho Pentru Teritoriul Romaniei Realizat pe Baza Hartilor Vitezelor de Propagare a Undelor Pn Si Sn

CUPRINS

1. Introducere 4

2. Importanța temei 5

3. Stadiul actual al problemei 6

. Compoziția mineralogică și structura mantalei terestre 6

. Considerații geochimice asupra eterogenității mantalei 13

. Corecția cu temperatura a proprietăților elastice ale rocilor 15

3.3.1. Proprietățile elastice ale rocilor 20

. Determinarea anizotropiei mantalei terestre pe baza variației vitezei de propagare a undelor seismice. Tipuri de unde și tehnici de determinare a compoziției mineralogice și a anizotropiei. 21

Propagarea undelor elastice în medii anizotrope stratificate 21

Legea generalizată a lui Hooke și ecuațiile de mișcare 22

Undele plane într-un mediu infinit 24

Anizotropia mantalei terestre investigată prin metode mineralogice și petrofizice de laborator 27

Studiul petrografic pe secțiuni subțiri 27

Studiul vitezei de propagare a undelor elastice prin minerale și roci în condiții de laborator 28

Compoziția modală a xenolitelor studiate 43

Anizotropia și compoziția petrografică a mantalei terestre investigată prin metode seismologice 46

5.1.Harta vitezelor de propagare a undelor Pn pentru teritoriul Romaniei realizata prin metoda celor doua statii 46`

Descrierea metodei 47

Date utilizate 47

Rezultate obținute 49

Harta de viteze Sn 51

Harta anizotropiei de propagare a undelor SKS realizată prin procedeul SKS splitting. 52

Observații 54

Interpretare geologică 56

6. Concluzii 58

Bibliografie 61

1. Introducere

Descifrarea la scara regională a structurii adânci a Pământului și în particular a mantalei terestre a reprezentat de-a lungul timpului una din preocupările de bază ale geofizicienilor și geologilor. Problemele puse de acest domeniu sunt legate de imposibilitatea investigării directe a mantalei. În acest caz metodele de investigare indirectă utilizabile sunt metoda magneto-telurică, metoda seismologică și studiul petrologic asupra xenolitelor din lavele bazaltice. Aceste xenolite sunt fragmente de rocă desprinse din peretele bazinului magmatic și antrenate de lavele bazaltice ascensionale.

Xenolitele din scoriile și lavele bazaltice de la Racoș au fost foarte bine descrise din punct de vedere chimic, mineralogic și structural de către Luffi la începutul anilor 2000 și de către Falus și ceilalți în 2008. Falus, corelând observațiile de natură mineralogică și geochimică cu determinările de anizotropie efectuate de Ivan în 2008, a prezentat și un model pentru compoziția și structura mantalei în zona de curbură a Carpaților Orientali.

Pe lângă informațiile mineralogice și petrografice existente având la dispoziție și date de anizotropie în manta rezultate din analiza birefringentei undelor SKS, date de viteza de propagare a undelor refractate Pn și Sn și măsurători de laborator ale vitezelor de propagare a undelor elastice prin roci cu compoziție asemănătoare celor ce pot fi întâlnite în mantaua superioară, putem realiza un model litologic și structural pentru zona de interfață între manta și crusta pentru zona de SE a României.

Procedeul SKS splitting este o metodă calitativă care prin determinarea birefringenței undelor SKS poate oferi informații legate de anizotropia medie a mantalei pe verticala stației.

Ideea lucrării propuse a fost generată de faptul că până acum nu au existat încercări de abordare integrată, atât geofizică cât și mineralogică asupra anizotropiei de propagare a undelor seismice la nivelul mantalei superioare pentru teritoriul României.

Din punct de vedere științific posibilitatea construirii unui astfel de model ar putea duce la o mai bună înțelegere a mecanismelor ce controlează propagarea undelor elastice prin manta și crustă. În ultimii ani studiile legate de anizotropia mantalei au luat amploare în domeniul seismologiei, obtinându–se rezultate interesante prin tehnici de tip SKS splitting sau prin intermediul tomografiei seismice realizate prin prelucrarea undelor refractate Pn și Sn. Au fost și preocupări de determinarea a variației vitezelor seismice cu adâncimea prin metoda funcțiilor receptor, utilizând undele de schimb. De asemenea au existat preocupări ale petrologilor și mineralogilor pentru calcularea vitezei undelor elastice prin minerale și asociații minerale caracteristice mantalei superioare în laborator.

Din punct de vedere al condițiilor termodinamice de stabilitate caracteristice rocilor mantalei au fost generate mai multe modele compoziționale. Pornind de la protolite pirolitice sau piclogitice integrând seturi de date rezultate prin analize mineralogice, petrofizice și seismologice, se poate obține un model de compoziție pentru zona discontinuității Moho pentru teritoriul României. Având în vedere datele seismologice disponibile acest studiu nu permite stabilirea adâncimii discontinuității Moho, aceasta putând fi dedusă doar din compoziția mineralogică determinată.

2. Importanța temei

Tema de cercetare vizează realizarea unui model petrografic și structural la nivelul discontinuității Mohorovicic pentru teritoriul României. Realizarea în premieră a unui astfel de model îmbunătățește calitativ interpretarea datelor de anizotropie la nivelul mantalei superioare și prin extensie, la nivelul întregii litosfere, exceptând partea superioară a crustei, zonă a cărei tectonică este controlată de procese tectogenetice mult mai complexe.

Actual modelele seismologice existente pentru partea superioară a mantalei terestre sunt strict modele de viteză care nu iau în calcul natura geologică și complexul de posibile surse de anizotropie de la suprafața și din interiorul mantalei. Printre altele unul din subiectele abordate în această teză este stabilirea unor alte posibile surse de anizotropie de natură structurală în afara modelului clasic legat de procesul de mantle flow. Astfel de anizotropii pot rezulta și prin transformările de fază produse la fragmentele de crustă coborâte în manta în timpul proceselor de subducție. Aceste transformări pot afecta corpul subdus în mod diferențiat de la interior spre exterior, rezultând astfel o zonare compozițională reflectată în zonarea vitezelor de propagare a undelor seismice. Această zonare a vitezelor de propagare este asociată și cu prezența unei cantități mai mari de fluide conservate în zona internă a corpului subdus.

În cazul în care o astfel de neomogeneitate compozitională este la rândul ei afectată de procesul de curgere a mantalei pot apărea modificări importante ale direcțiilor de anizotropie seismică a formațiunilor mantalei.

3. Stadiul actual al problemei

3.1. Compoziția mineralogică și structura mantalei terestre

Mantaua terestra reprezinta 84% din volumul Pamantului si 67% din masa acestuia. In majoritate studiilor de tectonica crusta terestra si un strat subtire de la suprafata mantalei (10-50 km) formeaza litosfera.sub acesta se situeaza un strat cu comportament plastic numit astenosfera pe care se considera ca aluneca placile litosferice. De asemenea in astenosfera se produc si ajustarile izostatice. Astfel de ajustari sunt necesare pentru a mentine un echilibru intre unitati litosferice cu mase si densitati diferite. Se considera ca astenosfera, din punct de vedere tectonic si zona de viteze reduse din punct de vedere geofizic sunt unul si acelasi lucru. Zona cu viteza redusa are grosimea medie de 100 km. Aceasta zona este traversata de undele seismice cu o viteza mai redusa cu aproximativ 6% fata de mantaua litosferica. La scara globala proprietatile fizice, grosimea si adancimea acestei zone variaza foarte mult. Este foarte bine dezvoltata in zonele tectonic active si slab dezvoltata in zonele de vechi de scut continental.O alta proprietate a acestei zone este aceea ca atenueaza puternic undele seismice, ceea ce sugereaza prezenta unor topituri diseminate ce reprezinta aproximativ 1% din volumul astenosferei.

Mantaua superioara nu a putut fi inca examinata direct, astfel incat a fost necesara utilizarea unei mari varietati de metode indirecte pentru a incerca descifrarea compozitiei chimice si modale a acesteia. Masuratorile de viteza a undelor seismice ofera o larga varietate a compozitiilor posibile in mantaua superioara si de asemenea ofera petrologilor posibilitatea de a recunoaste caracteristici fizice importante din punct de vedere petrologic, asa cum sunt cele ale zonei cu viteza redusa. Densitatea medie a mantalei a fost estimata intre 3.24g/cm3 si 3.32 g/cm3. Aceste densitati corespund unei mantale superioare peridotitice.

Uneori materiale solide care se presupune ca au apartinut mantalei superioare sunt descoperite la suprafata Pamantului. Multe dintre acestea apar ca bolocuri sau fragmente de roci ultramafice au fost impinsesau obduse pe sau in crusta. Obductia reprezinta procesul de sariere a unui fragment de litosfera oceanica peste limita frontala a unei placi continentale. Astfel de evenimente tectonice pot produce impingerea fragmentelor de litosfera oceanica la suprafata Pamantului. Fragmente din rocile mantalei superioare de sub crusta continentala ajung la suprafata sub forma de xenolite in roci vulcanice cum sunt Kimberlitele, carbonatitele, bazaltele si alte roci alcaline.

Xenolitele (sau nodulii) ofera cele mai bune elemente de studiu pentru compozitia mantalei. Multe dintre acestea contin probe ale unor reactii de decomprimare asa cum sunt cele de topire partiala. Este in general acceptat ca aceste xenolite sunt transportate rapid la suprafata. Au fost estimate viteze ascensionale de 0.01 la 0.5 m/s pentru xenolitele din lavele bazaltice alcaline si de 7 pana la 20 m/s pentru cele din kimberlite(Anderson, 1979). Daca miscarea ascensionala a acestor magme purtatoare de xenolite a fost atat de rapida este foarte posibil sa nu isi modifice compozitia in tranzitul lor spre suprafata, ceea ce face ca aceste xenolite sa pastreze compozitiile primare ale mantalei. Acest concept implica faptul ca nu toate magmele primare sunt de compozitie picritica sau komatiitica.

Tipurile de roci caracteristice mantalei superioare pot fi separate pe criteriul compozitiei modale in urmatoarele categorii litologice:

Lherzolitele u spinel.

Cele mai multe si mai raspandite xenolite provenind din mantaua superioarasunt lherzolite cu spinel. Se gasesc de obicei in zonele cu formatiuni eruptive de tip bazaltic alcalin fiind gazduite de roci gazda de tipul bazanitelor sau nefelinitelor. Ambele tipuri de roci sunt bazaltice cu felspatoizi. Lherzolitele sunt peridotite cu doi piroxeni, ale caror principale componente sunt olivina, ortopiroxenul si clinopiroxenul. Xenolite relativ nealterate de lherzolit cu spinel au fost gasite, de exemplu la Kilbourne Hole, New Mexico. Compoziteia modala a acestor lherzolite prezinta urmatoarea distributie: olivina forsteritica 60-70%; enstatit aluminos 10-30%; crom-diopsid aluminos 8-12%; spinel aluminos cu crom 3-13%; sulfuri si sticla.

Lherzolitele cu granat

Xenolitele continute in kimberlite sunt importante pentru studiul mantalei superioare deoarece magmele kimberlitice sunt generate la adancimi de cel putin 150 km iar xenolitele pe care le contin pot fi desprinse de oriunde de pe traseul strabatut prin mantaua superioara. Xenolitele reprezinta sub 5% din volumul kimberlitelor. In cateva situatiiexceptionale, in breciile ce umplu cosul vulcanic, ca in cazul Matsoku Pipe in Lesotho xenolitele depasesc 20% din volumul de roca. (Dowson, 1981). Cele mai abundente tipuri de xenolite provenind din manta continute in kimberlite sunt lherzolitele cu granati si harzburgitele. Conform datelor oferite de Mathias et al. (1970) xenolitele de lherzolit cu granat au urmatoarea compozitie modala medie: olivina forsteritica (plus olivina alterata) 56%; enstatit aluminos 25%; crom-diopsid aluminos 9%; granat pirop cu crom 7%; faze minore. Diferentele intre diferite xenolite constau atat in compozitia modala cat si in compozitia constituentilor minerali. Acest tip de xenolite contin cinci tipuri de granat, cinci tipuri de clinopiroxen si cinci tipuri de ortopiroxen (Dawson, 1981)

Mineralele accesorii ce pot aparea in lherzolitele cu granat sunt phlogopit, sulfuri, carbonati si spinel bogat in crom; diamante au fost gasite doar in cateva esantioane. Compozitia chimica medie a lherzolitelor cu granati este data in tabel.

Harzburgitele

Harzburgitele sunt peridotite formate in principal din olivina si ortopiroxen. Xenolite cu aceasta compozitie sunt frecvente in kimberlite.

Mai multe modele ale mantalei superioare de sub zonele cratonice includ un strat cu harzburgite mai putin denseprintre mai densele lherzolite cu granati si discontinuitatea Moho (situata intre 35 si 100 km adancime). Exista doua tipuri de Harzburgite (Dawson et al., 1981):unul este foarte refractar iar ortopiroxenul din cel de al doilea contine cantitati apreciabile de sodiu, calciu, aluminiu si crom, acestea fiind capabile sa genereze cantitati importante de magme bazaltice sau picritice prin topire partiala.

Mai multi petrologi care au studiat xenolitele peridotitice din kimberlite considera ca aceste tipuri diferite de peridotite sunt legate intre ele. De obicei roca mama este considerata ca fiind un lherzolit cu granat fertil, care contine cantitati apreciabile degranat si diopsid impreuna cu cantitati reduse de compusi minori cum ar fi phlogopitul. Cand o magma bazica sau ultrabazica este extrasa din materialul parental fertil o serie de roci reziduale este lasata in urma. Compozitia acestor roci mult mai refractare si mai pution dense este in relatie directa cu cantitatea de topitura extrasa din materialul parental fertil. In consecinta ne asteptam sa gasim peridotite reziduale a caror compozitie variaza de la lherzolitele cu granat usor saracite in granati, diopsid si minerale accesorii, trecand prin Harzburgite cu granati si pana la harzburgitele foarte refractare si dunite. Dunitele sunt peridotite formate aproape in intregime din olivina.

Eclogitele

Eclogitele in mod obisnuit formeaza doar o mica parte a xenolitelor gasite in kimberlite. Compusii minerali esentiali in aceste eclogite sunt granatul si clinopiroxenul omfacitic; mineralele accesorii includ disten, corindon, coezit, diamant si/sau grafit, rutil, sulfuri, amfiboli si mice. Aceste eclogite contin sase tipuri distincte de granatisi sapte varietati de clinopiroxeni cu chimism distinct (Dawson si Stephens, 1975; 1976). Clinopiroxenul variaza de la diopsidul cromifer, asemanator celui din lherzolitele cu granati, pana la jadeit cu continut ridicat de sodiu si aluminiu. Din punct de vedere chimic eclogitele si bazaltele au compozitii elementale asemanatoare.

Glimeritele

Xenolitele ce contin un procentaj ridicat de phlogopit au fost gasite in multe kimberlite din Africa de Sud si Iakutia. Astfel de xenolite au fost numite glimerite sau rocile din seria MARID. Glimerite este un nume generic pentru roci magmatice cu continut ridicat de biotit-phlogopit. MARID este o abreviere pentru mica (phlogopit) + amfibol + rutil + ilmenit + diopsid, acestea fiind principalele minerale gasite in aceasta serie de roci. Alte minerale ce se gasesc in aceste roci includ olivina, apatitul, sfenul, zirconul, perovskitul, sulfurile si carbonatii. In general se considera ca aceste glimerite din mantaua superioara sunt generate prin urmatoarele procese: (a) metasomatismul materialului normal din manta; (b) cristalizarea unor magme provenind din magme kimberlitice (Dawson, 1980). Roci ale seriei MARID nu apar doar ca xenolite complete ci si ca vene sau cu distributie neuniforma printre xenolitele peridotitice din mantaua superioara. Studiile detaliate ale seriei MARID indica faptul ca au cristalizat din fluide bogate in oxigen, fluor, sodiu, aluminiu, fosfor, clor, potasiu, calciu, titan, mangan, fier, rubidiu, strontiu, yridiu, zircon, bariu, tantal, thoriu si uraniu (BVSP, 1981).

Tipuri structurale de manta superioara

Tipul sub-continental

Xenolitele din rocile vulcanice si subvulcanice demonstreaza complexitatea mineralogica a mantalei superioare si eterogeneitatea ei chimica. In partea de sus a mantalei exista in mod obisnuit un strat de harzburgite ce se extinede pana la adancimi cuprinse intre 100 si 120 km. Acesta se sprijina pe un strat ce contine harzburgite cu granat si linopiroxen si lherzolite cu granat. Aceste roci trec gradat de la una la cealalta si cresc gradat in densitate cu adancimea. Lherzolitul cu granat fertil este cel mai dens dintre aceste materiale. Mici corpuri de eclogit si glimerit apar probabil in ambele straturi ale mantalei superioare sub-continentale. Mineralele hidratate sunt probabil amfibolii si phlogopitul cu continut ridicat de titan in harzburgite, si phlogopitul cu continut scazut de titan in lherzolitele cu granat. O proportie importanta de minerale hidratate apare probabil in micile corpuri si vene glimeritice. Calcitul este principalul carbonat in harzburgite si este probabil inlocuit de dolomit si magnezit la presiuni mai ridicate (Wyllie, 1979). Studiile detaliate ale agregatelor minerale si texturile gasite in xenolite demonstreaza ca aceste parti ale mantalei superioare au fost supuse unui metamorfism termal, unui metasomatism si forfecarii. Se presupune ca in anumite arii restranse gazele din mantaua inferioara patrund in litosfera. Aceasta genereaza un metasomatism si reaprovizioneaza mantaua subcontinentala cu elemente incompatibile.

Tipul sub-oceanic

Chiar daca din punct devedere chimic mantaua superioara de sub zonele cratonice si cea de sub bazinele oceanice este similara, exista diferente in compozitiile lor modale si in caracteristicile topiturilor. Aceasta se datoreaza in principal faptului ca mantaua superioara den zonele oceanice este mult mai aproape de suprafata si fazele continute sunt echilibrate la presiuni mult mai scazute decat cele de sub zonele cratonice. Lherzolitele cu granati care subt stabile la 30 kb devin lherzolite cu spinel la 25 kb si lherzolite cu plagioclaz la mai putin de 9 kb (Kushiro si Yoder, 1966).

Multi petrologi considera ca magma din zona dorsalelor medio oceanice (MORB) evolueaza, in echilibru cu fazele solide la presiuni mai mici de 9 kb si temperaturi in jur de 1200-1250 0C. In acest model petrogenetic acest mare volum de magma este generat in mantaua superioara unde fie lherzolitele cu plagioclaz fie cele cu spinel trebuie sa existe. Este probabil ca sub dorsalele medio-oceanice rocile mantalei superioare sa se ridice la suprafata pe membrul ascendent al unui curent de convectie. Exista un numar relativ scazut al topiturilor aflate la adancimi mai mari de 30 km (9 kb), dar la aceasta adancime creste cantitatea topirilor partiale. Aceasta crestere a volumului de magma faciliteaza separarea magmei de materialul sursa. Aceste materiale sursa saracesc in unii componenti prezenti in bazalte si un harzburgit refractar se dezvolta in zona superioara a mantalei sub crusta oceanica. Aceasta sugereaza ca sub crusta din zonele oceanice relativ linistite exista un strat de harzburgite de circa 20 km grosime urmat de un strat de ciraca 30 km de lherzolite cu spinel. Mare parte din acest strat este probabil usor saracit in componentele ce formeaza bazaltele. La adancimea de 60 km lherzolitul cu spineli trece intr-un lherzolit cu granat. Zona cu viteze reduse incepe la adancimea de aproximativ 90 km si in aceasta zona lherzolitul cu granat, sau harzburgitul cu granat este partial topit.

Proprietati fizico-mecanice ale rocilor mantalei superioare

Sub 200 km vitezele seismice din zonele de scut sunt asociate fenomenelor adiabatice produse la temperaturi de 1400o (Anderson, 1989). Până la 150 km litosfera din zonele de scut este asemănătoare cu materialul olivinic răcit. Zonele cu viteze reduse, au viteze atât de mici, încât sugerează implicarea unor procese de topire parțială sau a altor mecanisme de relaxare produsă la temperaturi înalte. Adiabatele coboară sub curbele solidus ceea ce înseamnă o coborâre în zona câmpurilor de temperatură necesare producerii topirilor parțiale.

Rocile ce compun primii 200 de km din manta sunt anizotrope. Nivele mai adânci pot fi de asemenea anizotrope, dar este mult mai greu de determinat anizotropia în adâncime. Anizotropia mantalei în zona sa de interfață cu crusta și densitatea scăzută a olivinei și ortopiroxenilor combinată cu natura lor refractatoare, comparativ cu agregatele bogate în granați sunt argumente indirecte pentru o manta superioară peridotitică. Corpurile Kimberlitice conțin fragmente ce par a proveni de la limita între litosfera continentală și manta. Peridotitele sunt xenolitele obișnuite în aceste corpuri Kimberlitice, dar de asemenea, sunt întâlnite în unele corpuri concentrații ridicate de tip eclogitic. Eclogitele pot fi fragmente de crustă oceanică ce au fost subduse sub nivelul litosferei continentale, sau pot fi topituri captive ce s-au solidificat înainte de ridicarea la suprafață.

Pentru determinarea vitezelor de propagare în crustă și mantaua superioară se măsoară timpii de parcurs între focarul unui seism sau al unei explozii și un dispozitiv de seismometre. Viteza undelor compresionale prin crustă în zonele continentale variază de la aproximativ 5km/s în apropierea suprafeței până la 7km/s la adâncimi cuprinse între 30 și 50 km. Prezența vitezelor reduse reflectă prezența porilor și a fisurilor mai mult decât vitezele intrinseci ale rocilor. La adâncimi mai mari presiunea litostatică duce la închiderea fisurilor și porii rămași sunt saturați cu fluide, fapt ce duce la o creștere considerabilă a vitezei.

În mod obișnuit domeniul de variație al vitezei undelor compresionale în crustă la adâncimi mai mari de un km este de 6 – 7 km/s. Acestora le corespunde o viteză a undelor transversale cuprinsă între 3,5 și 4 km/s. Viteza undelor de forfecare poate fi determinată fie utilizând undele transversale de volum fie studiind dispersia undelor de suprafață cu perioadă scurtă. Partea superioară a mantalei în zonele continentale are viteze cuprinse între 8 și 8,2 km/s pentru undele compresionale și 4,3 până la 4,7 km/s pentru undele de forfecare.

Viteza undelor compresionale în apropierea bazei crustei oceanice coboară în mod obișnuit până la 6,5 – 6,9 km/s. În unele zone a fost identificat la baza crustei un strat subțire cu viteza de 7,5 km/s. Mantaua superioară în zonele oceanice are viteze P care variază 7,9 la 8,6 km/s. Vitezele cresc odată cu vârsta oceanului, din cauza răcirii și variază cu azimutul, probabil datorită orientării cristalelor. Direcția cu cele mai mari viteze coincide cu direcția de expansiune a fundului oceanic. Viteza medie este în jur de 8,2 km/s, dar oceanele tinere au viteze coborâte în jur de 7,6 km/s. Zonele active tectonic prezintă de asemenea viteze scăzute (Anderson, 1989).

Deoarece apa nu transmite undele de forfecare și deoarece majoritatea măsurătorilor de viteze se fac cu ajutorul surselor explozive, este foarte dificil să determinăm vitezele undelor transversale în crusta și mantaua superioară de sub oceane. Există totuși câteva măsurători ale undelor de forfecare, cu grad de precizie mult mai scăzut decât cel al undelor P. Conform acestor măsurători vitezele undelor de forfecare cresc de la 3,6 – 3,9 până la 4,4 – 4,7 km/s de la baza crustei până la partea superioară a mantalei.

Secvențele ofiolitice găsite la marginea unor continente au fost considerate ca reprezentând ridicări sau fragmente obduse de crustă oceanică și manta superioară. Aceste secțiuni prezintă de sus în jos următoarea succesiune: pillaw lava, dikeuri, corpuri intrusive de gabbrouri piroxenice și olivinice, peridotite și gabbrouri stratificate, și, în bază, harzburgite și dunite. Vitezele determinate în laborator pentru aceste roci sunt prezentate în tabelul 1. Există o bună corelare între aceste viteze și cele observate în crusta și mantaua superioară de sub oceane.

Secvența cu material extrusiv, intrusiv și cumulat este asemănător cu ceea ce se așteaptă să se afle în camerele magmatice din zona dorsalelor medio oceanice. Multe ofiolite reprezintă în aparență scoarță oceanică în apropierea arcurilor insulare, în bazine marginale. Aceste secțiuni nu sunt tipice pentru structurile formate în zonele mature de expansiune oceanică. Bazaltele din bazinele marginale sunt asemănătoare cu bazaltele din dorsalele medio oceanice, în primul rând prin chimismul elementelor majore, batimetrie, flux termic si structura seismica.

Tabelul 1. Densitatea, vitezele seismice în rocile din secțiunile ofiolitice.

Salisbury and Christensen (1978), Christensen and Smewing (1981)

Contrastul de viteze este mai scăzut între crustă și mantaua superioară în zonele orogenice tinere (0,5 până la 1,5 km/s) față de cel din zonele cratonice (1 pâna la 2 km/s). În zonele de rift continental crusta se subțiază (sub 30 km) și viteze Pn reduse (sub 7,8 km/s). Subțierea crustei în aceste zone este datorată subțierii crustei inferioare. În zonele de arc insular grosimile crustei variază de la 5 la 35 km. În zonele de îngroșare a crustei, așa cum este în cazul Anzilor (70 km) sau al Hymalaiei (80 km), îngroșarea apare mai întâi în stratele inferioare ale crustei. Orogenele paleozoice au grosimi ale crustei și viteze seismice asemănătoare cu cele din zonele de platformă.

Vitezele la limita superioară a mantalei se situează la valori medii cuprinse între 8,0 și 8,2 km/s. Unele profile lungi de refracție au pus în evidență viteza de 8,6 km/s pentru cel mai adânc strat al litosferei. Litosfera seismică este formată din cel puțin două strate. Profilele lungi de refracție efectuate pe continente au fost interpretate sub forma unui model laminar al primilor 100 km, format din strate cu viteze mari de 8,6 – 8,7 km/s sau mai mari, considerat material normal. Corectate pentru condiții normale aceste viteze ajung la 8,9 – 9 km/s. Gradientul vitezelor Vp este mult mai mare decât cel rezultat ca efect al presiunii litostatice. Pentru obținerea unor astfel de viteze este necesară orientarea olivinei sau prezența unei mari cantități de granați. Existența unei anizotropii azimutale în jur de 7 – 8%, atât în zonele continentale, cât și în cele oceanice sugerează că aceste viteze sunt asociate orientării olivinei. Anizotropii importante au fost evidențiate la adâncimi de cel puțin 50 km în Germania (Bamford, 1977).

Valoarea medie a vitezelor Vp și Vs la adâncimea de 40 km corectate pentru condiții standard sunt 8,72 km/s și respectiv 4,99 km/s. Corecțiile de temperatură au valori de 0,5 și respectiv de 0,3 km/s pentru Vp și Vs. Corecțiile de presiune au valori mult mai scăzute. Aplicând aceleași corecții undelor de suprafață (Moris et al, 1969) obținem 4,48 – 4,55 km/s și 4,51 – 4,64 km/s pentru litosfera oceanică cu vechimea de 5 mil. ani și respectiv 25 mil. ani. În mod normal se presupune că aceste viteze cresc pentru regiuni cu litosferă mai veche. O valoare a Vp de 8,6 km/s a fost în general observată la adâncimi de 40 km în oceane. Aceasta corespunde unei viteze de 8,87 km/s în condiții standard.

Aceste valori sunt comparabile cu 8,48, respectiv 4,93 km/s pentru agregatele bogate în olivină. Eclogitele au valori ale Vp și Vs de 8,8 și 4,9 km/s pe o direcție dată și valori medii de 8,61 și 4,86 km/s. Cele scrise mai sus sugerează că valorile corectate de viteze de 8,6 și 4,8 km/s apar în litosfera inferioară și, necesită un foarte ridicat conținut de granați la adâncimi relativ reduse. Un conținut de cel puțin 26% este necesar pentru obținerea acestor viteze. Densitatea unui astfel de agregat este în jur de 3,4 g/cm3.

Dacă ar trebui să luăm în considerare viteze compresionale și mai mari proporția de granați trebuie să crească. Litosfera inferioară trebuie atunci să fie instabilă gravitațional în raport cu mantaua acoperită, cel puțin în zonele oceanice. Mantaua superioară sub zonele de scut este corespunzătoare unei compoziții de tip peridotitic foarte bogate în olivină.

Multe profile de refracție, în mod deosebit cele marine, au acoperit doar partea de la suprafața litosferei. Vitezele Pn de 8,0 – 8,2 km/s corespunzând peridotitelor sau harzburgitelor. Anizotropiile sunt de asemenea apropiate de cele ale asociației olivină-piroxeni. Secvența stratificată, cel puțin în regiunile oceanice, pare a fi bazalt, peridotit, eclogit.

Tabelul 2. Anizotropia mineralelor din manta și din rocile intrusive mafice.

Sunt prezentate axele cristalografice corespunzătoare direcțiilor de viteză maximă și minimă ale undelor P și direcția de viteză maximă a undelor S. Babuska (1981) și Sawamoto și ceilalți (1984) în Anderson (1989).

Anizotropia mantalei superioare poate fi produsă de cauze de natură petrologică, așa cum poate fi cauzată și de eterogenități structurale cum ar fi laminațiile, dike-uri paralele, zone de topire parțială aliniate sau câmpuri de stress (Anderson, 1989)

Fiecare din aceste tipuri de surse de anizotropie generează răspunsuri seismice diferite din punct de vedere al vitezei undelor compresionale și de forfecare cât și din punctul de vedere al variației vitezei în spațiu.

* relativ la planul [001]

Tabelul 3. Anizotropia rocilor mantalei superioare după Manghnani și ceilalți (1974) și Christensen și Lundquist (1982)

3.3. Corecția cu temperatura a proprietăților elastice ale rocilor

Proprietățile elastice ale rocilor depind în primul rând de tensiunile interne din rocă, dar la creșterea temperaturii devin foarte importante vibrațiile intramoleculare. Rezistența la deformare a unui cristal este produsă parțial de forțele interionice și parțial de presiunile produse de undele acustice de înaltă frecvență a căror intensitate crește cu temperatura. În cazul în care creșterea volumului produsă de această presiune este compensată de aplicarea unei presiuni exterioare suplimentare se păstrează totuși, efectul termic produs. Astfel:

K (V, T) = K (V, 0) + K (∂ lnK/∂T)vT (1)

G (V, T) = G (V, 0) + G(∂ lnG/∂T)vT (2)

unde K(V,T) este incompresibilitatea la temperatură T, iar K(V, 0) este incompresibilitatea la temperatura mediului. G(V, T) reprezintă rigiditatea la temperatură T, iar G(V, 0) este rigiditatea la temperatura ambiantă.

Ecuațiile 1 si 2 oferă o posibilitate convenabilă de estimare a tensiunilor interne (K (V, 0) și G (V, 0)) și permit corectarea valorilor măsurate K (V, T) și G (V, T) pentru diferite temperaturi la volum constant. Valorile tensiunilor interne vor fi folosite pentru a determina relațiile densitate -viteza sau când se încearcă estimarea proprietăților elastice ale unei faze minerale pentru care nu există măsurători. Aceste ecuații pot fi folosite, de asemenea, pentru corectarea datelor de laborator și a celor seismice pentru modelarea directă sau inversă a proprietăților mantalei. Corecția pentru un volum oarecare sau pentru un volum standard, la temperatura constantă implică folosirea derivatelor extrinseci (∂lnM/∂ln)T.

Deoarece potențialele de atracție și respingere au dependențe diferite în funcție de separarea în atomi a moleculelor, oscilația termică a atomilor și potențialul lor sunt anarmonice sau nesinusoidale. Oscilația termică a unui atom duce la deplasarea poziției medii a acestuia având ca rezultat expansiunea termică. Într-un sistem simetric sau parabolic potențialul va avea poziția minimă nemodificată, vibrațiile atomilor sunt armonice și nu există expansiune termică. Modelul Debye este aplicabil doar ansamblurilor de tip oscilator armonic și nu poate fi utilizat pentru a discuta efectele anarmonice de tipul expansiunii termice. Anarmonicitatea duce la o redispunere a pozițiilor medii ale atomilor în stare de echilibru, dependentă de amplitudiniea vibrațiilor și de creșterea temperaturii, dar noile poziții ale echilibrului dinamic rămân aproape armonice. Pentru orice volum dat aproximarea armonică poate fi făcută astfel încât căldura specifică și frecvența să nu fie în mod explicit funcții continue de temperatură. Aceasta este denumită aproximarea cvasiarmonică. Dacă acceptăm că o modificare a volumului poate fi descrisă adecvat printr-o variație a lui , atunci frecvența oricărei vibrații normale este modificată proporțional cu modificarea volumului. Parametrul Gruneisen

(3)

Primul pas în modelarea proprietăților seismice ale mantalei este crearea unui tabel al proprietăților tuturor mineralelor la temperatura ambientală, în acest tabel fiind reprezentate și derivatele în raport cu temperatura și presiunea. Derivatele intrinseci și extrinseci sunt astfel determinate și, în absența unor informații care să dovedească contrariul, sunt considerate independente de temperatură.

Coeficientul de dilatare termică, α(T) sau α(θ/T) poate fi folosit pentru a corecta densitatea pentru temperatura de interes și presiunea atmosferică. Este important să se țină seama de dependența de temperatura a lui α(T) deoarece acesta crește foarte rapid o data cu creșterea de la temperatura ambiantă la temperaturi ridicate și valori ridicate ale raportului T/θ. Utilizarea lui 0 ambiant va duce la subestimarea efectului temperaturii; utilizarea lui 0plus panta inițială într-o aproximare liniară va supraestima variația volumului la temperatură înaltă.

Din fericire forma lui (T) este bine cunoscută din punct de vedere teoretic (funcție Debye) și a fost măsurată pentru mai multe minerale din manta (tabelul.4).

Modulii elastici pot fi astfel corectați pentru variația de volum folosind relația (∂lnM/∂ln)T și corectați pentru temperatura folosind (∂lnM/∂ln)V. Parametrii (∂lnM/∂ln)T sau (∂lnM/∂ln)S sunt în acest caz folosiți într-o ecuație de stare pentru a calcula M(P, T), de exemplu, din ecuația deformării finite. Forma normalizată a derivatelor presiunii poate fi considerată ca fiind independentă de temperatură sau de funcțiile V(T). Teoretic funcția M’ ar trebui să creasca cu temperatura.

Expresia

(4)

este sugerată ca o primă aproximare a acestui efect.

În continuare am luat în considerare doar efectul extrinsec sau cvasi-armonic și am arătat că acesta scade odată cu creșterea presiunii. Aceasta înseamnă că temperatura este mai puțin importantă în variațiile densității și proprietăților elastice din mantaua inferioara decât în cele produse în mantaua superioară și relațiile între aceste variații sunt diferite față de cele observate în laborator. Efectele anarmonice asociate mediilor cu discontinuități, defecte sau extindere locală sunt de asemenea prevăzute să scadă rapid cu presiunea (Zharkov și Kalinin, 1971; Hardy, 1980; Wolf și Jeanloz, 1985), confirmarea experimentală a acestor observații este de asemenea redusă, îndeosebi pentru constantele de forfecare. Contribuțiile anarmonice sunt importante la temperaturi ridicate și presiuni scăzute, dar încă nu este clar dacă în mantaua superioara este dominant efectul temperaturii sau cel al presiunii, îndeosebi în cazul în care temperaturile și presiunile de referință (Debye, Einstein și temperatura de topire și coeficientul volumetric) cresc de asemenea cu presiunea.

Tabelul 4.Parametrii adimensionali anarmonici prezentați în scară logaritmică

Hardy (1980) a propus o determinare convenabilă a efectului anarmonic în relație cu cele armonice:

(5)

unde și , a doua și a treia derivată a potențialului interionic, sunt parametrii majori în determinarea dimensiunilor efectelor armonic și anarmonic cubic, iar este rădăcină medie pătratică a deplasărilor ionice produse prin mișcare termică.

Această măsură a anarmonicității poate fi scrisă:

= (TRn)1/2 (6)

unde R este distanța până la cel mai apropiat vecin, T este temperatura absolută și n este exponentul în legea de putere a potențialului de respingere, acesta putând fi estimat din:

(7)

rezultând n ~ 5 pentru mantaua inferioară. Densitatea crește cu aproximativ 25% de la presiunea 0 până la limita manta-nucleu. Temperatura adiabatică crește cu aproximativ 33%. Creșterea lui cu temperatura este astfel foarte puțin redusă în raport cu scăderea produsă de compresiune, ceea ce sugerează importanța efectului intrinsec sau anarmonic în mantaua inferioară, chiar dacă acesta scade cu presiunea. Datele de laborator nu susțin, dar nici nu contrazic această presupunere (Anderson, 1989).

Modelul calculat de Raymond Jeanloz sugerează că scăderea contribuțiilor anarmonice cu creșterea presiunii este mult mai rapidă decât a celor cvasi-armonice sau armonice. De fapt, coeficienții termici ai modulilor elastici și anarmonicitatea descresc exponențial cu presiunea (Zharkov si Kalinin, 1971).

Temperatura și presiunea au efecte opuse, astfel încât rolurile relative ale contribuțiilor armonice (sau cvasi-armonice) și anarmonice, mai ales pentru modulul de forfecare, rămân încă incerte pentru regimul de presiune și temperatură ridicată din mantaua inferioară. De asemenea, nu am luat în considerare efectul creșterii presiunii asupra proprietăților anarmonice în detaliu, concluziile inițiale privitoare la rolul dominant al variațiilor rigidității în mantaua inferioara vor decurge din faptul că presiunea suprimă efectele intrinseci ale temperaturii asupra modulului volumetric mai mult decât asupra modulului de forfecare.

Trebuie subliniat că variația temperaturii cu presiunea în Pământ este diferită față de cea produsă de experimentele cu unde de șoc, și în consecință rolul relativ al anarmonicității poate fi diferit în cele două situații. Combinația presiune ridicată – temperatură scăzută apare în vecinătatea focarelor cutremurelor adânci din zonele de subducție. Derivatele cu temperatura ale vitezelor undelor elastice vor avea valori scăzute în această situație. Marile anomalii de viteză asociate slaburilor sunt asociate în acest caz cu existența unei anizotropii structurale sau a unor modificări de mineralogie.

3.3.1.Proprietățile elastice ale rocilor

Rocile sunt agregate formate din mai multe minerale anizotrope ale căror proprietăți pot diferi foarte mult. De asemenea conțin fisuri ce pot fi umplute cu diverse tipuri de fluide. Există mai multe modalități de a calcula proprietățile medii ale materialelor eterogene pornind de la proprietățile componenților acestora. Cea mai mare parte a acestor metode presupune calcularea unei distribuții medii în volum, cu orientare întâmplătoare, rezultând un mediu cu proprietăți izotrope.

Metodele clasice limitează modulii prin presupunerea ca stresul și deformările sunt uniforme în întregul agregat:

(8)

unde Mi este modulul elastic (K sau G) a fazei i, este modulul agregatului și indicii R și V sunt coeficienții Reuss (stresul uniform) și Voight (deformarea uniformă) medii; este fracția volumetrică a fazei i.

Modulii reali sunt obtinuți din media aritmetică, geometrică sau armonică a lui MR și Mv Dacă Mi nu diferă mult, atunci MR Mv și metoda de mediere nu mai are importanță.

Pentru o rocă formată dintr-o singură fază cu cristale anizotrope, modulii izotropi se pot obține prin medierea tuturor orientărilor posibile ale cristalelor:

(9)

(10)

(11)

(12)

(13)

În interiorul Pământului variațiile laterale ale vitezelor seismice și ale densității sunt la fel de importante cantitativ ca și cele radiale. Însăși forma Pământului ne spune acest lucru dar fără a oferi o bună rezoluție verticală. Geoidul ne arată că variațiile laterale de densitate se extind până la adâncimi mari.

Variațiile laterale din mantaua terestră afectează poziția Pământului în spațiu și procesele de convecție din nucleu; această proprietate a Pământului este cunoscută sub denumirea de nesfericitate.

3.4. Determinarea anizotropiei mantalei terestre pe baza variației vitezei de propagare a undelor seismice. Tipuri de unde și tehnici de determinare a compoziției mineralogice și a anizotropiei

3.4.1. Propagarea undelor elastice în medii anizotrope stratificate

În general, problema propagării undelor elastice este formulată pornind de la modelul unui mediu omogen, perfect elastic, cu limite plan paralele și izotrop. Chiar dacă în practică aceste supoziții sunt aproximativ satisfăcute, există anumite ambiguități între modelul teoretic și observațiile practice care sugerează necesitatea reformulării acestei probleme pornind de la un model mai puțin restrictiv și, posibil, mult mai realist. Prima supoziție la care se renunță este cea a izotropiei mediului.

Anizotropia este prezentată în cea mai simplă formă a sa într-un singur cristal, dar este prezentă în amestecurile de cristale sau minerale ca rezultat al cristalizării sau al depozitării cu o orientare preferențială sau a acțiunii unor forțe cu distribuție neuniformă după formarea sa. Un mediu stratificat este anizotrop văzut în ansamblu, dar stratele ce îl compun pot fi la rândul lor anizotrope. Mediile eterogene cu orientări întâmplătoare ale componenților tind să se comporte izotrop.

Vom considera materiale cu o axă de simetrie perpendiculară pe direcția razelor seismice. Un astfel de mediu este numit mediu izotrop transversal, iar propagarea undelor într-un mediu infinit sau semi-infinit cu acest tip de simetrie a fost discutat de Love (1944), Sato (1950), Musgrave (1959) și Stoneley (1949). Anizotropii transversale asemănătoare pentru același set de constante elastice ca cele ale sistemului hexagonal de simetrie sunt prezente la toate metalele. Același tip de simetrie ne așteptăm să fie prezent și în sedimente, corpuri magmatice planare, fragmente de gheață plutitoare și foi metalice sau plastice rulate. Acest din urmă material a fost utilizat în experimente cu modele bidimensionale.

Un solid izotrop este controlat de 2 constante elastice, iar ecuația caracteristică acestuia are 3 rădăcini, una corespunzând unei unde de compresie și o rădăcină dublă coresponzând unei unde distorsionate. Aceste viteze sunt independente de direcție. Un solid izotrop transversal este controlat de 5 constante elastice, iar separarea în 2 unde, una pentru care gradientul deplasărilor se anulează și una pentru care se anulează divergența deplasărilor. Corespunzător oricărei unde cu propagare normală există 3 viteze de propagare a undelor elastice și doar în cazuri speciale sunt generate numai forfecări simple și compresiuni simple.

3.4.2. Legea generalizată a lui Hooke și ecuațiile de mișcare

Matricea constantelor elastice pentru un mediu cu simetrie hexagonală sau transversală este (conform Love 1944)

(14)

pentru un corp izotrop

c11=c33=λ+2μ; c13=λ; (15)

(c11-c12)/2=c44=μ (16)

Dacă ignorăm forțele interne ale corpului, ecuațiile de mișcare sunt 3 și au forma:

(17)

Stresul pij este derivat din funcția energiei de deformare W prin ecuația:

etc (18)

unde (Loves 1994)

(19)

Stresul are forma:

pxx=c11exx+c12eyy+c13ezz (20

pyy=c12exx+c11eyy+c13ezz (21)

pzz=c13(exx+eyy)+c33ezz (22)

pyx=pxy=(c11-c12)exy (23)

pzy=pyz=c44eyz (24)

pxz=pzx=c44eyz (25)

Din simetria ecuațiilor de mai sus rezultă faptul că z este singura axă luată în considerare.

Ecuațiile de mișcare

(26-28)

unde u, v, w sunt deplasările pe direcțiile x, y, z. (Anderson, 1989)

Nu există avantajul introducerii potențialelor standard atât timp cât ecuațiile de mișcare nu sunt separabile.

3.4.3. Undele plane într-un mediu infinit

Teoria propagării undelor plane într-un mediu infinit anizotrop a fost bine dezvoltată de Love (1944) și Mason (1958).

Pentru unde plane propagate pe o direcție specificată prin cosinuși directori (l,m,n) vom obține:

(29

Înlocuind în ecuațiile mișcării rezultă:

(30)

unde

(31 – 33)

prin egalarea determinantului coeficienților cu 0 obținem ecuația vitezei.

Vor rezulta două cazuri speciale:

(a) pentru transmisia în lungul axei unice n = 1, m = l = 0, c2 = c44/ρ sunt soluțiile. Prima corespunde unei unde compresionale ce se deplasează vertical, iar a doua este o rădăcină dublă corespunzând unei unde de forfecare verticală cu mișcarea particulelor în plan orizontal. Degenerarea este produsă de faptul că undele SV și SH devin imposibil de separat.

(b) Pentru transmisia de-a lungul axelor x și y sau a oricărei alte direcții perpendiculare pe direcția z, n = 0, soluțiile sunt:

(34 – 36

atunci măsurarea de a lungul acestor 2 axe va determina 4 din cele 5 constante elastice.

Pentru a o determina pe a 5 a avem nevoie de o nouă măsurătoare sub câteva unghiuri intermediare. În particular, putem alege , m=0 și din ecuația vitezei obținem

(37)

rezultând c13 în termeni de viteză a undei celei mai rapide pe o direcție înclinată cu 45 de grade față de axa z. Rezolvând ecuația vitezei pentru l, m și n arbitrări putem determina dependența de direcție a ecuației vitezei. În continuare putem folosi notațiile:

(PV); (38)

(39)

Pentru un corp izotrop

(40 – 41)

Pentru determinarea compoziției mineralogice medii și a anizotropiei mantalei la diferite nivele de adâncime se pot utiliza mai multe tipuri de unde de volum sau de suprafață.

Pot fi utilizate pentru determinarea compoziției mineralogice medii unde de volum S (în acest caz undele Sn), dar și undele P (Pn).

Pentru determinarea anizotropiei de propagare prin procese de tip splitting pot fi folosite undele de tip SKS.

Procesul de splitting afectează toate tipurile de unde S propagate în interiorul Pământului. Undele SKS sunt unde de schimb. Aceste unde traversează în parte crusta, atunci când focarele sunt crustale, precum și întreaga manta, pătrund în nucleul extern unde se transformă în unde P și revin în manta schimbându-se din nou în unde S. Întrucât distanțele epicentrale sunt foarte mari pentru astfel de unde și propagarea de la nucleu la manta se produce pe direcție verticală se consideră ca nesemnificativ efectul crustal și se atribuie anizotropia rezultată ca fiind anizotropia medie a mantalei terestre. Anizotropia mediului s-a determinat prin procedeul SKS splitting și presupune analiza birefringentei componentelor radiale și transversale ale undei S și respectiv SKS. Parametrii luați în considerare pentru analiza birefringentei sunt diferența între timpii de sosire ai celor două componente și azimutul polarizării undei rapide.

Undele refractate utilizate în cazul studiilor de anizotropie pentru zona discontinuității moho sunt undele longitudinale Pn și undele de forfecare Sn. Aceste unde sunt refractate la interfața crustă-manta. De asemenea, în procesul de calcul al vitezei efectul crustal este neglijat deoarece distanța cumulată străbătută prin crustă este cu un ordin de mărime mai mică decât cea străbătută prin zona superioară a mantalei. Pentru determinarea anizotropiei mantalei se pot utiliza și undele de suprafață.

4. Anizotropia mantalei terestre investigată prin metode mineralogice și petrofizice de laborator

4.1. Studiul petrografic pe secțiuni subțiri

Au fost efectuate studii pe secțiuni subțiri care au ca proveniență fie xenolitele din bazaltele de la Racoș și au o compoziție preponderent peridotitică, fie eșantioane eclogitice.

În cazul xenolitelor cu originea în mantaua superioară găsite în bazaltele de la Racoș sunt prezente variații sistematice de microstructură, dimensiunea granulelor recristalizate, puternica orientare cristalografică a olivinei și echilibrul temperaturilor cu adâncimea, ceea ce sugerează că zona din mantaua superioară reprezentată de aceste peridotite a acționat ca o unitate termo-mecanică, răspunzând proceselor de convergență a plăcilor tectonice produse în arcul Carpatic (Falus et al, 2008).

Se pot observa în aceste xenolite structuri de tip milonitic cu porfiroclaste de olivină orientate de-a lungul direcției de stres.

Figura 2. Structura milonitică în xenolitele peridotitice de la Racoș

Xenolitele porfiroclastice cu granulație mare prezintă claste de ortopiroxeni și olivină cu dimensiunile între 0.5 și 3 mm diametru și cu limite curbe ale cristalelor. Aceste porfiroclaste sunt în general alungite, raportul dintre lungime și lățime fiind în general de 2:1.

Direcția de alungire marchează lineația, în timp ce ușoara stratificație compozitională și forma ușor aplatizată a granulelor indică foliația. Cele mai multe peridotite porfiroclastice sunt lherzolite cu conținuturi ridicate de piroxeni.

Ortopiroxenii conțin uneori exoluții de clinopiroxeni sub formă de lamele. Unele cristale de ortopiroxeni au limite neregulate, concave sau conțin incluziuni de olivină.

Nodulii peridotitici sugerează că mantaua actuală din zona de curbură a Carpaților Orientali este caracterizată de o compoziție fertilă și cu o temperatură relativ scăzută.

Observațiile petrografice (prezența ortopiroxenilor ca substitut, clinopiroxeni interstițiali, și cristalizarea ulterioară a amfibolului în matricea recristalizată), și conținutul mare de apă din piroxenii din unele probe sugerează hidratarea locală, indicând circulația unor fluide și topituri eterogene legate de procesul de subducție din zona Carpaților de SE (Falus et al, 2008).

De asemenea, este posibilă prezența unor corpuri piroxenitice formate din ortopiroxeni și granați, prezența acestora fiind sugerată de existența în bazaltele din zona Racoș a unor xenolite cu compoziție piroxenitică și cu o orientare preferențială cristalografică mult mai redusă. Xenolitele cu un conținut ridicat de ortopiroxeni conțin ortopiroxeni, atât în formă de microclaste cât și sub formă de porfiroclaste, în acestea olivina având un rol secundar, fiind prezentă doar în masa microclastică.

Orientarea preferențială a ortopiroxenilor este mult mai pregnantă decât a clinopiroxenilor.

4.2. Studiul vitezei de propagare a undelor elastice prin asociații minerale și roci caracteristice mantalei terestre în condiții de laborator

Calculul vitezelor de propagare a undelor elastice prin formațiuni asimilate rocilor din manta realizat pe xenolite din formațiunile bazaltice se realizează în condiții de laborator pe probe recoltate din xenolite, determinându-se atât viteza de propagare prin cristale luate individual, atunci când este posibil, cât și prin întregul agregat mineral.

Am studiat eșantioane de peridotit cu compoziții modale pornind de la peste 50% olivină și 35% ortopiroxen și piroxenite olivinice sau cu granați cu peste 50% ortopiroxeni. De asemenea, au fost studiate și xenolite de tip eclogitic.

În acest scop se utilizează o sursă de ultrasunete, determinând timpul de propagare a sunetului printr-un cristal sau o asociație minerală. Pentru aceasta este foarte important să cunoaștem foarte exact dimensiunile exterioare ale probei pe care se face determinarea. Probele de rocă au fost tăiate în forma cubică cu latura de 10 mm. Aplicarea semnalului s-a facut succesiv pe 3 direcții ortogonale determinându-se timpii de sosire pentru cele 3 direcții – tehnică utilizată de Christensen și Lundquist (1982) – și pentru frecvențele de 5 MHz, 10 MHz și 20 MHz, celelalte frecvențe fiind improprii studiului. Având în vedere domeniul de viteze în care se încadrează tipul de roci studiat putem observa că dimensiunea minimă a unui cristal ce poate fi decelat cu ajutorul frecvenței de 5 MHz este de aproximativ 1 mm, dimensiune întâlnită frecvent la fenocristalele de olivine și cele de piroxeni întâlnite în xenolitele din bazalte.

Figura 3. Histograma Vp pentru direcția cu viteză maximă de propagare în rocile peridotitice cu conținut bogat în olivine

Figura 4. Histograma Vp pentru direcția cu viteza maximă de propagare în rocile ortopiroxenite olivinice

Figura 5. Histograma Vp pentru direcția cu viteza maximă de propagare în rocile eclogitive cu ortopiroxeni și clinopiroxeni.

Figura 6. Histograma Vp pentru direcția cu viteza maximă de propagare în rocile eclogitive cu ortopiroxeni și clinopiroxeni.

Tabelul 5.Valori Vp și Vs observate în laborator în urma determinărilor efectuate cu ultrasunete cu frecvențele de 5, 10 și 20 MHz. Valorile medii calculate ale vitezelor undelor P și S și ale rapoartelor Vp/Vs pentru fiecare tip de rocă studiat.

…………………………………………………………………

Figura 7. Histograma anizotropiei de propagare a undelor P pe direcția cu viteza maximă în peridotite

Figura 8. Histograma anizotropiei de propagare a undelor P pe direcția cu viteza maximă în piroxenite

Figura 9. Histograma anizotropiei de propagare a undelor P pe direcția cu viteza maximă în eclogite cu clinopiroxen (Omfacit)

Figura 10. Histograma anizotropiei de propagare a undelor P pe direcția cu viteza maximă în eclogite cu clinopiroxeni și ortopiroxeni.

Figura 11. Anizotropia propagării undelor P pentru direcția de viteză maximă prin eșantioanele reprezentând cele 4 compoziții modale utilizate în procesul de modelare.

Studiind figura de mai sus putem remarca o anizotropie mult mai puternică pentru mantaua predominantă de tip peridotitic confirmată de observațiile anterioare referitoare la orientarea cristalografică a olivinei. Cu cât conținutul de ortopiroxeni crește în aceste roci gradul de anizotropie scade. De asemenea, conținutul de ortopiroxeni din rocile eclogitice duce la scăderea gradului de anizotropie din rocile eclogitice.

Se remarcă două domenii net separate din punct de vedere al anizotropiei:

– unul cu valori medii între 3.5 și 4% caracteristic pentru peridotitele cu conținuturi olivinice importante. Olivina are o anizotropie de propagare a undelor P de 25% după Babuska (1981) și Sawamoto și ceilalți (1984) în Anderson (1989) Anizotropia scade sub 5% și este afectată de prezența în cantități importante a ortopiroxenilor, aceștia având direcția de viteză maximă perpendiculară pe cea de orientare în lungul direcției de curgere (Christensen și Lundquist, 1982 în Anderson, 1989).

– un al doilea cu anizotropii slabe, între 1 și 3% caracteristice piroxenitelor olivinice cu conținut scăzut de olivină și eclogitelor. Pentru piroxenitele olivinice se poate remarca existența a două domenii de anizotropie, unul la valoarea de 1.8% și al doilea la 2.1%. Acest lucru se asociază cu prezența granaților care sunt aproape izotropi din punct de vedere al undelor elastice și a ortopiroxenilor care prezintă anizotropii de ordinul a 16 % atunci când sunt perfect orientați și roca este monominerală.

S-a utilizat un dispozitiv generator de ultrasunete cu următoarele caracteristici:

Condiționarea semnalului și generarea pulsurilor:

– generator de pulsații controlat digital și receptor cu filtru antialiasing;

– placa de achiziție cu frecvența maximă de20 MHz și o rezoluție de 12 biți cu 8 domenii de frecvență (156 kHz, 312 kHz, 625 kHz, 1.25 MHz, 2.5 MHz, 5 MHz, 10 MHz și 20 MHz);

– receptor cu lățimea benzii de frecvență de 10 MHz;

– amplitudinea semnalului selectată de utilizator;

– timp de generare a impulsului mai mic de 5 nano/secunde.

Conectarea la calculator și achiziția de date:

– 8 intrări analogice cu filtru antialiasing de 200 z;

– placa de achiziție cu conversie A/D cu rezoluția de 12 biți, intrare de ±10 V (rata de eșantionare de 10 KHz);

– 2 canale D/A pentru ieșirea vitezelor undelor P și S spre un sistem de achiziție extern sau spre un sistem de comandă.

Unitate de achiziție pentru datele de viteză a ultrasunetelor:

– sistem de procesare digitală și îmbunătățire a semnalului cu microprocesor;

– stocarea formelor de undă;

– filtrare;

– analiza spectrală;

– comutare selectivă comandată de computer între senzorii de recepție pentru undele S și P

– calculul automat al vitezei prin următoarele metode:

a) pragul absolut;

b) pragul relativ al amplitudinii maxime;

c) pragul relativ al primei sosiri;

d) prima sosire;

e) tangenta la prima sosire.

Metoda utilizată pentru determinarea vitezelor a fost cea a primei sosiri.

În figura următoare sunt prezentate unitatea de generare, condiționare a semnalului și recepție a ultrasunetelor (c), senzorul plan pentru determinarea vitezelor undelor P și S (a) și grupul senzor receptor montat în dispozitiv de măsură pentru o probă de sol.

Figura 12. Dispozitivul de măsurare a vitezelor undelor elastice cu ajutorul ultrasunetelor.

a) senzorul plan pentru măsurarea vitezelor P și S;

b) grupul receptor – emițător montat pentru testarea unei probe de sediment;

c) unitatea de emisie, recepție și condiționarea semnalului.

4.3. Compoziția modală a xenolitelor studiate

În urma studiului la microscop ca și pe baza valorilor de viteză determinate cu ultrasunete s-a putut estima următoarea compoziție a eșantioanelor studiate:

– o compoziție peridotitică cu constituenți principali olivină (>50%) și ortopiroxen (35%) celelalte minerale (clinopiroxeni, amfiboli, spinel) fiind subordonate, apărând secundar sau fiind prezente doar în masa microclastică;

Figura 13. Compoziția modală a peridotitelor în diagrama OL-OPX-CPX+Spinel+Amf

– compoziție piroxenitică cu ortopiroxen prezent atât ca porfiroclaste cât și în masa microclastic milonitică alături de olivină și clinopiroxeni;

Figura 14. Compoziția modală a piroxenitelor în diagrama OPX-OL-CPX+GRT+Amf

– compoziție eclogitică cu constituenți principali granați (48%), clinopiroxeni (26%) și ortopiroxen (24%);

– compoziție eclogitică cu granat (47%) și clinopiroxen (45%).

Rocile de tip eclogitic au fost studiate deoarece unele viteze determinate pe teritoriul României corespundeau vitezelor de propagare în eclogite așa cum sunt prezentate în literatura de specialitate.

Tabelul 6. Valorile medii adoptate ale vitezelor P și S adoptate în urma determinării cu ultrasunete.

Compozițiile prezentate în tabel sunt compozițiile medii pentru fiecare din asociațiile minerale studiate. În ele nu sunt prezentate procentual mineralele care se plasează sub nivelul de 5% în asociatiile din care fac parte.

De exemplu pentru peridotite conținutul de olivină variază de la 51 la 63%, iar cel de ortopiroxeni de la 27 la 32% în timp ce clinopiroxenii, spinelul și amfibolii sunt prezentați împreună.

Vitezele medii prezentate sunt cele rezultate din analiza statistică deoarece, în cazul unora dintre compoziții, cele rezultate din calcul nu sunt reprezentative. Un astfel de caz este cel al peridotitelor unde valoarea de viteză adoptată a fost 8.4 față de valoarea de 8.39 rezultată din calcul. Acest fapt se datorează variației valorilor înregistrate care este cuprinsă între 8.35 și 8.43 km/s.

Însă majoritatea valorilor sunt în intervalul 8.39-8.41 km/s.

5. Anizotropia și compoziția petrografică a mantalei terestre investigată prin metode seismologice

5.1. Harta vitezelor de propagare a undelor Pn pentru teritoriul României realizată prin metoda celor două stații

Undele Pn sunt prezente în înregistrări ale unor evenimente cu distanța epicentrală mai mare de 150 km, această distanță fiind dependentă de contrastul de viteză dintre crustă și manta existentă în zona în care se fac măsurătorile. Unghiul de incidență critic se poate determina pe baza legii lui Snell. Pentru cutremurele crustale cu distanțele epicentrale mai mari de 150 km undele Pn sunt primele sosiri înregistrate pe o seismogramă.

Figura 15. Reprezentarea schematică a razelor seismice produse de un cutremur crustal în crustă și mantaua superioară.

5.1.1.Descrierea metodei

Aceasta presupune calculul vitezelor de propagare a undelor refractate în zona discontinuității Moho și raportarea acestora în centrul distanței dintre două stații aflate pe aceeași direcție în raport cu epicentrul cutremurului. Distanța epicentrală și azimutul direcției dintre stația considerată și epicentrul se calculează cu ajutorul programului DistAz. Timpii de sosire au fost determinați cu ajutorul programului PITSA și al aplicației PNSN dezvoltată în Laboratorul de Seismologie al Facultății de Geologie și Geofizică de Marian Ivan.

Aplicația PNSN oferă timpi orientativi calculați pe baza modelului IASPEI în funcție de distanța dintre stația receptoare și epicentrul cutremurului. Timpii reali de sosire se determină prin citirea pe ecran a timpului sosirii respective pe seismogramele cu 3 componente. Se consideră că stațiile sunt pe aceeași direcție dacă diferența între azimuturile celor două stații, între care se calculează viteza, este mai mică de 5 grade. Se calculează viteza prin raportarea distanței dintre cele două stații la diferența de timp dintre momentul sosirii la stația cea mai depărtată de epicentru și cel al sosirii la stația cea mai apropiată. Această modalitate de calcul elimină efectul crustal, cel puțin pentru cazul în care distanțele dintre stații sunt sub 100 km, considerând ca timpii de sosire sunt afectați doar de viteza de propagare prin manta.

Rezoluția cu care este determinată viteza este dată de densitatea rețelei de receptoare și de distribuția acesteia. Ponderea acordată unei determinări este invers proporțională și cu distanța dintre cele două stații pentru care se face calculul și proporțională cu raportul semnal zgomot al stațiilor pentru care se face determinarea sosirii.

5.1.2 .Date utilizate

Realizarea hărților vitezelor de propagare ale undelor Pn și Sn pentru teritoriul României a fost realizată de Marian Ivan utilizând date provenind din rețeaua seismologică națională înregistrate într-o perioadă de 8 ani. Ulterior am completat și modificat această hartă cu viteze calculate pentru cutremure crustale cu zonele epicentrale aflate în estul Mării Mediterane și în sudul Greciei. Au fost utilizate înregistrări ale cutremurelor regionale cu distanțe epicentrale mai mici de 10 grade.

Cutremurele utilizate pentru acest studiu au avut hipocentrele situate la adâncimi cuprinse între 5 și 20 km și magnitudinile cuprinse între 4.5 și 6 grade pe scara Richter și au fost extrase de pe siteul http://www.orfeus-eu.org/cgi-bin/wilberII/wilberII_page1.pl. Au fost utilizate date în format seed sau bin ascii lungimea întregistrării situându-se într-un interval începând cu 2 minute înaintea sosirii undei P (respectiv Pn) și încheind la 5 minute după aceasta.

Am utilizat date de la următoarele stații seismice: MLR, SULR, DEV, DRGR, CRAR, PETR, GHRR, ISR, PLOR, VRI, IAS, HUMR, VOIR, LOT, BMR, ARR, BURAR și TESR.

Stațiile BZS și CFR nu au putut fi folosite deoarece nu se situează pe același aliniament cu nici o altă stație din rețeaua națională față de evenimentele studiate.

Tabelul 7. Vitezele medii rezultate pentru perechile de stații utilizate

Datele disponibile pe site-ul Wilber provin doar de la 30 de stații între care 5 sunt din dispozitivul array de la Plostina și 4 din array-ul din Bucovina. Acest fapt a condus la imposibilitatea calculării vitezelor pentru Dobrogea (singura stație disponibilă fiind CFR), platforma moesică (au fost disponibile stațiile CRAR, HUMR, SULR iar pentru Transilvania și Banat am avut la dispoziție doar stațiile BZS, DEV, DRGR și BMR.

Figura 16. Rețeaua seismică națională

5.1.3. Rezultate obținute.

În urma studiului efectuat de Ivan în 2004 și completat de Niculici a fost obținută următoarea distribuție de viteză pentru partea superioară a mantalei pe teritoriul României:

– în urma extinderii rețelei seismologice în zona Transilvaniei și utilizând și date de la noile stații viteza de propagare a undelor Pn rezultată pentru zona Vrancea este de 7.7-7.8 km/s determinată prin calcularea vitezei pentru 6 evenimente cu epicentrele situate în sudul Greciei și în estul Turciei, calculul făcându-se pentru 3 perechi de stații.

Datorită distribuției stațiilor din rețeaua națională, dar și dispunerii surselor utilizate în principal la sud și respectiv sud-est de România nu am putut investiga prin această metodă decât o parte a teritoriului național, situată în principal în zona Vrancea, dar și în zonele adiacente acesteia.

Au fost, de asemenea, investigate și unele zone din Transilvania și din vestul Carpaților Meridionali, însa rezoluția și gradul de acoperire pentru aceste zone sunt mult mai reduse.

Se remarcă o zonă cu viteze reduse ale undelor seismice în centrul zonei seismogene Vrancea, cu viteze ale undelor Pn de 7.3 – 7.7km/s limitată la SV și respectiv NE de două zone cu viteze de propagare a undelor Pn de până la 8.8 km/s. Acestea sunt cuprinse în contextul regional al zonei de curbură a Carpaților Orientali în care vitezele de propagare au valori aparținând domeniului 8 – 8.2 km/s.

Pentru zona corespunzătoare Avanfosei Carpatice se poate remarca din nou o zonă cu viteze de propagare cuprinse între 7.7 și 7.4 km/s. Aceste viteze cresc din nou în suprafața investigată aparținând platformei moesice și celei dobrogene până la nivelul de 8.2 – 8.4km/s.

Se remarcă de asemenea o zonă cu viteze de 8.8 km/s în centrul Bazinului Transilvaniei și o alta cu viteze de 8.2 până la 8.4 km/s în zona central-vestică a Carpaților Meridionali.

Figura 17. Harta vitezei de propagare a undelor Pn pentru zona Vrancea și zonele adiacente

Figura 18. Harta vitezei de propagare a undelor Pn pentru zona Vrancea și zonele adiacente după Ivan, 2004

Harta de viteze Sn

Studiind distribuția vitezelor undelor Sn pe harta realizată pentru zona Vrancea și zonele adiacente realizată de Ivan (2004), putem remarca în zona Vrancea o viteză de propagare de 4.65-4.75 km/s.

Similar distribuției din harta vitezelor undelor Pn, în NE acestei zone se află o zonă cu viteze cuprinse între 4.8 și 4.85 km/s. De mentionat că spre deosebire de distribuția vitezelor PN prezintă o descreștere continuă pe direcție aproximativă NS, astfel încât în zona situată la SV de Vrancea în care undele Pn aveau vitezele ridicate, undele Sn au viteze mai reduse, până la 4.65 – 4.6 km/s.

La sud – est de zona seismogenă se află o zonă cu viteze ale undelor Sn care scad până la valori de 4.2 – 4.3 km/s. Această zonă se suprapune uneia din zonele de maxim, cu viteza de 8.8 km/s, pe harta vitezelor Pn.

Este posibil ca această viteză a undelor Sn să fie afectată de erori deoarece utilizarea acestor valori ar conduce la valori ale raportului Vp/Vs mai mari de 2, valoare practic imposibilă pentru vreuna din rocile ce ar putea fi întâlnite în manta.

Figura 19. Harta vitezei de propagare a undelor Sn pentru zona Vrancea și zonele adiacente după Ivan, 2004

Harta anizotropiei de propagare a undelor SKS realizată prin procedeul SKS splitting

Realizarea hărții de anizotropie de propagare a undelor SKS pentru teritoriul României presupune de fapt calculul anizotropiei vitezelor de propagare a undelor SKS în zona stațiilor seismologice din rețeaua națională. Aceste hărți au fost construite de Ivan, 2008 folosind date digitale de bandă largă disponibile pe site-ul GEOFON DMC pentru stațiile MLR, IAS, DRGR, BUC1, VRI, pe site-ul IRIS DMC pentru stația TIRR și din NIEP pentru stațiile BURAR, VOIR, TIM, BZS, CRAR, PLOR, GZR și CVD, în mod obișnuit eșalonate la 20 Hz. Cutremurele cu magnitudinea mai mici de 6 nu au fost analizate pentru că raportul lor semnal – zgomot este foarte scăzut, astfel încât nu permite obținerea unor rezultate corecte.

Majoritatea parametrilor de birefringență utilizați în acest studiu provin de la cutremure puternice, de preferință adânci sau intermediare, multe dintre ele prezentând soluții de tip falie normală sau inversă. Stațiile românești iau în considerare două surse majore de astfel de cutremure: estul Pacificului (Marea Java, Minahassa, Marea Banda, Papua etc, în general având azimuturi în jur de 80 de grade) și America Centrală și de Sud (Mexic, Chile, Argentina cu azimut în jurul valorii de 280 de grade).

Cutremurele ulterioare datei de 09/10/1994, data înființării stației digitale de bandă largă MLR până în 09.08.2000, au fost prelucrate de Ivan. Sosirile fazelor SKKS au fost de asemenea determinate respectând timpii calculați cu programul IASP91 TTIM (realizat de Buland și Chapman, 1983; Kennet și Engdahl, 1991). Multe metode de a obține parametrii de distribuție, inclusiv cea utilizată aici, iau în considerare că undele SKS au energia concentrată pe o bandă de frecvență redusă. Acest lucru poate să nu fie neapărat adevărat, în cazul majorității cutremurelor multiple (unul sau mai multe cutremure puternice separate de câteva secunde) vizibile la stațiile de bandă largă (Ivan, 2008).

Multe astfel de evenimente au fost identificate prin examinare vizuală a undelor P și utilizând catalogul ISC. Polarizarea cvasi – eliptică stabilită teoretic de a lungul direcției sursă receptor a fost studiată în toate cazurile utilizând sub rutina Particle – Motion din programul PITSA (Scherbaum și Johnson, 1992) și a fost utilizat pentru a selecta timpii de început și de final ai ferestrei utilizate pentru analiza splitting.

Doar 91 de cutremure afișate în tabel au fost alese pentru analiză. Dintre acestea 44 înregistrate la MLR, au fost prezentate de Ivan în 2000. Un filtru de fază 0, trece bandă tip Butterworth (330 s) a fost utilizat în toate cazurile.

5.4. Observații

Anizotropia observată este prezentată în termeni de orientare a componentei rapide și întârziere a componentei lente în raport cu cea rapidă și prezintă următoarele aspecte:

orientarea generală a componentei rapide pe direcția NV-SE;

orientarea pe direcția SE-NV a componentei rapide și o scădere cantitativă a anizotropiei (T = 0.9 s) pentru stațiile din vecinătatea zonei seismogene Vrancea în raport cu anizotropia regională de circa 1.3 s.

două direcții de anizotropie cu un unghi de 40o între ele, determinate pentru stațiile VRI și respectiv PLOR aflate la distanță foarte mică una de cealaltă.

Figura 20. Harta anizotropiei de propagare a undelor SKS determinată pe baza datelor de la stațiile seismologice de bandă largă de pe teritoriul României după Ivan et al, 2008.

5.5. Interpretarea geologică a hărților de viteză de propagare a undelor Pn și Sn și de anizotropie a undelor SKS

În general corelarea vitezelor Pn obtțnute cu vitezele rezultate din măsurătorile cu ultrasunete a dus la un model mediu compozițional de tip peridotitic cu componentă olivinică cuprinsă între 60 și 45% pentru teritoriul investigat.

Pentru zona Vrancea, remarcând o scădere a vitezelor de propagare a undelor Pn până la 7.71 km/s, am luat în considerare un model de compoziție cu componentă predominant ortopiroxenică. Acesta este susținut și de existența în această zonă a unor viteze ale undelor Sn caracteristice pentru o astfel de compoziție. Creșterea vitezelor de propagare în aria din exteriorul zonei seismogene Vrancea până la viteze de 8.8 km/s sugerează prezența în această regiune a unor formațiuni eclogitice.

Corelând vitezele cu cele din harta vitezelor Sn și cu datele de laborator putem deduce existența în acest areal a două tipuri de roci eclogitice: una având compoziția modală 48 granat, 26 clinopiroxen, 24 ortopiroxen aflată la S și SV de zona Vrancea și una cu compoziția modală 47 granat, 45 clinopiroxen aflată la NE.

Faptul că aceste viteze nu mai sunt întâlnite în nici o altă parte a teritoriului studiat sugerează apariția lor în contextul proceselor de subducție și coliziune de la curbura Carpaților Orientali.

Anizotropia seismică presupune propagarea undelor elastice cu viteze diferite în funcție de direcția de propagare. În mod obișnuit aceasta se reprezintă sub forma diferență de timp (dt, time splitting) sau procentual sub forma unui raport de viteze k = (Vmax – Vmin)/Vmean.

Tipuri de anizotropie întâlnite la nivelul mantalei:

orientarea preferențială a cristalelor pe direcțiile principale de stres;

orientarea incluziunilor pe direcții preferențiale de viteze mari și respectiv scăzute;

Pentru aceste două cazuri de anizotropie procesul generator cel mai răspandit este cel de mantle flow (curgere convectiva a mantalei).

În general, un asemenea tip de proces generează anizotropii de ordin regional. Un alt tip de model implică anizotropii compoziționale reprezentate de variații de facies în anumite regiuni ale mantalei, acestea având în general caracter local.

Unele anizotropii compoziționale cu dezvoltare locală pot genera anizotropii ale vitezelor de propagare a undelor seismice cu direcții și amplitudini net diferite față de contextul regional. Un astfel de caz îl reprezintă existența în zona Vrancea a unei anizotropii de propagare a undelor seismice cu orientare și amplitudine total diferită față de contextul regional. Această anizotropie, asociată cu prezența unei zone cu viteze de propagare mai reduse a undelor Pn am interpretat-o ca reprezentând o variație de facies la nivelul mantalei însemnând trecerea de la un facies preponderent olivinic la unul de tip piroxenic cu componentă preponderent ortopiroxenică.

Această reducere de viteză este asociată și cu aportul de fluide produs de afundarea corpului de roci crustale în manta. De asemenea, un element important este existența în zona Vrâncioaia a unei anizotropii mult mai reduse în raport cu contextul regional. Aceasta, coroborată cu creșterea vitezelor undelor Pn poate fi interpretată în termenii unei modificări a compozitiei litologice, cel puțin la nivelul mantalei superioare, de tip eclogitic sau piroxenitic cu procentaj ridicat de granați.

Din punct de vedere structural o astfel de variație de facies poate fi pusă pe seama afundării rapide în manta a unui corp crustal și transformarea minerală produsă în acesta în condițiile unei creșteri rapide a presiunii în condițiile unei variații mult mai lente a temperaturii.

Un exemplu de anizotropie de propagare a undelor elastice este în minerale cel al olivinei.

Viteza și anizotropia de propagare a undelor P în olivină:

max = 9.89 km s-1

min = 7.72 km s-1

mean = 8.81 km s-1

k = 25 %

Viteza și anizotropia de propagare a undelor S în olivine:

max = 5.53 km s-1

min = 4.42 km s-1

mediu = 4.98 km s-1

k = 22 %

Figura 21. Orientarea olivinei și ortopiroxenilor în mantaua superioară în raport cu sensul de deplasare al curenților de convecție. Viteza undelor compresionale după cele 3 axe cristalografice și viteza undelor compresionale și de forfecare în planul a – c pentru olivină și b – c pentru ortopiroxen (Christensen si Lundquist, 1982)

Un alt exemplu este cel al ortopiroxenilor în cazul cărora direcția vitezei minime de propagare a undelor elastice corespunde direcției principale de creștere a cristalului, viteza în lungul acestui plan fiind 7.92 km/s.

Aceste observatii teoretice au fost confirmate de rezultatele măsurătorilor cu ultrasunete. Astfel, s-a constatat o anizotropie procentuală variind între 3 și 8 % pentru xenolitele cu conținut de >50 % olivină, aceasta scăzând până la 2 – 3 % în cazul xenolitelor piroxenitice cu >50% ortopiroxeni.

În cazul eclogitelor anizotropia maximă se situează între 0.9 și 1.3% și este în general asociată prezenței ortopiroxenilor și mai ales a clinopiroxenilor (omfacit) în cazul eclogitelor. Cu cât crește cantitatea de clinopiroxen în eclogite cu atât crește și gradul de anizotropie.

6. Concluzii

Studiul integrat al formațiunilor aparținând mantalei superioare oferă posibilitatea creării unor modele de compoziție și structură cât mai apropiată de cea reală. Pentru a obține o imagine cât mai exactă asupra geologiei zonei de discontinuitate Moho pentru arealele studiate de pe teritoriul României a fost necesară utilizarea anizotropiei de propagare a undelor SKS în scopul obținerii unei informații structurale cât mai exacte, cât și pentru a putea separa pe criteriul anizotropiei de propagare tipurile de roci existente în mantaua superioară. Aceste informații corelate cu datele de viteza a undelor Pn și Sn pot constitui suficiente elemente de constrângere pentru un model litologic cât mai exact și plauzibil.

Compoziția predominantă în arealul studiat este de natură peridotitică, cu conținut ridicat de olivină, acesta conferindu-i un grad ridicat de anizotropie atât din punct de vedere al structurii cât și din punct de vedere al proprietăților elastice. Din punct de vedere al proprietăților elastice anizotropia determinată în laborator pe probe din xenolite coincide cu cea determinată prin procese de tip SKS splitting. Compoziția predominant olivinică, exceptând zona de convergență din Vrancea sugerează existența unui sistem petrografic unitar pentru întregul teritoriu al României, exceptând zona de subducție. În această zonă modelul adoptat presupune un conținut piroxenitic cu o componentă ortopiroxenică pronunțată, ceea ce ar duce la un model de viteze mai redus.

În exteriorul acestei zone vitezele de 8.8 km/s sunt asociate unui facies eclogitic dezvoltat pe marginea corpului subdus, în condiții de creștere rapidă a presiunii datorită afundării pe fondul unei încălziri lente.

Modelarea termodinamică aplicată compozițiilor petrografice identificate conduce la existența a două modele distincte pentru teritoriul României:

Unul general cu compoziție peridotitică și adâncime de aproximativ 35 km cu anizotropii puternice dezvoltate pe direcția NNV – SSE, direcție care coincide cu direcția de curgere a mantalei din estul și sud-estul Europei așa cum a fost ea determinată din studiile asupra undelor Pn efectuate de Al-Lazki, A et al (2004).

Cel de al doilea presupune zona de subductie din Vrancea cu compoziții piroxenitice cu olivină bogate în ortopiroxeni și în centrul acestei zone și eclogitice și piroxenitice bogate în granați și cu o anizotropie mult mai redusă în zona periferică a curburii Orientalilor. Acest model compozițional este caracteristic mantalei unei zone cu temperaturi scăzute, activă tectonic, cu câmpuri de stres puternice.

Doar în astfel de condiții este posibilă formarea eclogitelor care presupun existența unor presiuni de peste 20 Kbar. Astfel de presiuni sunt posibile în condițiile unui gradient litostatic normal la adâncimi de peste70 km, mult sub nivelul discontinuității Moho.

Prezența unui corp eclogitic important la periferia zonei de subductie ar putea fi, în condițiile în care acesta ar avea și o importantă extindere în adâncime, rolul de trigger prin faptul că este decompensat gravitațional în raport cu mantaua înconjurătoare, pentru cutremurele medii din zona Vrancea. Acesta ar putea fi un model alternativ la cel clasic asociat faliilor pentru mecanismul

în focar. Un astfel de model ar putea fi din punct de vedere fizic acceptat deoarece este mult mai plauzibil decât un mecanism de faliere în condițiile mantalei.

Figura 22. Modelul geologic propus pentru teritoriul investigat.

Se remarcă amplasarea localității Racoș din care au fost recoltate xenolitele la limita între zona cu compoziție eclogitică și cea de tip peridotitic.

Acest tip de compoziție și distribuție explica atât modificarea direcției de anizotropie a undelor SKS în zona Vrancea cât și reducerea amplitudinii acestei anizotropii până la 0.9 s în această zona. Inițial sursa variației anizotropiei la determinate la stațiile MLR, VRI și PLOR a fost considerată ca o „curgere” toroidală a mantalei în jurul slabului vrancean (Ivan, 2008) punând această anizotropie pe seama unei anizotropii litosferice fosile.

Existența acestor două compoziții și distribuția lor poate conduce la ideea că direcția de anizotropie structurală în mantaua superioară nu coincide cu direcția anizotropiei de propagare a undelor seismice. Astfel, în timp ce direcția de anizotropie structurală urmează direcția caracteristică acestei zone a Europei, direcția anizotropiei de propagare a undelor SKS este afectată de variația compozitională din zona de curbură a Carpaților Orientali.

Pentru anumite porțiuni din Dobrogea și jumătatea estică a platformei Moesice natura compozițională a mantalei superioare la nivelul discontinuității Moho nu poate fi stabilită deoarece există încă incertitudini cauzate de calcularea pentru aceste zone a unor viteze atât ale undelor Pn cât și Sn mult mai reduse decât cele posibile la nivelul mantalei litosferice.

BIBLIOGRAFIE

AL-LAZKI, A. I., SANDVOL, E., SEBER, D., BARAZANGI, M., TURKELLI, N., MOHAMAD, R., (2004) Pn tomographic imaging of mantle lid velocity and anisotropy at the junction of the Arabian, Eurasian, and African plates, Geophys. J. Int., 158, 1024-1040.

ANDERSON, D, L. (2006) Speculations on the nature and cause of mantle heterogeneity, Tectonophysics xx .

ANDERSON D. L. (1989) . Theory of the earth, Blackwell scientific publications.

BASS J. D., SINOGEIKIN S. V., LI B.. Elastic Properties of Minerals: A Key for Understanding the Composition and Temperature of Earth’s Interior.

CHRISTENSEN N. I., LUNDQUIST J. N. (1982) Pyroxene orientation within the upper mantle, Geol. Soc Amer. Bull., 93, 279-288.

DZIEWONSKI A., ROMANOWICZ B., (2007) Treatise on geophysics, volume 1, Seismology and structure of the Earth, Elsevier,

FALUS, G.; TOMMASI, A.; INGRIN, J.; SZABÓ, C.. (2008) Deformation and seismic anisotropy of the lithospheric mantle in the southeasternCarpathians inferred from the study of mantle xenoliths, Earth and Planetary Science Letters 272 50–64

IVAN, M.; POPA, M.; GHICA, D. (2008) SKS splitting observed at Romanian broad-band seismic network, Tectonophysics 462 89–98

IVAN, . Pn and Sn velocity maps For Vrancea area and adjacent areas, WWW.GG.UNIBUC.RO

KOMABAYASHI, T.; OMORI, S.; MARUYAMA S., A New Petrogenetic Grid for Hydrous Slab Peridotite down to 800km depth

LOWRIE, W., 2007, Fundamentals of Geophysics, CAMBRIDGE UNIVERSITY PRESS

POWELL, R., 1978, Equilibrium thermodynamics in petrology, Harper & Row Ltd.

SANJAY, UPADHYAY; HEM, CHANDRA; MEENAKASHI, JOSHI; DEEPIKA, P JOSHI, Thermoelastic properties of minerals at high temperature

SCHUBERT, G.; TURCOTTE, D. L., OLSON P. 2004, Mantle Convection in the Earth and Planets, Cambridge University Press

SHEARER M. P. 2009 Introduction to seismology. Cambridge University Press,.

UDIAS A., 1999, Principles of seismology, Cambridge University Press

VILHELM J., RUDAJEV V., ŽIVOR R., LOKAJÍČEK T., PROS Z.. 2008 COMPARISON OF FIELD AND LABORATORY SEISMIC VELOCITY ANISOTROPY MEASUREMENT (SCALING FACTOR), Acta Geodyn. Geomater., Vol. 5, No. 2 (150), 161–169,

WWW.INFP.RO – Rețeaua seismică națională

http://www.orfeus-eu.org/cgi-bin/wilberII/wilberII_page1.pl