Model Geologic AL Discontinuității Mohorovicic Pentru Teritoriul României Realizat PE Baza Hărților DE Viteze Pn ȘI Sn

UNIVERSITATEA BUCUREȘTI

TEZA DE DOCTORAT

MODEL GEOLOGIC AL DISCONTINUITĂȚII MOHOROVICIC PENTRU TERITORIUL ROMÂNIEI REALIZAT PE BAZA HĂRȚILOR DE VITEZE PN ȘI SN

Doctorand

ING. EUGEN LAURENȚIU NICULICI

Coordonator

PROF. DR. MARIN ȘECLĂMAN

București 2012

Multumiri

Mulțumesc domnilor profesori Marin Șeclăman și Marian Ivan pentru colaborarea atentă și îndrumarea pe care mi-au oferit-o pe parcursul celor patru ani de doctorat. Mulțumesc colectivului tehnic de la laboratorul de rezistență a materialelor din Universitatea Politehnică Bucuresti pentru punerea la dispoziție a unui dispozitiv cu ultrasunete cu care am efectuat măsurători de viteză a undelor acustice în laborator. De asemenea țin să multumesc domnului dr. Calin Ricman, cercetător știintific gradul I pentru contribuția importantă adusă la activitatea de studiu petrografic la microscopul optic și domnului Constantin Costea, cercetător știintific gradul I pentru analizele de microsondă electronică și de microscop electronic efectuate în laboratorul Institutului Geologic al României.

CUPRINS

1. Introducere 4

2. Studiul mantalei litosferice de pe teritoriul României realizat pe baza datelor seismologice 9

2.1. Realizarea hărților vitezelor de propagare a undelor Pn și Sn 10

2.1.1. Descrierea metodei 10

2.1.2.Date utilizate 11

2.1.3. Rezultate obținute 12

3. Determinarea anizotropiei mantalei terestre pe baza variației vitezei de propagare a undelor seismice și acustice de înaltă frecvență (ultrasunete). 17

3.1. Tipuri de unde seismice și tehnici de determinare a compoziției mineralogice și a anizotropiei mantalei litosferice 17

3.1.1. Propagarea undelor elastice în medii anizotrope stratificate 18

3.1.2. Undele plane într-un mediu infinit 21

3.2 Harta anizotropiei de propagare a undelor SKS realizată prin procedeul SKS splitting pentru teritoriul României 24

4. Compoziția mineralogică și structura mantalei terestre 27

4.1.Caracteristici petrologice și structurale ale mantalei litosferice 27

4.2.Proprietăți fizico-mecanice ale rocilor mantalei superioare după datele din literatura de specialitate 32

4.3.Mineralogia părții superioare a mantalei litosferice pentru teritoriul României rezultată din studii petrografice prezentate în literatura de specialitate 38

4.4.Caracterizarea chimică a xenolitelor conform datelor din literatură 41

4.5.Mineralogia părții superioare a mantalei litosferice pentru teritoriul României rezultată din studii petrografice personale 42

4.6.Proprietăți fizice ale xenolitelor ultrabazice din Bazaltele de la Racoș 54

4.6.1.Densitatea xenolitelor 54

4.6.2.Viteza undelor elastice și acustice 54

5. Anizotropia structurală și anizotropia seismică a mantalei litosferice de pe teritoriul României 57

5.1.Modele de anizotropie structurală și de viteză de propagare posibile în rocile peridotitice din mantaua superioară 57

5.1.1Modelul orientării preferențiale perfecte a cristalelor ce compun roca 57

5.1.2.Modelul orientării preferențiale parțiale în funcție de fază a cristalelor ce compun roca 58

5.2.Orientarea preferențială a mineralelor anizometrice în xenolitele ultrabazice din bazaltele alcaline de la Racoș 60

5.3. Anizotropia elastică și viteza de propagare a undelor acustice prin rocile caracteristice mantalei terestre de pe teritoriul României determinată în condiții de laborator 63

5.3.1.Aparatura utilizată 63

5.3.2.Corecția cu temperatura a proprietăților elastice ale rocilor 65

5.3.3.Rezultate 70

6. Modelul geologic realizat pe baza informațiilor de viteză și anizotropie elastică și a studiilor petrologice efectuate pentru zona Vrancea și partea estică a Platformei Moesice 74

7. Concluzii 77 Bibliografie 82

1. Introducere

Descifrarea la scară regională a structurii adânci a Pământului și în particular a mantalei litosferice 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 și de numărul redus de eșantioane de rocă din manta ce ajung la suprafața Pământului. În acest caz metodele de investigare indirectă utilizabile sunt metoda magneto-telurică, metoda seismologică și studiul petrologic asupra complexelor ofiolitice și a xenolitelor din magmele bazice ajunse la suprafață.

Deoarece xenolitele nu sunt supuse proceselor de alterare pe parcursul mișcării lor ascensionale și sunt protejate de factorii externi de către roca vulcanică rezultată prin consolidarea magmei care le-a transportat, studiul lor poate fi considerat o metodă directă de investigare a chimismului și a structurii mantalei litosferice aflate pe traseul ascensional al lavei.

În cazul României, o locație deosebit de interesantă pentru studierea acestor xenolite, este zona vulcanismului bazaltic alcalin de la Racoș și Hegheș. Aceste xenolite sunt importante prin faptul că în unele cazuri au compoziții care nu au fost descrise în alte locații și prin contextul tectonic caruia îi aparține Racoșul.

În zona curburii Carpaților Orientali se poate studia ultima zonă de coliziune din arealul carpatic (ex. Schmid et al, 2008). Vulcanismul de la Racoș este asociat perioadei de final a coliziunii continentale produsă între blocul european (blocul TISA-DACIA), cel african (blocul ALCAPA) cu cratonul Est European (ex. Schmid et al, 2008). În zona curburii Carpaților Orientali pe lânga blocurile TISA-DACIA și cel Est European intervine și blocul Mării Negre (sau Nord-Dobrogean). Conform unor autori blocurile implicate în zona Vrancea sunt Blocul Alpino-Carpatic, Blocul Moesic și platforma Est-Europeană (Beșutiu, 2006).

Reacțiile minerale produse în aceste xenolite au fost studiate de către Măldărescu et al (1982) punând pentru prima data în evidență procesele metasomatice care au afectat mantaua din care provin. Măldărescu et al (1983) fac o primă evaluare a semnificației acestor xenolite. Xenolitele peridotitice din scoriile și lavele bazaltice alcaline de la Racoș au fost foarte bine descrise din punct de vedere chimic, mineralogic și structural de către Vaselli et al (1995) și de către Falus et al (2008).

Pe lângă aceste xenolite peridotitice, bazaltele de la Racoș și mai ales cele de la Bogata și de pe valea Trestia conservă o cantitate importantă de xenolite cu compoziție eclogitoidă. Acestea prezintă ca minerale principale clinopiroxenul (omfacit), granații și spinelii. Observațiile făcute în cadrul acestei teze au relevat faptul că în unele eșantioane clinopiroxenul este substituit de amfiboli.

Dintre metodele geofizice care pot fi utilizate, studiul undelor seismice reprezintă cel mai bun instrument pentru investigarea structurii mantalei litosferice. Studiile asupra birefringenței undelor de forfecare SKS oferă informații asupra anizotropiei din întreaga manta traversată, neputând oferi posibilitatea decelării adâncimii sursei acestei anizotropii, mai ales în condițiile în care valorile incluse în calcul sunt în număr mic (Ivan et al, 2008).

O metodă prin care se poate stabili anizotropia părții superioare a mantalei litosferice este studierea anizotropiei de propagare a undelor refractate (Pn) în zona suprafeței Mohorovicic, aplicată cu succes pentru zona munților Apenini (Mele, 1998) dar și pentru zone mai largi ce apartin placilor Eurasiene, Africane și Arabice (Al Lazki et al, 2004).

Informațiile de natură petrografică și datele de anizotropie seismică a mantalei rezultate din analiza birefringenței undelor SKS și din studiul anizotropiei de propagare a undelor Pn corelate cu date de viteză de propagare a undelor refractate Pn și Sn și măsurători de laborator ale vitezelor de propagare a undelor acustice de înaltă frecvență prin roci cu compoziție asemănătoare celor ce pot fi întâlnite în mantaua superioară pot fi utilizate pentru a realiza un model litologic și structural pentru interfața între manta și crustă (discontinuitatea Mohorovicic) pentru zona de SE a României.

Lucrarea de față își propune să obțină un model litologic și structural al părtii superioare a mantalei litosferice pentru teritoriul României pornind de la o abordare integrată prin metode geofizice, geochimice și mineralogice.

Din punct de vedere științific construirea acestui model conduce la o mai bună înțelegere a mecanismelor ce controlează propagarea undelor elastice prin manta precum și a proceselor petrogenetice produse la nivelul mantalei superioare într-o zonă cu o evoluție tectonică foarte complicată. În ultimii ani studiile legate de anizotropia mantalei au luat amploare în domeniul seismologiei, obținându–se rezultate interesante prin tehnici de tip SKS splitting (Barruol et al, 2004, Ivan et al, 2008 ). Prin prelucrarea undelor refractate Pn și Sn Ivan (2004) pune în evidență variații importante de viteză la limita manta-crustă existente în zona seismogenă Vrancea, în Dobrogea și în partea estică a Carpaților Meridionali și a Platformei Moesice. Utilizând tomografia undelor Pn Al Lazki et al (2004) calculează distribuția vitezelor în zona plăcilor Africană, Euroasiatică și Arabică într-o rețea cu dimensiunile de 0.25/0.25. Aplicând aceleași tehnici de tomografie undelor Sn și utilizând o rețea de 30×30 celule Pei et al (2004) obțin o imagine a distribuției de viteze la nivelul discontinuității Mohorovicic pentru teritoriul Chinei. Au fost și preocupări de determinarea a variației vitezelor undelor seismice cu adâncimea prin metoda funcțiilor receptor, utilizând undele de schimb în scopul estimării adâncimii diferitelor discontinuități din crustă și manta. Un exemplu în acest sens este reprezentat de studiul efectuat de Yamauchi et al (2003) în zona de SE a Japoniei care a pus în evidență adâncimile discontinuităților Conrad (16-25 km, acolo unde a putut fi evidențiată) și Mohorovicic (circa 40 Km și pâna la 65 km în zona Chugoku Mountains). În România, Tataru (2009), pe baza datelor de la 19 stații aparținând rețelei naționale, dispuse pe două profile orientate EV de-a lungul Carpaților Meridionali și respectiv NV-SE, între stațiile TIRR și BURAR, a evidențiat o variație a adâncimilor discontinuității Mohorovicic cuprinsă între 25 km la stația ARR și 35 km la stația VOIR pe profilul situate pe direcția EV.

De asemenea au existat preocupări ale petrologilor și mineralogilor pentru calcularea vitezei undelor elastice prin minerale și asociații minerale caracteristice mantalei superioare în laborator, pe baza datelor de geochimie și geobarometrie (ex. Wolf și Jeanloz, 1985 ).

Din punct de vedere al condițiilor termodinamice de stabilitate caracteristice rocilor mantalei au fost generate mai multe modele compoziționale (ex. Prat&Boullier, 1997, Anderson, 2006). Pornind de la seturi de date rezultate prin analize mineralogice și petrofizice efectuate asupra xenolitelor se poate obține un model de compoziție pentru zona discontinuității Moho (și implicit pentru partea superioară a mantalei litosferice) pentru teritoriul României. Datele seismologice pot aduce îmbunătățiri acestui model și pot oferi și informații asupra structurii mantalei litosferice în ansamblu și asupra părtii ei superioare în particular. Având în vedere că metodele seismologice utilizate în acest studiu nu permit stabilirea adâncimii discontinuității Moho, am utilizat pentru aceasta programe de modelare a condițiilor termobarice de formare (ex. Hacker&Abers, 2004) având ca bază compoziția mineralogică determinată prin studii de microscopie optică, microscopie electronică și microsondă electronică (ex. Vaselli, 1995, Falus, 2008), studii efectuate în cadrul acestei teze).

Pentru a aduce un control suplimentar al datelor rezultate din modelarea condițiilor termobarice am utilizat și informațiile conținute în harta cu izobate ale discontinuității Moho realizată de Rădulescu în 1988 prezentată în figura 1.

Figura 1. Harta izobatelor discontinuității Moho pentru teritoriul României realizată pe baza datelor seismice (Rădulescu, 1988)

Pe baza setului de date prezentat mai sus urmărim realizarea unui model petrografic și structural la nivelul discontinuității Mohorovicic pentru ariile ce au putut fi acoperite cu informații seismologice de pe 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.

Modelele actuale ale părții superioare a mantalei [modelul delaminarii partiale a mantalei litosferice continentale (Girbacea&Frisch, 1998, Chalot&Girbacea, 2000), modelul subducției și desprinderii slabului litosferic (Linzer, 1996)] se bazează pe studii seismologice și în general sunt strict modele de viteză care iau în calcul modele geologice simplificate și nu iau în considerație complexul de posibile surse de anizotropie de la interfața manta-crustă și din interiorul mantalei. Unul din subiectele abordate în această teză este stabilirea unor alte posibile surse de anizotropie de natură litologică și structurală în afara modelului clasic legat de procesul de mantle flow (ex. Grand et al., 1997; Van der Hilst et al., 1997), aplicabil contactului între astenosferă și mantaua litosferică. Astfel de anizotropii pot rezulta și prin transformările de fază produse în fragmentele de litosferă oceanică coborâte în manta în timpul proceselor de închidere a oceanelor și coliziune continentală (ex. Waren et al, 2008, Peterman et al, 2009). Aceste transformări pot afecta mantaua litosferică și baza crustei în mod diferențiat de la interiorul spre exteriorul zonei de contact între plăcile litosferice, rezultând astfel o zonare chimică și compozițională reflectată în zonarea vitezelor și a direcțiilor de anizotropie de propagare a undelor seismice, model pe care îl propunem în cadrul acestei teze. Această zonare a vitezelor de propagare este asociată și cu prezența unei cantități mai mari de fluide conservate în zona de contact a blocurilor continentale aflate în proces de coliziune (Waren et al, 2008).

În cazul în care o astfel de neomogeneitate compozițională este la rândul ei afectată de procese tectonice locale sau regionale ce acționează la nivelul mantalei pot apărea modificări importante ale direcțiilor de anizotropie seismică a formațiunilor.

Modelul propus se bazează pe rezultatele studiilor seismologice ale lui Ivan (2004), Ivan et al (2008) și al unor studii petrologice și geochimice întreprinse de Vaselli et al (1995) și Falus et al (2008). În plus față de autorii sus menționați am avut la dispoziție o serie de xenolite cu compoziție eclogitoidă și am utilizat date de anizotropie măsurate în laborator prin intermediul ultrasunetelor.

De asemenea, studiul include determinări de viteze ale undelor Pn efectuate de autor, care completeazǎ pe cele de Pn și Sn efectuate de Ivan (2004), pe baza datelor achiziționate în rețeaua seismică națională.

Un element de noutate al modelului propus este considerarea unei variații compoziționale a mantalei litosferice ca principală sursă a anizotropiei seismice observate. Această variație compozițională este asociată proceselor petrogenetice declanșate ca urmare a coliziunii produse în zona de curbură a Carpaților Orientali între compartimentele litosferice Tisa-Dacia (sau Alpino-Carpatic, dupa Beșutiu, 2006) , Platforma Est Europeană și Moesia.

2. Studiul mantalei litosferice de pe teritoriul României realizat pe baza datelor seismologice

Determinarea vitezelor de propagare a undelor elastice în zona diverselor discontinuități aflate în interiorul crustei și la interfața acesteia cu mantaua terestră (Udias, 1999), se poate realiza determinând viteza undelor frontale propagate de-a lungul acestor limite așa cum este ilustrat în figura 2.

Figura 2. Reprezentarea schematică a propagării undelor seismice produse de un cutremur cu focar crustal în crustă și partea superioară a mantalei litosferice (Udias, 1999).Sunt prezentate undele frontale Pn și Sn propagate prin partea superioară a mantalei litosferice în zona discontinuității Mohorovicic, undelefrontale Pb și Sb propagate prin zona superioară a crustei bazaltice în zona discontinuității Conrad și undele reflectate de limita manta-crustă PmP și SmS.

Obținerea unui model petrologic și structural cât mai exact pentru zona de contact între mantaua litosferică și crusta terestră se poate realiza prin determinarea vitezei de propagare a undelor elastice prin această zonă și a anizotropiei elastice a mediului traversat.

Metoda seismologică utilizată în scopul stabilirii vitezei de propagare a undelor în zona discontinuității Moho se bazează pe calculul vitezelor undelor refractate Pn și Sn (ex. Press&Ewing, 1954). Pentru determinarea anizotropiei seismice a părții superioare a mantalei litosferice se folosesc metode de studiu al anizotropiei vitezelor de propagare a undelor Pn (ex. Smith&Ekstrom, 1999). Pentru a studia anizotropia seismică a mantalei în ansamblu se utilizează metode de tip splitting (SKS) aplicate undelor S ce traversează întreaga manta terestră și o parte din nucleul extern (ex. Wustefeld et al, 2009).

2.1.Realizarea hărților vitezelor de propagare a undelor Pn și Sn

2.1.1.Descrierea metodei

Determinarea vitezelor undelor Pn și Sn prin metoda celor două stații (ex. Press&Ewing, 1954) presupune calculul vitezelor de propagare a undelor refractate în zona discontinuității Moho de la focar și până la două stații receptoare aflate pe aceeași direcție în raport cu epicentrul și raportarea acestora la mijlocul distanței dintre cele două stații. Distanța epicentrală și azimutul direcției dintre stația considerată și epicentrul evenimentului se calculează cu ajutorul programului DistAz descarcat de pe pagina web airy.ual.es/www/DistAz_english.htm. 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 prof. 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 seismogramă a timpului sosirii respective pe cele trei componente înregistrate. 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 că diferența dintre timpii de sosire este afectată doar de variația vitezei de propagare prin mantaua litosferică.

Rezoluția cu care este determinată viteza este dată de densitatea rețelei de receptoare și de distribuția acesteia. Ponderea acordată unei determinări este invers proporțională 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. În cazul în care există pentru un punct posibilitatea determinării vitezei pe două direcții perpendiculare se poate calcula și un factor de anizotropie pentru unda Pn în acel punct.

Figura 3. Locația și razele seismice ale evenimentelor utilizate pentru calculul vitezelor Pn. Cu roșu sunt marcate epicentrele cutremurelor, iar cu negru stațiile receptoare.

2.1.2.Date utilizate

Pentru a obține o imagine cât mai exactă a părții superioare a mantalei litosferice am folosit informații de viteză de propagare a undelor seismice din manta în zona de interfață a acesteia cu crusta terestră. În acest scop am utilizat în lucrarea de față date de viteză de propagare a undelor Pn provenind de la stațiile seismice de bandă largă MLR, SULR, DEV, DRGR, CRAR, PETR, GHRR, ISR, PLOR, VRI, IAS, HUMR, VOIR, LOT, BMR, ARR, BURAR și TESR. 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 două minute înaintea sosirii undei P (respectiv Pn) și încheind la cinci minute după aceasta.

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. Toate stațiile înregistratoare utilizate precum și focarele seismelor ale căror înregistrări s-au folosit pentru determinarea vitezelor undelor Pn sunt prezentate în figura 3.

Pe lângă aceste informații am utilizat hărțile de propagare a undelor seismice Pn și Sn realizate de Ivan (2004) pe baza datelor achiziționate în rețeaua seismică națională într-o perioadă de 8 ani.

Observație

Datele utilizate în această teză, preluate de pe site-ul Wilber, provin doar de la 30 de stații, între care 5 sunt din dispozitivul array de la Ploștina și 4 din array-ul din Bucovina. Acest fapt a condus la imposibilitatea calculării vitezelor pentru Dobrogea (singura stație disponibilă fiind CFR), limitarea la zona de NE pentru 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.

2.1.3. Rezultate obținute.

Dupǎ cum am menționat, din cauza distribuției stațiilor din rețeaua națională, dar și dispunerii surselor disponibile, 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, și în regiunile adiacente acesteia.

În urma studiului efectuat de Ivan în 2004 a fost obținută următoarea distribuția de viteze pentru partea superioară a mantalei pe teritoriul României, ilustrată în fig. 4.

Stație seismică de bandă largă din rețeaua națională

Izolinii de viteză a undelor seismice compresionale Pn

Figura 4. Harta vitezei de propagare a undelor Pn pentru zona Vrancea și zonele adiacente (Ivan, 2004)

Se remarcă o zonă cu viteze reduse ale undelor seismice în centrul zonei seismogene Vrancea, cu viteze ale undelor Pn de 7.3 – 7.7 km/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 mantaua din exteriorul curburii Carpaților Orientali se poate remarca din nou o zonă cu viteze de propagare cuprinse între 7.7 și 7.4 km/s. O astfel de variație poate fi pusă pe seama îngroșării crustei în această zonă. 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.

Informațiile furnizate de studiul lui Ivan (2004) au fost completate și modificate în cadrul acestei teze cu vitezele calculate de autor pe baza unor cutremure crustale cu epicentre aflate în estul Mării Mediterane, în sudul Greciei și în Caucaz. Au fost utilizate înregistrări ale cutremurelor regionale cu distanțe epicentrale mai mici de 10 grade. Rezultatele obținute în acest studiu sunt prezentate în tabelul 1 și sintetizate în figura 5.

Tabelul 1. Vitezele medii ale undelor Pn rezultate pentru perechile de stații utilizate pentru cutremurele din Mediterana și din sudul Greciei

Izolinii de viteză a undelor seismice compresionale Pn

Stație seismică de bandă largă din rețeaua națională

Figura 5. Harta vitezei de propagare a undelor Pn pentru zona Vrancea și zonele adiacente realizată în cadrul acestei acestei teze

Din compararea celor două hărți ale vitezelor undelor Pn se constată următoarele aspecte:

– noua hartă scoate în evidență o tendință de scădere rapidă a vitezei de propagare din nord-estul spre sud-vestul zonei seismogene Vrancea și aceeași scădere pentru centrul zonei seismogene în comparație cu zonele adiacente în harta din 2004; harta din 2004 este mai detaliată și mai extinsă spre est și sud, acoperind cea mai mare parte din Dobrogea și zona estică a Platformei Moesice, fapt ce se datorează volumului mai mare de date pe care se bazează;

– zone de viteze ridicate situate la nord-est, vest, sud, sud-est și est de zona seismogenă Vrancea conform hărții din 2004;

– tot harta lui Ivan (2004) relevă zone cu viteze sub 7 km/s aflate în sudul Platformei Moesice, dar acestea pot reprezenta artefacturi produse de erori de interpolare generate de numarul redus de valori disponibile și de efectele de limită date de program.

Harta vitezelor de propagare a undelor Sn a fost realizată de Ivan (2004) utilizând aceeași metodă de lucru și același set de date de observație cu cel folosit pentru harta Pn și prezintă următoarele caracteristici (fig. 6):

Stație seismică de bandă largă din rețeaua națională

Izolinii de viteză a undelor seismice compresionale Sn

Figura 6. Harta vitezei de propagare a undelor Sn pentru zona Vrancea și zonele adiacente (Ivan,2004)

– în zona Vrancea vitezele de propagare ale undelor Sn variază în domeniul 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 menționat 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 aceste viteze să fie rezultatul unor erori în estimarea timpilor de sosire ai undelor Sn întrucât daca ar fi luate în considerare ar rezulta rapoarte Vp/Vs >2, acestea fiind imposibile în interiorul mantalei terestre.

In cadrul acestei lucrări, pentru undele Sn am folosit exclusiv informațiile din această hartă deoarece datele pe care le-am avut la dispoziție au fost foarte zgomotoase și nu au permis o identificare foarte exactă a sosirii acestor unde.

Utilizarea hărților vitezelor undelor Pn și Sn determinate pentru aceleași locații permite o bună determinare a naturii mineralogice a mediului prin care se propagă deoarece diferența dintre diverse tipuri litologice se obține în unele cazuri pe baza raporturilor Vs/Vp. (Kuusisto et al, 2006)

3. Determinarea anizotropiei mantalei terestre pe baza variației vitezei de propagare a undelor seismice și a undelor acustice de înaltă frecvență (ultrasunete)

3.1. Tipuri de unde seismice și modalități de determinare a compoziției mineralogice și a anizotropiei mantalei litosferice

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 (ex. Anderson, 1989).

Pot fi utilizate pentru determinarea compoziției mineralogice medii unde de volum S (în cazul părții superioare a mantalei litosferice undele Sn), dar și undele P (Pn).

Pentru determinarea anizotropiei de propagare prin procese de tip splitting pot fi folosite undele de tip S, respectiv SKS pentru anizotropia medie a mantalei (ex. Wustefeld et al, 2009, Shearer, 2009).

Procesul de splitting afectează toate tipurile de unde S propagate în interiorul Pământului (Shearer, 2009). 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 (Shearer, 2009). Dacǎ se iau în considerare distanțele epicentrale foarte mari pentru astfel de unde și propagarea de la nucleu la manta se produce pe direcție verticală, iar crusta este considerată la această scară ca fiind relativ izotropă, se poate neglija efectul crustal și se consideră anizotropia rezultată ca fiind anizotropia medie a mantalei terestre.

In cazul de fațǎ, anizotropia mediului s-a determinat prin procedeul SKS splitting și presupune analiza birefringenței componentelor radiale și transversale ale undei S și respectiv SKS. Parametrii luați în considerare pentru analiza birefringenței 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.

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 (ex. Anderson, 1989, Wustefeld et al, 2009).

3.1.1.Propagarea undelor elastice în medii anizotrope stratificate (Ewing et al, 1957, Anderson, 1989)

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 (ex. Anderson, 1989). 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, iar stratele ce îl compun pot fi la rândul lor anizotrope. Mediile eterogene cu orientări întâmplătoare ale componenților tind să se comporte izotrop pe ansamblu.

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), 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 este de așteptat 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 (Anderson, 1989).

Un solid izotrop este controlat de două 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 cinci constante elastice, iar fiecare undă incidentă pe suprafața unui astfel de material se separă în două unde, una pentru care gradientul deplasărilor se anulează și una pentru care se anulează divergența deplasărilor. Corespunzător oricărei unde cu propagare normală există trei viteze de propagare a undelor elastice și doar în cazuri speciale sunt generate numai forfecări simple și compresiuni simple.

Legea generalizată a lui Hooke și ecuațiile de mișcare

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

(14)

pentru un corp izotrop

c11=c33=λ+2μ; c13=λ; (15)

(c11-c12)/2=c44=μ (16)

=coeficientul de contracție transversală (Poisson)

+2=E Modulul lui Young

Constantele lui Lame

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.

3.1.2. Undele plane într-un mediu infinit

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

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

(29)

Figura 7. Deplasările produse de o undă armonică plană P (sus) și S (jos)la traversarea pe orizontală a unui mediu. Propagarea undelor S este o forfecare simplă fără variații de volum, în timp ce propagarea undelor P implică atât variații ale volumului cât și forfecări (modificări ale formei) materialului.(Shearer, 2009)

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 două axe va determina patru din cele cinci constante elastice.

Pentru a o determina pe a cincea 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)

3.2. Harta anizotropiei de propagare a undelor SKS realizată prin procedeul SKS splitting pentru teritoriul României (după Ivan et al, 2008)

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. Această hartă a fost construită de Ivan et al (2008), folosind date de la stațiile 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 eșantionate la 20 Hz. Cutremurele cu magnitudinea mai mică 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 studiul realizat de Ivan et al. (2008) 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 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 subrutina Particle – Motion din programul PITSA (Scherbaum și Johnson, 1992) și a fost utilizatǎ pentru a selecta timpii de început și de final ai ferestrei utilizate pentru analiza splitting.

Doar 91 de cutremure au fost alese pentru analiză. Dintre acestea 44 înregistrate la MLR, au fost prezentate de Ivan (2001).

În urma acestui studiu autorii au concluzionat că direcțiile de anizotropie din manta sunt paralele cu direcția arcului muntos, situație obișnuită în Europa Centrală și de Est. În aparență acest fapt este în concordanță cu anizotropia litosferică produsă de comprimarea mantalei perpendicular pe direcția Carpaților. Direcția de polarizare a componentei rapide observate la stația IAS este de asemenea paralelă cu direcția Carpaților Orientali, deși stația este amplasată la circa 200 km de aceștia (figura 8). O valoare a azimutului polarizării componentei rapide de 135 a fost observată la stația GZR, acolo unde direcția arcului este normală pe direcția anizotropiei observate. Valori similare ale azimutului componentei rapide au fost obținute pentru stațiile CRAR și BUC1, amplasate în Platforma Moesică și stațiile TIM și BZS, aflate pe placa Dacia-Tisa. Stația DRGR este amplasată în Munții Apuseni (care nu prezintă o orientare preferențială a structurii), dar azimutul polarizării componentei rapide este de asemenea 135. Valori asemănătoare au fost observate la stațiile TIRR și CVD din Dobrogea Centrală, apropiate de cele observate la Kiev (Ivan et al., 2008) .

Conform lui Ivan et al (2008), observațiile pentru zona Vrancea sunt consistente cu o anizotropie litosferică fosilă, dacă acceptăm un proces termo-mecanic de coliziune continentală în SE Carpaților. Grosimea stratului anizotrop sub stații, dat fiind că t nu depășește două secunde, este mai mică de 200 km, ceea ce conduce la concluzia că sub adâncimea de 250 Km mantaua din Vrancea este izotropă.

Aceste observații sugerează că sursa de anizotropie este fie mai profundă decât mantaua litosferică fiind produsă de procesele actuale de curgere a mantalei din astenosferă (Ivan et al, 2008) fie litosferică produsă de anizotropii relicte rezultate din curgeri anterioare și conservate în litosfera actuală. Totuși, anizotropiile observate la stațiile MLR, VOIR, VRI și PLOR sugerează asocierea acestora cu direcția de dezvoltare a catenei Carpaților Meridionali. După Ivan et al (2008) acestea pot fi produse fie de o curgere toroidală a mantalei în jurul corpului scufundat în zona Vrancea fie de contacte tectonice litosferice între diverse blocuri continentale aflate în contact în zona Vrancea.

Figura 8 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).

4. Compoziția mineralogică și structura mantalei terestre

4.1.Caracteristici petrologice și structurale ale mantalei litosferice

Pentru a realiza o corectă interpretare geologică a rezultatelor studiului seismologic este necesară cunoașterea compoziției mineralogice medii a mantalei litosferice în general și a celei carcteristice pentru teritoriul României în particular, așa cum a rezultat din studiul mineralogic și petrografic efectuat în timpul elaborării acestei teze cât și din lucrări ale altor autori care au studiat mantaua litosferică din această zonă.

Mantaua superioară nu a putut fi încă examinată direct, astfel încât a fost necesară utilizarea unei mari varietăți de metode indirecte pentru a încerca descifrarea compoziției chimice și modale a acesteia (ex. MacGregor, 1975, Muller et al, 2006). Măsurătorile de viteză a undelor seismice oferă o largă varietate a compozițiilor posibile în mantaua superioară și de asemenea oferă posibilitatea de a recunoaște caracteristici fizice importante din punct de vedere petrologic, așa cum sunt cele ale zonei cu viteză redusă (ex. Anderson&Spetzler, 1970). Densitatea medie a mantalei a fost estimată între 3.24g/cm3 și 3.32 g/cm3. Aceste densități corespund unei mantale superioare peridotitice (ex. Ringwood, 1975) .

Uneori materiale solide care se presupune că au aparținut mantalei superioare sunt descoperite la suprafața Pământului. Multe dintre acestea apar ca blocuri sau fragmente de roci ultramafice ce au fost împinse sau obduse pe sau în crustă (obducția reprezintă procesul de șariere a unui fragment de litosferă oceanică peste limita frontală a unei plăci continentale). Astfel de evenimente tectonice pot produce împingerea fragmentelor de litosferă oceanică la suprafața Pământului. Fragmente din rocile mantalei superioare de sub crusta continentală ajung la suprafață sub formă de xenolite în roci vulcanice, cum sunt kimberlitele și unele bazalte.

Xenolitele (sau nodulii) oferă cele mai bune elemente de studiu pentru compoziția mantalei. Multe dintre acestea conțin probe ale unor reacții de decomprimare așa cum sunt cele de topire parțială. Este în general acceptat că aceste xenolite sunt transportate rapid la suprafață. Au fost estimate viteze ascensionale de 0.01 la 0.5 m/s pentru xenolitele din lavele bazaltice alcaline și de 7 până la 20 m/s pentru cele din kimberlite (Anderson, 1979). Dacă mișcarea ascensională a acestor magme purtătoare de xenolite a fost atât de rapidă este foarte posibil să nu își modifice compoziția în tranzitul lor spre suprafață, ceea ce face ca aceste xenolite să păstreze compozițiile primare ale mantalei.

Din examinarea unui număr apreciabil de xenolite, din diverse zone de pe glob, s- a ajuns la concluzia că, în mantaua superioară, există următoarele categorii de roci (Powell, 1978):

Lherzolitele cu spinel

Sunt cele mai multe și mai răspândite. Se găsesc de obicei în lave bazice alcaline consolidate fiind actualmente incluse mai ales în roci vulcanice cu felspatoizi, respectiv bazalte alcaline, bazanite sau nefelinite. Ultimele două tipuri de roci sunt bazaltice cu felspatoizi. Lherzolitele sunt peridotite cu doi piroxeni, ale căror principale componente sunt olivina, ortopiroxenul și clinopiroxenul. Xenolite relativ nealterate de lherzolit cu spinel au fost găsite, de exemplu la Kilbourne Hole, New Mexico (Powell, 1978). Compoziția modală a acestor lherzolite prezintă următoarea distribuție: olivina forsteritică 60-70%; enstatit aluminos 10-30%; crom-diopsid aluminos 8-12%; spinel aluminos cu crom 3-13%; sulfuri și sticlă.

Lherzolitele cu granat

Aceste tipuri de xenolite se găsesc mai ales în kimberlite. Magmele kimberlitice sunt generate la adâncimi de cel puțin 150 km, iar xenolitele pe care le conțin pot fi desprinse de oriunde de pe traseul strabătut de magmă, prin mantaua superioară, în timpul ascensiunii spre suprafață. Xenolitele reprezintă sub 5% din volumul kimberlitelor. În câteva situații excepționale, în breciile ce umplu coșul vulcanic, ca în cazul Matsoku Pipe în Lesotho xenolitele depășesc 20% din volumul de rocă. (Dowson, 1981). Cele mai abundente tipuri de xenolite provenind din manta conținute în kimberlite sunt lherzolitele cu granați și harzburgitele. Conform datelor oferite de Mathias et al. (1970) xenolitele de lherzolit cu granat au următoarea compoziție modală medie: olivina forsteritică (plus olivina alterată) 56%; enstatit aluminos 25%; crom-diopsid aluminos 9%; granat pirop cu crom 7%; faze minore. Diferențele între diferite xenolite constau atât în compoziția modală cât și în compoziția constituenților minerali. Acest tip de xenolite conțin cinci tipuri de granat, cinci tipuri de clinopiroxen și cinci tipuri de ortopiroxen (Dawson, 1981). Mineralele accesorii ce pot apărea în lherzolitele cu granat sunt phlogopit, sulfuri, carbonați și spinel bogat în crom; diamante au fost găsite doar în câteva eșantioane.

Harzburgitele

Harzburgitele sunt peridotite formate în principal din olivină și ortopiroxen. Xenolite cu această compoziție sunt frecvente în kimberlite.

Mai multe modele ale mantalei superioare de sub zonele cratonice includ un strat cu harzburgite mai puțin dense printre mai densele lherzolite cu granați și discontinuitatea Mohorovicic (situată între 35 și 100 km adâncime). Există două tipuri de Harzburgite (Dawson et al., 1981): unul este foarte refractar, iar ortopiroxenul din cel de al doilea conține cantități apreciabile de sodiu, calciu, aluminiu și crom, acestea fiind capabile să genereze cantități importante de magme bazaltice sau picritice prin topire parțială.

Mai mulți petrologi care au studiat xenolitele peridotitice din kimberlite consideră că aceste tipuri diferite de peridotite sunt legate între ele. De obicei roca mamă este considerată ca fiind un lherzolit cu granat fertil, care conține cantități apreciabile de granat și diopsid împreună cu cantități reduse de compuși minori cum ar fi phlogopitul. Când o magmă bazică sau ultrabazică este extrasă din materialul parental fertil o serie de roci reziduale sunt lăsate în urmă. Compoziția acestor roci mult mai refractare și mai puțin dense este în relație directă cu cantitatea de topitură extrasă din materialul parental fertil. În consecință ne așteptăm să găsim peridotite reziduale a căror compoziție variază de la lherzolitele cu granat ușor sărăcite în granați, diopsid și minerale accesorii, până la harzburgitele foarte refractare și dunite ( peridotite formate aproape în întregime din olivină).

Eclogitele

Eclogitele în mod obișnuit formează doar o mică parte a xenolitelor găsite în kimberlite. Compușii minerali esențiali în aceste eclogite sunt granatul și clinopiroxenul omfacitic; mineralele accesorii includ disten, corindon, coesit, diamant și/sau grafit, rutil, sulfuri, amfiboli și mice. Aceste eclogite conțin șase tipuri distincte de granați și șapte varietăți de clinopiroxeni cu chimism distinct (Dawson și Stephens, 1975; 1976). Clinopiroxenul variază de la diopsidul cromifer, asemănător celui din lherzolitele cu granați, până la jadeit cu conținut ridicat de sodiu și aluminiu. Din punct de vedere chimic eclogitele și bazaltele au compoziții elementale asemănătoare.

Glimmeritele

Xenolitele ce conțin un procentaj ridicat de phlogopit au fost găsite în multe kimberlite din Africa de Sud și Iakuția. Astfel de xenolite au fost numite glimmerite sau rocile din seria MARID. Glimmerite este un nume generic pentru roci magmatice cu conținut ridicat de biotit-phlogopit. MARID este o abreviere pentru mica (phlogopit) + amfibol + rutil + ilmenit + diopsid, acestea fiind principalele minerale găsite în această serie de roci. Subordonat, dar nu în toate cazurile, în glimmerite apar și alte minerale: olivină, apatit, sfen, zircon, perovskit, sulfuri și carbonații. În general se consideră că aceste glimmerite din mantaua superioară sunt generate prin următoarele 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 și ca vene sau cu distribuție neuniformă printre xenolitele peridotitice din mantaua superioară. Studiile detaliate ale seriei MARID indică faptul că au cristalizat din fluide bogate în oxigen, fluor, sodiu, aluminiu, fosfor, clor, potasiu, calciu, titan, mangan, fier, rubidiu, strontiu, yridiu, zircon, bariu, tantal, thoriu și uraniu (BVSP, 1981).

Din punct de vedere structural mantaua superioară se clasifică în următoarele tipuri (Ringwood, 1975):

Tipul sub-continental

Xenolitele din rocile vulcanice și subvulcanice demonstrează complexitatea mineralogică a mantalei superioare și eterogeneitatea ei chimică. În partea de sus a mantalei există în mod obișnuit un strat de harzburgite ce se extinde până la adâncimi cuprinse între 100 și 120 km. Acesta se sprijină pe un strat ce conține harzburgite cu granat și clinopiroxen și lherzolite cu granat. Aceste roci trec gradat de la una la cealaltă și cresc gradat în densitate cu adâncimea. Lherzolitul cu granat fertil este cel mai dens dintre aceste materiale. Mici corpuri de eclogit și glimerit apar probabil în ambele straturi ale mantalei superioare sub-continentale. Mineralele hidratate sunt probabil amfibolii și phlogopitul cu conținut ridicat de titan în harzburgite, și phlogopitul cu conținut scăzut de titan în lherzolitele cu granat. O proporție importantă de minerale hidratate apare probabil în micile corpuri și vene glimeritice. Calcitul este principalul carbonat în harzburgite și este probabil înlocuit de dolomit și magnezit la presiuni mai ridicate (Wyllie, 1979). Studiile detaliate ale agregatelor minerale și texturile găsite în xenolite demonstrează că aceste părți ale mantalei superioare au fost supuse unui metamorfism termal, unui metasomatism și forfecării. Se presupune că în anumite arii restrânse gazele din mantaua inferioară pătrund în litosferă. Aceasta generează un metasomatism și reaprovizionează mantaua subcontinentală cu elemente incompatibile.

b) Tipul sub-oceanic

Chiar dacă din punct devedere chimic mantaua superioară de sub zonele cratonice și cea de sub bazinele oceanice este similară, există diferențe în compozițiile lor modale și în caracteristicile topiturilor. Această se datorează în principal faptului că mantaua superioară din zonele oceanice este mult mai aproape de suprafață și fazele conținute sunt echilibrate la presiuni mult mai scăzute decât cele de sub zonele cratonice. Lherzolitele cu granați care sunt stabile la 30 kb devin lherzolite cu spinel la 25 kb și lherzolite cu plagioclaz la mai puțin de 9 kb (Kushiro și Yoder, 1966).

Mulți petrologi consideră că magma din zona dorsalelor medio oceanice (MORB) evoluează, în echilibru cu fazele solide la presiuni mai mici de 9 kb și temperaturi în jur de 1200-1250 0C. În acest model petrogenetic acest mare volum de magma este generat în mantaua superioară unde fie lherzolitele cu plagioclaz fie cele cu spinel trebuie să existe. Este probabil ca sub dorsalele medio-oceanice rocile mantalei superioare să se ridice la suprafață pe membrul ascendent al unui curent de convecție. Există un număr relativ scăzut al topiturilor aflate la adâncimi mai mari de 30 km (9 kb), dar la această adâncime crește cantitatea topirilor parțiale. Această creștere a volumului de magmă facilitează separarea magmei de materialul sursă. Aceste materiale sursă sărăcesc în unii componenți prezenți în bazalte și un harzburgit refractar se dezvoltă în zona superioară a mantalei sub crusta oceanică. Aceasta sugerează că sub crusta din zonele oceanice relativ liniștite există un strat de harzburgite de circa 20 km grosime urmat de un strat de circa 30 km de lherzolite cu spinel. Mare parte din acest strat este probabil ușor sărăcit în componentele ce formează bazaltele. La adâncimea de 60 km lherzolitul cu spineli trece într-un lherzolit cu granat. Zona cu viteze reduse începe la adâncimea de aproximativ 90 km și în această zonă lherzolitul cu granat, sau harzburgitul cu granat este parțial topit.

4.2. Proprietăți fizico-mecanice ale rocilor mantalei superioare după datele din literatura de specialitate

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 (ex. Dziewonski, 1971, Kustowski, 2008). Nivele mai adânci pot fi de asemenea anizotrope, dar este mult mai greu de determinat anizotropia în adâncime (Anderson, 1989). Anizotropia mantalei în zona sa de interfață cu crusta și densitatea scăzută a olivinei și ortopiroxenilor combinată cu natura lor refractară, 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.

Parametrii fizici, adâncimile și o parte din informațiile geologice prezentate mai jos sunt preluate din lucrarile „Theory of the earth”, 1989 și „New theory of the earth”, 2007 publicate de D.L. Anderson.

Viteza undelor compresionale prin crustă în zonele continentale variază de la aproximativ 5 km/s în apropierea suprafeței până la 8 km/s la interfața crustă-manta 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 undelor compresionale.

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 (ex. Sumino & Anderson, 1984). Vitezele cresc odată cu vârsta fundului oceanului, din cauza răcirii și variază cu azimutul, probabil datorită orientării cristalelor (ex. Sumino & Anderson, 1984). 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.

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 (ex. Church, W. R. and R. K. Stevens, 1970). Aceste secțiuni prezintă de sus în jos următoarea succesiune: pillow lava, dike-uri, corpuri intrusive de gabbrouri piroxenice și olivinice, peridotite și gabbrouri stratificate, și, în bază, harzburgite și dunite (ex . Coleman, 1977). Vitezele determinate în laborator pentru aceste roci sunt prezentate în tabelul 2. 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 crustǎ 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 și structura seismică (Anderson, 1989).

Datele din tabelul 2 lasă loc pentru foarte multe interpretări deoarece cel putin denumirile de metabazalt, metadolerit și metagabbro sunt denumiri generice și nu oferă nici o informație asupra compoziției acestor roci. Este recunoscută importanța compoziției modale a rocii în stabilirea caracteristicilor fizico-mecanice ale acesteia (Anderson, 1989). Prin urmare, datele conținute în tabel pentru aceste roci nu pot fi utilizate pentru calcularea unui model de viteze și de densități apropiate de cele reale.

O altă problemă ridicată de valorile de densitate și viteză observate în tabel este cea a densitǎții rocii numită generic gabbro. Este foarte putin probabil ca o rocă formată în principal din piroxeni și olivină să aibă densități sub 3 g/cm3 daca nu este puternic afectată de procese de alterare produse ulterior formării ei și în acest caz este necesară specificarea acestor procese.

Tabelul 2. 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) (Anderson, 1989). În zonele de rift continental crusta se subțiază (sub 30 km) și viteze Pn sunt mult mai 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 (Anderson, 1989).

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) s-au obținut 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 sub 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 (ex. Ringwood, 1975).

Multe profile de refracție, în mod deosebit cele marine (Anderson, 1989), 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 3. 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 et al (1984) în Anderson (1989).

Anizotropia mantalei superioare poate fi produsă de cauze de natură petrologică (tabelele 3 și 4), 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.

Tabelul 4. Anizotropia rocilor mantalei superioare după Manghnani et al (1974) și Christensen și Lundquist (1982)

relativ la planul [001]

4.3. Mineralogia părții superioare a mantalei litosferice pentru teritoriul României rezultată din studii petrografice prezentate în literatura de specialitate

Dintre tipurile petrografice prezentate mai sus studiile efectuate de-a lungul timpului pe xenolitele din bazaltele alcaline de pe teritoriul României au pus în evidență preponderența lherzolitelor cu spineli în raport cu harzburgitele.

Falus et al (2008) au realizat un studiu pe 31 de xenolite reprezentând întreaga gamă de texturi și compoziții cunoscute. Microstructurile au fost caracterizate prin analiză optică pe secțiuni subțiri perpendiculare pe foliatie și subparalele cu lineația, atunci când a fost posibil.

Xenolitele studiate prezintă o variație continuă a microstructurii de la cea porfiroclastică cu granulație mare la cea microclastică milonitică și ultramilonitică.. Nodulii milonitici cu granulație fină au fost studiați anterior (Vaselli et al, 1995; Szabó et al, 2004). Importanța și abundența lor (10-15% din probele colectate) au fost recunoscute abia recent.

Vaselli et al (1995) au studiat un numar de 28 de eșantioane având următoarele caracteristici compoziționale și structurale:

Clinopiroxenit cu granulație mare: 9% ol. 91% cpx, secundar gl și plag

Harzburgit cu spinel porfiroclastic până la echigranular; 82% ol, 12% opx. 5-5% cpx, 0-5% sp; rWB = 994°C; Tw = 818°C

Lherzolit cu spinel protogranular; 64% ol, 19%opx, 15%cpx, 2%sp; TWB = 1087°C, Tw = 997°C

Websterit cu spinel cu granulatie mare si cu benzi îmbogățite în olivină porfiroclastică; 18% ol, 43% opx, 33% cpx, 6% sp, tr plag; rWB = 1049°C; rw = 951°C

Lherzolit cu spinel porfiroclastic; 71 % ol, 21 % opx, 7% cpx, 1 % sp, tr amph; rWB = 1037°C, Tw = 993°C

Lherzolit cu spinel porfiroclastic; 57% ol, 27% opx, 14% cpx, 2% sp, tr plag; TWB = 1037°C. Tw = 940°C

Lherzolit cu spinel porfiroclastic până la echigranular; 61 %ol, 25% opx, 12% cpx, 2%sp, rWB = 1030°C, Tw = 933°C

Lherzolit cu spinel porfiroclastic până la echigranular; 68% ol, 19% opx, 11 % cpx, 2% sp, TWB = 987°C, 7"w = 973°C

Lherzolit cu spineli protogranular pana la porfiroclastic; 70% ol, 19% opx, 9% cpx, 2% sp; 7WB = 1049°C, 7W = 966°C

Lherzolit cu spinel porfiroclastic; 71 % ol, 16% cpx, 11 % cpx, 2% sp, tr amph; 7VvB = 1042°C, Tw = 939°

Lherzolit cu spinel porfiroclastic; 70% ol, 18% opx, 10% cpx, 2% sp; TWB = 1057°C, rw = 921 °C

Lherzolit cu spineli protogranular pana la porfiroclastic; 73% ol, 15% opx, 10% cpx, 2% sp, tr amph; TWB = 1062°C, Tw = 964°C

Lherzolit cu spineli protogranular pana la porfiroclastic traversat de vene de amfibol cu granulatie mare; 62% ol, 23% opx, 12% cpx, 2% sp, 1 % amph;TWB = 1070°C, Tw = 979°C

Lherzolit cu spineli echigranular pana la porfiroclastictraversat de vene de amfibol echigranular; 65% ol, 20% opx, 12-5% cpx, 2% sp, 0-5% amph;7WB = 1030°C. rw = 939°C

Piroxenit cu amfibol echigranular; 83% amph, 17% cpx

Lherzolit cu spinel echigranular; 70% ol, 20% opx, 6-5% cpx, 3-5% sp; rWB = 1071 °C, Tw = 968°C

Peridotit cu spinel protogranular pana la porfiroclastic traversat de vene de amfibol echigranular (tr. apatite); 65% ol, 18% opx, 13% cpx, 3% sp, 1%amph; rWB = 1068X, Tw = 973°C

Piroxenit cu amfibol poikilitic; 1 -5% ol, 28-5% cpx, 70% amph

Sunt prezentate de asemenea temperaturile de echilibru obținute cu două geotermometre bazate pe doi piroxeni, primul al lui Wood și Banno (1973) și al doilea Eells (1977). Din punctul meu de vedere aceste temperaturi reflectă mai mult temperatura magmei care a asigurat transportul spre suprafață și nu pe cea de formare a rocilor din manta.

Xenolitele porfiroclastice cu granulație mare prezintă porfiroclaste de olivină și piroxeni de 0.5-3 mm diametru cu limite curbilinii ale granulelor. Aceste porfiroclaste sunt în general alungite cu un raport de 1:2. Alungirea porfiroclastelor marchează lineația xenolitelor, în timp ce ușoara stratificație compozitională și aplatizarea moderată a formei granulelor indică foliația. Majoritatea peridotitelor porfiroclastice sunt lherzolite cu conținuturi de piroxeni relativ ridicate.

Au fost găsite și câteva harzburgite cu conținuturi foarte scăzute de clinopiroxeni (2-4%). Ortopiroxenii prezintă ocazional exoluții lamelare de clinopiroxeni limitate la zona centrală a cristalelor. Câteva cristale mari de ortopiroxen prezintă margini concave neregulate ale granulelor și conțin incluziuni de olivină. Clinopiroxenii sunt izometrici și au în general granulații mai mici (0.5-1mm) și nu prezintă exoluții lamelare de ortopiroxeni. Granulele recristalizate, atunci când sunt prezente, au granulație relativ mare (0,3-0,5 mm), sunt izometrice, cu limite drepte ale cristalelor și nu prezintă aspecte de deformare internă. Amfibolii, în relație texturală apropiată cu spinelii și clinopiroxenii apar în câteva xenolite porfiroclastice. Ei sunt în general prezenți printre granulele recristalizate și apar interstițial având dimensiunea cristalelor asemănătoare cu a celor recristalizate.

Milonitele și ultramilonitele sunt caracterizate de extinderea procesului de recristalizare și de granulația fină a granulelor recristalizate, aceasta descrescând de la 0,08-0,3 mm în milonitele cele mai grosiere până la 0,04-0,06 mm în ultramilonite. Milonitele tind să fie mai bogate în olivină decât peridotitele cu granulație mare. Dimensiunea porfiroclastelor nu diferă semnificativ în comparație cu peridotitele grosiere dar prezintă alungiri mult mai mari ajungând la un raport de 1:10.

În consecință, lineația este mult mai intensă și foliația mult mai clară în aceste xenolite. Deformațiile interne sunt extrem de puternice și limitele sub-granulare strâns spațiate, uneori rezultând substructuri mozaicate (Falus et al, 2008). Porfiroclastele de ortopiroxen prezintă frecvent margini neregulate ale cristalelor cu foarte multe degajări concave. Porfiroclastele de ortopiroxeni și clinopiroxeni sunt bogate în exoluții lamelare puternic deformate. Unii ortopiroxeni au forme neregulate cu incluziuni de olivină.

În câteva cazuri, acești ortopiroxeni substituie în mod evident olivina și prezintă forme euhedrale ale cristalelor cu structuri de intrecreștere (Falus et al, 2008). Granulele recristalizate prezintă adesea dovezi ale deformărilor interne și sunt alungite sub-paralel în raport cu lineația dată de elongația porfiroclastelor. Marginile granulelor recristalizate sunt curbilinii, exceptând cele mai fine granule din milonite, unde granulele recristalizate sunt poligonale cu margini drepte sau ușor curbate (Falus et al, 2008).

Aceste peridotite sunt în principal lherzolite secundare (harzburgite cu conținut metasomatic de clinopiroxen și amfibol) intersectate de vene de clinopiroxen sau amfibol de origine metasomatică. Aceasta înseamnă că mantaua subcontinentală a fost inițial o manta reziduală ce a fost supusă proceselor metasomatice succesive ca urmare a percolării unor topituri, mai întâi în cantități reduse pe marginea granulelor, ducând la formarea mineralelor metasomatice interstițiale, ducând la formarea lherzolitelor secundare, și ulterior, în cantități mai mari de-a lungul sistemelor de fracturi ducând la formarea venelor monominerale de piroxeni sau amfiboli ce traversează lherzolitele secundare (Falus et al, 2008).

Pe baza elementelor-urma (Ni, V, Zr, Sr, Sc, Y) din mineralele metasomatice (produse de reacție între roca-gazdă și topiturile ce au percolat-o) rezultă că metasomatoza s-a produs sub acțiunea a două topituri ultramafice (Vaselli et al, 1995).

Atât lherzolitele milonitice cât și cele ultramilonitice sunt afectate de fenomene de metasomatism ce duc la apariția mineralelor hidratate (amfiboli). Aceste minerale hidratate cât și prezența apei în cantități importante în rețeaua ortopiroxenilor (până la 300 ppm) (Falus et al, 2008) sugerează formarea lor în condițiile percolării materialului preexistent (probabil lherzolitic sau harzburgitic) de către topituri cu conținut ridicat de fluide, caracteristice zonelor tectonic active. În urma acestor procese se poate remarca prezența unor exoluții de clinopiroxeni pe ortopiroxeni și de asemenea formarea amfibolilor pe seama ortopiroxenilor existenți în roca inițială.

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.

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 cu compozitie lherzolitica sugerează că mantaua actuală din zona de curbură a Carpaților Orientali este caracterizată de o compoziție fertilă și cu o temperatură relativ scăzută (Falus et al, 2008). În acest context termenul de compoziție fertilă se referă la o compoziție chimică și mineralogică ce poate reprezenta o sursă pentru magme ce ar putea fi gernerate în anumite codiții de temperatură, presiune și stress.

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).

4.4. Caracterizarea chimică a xenolitelor conform datelor din literatura

Conform lui Falus et al. (2008), conținutul modal de olivină variază de la 65 – 70% pentru majoritatea lherzolitelor bogate în piroxeni până la >85% pentru harzburgite. Proporția de olivină forsteritică (Mg/Mg+Fe) are o corelație pozitivă cu creșterea conținutului modal al olivinei, variind de la 89 în lherzolitele bogate în piroxen și până la 91 în harzburgite. Câteva porfiroclaste mari de olivină prezintă o slabă zonare geochimică marcată de conținuturi mai mici de magneziu pe margini față de cele din centru.

Compoziția ortopiroxenului este omogenă în toate probele. În general sunt enstatite bogate în aluminiu (de la 3% Al2O3 în harzburgite la 5,5% în cele mai fertile xenolite) și prezintă tendințe negative pentru toate elementele bazaltice și tendința clar pozitivă a conținutului de crom în concordanță cu cel de magneziu.

Zonarea este frecvent observată în porfiroclaste, care prezintă o sărăcire în elemente bazaltice spre limitele exterioare (Falus et al, 2008; Vaselli et al, 1995).

Clinopiroxenul este diopsid cu conținut de Mg similar cu cel al ortopiroxenilor. În lherzolite toate componentele bazaltice și cromul prezintă o corelație negativă cu conținutul de magneziu. Conținutul de Cr2O3 este relativ ridicat, variind între 0,66 și 1,16% în lherzolite și 1,2 până la 1,6% în harzburgite. Cele mai multe probe au o corelație pozitivă între conținuturile de sodiu și aluminiu, fiind bogate în aceste elemente, dar câteva harzburgite au conținut scăzut de sodiu și aluminiu. Câteva porfiroclaste de clinopiroxen prezintă zonare compozițională. Similar ortopiroxenilor, centrul clinopiroxenilor este mai bogat în elemente majore ale bazaltului în raport cu marginile exterioare. Spinelii în lherzolite sunt bogați în aluminiu (51-59%) și săraci în crom (9-12%), conducând la un conținut de crom (100xCr/Cr+Al)<15. Harzburgitele mai rare au un conținut de crom mai mare, între 30 și 35% (Falus et al, 2010).

Majoritatea xenolitelor peridotitice investigate prezintă o compoziție fertilă a elementelor majore. Compozițiile refractare, reprezentate de harzburgite sunt mai puțin întâlnite.

Datele prezentate sunt în deplin acord cu rezultatele anterioare ale lui Vaselli et al. (1995) și Szabó et al. (1995) pe xenolite din Carpații de SE, arătând că nu există relație între microstructurile xenolitelor și variații geochimice compoziționale.

4.5. Mineralogia părții superioare a mantalei litosferice pentru teritoriul României rezultată din studii petrografice personale

Au fost efectuate studii pe secțiuni subțiri și pe probe șlefuite care au ca proveniență 19 xenolitele din bazaltele de la Racoș cu compoziție preponderent peridotitică precum și 8 xenolite eclogitoide (total 27 probe) de tipul piroxenitelor cu clinopiroxen granat și spinel sau cu clinopiroxen, granat, spine și amfibol. Studiile au fost efectuate la microscopul optic pentru toate tipurile de xenolite și la microscop electronic și la microsonda electronică pentru xenolitele peridotitice de dimensiuni reduse.

Din punct de vedere compozițional xenolitele studiate sunt lherzolite cu spinel în cea mai mare parte și în proporție mai redusă clinopiroxenite cu granat și spinel sau cu granat și amfibol.

Structurile porfirice cu olivină cristalizată în mai multe faze prezente în xenolitele peridotitice de dimensiuni reduse sugerează trecerea acestora prin procese de topire parțială produse în timpul transportului din manta spre suprafață. Dimensiunile reduse ale granulelor de olivină cristalizate ulterior sugerează cristalizarea lor în condițiile unei răciri rapide (fig. 9 și 10). În unele cazuri olivina cristalizează secundar chiar și în absența proceselor de topire a xenolitului (fig. 12)

Din punct de vedere termo- baric nodulii provin de la adâncimi cuprinse între 35 și 50 km iar temperaturile de formare se situează în intervalul 800-900C. Gradul de anizotropie constatat depinde de raportul olivină/ortopiroxeni din xenolitele studiate dar și de gradul de orientare al cristalelor acestor minerale în rocă.

Astfel au fost studiate xenolite cu compoziție aproape exclusiv olivinică, dar care din cauza unei slabe orientări preferențiale prezintă o anizotropie foarte scăzută(figurile 8 și 9).

Așa cum se poate observa în imaginile obținute cu microscopul electronic, pe limitele exterioare ale xenolitelor de mici dimensiuni apar aureole de contact (figurile 11, 12 și 13) cu proprietăți fizico-chimice caracteristice trecerii între mediul bazic-alcalin reprezentat de bazaltele ce găzduiesc xenolitele și mediul ultrabazic al acestora. Este posibil ca prezența acestor aureole de contact să afecteze vitezele determinate cu ajutorul ultrasunetelor pe eșantioanele peridotitice.

Majoritatea cristalelor testate la microsonda electronică sunt olivine cu componență preponderent forsteritică. Se remarcă o tendință de creștere a componentei forsteritice de la periferia xenolitelor spre centrul acestora. Această tendință este asociată cu interacțiunea între magma bazaltică în care au fost înglobate xenolitele și peridotitul ce le compune. Această interacțiune se manifestă prin topiri parțiale ale cristalelor de olivină din xenolite, fapt ce dă limitelor exterioare ale acestora aspectul unor golfuri (figurile 11 și 13). De asemenea în urma acestor procese de topire parțială rezultă o sărăcire în componenta faialitică a cristalelor din centrul xenolitelor și o îmbogățire a celor din zona externă așa cum rezultă din tabelul 6 Pe lângă determinările făcute pe olivine s-au făcut și câteva determinări pe cristale de spinel în urma cărora a rezultat că spinelii conținuți în lherzolite sunt cu compoziție cromiferă (tabelul 5).

Un alt element care indică transformarea xenolitelor este prezența unor enclave cu componență bazaltică în interiorul acestora (prezența unor cristale de plagioclaz)(figura 13). Toate aceste observații sunt valabile pentru xenolitele lherzolitice de dimensiuni reduse (sub 1 cm).

Tabelul 5. Compoziția chimică elementală determinată prin analiză de microsondă electronică pentru 5 probe din xenolitele de la Racoș:

Tabelul 6 Valoarea raportului atomic Fe/Mg în olivinele din xenolitele peridotitice de la Racoș determinate în timpul elaborării tezei

Figura 9. Structura porfirică în xenolitele peridotitice de la Racoș nicoli +

Figura 10. Structura porfirică în xenolitele peridotitice de la Racoș nicoli in paralel

Figura 11. Structura porfiroclastica cu cristalizări secundare ale olivinei în xenolitele peridotitice de la Racoș nicoli in +

Figura 12. Xenolit peridotitic cu spineli de la Racoș văzut la microscop electronic. Se remarcă limitele cu zone concave în formă de golf ale xenolitului

Figura 13. Xenolit peridotitic cu spineli de la Racoș văzut la microscop electronic. Se remarcă limitele cu zone concave în formă de golf ale xenolitului precum și zona în care materialul inițial a fost topit și înlocuit cu componenți ai lavei bazaltice.

Figura 14.Xenolit peridotitic cu spineli de la Racoș văzut la microscop electronic. Se remarcă limitele cu zone concave în formă de golf ale xenolitului precum și îmbogățirea în fier spre limitele exterioare fapt indicat de cresterea reflectanței.

Din punct de vedere structural s-a putut observa că direcția de alungire a cristalelor de ortopiroxen , în special, 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 și spineli(fig. 15). În aceste peridotite este prezentă foarte frecvent sticla, fapt ce dovedește că pe parcursul ascensiunii au suferit procese de topire parțială.

Figura 15. Xenolit peridotitic cu ortopiroxen și spinel cromifer de la Racoș

Alte elemente ce care pot fi folosite în stabilirea gradului de anizotropie sunt direcția clivajelor din clastele de ortopiroxeni și clinopiroxeni și orientarea maclelor de alunecare foarte frecvent prezente la olivine (fig. 16 ).

Figura 16. Xenolit peridotitic cu ortopiroxen de la Racoș. Se remarcă alinierea maclelor de alunecare ale olivinei

De asemenea, este posibilă prezența unor corpuri cu compoziție piroxenitică prezența acestora fiind sugerată de existența în bazaltele din zona Racoș a unor xenolite cu compoziție clinopiroxenitică cu granați și spineli sau clinopiroxenitică cu granați,spinel și amfibol.

Secțiunile studiate la microscopul optic ca și la cel electronic au pus în evidenta faptul ca multe din xenolitele studiate au o compozitie de tip lherzolit cu spineli caracteristică unei mantale formate la temperaturi și presiuni scăzute. Continutul de spineli observat variază între 2 și 8% iar cel de ortopiroxeni între 5 și 20 %. Clinopiroxenii sunt prezenți doar în 3 probe din cele studiate și nu depășesc 3 %.

În unele secțiuni am putut observa o deformare a rețelei ortopiroxenilor în jurul unor cristale de olivină pe care le înglobează (fig. 17). În unele cazuri se observă faptul că între olivina relictă și ortopiroxen nu există reacții ceea ce sugerează faptul ca sistemul a ajuns la condiția de stabilitate.

Figura 17. Xenolit peridotitic cu ortopiroxen și spinel cromifer de la Racoș. Se remarcă deformarea rețelei unui cristal de ortopiroxen la contactul cu un cristal de olivină pe care îl include

Figura 18. Xenolit peridotitic cu ortopiroxen de la Racoș.. Se remarcă inexistența coroanei de reacțieîn jurul cristalului de olivină relict

Xenolitele culese de Luffi Peter și studiate pentru această lucrare au o compoziție piroxenitică cu granați. (figura 20). Mai exact sunt asociații de clinopiroxen, granați și spineli asemănătoare eclogitelor dar având condițiile termobarice de formare diferite au fost denumite inițial piroxenite cu granați. În aceste roci conținutul de clinopiroxen este în jur de 50 % în timp ce granații și spinelii variază de la conținuturi egale pentru ambele minerale până la conținuturi de 50 % granați și dispariția totală a spinelilor. În unele cazuri în aceste roci apar cuiburi de spineli si plagioclaz (fig. 19) însă ocurența lor și extinderea sunt reduse și nu influențează densitățile și vitezele de propagare a undelor prin rocă.

Figura. 19 Xenolit clinopiroxenitic cu granat și spinel cromifer de la Racoș. Cuib de spineil și feldspat plagioclaz

În aceste roci este prezentă uneori și sticla (figura 20) formată prin topire parțială a xenolitului în timpul deplasării spre suprafață sub acțiunea magmei bazaltice, aflată la temperaturi foarte ridicate, în care este înglobat.

Figura. 20 Xenolit clinopiroxenitic cu granat și spinel cromifer de la Racoș. Fragmente de sticlă produse prin topirea parțială și răcirea rapidă a topiturii

În afara acestor eclogitoide au fost identificate și câteva eșantioane de clinopiroxenite cu granați, spineli și amfiboli. În aceste roci amfibolul este format secundar prin transformarea clinopiroxenului omfacitic. În general procesul de amfibolizare se poate observa pe limitele dintre cristalele de clinopiroxen și cele de granat, dar uneori se extinde pe întregul cristal de clinopiroxen. Uneori amfibolul secundar are aceeași orientare preferențială cu a clinopiroxenului pe care s-a format (figura 21), ceea ce sugerează continuarea procesului de curgere și menținerea direcției dupa formarea amfibolului.

Pe lângă mineralele menționate anterior în aceste roci este prezentă uneori și olivina ca mineral relict. Olivina relictă nu intră în reacție cu mineralele înconjurătoare în aceste roci.

Figura 21. Amfibol format secundar pe clinopiroxen

4.6.Proprietăți fizice ale xenolitelor ultrabazice din Bazaltele de la Racoș

4.6.1.Densitatea xenolitelor

Densitatea medie a probelor studiate a fost calculată pentru fiecare probă în conformitate cu urmatoarea formulă:

unde i reprezintă densitatea mineralului i conținut în rocă iar xi reprezintă proporția în care mineralul i este prezent în roca studiată.

Având în vedere compozițiile rezultate din studiul la microscopul optic și cele prezentate în lucrările de specialitate publicate sau în curs de publicare realizate despre xenolitele ultrabazice de la Racoș a rezultat pentru compoziția de tip lherzolitic o densitate medie de 3.25 g/cm3. Totuși în funcție de conținutul în olivină și de conținutul de fayalit din aceasta a rezultat o plajă de variație a densităților situată între 3.10 g/cm3 și 3.32g/cm3. Întrucât ortopiroxenii și spinelii au o compoziție aproximativ omogenă în toate probele aceștia nu aduc o variație a densității decât în măsura în care cantitățile lor variază. Astfel cu cât cantitatea de ortopiroxeni crește densitatea scade ducând până la densitatea de 3.10 in cazul probelor cu mai mult de 15% ortopiroxeni și 5% spineli.

Pentru compoziția de tip eclogitoid eșantioanele studiate prezintă variații ale densității de la 3.2 la 3.6 g/cm3 în funcție de raportul granați+spinel/clinopiroxeni. Prezentată sub forma unor valori de la 0 la 1 compoziția predominantă este cea cu 0.35 granați având o densitate de 3.4 g/cm3. Procentul maxim de granați și spineli identificat în probele studiate este de 0.50 și corespunde densității de 3.6 g/cm3.

O alta compoziție de tip piroxenitic în care pe lângă granați și spineli sunt prezenți în cantități importante amfibolii ajunge la densități de până la 2.9-3.1 g/cm3. Aceste densități sunt caracteristice mai curând pentru baza crustei și se datorează apariției amfibolilor.

4.6.2.Viteza undelor elastice și acustice

Spre deosebire de densitate viteza de propagare a undelor elastice printr-un agregat mineral este influențată de mai mulți parametrii.

Compoziția modală (conținutul procentual al fiecărui mineral existent în rocă) influențează viteza de propagare a undelor în sensul în care minerale diferite caracteristice pentru aceleași condiții termo-barice au viteze de propagare ce pot diferi între ele cu mai mult de 0.2km/s, ceea ce poate duce la variații de viteză importante în cadrul aceluiași grup de roci.

Anizotropia structurală a rocii (aranjarea conform unei anumite orientări a cristalelor conținute în rocă) poate genera importante variații ale vitezei de propagare chiar și în cazul unei roci monominerale. Un exemplu clar de anizotropie de acest tip este cel al olivinei în dunite care poate duce la variații ale vitezei de propagare a undelor P de la 9,8 km/s în cazul orientării perfecte a tuturor cristalelor pana la 7.72 km/s în cazul în care se măsoara pe o direcție perfect perpendiculară pe cea anterioară într-o roca cu o orientare de asemenea perfectă. Pentru o rocă olivinică relativ izotropă viteza medie este de 8.8 km/s. Aceste valori corespund vitezelor calculate de Christensen și Lundquist, 1982 (figura 22).

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. 22 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 de forfecare în planul a – c pentru olivină și b – c pentru ortopiroxen (Christensen si Lundquist, 1982)

Variațiile de viteză rezultate ca urmare a anizotropiei structurale pot fi amplificate și mai mult de prezența în rocă a mai multor compuși minerali cu caracter anizotrop din punct de vedere seismic și anizometrici din punct de vedere al formei cristalelor.

O altă cauză este aceea că unele minerale (ortopiroxeni, clinopiroxeni) au axa de viteză maximă de propagarea a undelor seismice plasată perpendicular pe direcția principală de creștere a cristalului. Luând în considerare cele prezentate mai sus am studiat mai multe modele teoretice posibile de orientare a cristalelor din rocile ce compun mantaua litosferică, în special în partea sa superioară.

5.Anizotropia structurală și anizotropia seismică a mantalei litosferice de pe teritoriul României

5.1.Modele de anizotropie structurală și de viteză de propagare posibile în rocile peridotitice din mantaua superioară

5.1.1Modelul orientării preferențiale perfecte a cristalelor ce compun roca

Acest model presupune alinierea perfectă pe o direcție preferențială a tuturor cristalelor indiferent de faza minerală căreia îi aparțin (figura 23). O astfel de distribuție poate genera mai multe tipuri de anizotropii seismice în funcție de compoziția mineralogică a rocii și de compoziția modală a acesteia.

Figura. 23 Orientarea preferențială perfectă a mineralelor anizometrice din xenolitele peridotitice din mantaua superioară

În funcție de conținutul de olivină și respectiv clinopiroxeni și ortopiroxeni anizotropia seismică rezultată ca urmare a unui astfel de aranjament poate avea următoarele caracteristici:

anizotropie ridicată (până la 18%) în cazul în care componenta olivinică este predominantă și se ridică până la 75-85 % din totalul mineralelor din eșantion

anizotropie medie în cazul în care componenta olivinică reprezintă până la 60% cea ortopiroxenică în jur de 30% iar cea clinopiroxenică sub 5%

5.1.2.Modelul orientării preferențiale parțiale în funcție de fază a cristalelor ce compun roca (Blakman et al, 2002)

În acest model pornim de la supoziția că faze minerale diferite ce compun un anumit tip de rocă pot cristaliza având orientări diferite mergând până la orientări perfect perpendiculare ale axelor principale de crestere a cristalelor.

– orientarea pe aceeași direcție a cristalelor de olivină și ortopiroxeni și perpendicular pe această direcție a celor de clinopiroxeni(figura 24). Un astfel de aranjament va conduce la scăderea vitezei medii de propagare a undelor P prin rocă până la 8.3 km/s în funcție de conținutul de ortopiroxeni dar va păstra un nivel de anizotropie de viteză foarte ridicat (până la 20%)

Figura. 24. Orientarea preferențială pe aceeași direcție a cristalelor de olivină și ortopiroxeni si perpendicular pe această direcție a celor de clinopiroxeni

Orientarea preferențială pe aceeași direcție a cristalelor de olivină și ortopiroxeni și perpendicular pe această direcție a celor de clinopiroxeni

– orientarea paralelă a olivinei și clinopiroxenilor și orientarea perpendiculară pe această direcție a ortopiroxenilor (figura 25). Acest model va conduce la apariția unei anizotropii seismice în jurul valorii de 15% și la viteze mai ridicate decât la modelul anterior.

Figura. 25 Orientarea preferențială pe aceeași direcție a olivinei și clinopiroxenilor și orientarea perpendiculară pe această direcție a ortopiroxenilor

-orientarea pe o direcție a olivinei și orientarea pe direcție perpendiculară pe aceasta a ortopiroxenilor și clinopiroxenilor(figura 26). Acest model va conduce la anizotropii ale vitezei de propagare a undelor seismice în jurul valorii de 18% și la viteze ale undelor p cuprinse între 8.3 și 8.4 km/s.

Figura. 26 Orientarea preferențială pe o direcție a olivinei și orientarea pe direcție perpendiculară pe aceasta a ortopiroxenilor și clinopiroxenilor.

Toate aceste tipuri de anizotropie sunt posibile în farmațiunile mantalei superioare însă cu unele inperfecțiuni legate de direcția orientării preferențiale și de cantitatea de cristale orientate.

5.2.Orientarea preferențială a mineralelor anizometrice în xenolitele ultrabazice din bazaltele alcaline de la Racoș

Întrucât anizotropiile teoretice prezentate mai sus nu pot fi obținute în condiții naturale și orientarea cristalelor nu este perfectă, în urma determinărilor făcute la microscopul optic am obținut un set de valori de orientare preferențială a cristalelor. Modalitatea de determinare a acestor orientări este descrisă mai jos.

Orientarea preferențială a ortopiroxenilor este mult mai pregnantă decât a clinopiroxenilor, dar mai scăzută decât a olivinei (Falus et al, 2008). Creșterea cantității de ortopiroxeni chiar și în cazul unei orientări preferențiale foarte puternice duce la reducerea anizotropiei seismice a rocii deoarece vitezele medii pe direcția axei cristalografice principale și pe direcția perpendiculară pe aceasta sunt apoximativ egale în cazul ortopiroxenilor.

Gradul de orientare preferențială al mineralelor din secțiunile observate la microscop variază de la orientări foarte slabe (<10%) și până la orientări foarte bune (~80%). Gradul de orientare determinat pentru majoritatea probelor se situează în intervalul 35-55 % ceea ce sugerează o buna orientare a cristalelor, în special a celor de olivină în secțiunile lherzolitice. Orientarea preferențială a fost estimată prin studierea secțiunilor subțiri la microscopul optic și estimarea numărului de granule ale tuturor mineralelor conținute în secțiune ce se orientează după o direcție sau alta într-un sistem de axe ortogonal. În stabilirea gradului de orientare se iau în considerație atât numărul de cristale orientate paralel cu axele sistemului de coordonate cât și unghiul făcut de diverse cristale cu una dintre axe. Nu se consideră ca fiind orientate cristalele care înclină cu mai mult de 30 de grade față de axa la care se face raportarea. Anizotropia determinată la microscopul optic nu este neapărat în concordanță cu conținutul de olivină. Aceasta este asociată cel mai adesea cu gradul de deformare al rocii. Astfel, eșantioanele în care maclele de compresiune și extincția ondulatorie a cristalelor de olivină și ortopiroxeni sunt mai des întâlnite sunt acelea cu anizotropia optică cea mai accentuată.

Modelul structural cel mai des întâlnit în xenolitele lherzolitice este cel al unei lineații cu toate componentele având aproximativ aceeași orientare preferențială, variațiile de viteză de propagare fiind generate în primul rând variația compoziției lor. Unele eșantioane prezintă o slabă foliație evidențiată prin existența unor ușoare segregări compoziționale (apariția unor benzi mai bogate în piroxeni). Aceste anizotropii au putut fi observate și macroscopic pe unele esantioane lherzolitice sectionate (fig. 27 și 28).

Figura. 27 Xenolit peridotitic de la Racoș. Structura lineara evidentiata macroscopic de orientarea preferentiala cristalelor de piroxeni

Figura. 28 Xenolit peridotitic de la Racoș. Structura slab planara evidentiata prin segregatie compozitionala scara 1:1

Figura. 29 Structura slab anizotropa linear sacra 1:2

În rocile clinopiroxenitice se remarcă uneori o bună orientare a cristalelor de clinopiroxen (omfacit)(fig. 30) și de amfibol. Gradul de orientare preferențială rezultat este în strânsă dependență de conținutul de minerale anizometrice (clinopiroxeni, amfiboli) existent în eșantion

Figura. 30 Orientarea preferențială a cristalelor de clinopiroxen în rocile eclogitoide

5.3. Anizotropia elastică și viteza de propagare a undelor acustice prin rocile caracteristice mantalei terestre de pe teritoriul României determinată 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 (ex. Zamora et al, 1994).

Am studiat cinci eșantioane de peridotit cu compoziții modale pornind de la peste 75% olivină și 15% ortopiroxen, șase eșantioane de piroxenit cu granat și amfibol și zece eșantioane de tip eclogitic. Eșantioanele eclogitice au fost incluse în materialul studiat deoarece printre xenolitele din bazaltele de la Racoș culese anterior de Luffi Peter au fost găsite mai multe eșantioane cu compoziție asemănătoare eclogitelor. De asemenea au fost alese eșantioane cu caractere texturale diferite, începând de la peridotite cu caracter porfiroclastic grosier și până la cele cu caracter milonitic și ultramilonitic cu fenomene de recristalizare și cu granulație fină și foarte fină.

În acest scop se utilizează o sursă de ultrasunete, determinând timpul de propagare a sunetului printr-un cristal sau o asociație minerală (ex. Zamora et al, 1994). 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 formă cubică cu latura de 10 mm. Aplicarea semnalului s-a făcut succesiv pe 3 direcții ortogonale determinându-se timpii de sosire pentru cele 3 direcții și pentru frecvențele de 5 MHz, 10 MHz și 20 MHz, celelalte frecvențe fiind improprii studiului, deoarece lungimea de unda a oscilațiilor depașește cu mult dimensiunea probelor. 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.

5.3.1.Aparatura utilizată

În acest studiu s-a utilizat pentru testarea probelor un dispozitiv generator-receptor 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 opt 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 nanosecunde.

Conectarea la calculator și achiziția de date:

– opt 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);

– două 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;

– analiză 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 31 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. 31 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.

5.3.2.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 7.Parametrii adimensionali anarmonici prezentați în scară logaritmică pentru mineralele și oxizii prezenți în crusta și mantaua terestră (Wolf și Jeanloz, 1985)

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 sau în zonele de coliziune activă. Derivatele cu temperatura ale vitezelor undelor elastice vor avea valori scăzute în această situație. Marile anomalii de viteză asociate slab-urilor sunt asociate în acest caz cu existența unei anizotropii structurale sau a unor modificări de mineralogie.

5.3.3.Rezultate

Anizotropiile observate în eșantioanele peridotitice cresc proporțional cu conținutul în olivină și cu dimensiunea cristalelor. Astfel, peridotitele porfiroclastice cu conținuturi de olivină de peste 70% prezintă anizotropii de până la 7% dar valoarea medie este de 4% (fig. 34), ceva mai scăzută decât cea obținută de Falus et al (2008) care pentru adâncimi de 55 km ajunge la o anizotropie de 11%. Pentru peridotitele ultramilonitice anizotropia scade până la 1.9-2%. Anizotropia determinată pentru eșantioanele eclogitice (fig. 35) variază de la 0.9% până la 1.4%. Această variație este rezultată ca urmare a creșterii conținutului de omfacit ca și a gradului de orientare al acestuia.

Figura 32. Histograma vitezelor de propagare ale undelor P determinate în laborator pentru lherzolite

Figura 33. Histograma vitezelor de propagare ale undelor P determinate în laborator pentru eclogite

Figura 34. Histograma anizotropiei vitezei de propagare a undelor P în peridotite determinata în laborator

Figura 35. Histograma anizotropiei vitezei de propagare a undelor P în eclogite determinata în laborator

Vitezele undelor acustice compresionale determinate în laborator pentru formațiunile de tip peridotitic variază între 8.34 și 8.44 km/s. Această variație este determinată de variația conținutului de olivină și de gradul de orientare al cristalelor. Plaja relativ restrânsa a valorilor de viteză se datorează păstrării în general a unui conținut ridicat de olivină, indiferent de caracterul structural textural al rocii.

Vitezele în rocile eclogitice variază pe o plajă și mai restrânsă ca o consecință a faptului că elementele care pot influența această variație țin mai mult de conținutul de granați din rocă și mai putin de gradul de orientare al mineralelor anizotrope ce o conțin. De remarcat că pentru acest test am căutat eșantioane eclogitice cât mai puțin afectate de procese de retromorfism.

Vitezele determinate în laborator pot fi afectate și de impurități din roca gazdă (bazaltul alcalin) păstrate pe suprafața probei analizate. Aceste impurități pot duce la reducerea vitezei de propagare cu până la 0.5 km/s pentru Vp si 0,7 km/s pentru Vs așa cum am putut observa pe parcursul efectuării experimentelor.

Vitezele de mai sus au fost corectate pentru adâncimea de 45 Km în cazul lherzolitelor și 50 km în cazul eclogitelor conform algoritmului prezentat de Anderson în 1989 și utilizând macro-ul propus de Hacker & Abers (2004).

Au fost calculate de asemenea și vitezele Vp și Vs pentru eșantioanele studiate de Vaseli și colaboratorii în 1995. Calculul s-a facut pentru adâncimea de 40 de km și un gradient geotermic de 20 grade pe km, întrucât majoritatea probelor investigate (21 din 28) au fost lherzolite cu spineli cu diverse varietăți structurale. Cele mai multe varietăți structurale studiate de acesti autori sunt anizotrope prezentând atât orientări preferențiale ale mineralelor anizometrice cat și segregații minerale. Vitezele, densitățile și coeficienții elastici ai acestor roci au fost calculate în ipoteza că sunt perfect izotrope. Rezultatele sunt prezentate în anexele 2 și 3. În anexele 4 și 5 sunt prezentate proprietățile elastice pentru două condiții termo-barice stabilite pentru o serie de minerale ce pot fi întâlnite în manta și în crusta terestră.

Ulterior am recalculat vitezele luând în considerație gradul de anizotropie al fiecărei probe studiate în cadrul tezei care nu a fost investigată cu ajutorul ultrasunetelor.

În urma acestor calcule a rezultat o variație a vitezei maxime de propagare a undelor P pentru probele peridotitice în intervalul 7.99- 8,20 km/s iar viteza minima s-a situat în internalul 7.68-8.05 km/s, iar pentru probele de piroxenite cu granați și spineli maximele sunt cuprinse între 8.50-8.64. iar minimele în intervalul 8.30-8.52 km/s. Se remarcă faptul că aceste viteze sunt superioare celor determinate cu ajutorul ultrasunetelor pentru probele eclogitice, fapt ce poate fi pus pe seama conținuturilor foarte ridicate de spineli din aceste roci.

6. Modelul geologic realizat pe baza informațiilor de viteză și anizotropie elastică și a studiilor petrologice efectuate pentru zona Vrancea și partea estică a Platformei Moesice

Configurația vitezelor de propagare a undelor Pn și Sn pentru zonele de pe teritoriul României ce au putut fi studiate pe baza datelor existente (fig.4, 5 și 6) conduce la un model geologic cu o litologie variată și o structură complexă. Distribuția concentrică a vitezelor și a surselor de anizotropie în zona seismogenă Vrancea și în zonele adiacente acesteia (Fig.4) a fost interpretată anterior ca reprezentând o variație a direcției structurii în această zonă ca urmare a unei curgeri toroidale a mantalei în jurul unui fragment de crusta subdusă Ivan et al (2008) (fig. 36)

Figura 36. Structura geologică profundă în zona Vrancea și direcțiile de curgere a mantalei conform modelului propus de Ivan et al, 2008

Un model geologic și structural cât mai apropiat de situația reală se poate obține doar prin interpretarea integrată și corelarea tuturor datelor de cunoaștere disponibile.

Dupǎ cum am mai menționat, utilizând datele de anizotropie de propagare a undelor SKS în interiorul mantalei terestre putem genera un model de anizotropie elastica al acesteia fără a putea preciza amplasarea pe verticală a surselor de anizotropie. Acest model poate fi îmbunătățit prin corelarea anizotropiilor SKS cu cele rezultate prin estimarea anizotropiei mantalei superioare realizată prin studiul anizotropiei undelor Pn. Aceste date, în corelație cu vitezele undelor Pn și Sn și cu datele de viteza obținute în laborator pe probe din xenolitele ultrabazice de la Racoș pot oferi și o informație cantitativă în privința amplasării pe verticală și a direcției anizotropiilor observate.

Anizotropiile de propagare ale undelor SKS observate la stațiile seismice de bandă largă de pe teritoriul României au fost interpretate ca având doua surse principale: una asociată proceselor de curgere a mantalei în această zonă a continentului și o a doua sursă, în interiorul mantalei litosferice și la contactul acesteia cu crusta terestră produsă de transformări de fază produse sub influența diverselor topituri ce au percolat rocile mantalei.

Toate anizotropiile determinate în studiul efectuat de Ivan și colaboratorii (2008) au o orientare NNV-SSE exceptând pe cele de la statiile VRI, PLOR, MLR, VOIR si TIRR. Anizotropia determinata la statia TIRR ar putea fi afectată de efectul amplasării acestei stații în apropierea Mării Negre, așa cum au precizat și autorii. Anizotropiile de la celelalte 4 stații pot fi considerate ca având originea în mantaua litosferică și fiind asociate dinamicii ce a dus la formarea curburii Carpaților Orientali.

Modelul pe care îl propun consideră că originea acestor anizotropii este în litosferă și că sunt cauzate de orientarea mineralelor anizotrope (olivină, piroxeni) sub acțiunea unor procese de curgere plastică laminară produse la nivelul mantalei litosferice și de variația litologiei mantalei în această zonă în contextul tectonic existent. Aceste procese sunt evidențiate și de caracteristicile structural-texturale ale xenolitelor peridotitice. Structurile de tip milonitic și ultramilonitic prezente în xenolitele peridotitice, orientarea preferențială paralelă cu axa lineației a cristalelor de olivină inițiale și subparalelă a celor recristalizate, toate converg spre un model de tip peridotitic cu anizotropii de natură mineralogică amplificate de fenomene de curgere plastică.

Dacă luăm în considerare aceste anizotropii de natură mineralogică în asociere cu fenomenele geodinamice dintr-o zonă tectonic activă (fenomene de uplift și subsidență, deplasări ale blocurilor continentale de-a lungul sistemelor de falii transcurente însoțite de deformări și transformări de fază pe suprafețele de separație dintre blocuri) răspunsul seismic obținut va fi rezultanta celor două cauze de anizotropie. Astfel, gradul de anizotropie și viteza de propagare a undelor elastice sunt în strânsă dependență cu orientarea preferențială a cristalelor sub acțiunea eforturilor tectonice și de cantitatea de cristale cu anizotropie proprie ridicată conținute în rocă.

Vitezele de 8.8 km/s ale undelor Pn în zonele marginale ale zonei seismogene Vrancea sugerează prezența în partea superioară a mantalei a unei cantități apreciabile de corpuri eclogitice (sau clinopiroxenitice cu granați și spineli) dispersate în masa peridotitică. Această presupunere este susținută și de faptul că vitezele ridicate sunt dublate de o scădere a gradului de anizotropie de propagare a undelor SKS în această zonă, ajungând ca întârzierile componentei lente să scadă de la 1.3 s la 0.9 s.

Vitezele scăzute pâna la 7.1 km/s ale undelor Pn în centrul zonei seismogene pot fi considerate ca având la origine formațiuni piroxenitice similare celor discutate anterior dar conținând minerale hidratate. Acest fapt se corelează și cu existența unui conținut mai ridicat de apă în rețeaua ortopiroxenilor și a olivinei (Falus et al, 2008). Aceste minerale pot apărea pe fondul percolării peridotitelor inițiale de către topituri cu conținuturi importante de fluide, asociate unei zone de coliziune continentală. De asemenea poate fi luată în considerare și o creștere a cantității de ortopiroxeni în lherzolitele ce alcătuiesc mantaua litosferică din această zonă, ceea ce conduce de asemenea la scăderea anizotropiei sub 3 % și a vitezei de propagare până la 7.6-7.8 km/s.

7. Concluzii

Studiul complex prin mijloace geofizice și geologice a alcătuirii mantalei superioare oferă posibilitatea creării unor modele de compoziție și structură cât mai apropiate de situația reală.

În scopul obținerii unei imagini cât mai exacte 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 terestră. Aceste informații corelate cu datele de viteză a undelor Pn și Sn pot constitui suficiente elemente de constrângere pentru un model litologic al mantalei litosferice cât mai exact și plauzibil.

Aceste date au fost completate cu măsurători de viteze ale undelor compresionale și de forfecare efectuate în laborator cu ajutorul ultrasunetelor și evaluări ale proprietăților fizice ale alexenolitelor a căror compoziție chimică și mineralogică a fost determinata prin analize de microsondă electronică și prin microscopie optică. Tot cu ajutorul microscopiei optice am determinat gradul de anizotropie al eșantioanelor peridotitice și piroxenitice studiate în cadrul tezei și pentru care nu s+au putut face determinări cu ajutorul ultrasunetelor.

Compoziția predominantă în arealul studiat este de natură peridotitică, preponderent lherzolitică, 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. Vitezele de propagare obținute în laborator, corelate cu vitezele Pn și Sn determinate pe baza înregistrărilor de la stațiile seismologice de pe teritoriul României pot oferi informații cu un grad ridicat de certitudine asupra compoziției petrografice și a direcțiilor de orientare preferențială a cristalelor din rocile ce compun mantaua litosferică din vecinătatea discontinuității Moho. Compoziția cu concentrații de peste 70% ale olivinei, exceptând zona de convergență din Vrancea, sugerează existența unui sistem petrografic unitar pentru întregul teritoriu al României, exceptând zona de coliziune. În centrul acestei zone modelul adoptat presupune un conținut piroxenitic cu o componentă clinopiroxenică mai pronunțată și cu un conținut destul de important de minerale hidratate, ceea ce ar duce la un model cu viteze mai reduse. Aceasta explică reducerea vitezei de propagare a ndelor Pn și Sn în această zonă. Deși amfibolii au o anizotropie elastică puternică anizotropia finală a rocii este mult mai scăzută deoarece gradul de orientare preferențială existent în rocile ce conțin amfiboli este mult mai scăzut decât în celelalte probe studiate.

În exteriorul acestei zone vitezele de 8.8 km/s sunt asociate unui mediu peridotitic cu enclave de corpuri eclogitoide (clinopiroxenite cu granați și spineli) dezvoltat pe marginea zonei de coliziune în condițiile transformărilor de faza ce au afectat o veche crustă oceanică. Aceste corpuri pot avea o extindere teritorială destul de largă însă sunt limitate ca extindere pe verticală la un interval de câțiva kilometrii situat la baza crustei.

Modelarea termo-barică aplicată compozițiilor petrografice identificate conduce la existența a două modele compoziționale distincte pentru teritoriul României:

Unul general de tip peridotitic reprezentând litologia medie a părții superioare a mantalei litosferice la adâncimi cuprinse între 35 și 45 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 et al. (2004). Această direcție este una fosilă, dar este în coincidentă cu cea determinată prin studii de SKS splitting care oferă informații asupra anizotropiei medii a întregii mantale.

Cel de al doilea presupune zona de coliziune din Vrancea (Sperner et al, 2001, Milsom, 2005) cu compoziții piroxenitice bogate în clinopiroxeni substituiți de minerale hidratate în centrul acestei zone și eclogitice (clinopiroxenitică cu granați și spineli) 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, conținând în zona sa centrală relicte de crustă oceanică pe seama cărora s-au format corpurile de tip eclogitoid (ex. Ernst et al, 2007) și cu un important aport de fluide având originea în zona de coliziune. Prezența unei concentrări de corpuri eclogitice importante pe limita exterioară a zonei de coliziune și la adâncimi cuprinse între 45 și 60 km, adâncimi la care acestea pot fi stabile din punct de vedere termo-baric dar nu sunt în echilibru gravitational în raport cu mediul cu care se învecineaza (fig. 36), ar putea avea rolul declanșator pentru cutremurele medii din zona Vrancea. Această supoziție se sprijină pe existența unui contrast de densitate de circa 0.3 g/cm3 existent între mantaua peridotitică aflată la adâncimi mai mari de 60 km și peridotitul cu corpuri piroxenitice cu granați și spineli (eclogitoide) aflat deasupra (figura 37).

Figura. 37.Reprezentare schematică a distribuției pe verticală a densităților conform modelului compozițional propus pentru zona Vrancea

Acesta ar putea fi un model alternativ la cel clasic asociat faliilor pentru mecanismul în focar al acestor cutremure. Un astfel de model ar putea fi din punct de vedere fizic acceptat deoarece este mult mai plauzibil decât un mecanism de forfecare în condițiile de presiune și temperatură existente la nivelul mantalei.

Din punct de vedere structural în urma coroborării datelor provenite din determinările de anizotropie si viteză efectuate în laborator cu cele rezultate din studiile de anizotropie de propagare a undelor Pn efectuate de al Lazki et al și de viteză de propagare a undelor Pn și Sn efectuate de Ivan (2004) și de subsemnatul în timpul elaborării tezei se pot trage următoarele concluzii:

1. Anizotropia seismică și cea structurală observată sunt într-o poziție sub-orizontală fiind o consecință a fenomenelor de curgere plastica produse la nivelul mantalei litosferice pe direcția NW-SE al cărui sens nu a putut fi stabilit în acest studiu.

2. Structura mantalei în zona Vrancea (figura 38) este de tip stratificat paralel având o poziție sub-orizontală și nu este afectată de procesele tectonice ce au dus la formarea curburii Carpaților Orientali. Aceasta prezintă pornind de la baza crustei următoarea succesiune (figura 38):

– un strat de crustă de tip oceanic restit al crustei oceanului aflat între blocurile continentale aflate în coliziune

– un strat peridotitic cu spineli cu extindere foarte larga atât pe orizontală cât și în adâncime

– un nivel cu corpuri de roci eclogitoide rezultate prin transformarea crustei de tip oceanic (bazaltoidă sau gabbroică) în condiții de temperatură și presiune caracteristice unei adâncimi de 45-60 km.

Figura. 38Schiță structurală a părții superioare a mantalei în zona de curbură a Carpaților Orientali Direcția SV-NE

Figura 39. Modelul petrografic 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 explică 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.

Modelul propus consideră că anizotropia seismică are în primul rând ca sursă variația compozițională a mantalei superioare și mai puțin o schimbare a direcției de curgere a mantalei sau o modificare a orientării structurii la nivelul mantalei superioare.

Existența mai multor compoziții litologice cu proprietăți elastice distincte și distribuția lor în spațiu justifică diferențele calculate între direcția de anizotropie structurală în mantaua superioară și direcția anizotropiei de propagare a undelor seismice. Astfel, în timp ce direcția de anizotropie structurală la nivelul mantalei urmează direcția caracteristică acestei zone a Europei, direcția anizotropiei de propagare a undelor SKS ca și vitezele de propagare ale undelor Pn și Sn sunt afectate de variația compozițională din zona de curbură a Carpaților Orientali avand ca rezultat anizotropii de viteză mult mai reduse și cu direcție perpendiculară pe direcția structurii.

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.

Datele seismologice actuale nu permit dezvoltarea pentru moment a unui model litologic și structural pentru partea superioară a mantalei litosferice pentru întreg teritoriul României deoarece rețeaua seismică națională nu acoperă deocamdată în mod egal toată suprafața țării iar focarele de seisme utilizabile în acest scop sunt situate în general pe directiile E și S în raport cu punctele în care se fac înregistrările.

Modelul compozițional și structural prezentat acoperă una din zonele ce au suscitat un larg interes din partea geofizicienilor și geologilor. În perspectivă se dorește realizarea unui model cu o extindere teritorială mult mai largă și în care sa fie incluse mai multe date de cunoaștere geologică privind mantaua superioară.

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., Spetzler H. (1970) Partial melting and the low-velocity zone, Phys. Earth Planet. Interiors, 4, p 62-64

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

ANDERSON D. L. (2007) . Neu theory of the earth, Blackwell scientific publications.

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

Tectonophysics 416, 7-22.

babuska V., 1981, Anisotropy of Vp and Vs in rock-forming minerals, J. Geophys 50, 1-6

bamford d., (1977) Pn velocity anisotropy in a continental upper mantle, Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 49: 29–48.

Barruol g., Deschamps A., coutant o. (2004) Mapping upper mantle anisotropy beneath SE France by SKS splitting indicates Neogene asthenospheric flow induced by Apenninic slab roll-back and deflected by the deep Alpine roots, Tectonophysics, 394, p. 125– 138

BASS J. D., SINOGEIKIN S. V., LI B. (2008) Elastic Properties of Minerals: A Key for Understanding the Composition and Temperature of Earth’s Interior, Elements, vol. 4, p. 165-170, .

Besutiu L. (2006) Alternative geodynamic model for the Vrancea intermediate-depth seismicity: the unstable triple junction : in Rus, T. (Ed.), Geodynamic Studies in Romania. Vrancea Zone. A Monograph, Reports on Geodesy, no.6 (81), ISSN 0867-3179, 73-95

Blackman, D. K., H.-R. Wenk, and J. M. Kendall (2002), Seismic anisotropy of the upper mantle 1. Factors that affect mineral texture and effective elastic properties, Geochem. Geophys. Geosyst., 3(9), 8601, doi:10.1029/2001GC000248.

Burchfiel, B.C. (1980), Eastern European alpine system and the Carpathian orocline as an example of collision tectonics, Tectonophysics, 63, 31-61

Chalot-Prat-F., Boullier, A.-M. (1997) Metasomatism in the subcontinental mantle beneath the Eastern Carpathians (Romania): new evidence from trace element geochemistry, Contributions to Mineralogy and Petrology, Volume 129, Issue 4, p. 284-307.

CHALOT-PRAT F., GÎRBACEA R.(2000) Partial delamination of continental mantle lithosphere, uplift-relatedcrust-mantle decoupling, volcanism and basin formation: a new model for the Pliocene-Quaternary evolution of the southern East-Carpathians, Romania, Tectonophysics, 327, 83-107

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

Church, W. R. and R. K. Stevens (1970) Early Paleozoic ophiolite complexes of the Newfoundland Appalachians as mantle-oceanic crust sequences, Journal of Geophysical Research, 76, 1460-1466

Coleman, R. G. (1977) Ophiolites: Ancient Oceanic Lithosphere? Springer Verlag, 229 pp

Dawson, J.B., Stephens, W.E. (1975). Statistical classification of garnets from kimberlite and associated xenoliths, Journal of Geology, vol.83, nr.5, p.589-607.

Dawson, J. B., and Stephens, W. E. (1976): Statistical classification of garnets from kimberlite and associated xenoliths- Addendum; Journal of Geology, vol. 84, p. 495-496.

Dawson, J.B., 1981: Kimberlites and Their Xenoliths.-Springer-Verlag, New York. 252 p.

DZIEWONSKI A., ROMANOWICZ B., (2007) Treatise on geophysics, volume 1, Seismology and structure of the Earth, Elsevier, ISBN: 978-0-444-51928-3

ernst W.g., hacker b. R., liou j. g., (2007) Petrotectonics of ultrahigh-pressure crustal and upper-mantle rocks, The Geological Society of America Special Paper 433-02, p 27-49

EWING M. JARDETZKY W., PRESS F. (1957) Elastic waves in lazered media ,McGRAW-HILL BOOK COMPANY, INC. , 380 p.

Falus G., Szabo C., Vaselli O. (2000). Mantle upwelling within the Pannonian Basin: evidencefrom xenolith lithology and mineral chemistry, Terra Nova, 12, 295-302

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

gîrbacea r., frisch w. (1998) Slab in the wrong place: Lower lithospheric mantle delamination in the last stage of the Eastern Carpathian subduction retreat, Geology, vol. 26, Issue 7, p.611

Grand, S.P., van der Hilst R.D., Widiyantoro S. (1997), Global seismic tomography: A snapshot of convection in the Earth, GSA Today, 7(4), 1-7,.

HARDY R. J., 1980, Temperature and pressuredependence of intrinsecanharmonicand quantum correction to the equation of state, Jurnal of Geophysical Research, 85, 7011-7015

Hacker, B. R., and G. A. Abers (2004), Subduction Factory 3: An Excel worksheet and macro for calculating the densities, seismic wave speeds, and H2O contents of minerals and rocks at pressure and temperature, Geochem. Geophys. Geosyst., 5, Q01005, doi:10.1029/2003GC000614.

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

IVAN M. 2001, SKS splitting observed at GEOFON station MLR in Vrancea area – Romania, Rev.Roum. GEOPHYSIQUE, 44, p.79-86,

IVAN M. (2004), . Pn and Sn velocity maps for Vrancea area and adjacent areas, WWW.GG.UNIBUC.RO, lucrare nepublicată

JEANLOZ R. AND KNITTLE E. (1986) Recuction of mantle and core properties to a standard state byadiabatic decompression. In Chemistry and Physics of Terrestrial Planets (editor S. K. Saxena) 275-305, Springer-Verlag, Berlin.

Komabayashi, T., S. Omori, and S. Maruyama (2004), Petrogenetic grid in the system MgO-SiO2-H2O up to 30 GPa, 1600{degree sign}C: applications to hydrous peridotite subducting into the Earth's deep interior, J. Geophys. Res., 109, B03206, doi:10.1029/2003JB002651.

Kushiro I., Yoder H. S. (1966) Anorthite–forsterite and anorthite–enstatite reactions and their bearing on the basalt–eclogite transformation. J. Petrol., nr.7, p. 337–362.

Kuusisto M., Kukkonen I.T., Heikkinen P., Pesonen L.J., (2006) Lithological interpretation of crustal composition in the Fennoscandian Shield with seismic velocity data, Tectonophysics, Volume 420, 26 pag. 283-299, ISSN 0040-1951, 10.1016/j.tecto.2006.01.014.

Linzer H.-G.,(1996). Kinematics of retreating subduction along theCarpathian arc, Romania. Geology 24, 167–170.

Love A. E. H.(1944) A Treatise on the Mathematical Theory of Elasticity, Dover, New York, , 4th ed. 551 p.

LOWRIE, W., 2007, Fundamentals of Geophysics, CAMBRIDGE UNIVERSITY PRESS, ISBN:9780521859028, 392 p

Manghnani M. et al.(1974) Compressional and Shear wave velocities in granulite facies rocks and eclogites to 10 kbar, JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH, VOL. 79, NO. 35, PP. 5427-5446

Mathias M., Siebert J. C., and Rickwood P. C. (1970) Someaspects of the mineralogy and petrology of ultramafic xenoliths in kimberlite. Contributions to Mineralogy and Petrology, 26, p. 75-123.

MĂLDĂRESCU, I.–ȘECLĂMAN, M.–ATANASIU, M.–BĂLDESCU D. (1982): Reacții in xenolitele din bazaltele de la Racoșul de Jos – An. Univ. București, 31, pp. 21-26.

MĂLDĂRESCU, I.–ATANASIU, M–ȘECLĂMAN, M. (1983): Significations de la présence de certains nodules de péridotites dans les basalts de Racoșul de Jos – R. Roum. Gèol. Gèoph. Gèogr., Gèologic, 27, pp. 9-14.

McGregor I. D. (1975) Petrologic and geophysical significance of mantle xenoliths in basalts, Reviews of Geophysics, vol. 13, nr. 3, p. 90-93

Mele, G. (1998). Pn anisotropy in the northern Apennine Chain (Italy).Pure Appl. Geophys. 151 (2–4), 495–502.

Müller, H. J., Schilling, F. R., Lathe, C., Lauterjung, J. (2006): Recent development of experimental techniques for high-pressure mineral physics under simulated mantle conditions., High Pressure Research, 26, 4, p. 529-537

PEI S.-P., XU Z.-H., WANG S.-Y. (2004) Sn wave tomography of the uppermost mantle beneath the China continent and adjacent regions, Chinese Journal of Geophysics, vol. 47, nr. 2, p. 278-284

PETERMAN E. M., HACKER B. R., BAXTER E. F. (2009) Phase transformations of continental crust during subduction and exhumation: Western Gneiss Region, Norway, Eur. J. Mineral., 21, 1097–1118

POWELL, R., 1978, Equilibrium thermodynamics in petrology, Harper & Row Ltd, ISBN 06-318061-8, 284 p.

Press F and Ewing m., 1954, Waves with Pn and Sn velocitz at great distances, Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, Vol. 41, No. 1 (Jan. 15, 1955), pp. 24-27

Rădulescu F, 1988 – Seismic models of crustal structure in Romania. Rev.roum.geol.geopys. Geophysique, 32, 13-18

Ringwood, A. E. (1975). Composition and petrology of the earth's upper mantle. McGraw-Hill, London, 618 p.

Salisbury, M. si N. I. Christensen (1978) The seismic velocity structure of a traverse through the Bay of Islands ophiolite complex, Newfoundland, an exposure of oceanic and upper mantle, J. Geophys. Res., 83, 805-817

Sandulescu, M. (1988), Cenozoic tectonic history of the Carpathians,In Royden L. & Horvath F. The Panonian Basin: A study in basin evolution, American Asociation of Petroleum Geologists Memoir., 45 p, 17-25

SANJAY, UPADHYAY; HEM, CHANDRA; MEENAKASHI, JOSHI; DEEPIKA, P JOSHI, Thermoelastic properties of minerals at high temperature, Pramana – J. Phys., Vol. 76, No. 1, January 2011

sawamoto H., Weidner d.j., Sasaki s., kumazawa M., 1984, Singl-crystalelastic properties of the modified spinel phase of magnesium orthosilicate, Science, 224, 749-751.

Schmid S.M., Bernoulli D., Fuegenschuh B., Matenco L., Schefer S., Schuster R., Tischler M., Ustaszewski K., 2008. The Alpine-Carpathian-Dinaridic orogenic system: correlation and evolution of tectonic units. Swiss J. Geosci. 101 (1), 139–183.

smith g. p., ekstrom g. (1999) A global study of Pn anisotropy beneath continents, Journal of Geophzsical Research, vol. 104, nr. B1, P. 963-980.

Stoneley R. (1949). The seismological implications of aeolotropy in continental structure, Monthly Notices Roy. Astr. Soc., Geophys. Suppl. 5, p. 343-353.

Szabó, Cs., Falus, Gy., Zajacz, Z., Kovács, I., Bali, E., 2004. Composition and evolution of lithosphere beneath the Carpathian–Pannonian region: a review. Tectonophysics 393, 119–137.

Szabó, Cs., Vaselli, O., Vanucci, R., Bottazzi, P., Ottolini, L., Coradossi, N., Kubovics, I., 1995. Ultramafic xenoliths from the Little Hungarian Plain (Western Hungary): a petrologic and geochemical study. Acta Vulcanol. 7, 249–263.

SCHUBERT, G.; TURCOTTE, D. L., OLSON P. 2004, Mantle Convection in the Earth and Planets, Cambridge University Press, ISBN 0-511-03719-8

SHEARER M. P. 2009 Introduction to seismology. Cambridge University Press, ISBN-13 978-0-511-58010-9, 396 p.

.Sumino, Y. and Anderson, O. L. (1984) Elastic constants of minerals. In Handbook of Physical Properties of Rocks 3, ed. Carmichael, R. S. Boca Raton, FL, CRC Press, pp. 39–138.

tătaru d. (2009) Cercetări privind structura litosferei din România utilizând metoda funcțiilor receptor, teză de doctorat

UDIAS A., 1999, Principles of seismology, Cambridge University Press, ISBN 0-521-62434-7, 476 p

VILHELM J., RUDAJEV V., ŽIVOR R., LOKAJÍČEK T., PROS Z.. 2008 Comparision of field and laboratory seismic velocity anisotropy measurement (scaling factor), Acta Geodin Geomater, vol. 5, nr. 2 (150), 161-169.

Van der Hilst R. D., Widiyantoro S., Engdahl E. R., Evidence of deep mantle circulation from global tomography, Nature, 386, 578-584, 1997.

Vaselli, O., Downes, H., Thirlwall, M., Dobosi, G., Coradossi, N., Seghedi, I., Szakacs, A., Vannucci, R., 1995. Ultramafic xenoliths in Plio-Pleistocene alkali basalts from the Eastern Transylvanian Basin: depleted mantle enriched by vein metasomatism. J. Petrol. 36, 23–53.

VaUchez, A., Nicolas, A., 1991. Mountain building: Strike-parallel displacements and mantle anisotropy. Tectonophysics. 185, 183–201.

Warren, C.J., Beaumont, C., Jamieson, R.A., (2008). Formation and exhumation of ultra-high-pressure rocks during continental collision: role of detachment in the subduction channel. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, Q04019, 33 p.

wolf g., jeanloz r., 1985, Vibrational properties of model monatomic crystals under pressure, Physical Review B (Condensed Matter), Volume 32, Issue 12, pp.7798-7810

Wüstefeld A., Bokelmann G., Guilhem Barruol G., Montagner J.-P. (2009) Identifying global seismic anisotropy patterns by correlating shear-wave splitting and surface-wave data, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 176, p. 198–212

Wyllie, P. J. (1979). Magmas and volatile components, American Mineralogist, 64, 469–500.

Yamauchi M., Hirahara K., Shibutani T. (2003) High resolution receiver function imaging of the seismic velocity discontinuities in the crust and the uppermost mantle beneath southwest Japan, Earth, Planets and Space, Vol. 55, p. 59-64.

zamora m., sartoris g., chelini w. (1994) Laboratory measurements of ultrasonic wave velocities in rocks from the Campi Flegrei volcanic system and their relation to other field data, Journal of Geophysical Research, vol. 99, nr. B7, p 13553-13561

Zharkov V., Kalinin V., 1971, Ecuations of state for solids at high pressure and temperatures, New York, 257 pag.

WWW.INFP.RO – Rețeaua seismică națională

ANEXE

Anexa 1 Valori Vp si Vs observate in laborator in urma determinarilor efectuate cu ultrasunete cu frecventele de 5, 10 si 20 MHz . Valorile medii calculate ale vitezelor undelor P si S si ale rapoartelor Vp/Vs pentru fiecare tip de roca studiat

Anexa 2 Proprietatile fizice și conținutul de apă al probelor analizate de Vaseli et al (1995) și al probelor piroxenitice analizate în cadrul tezei calculate pentru presiunea de 1.5 GPa și temperatura de 800oC

Anexa 3 Proprietatile fizice și conținutul de apă al probelor analizate de Vaseli et al și al probelor piroxenitice analizate în cadrul tezei calculate pentru presiunea de 1.5 GPa și temperatura de 800oC

Anexa 4. Densitatea, vitezele de propagare ale undelor P și S și constantele elastice ale mineralelor din litosfera terestră la presiunea de 1.5 GPa și temperatura de 800C

Anexa 5. Densitatea, vitezele de propagare ale undelor P și S și constantele elastice ale mineralelor din litosfera terestră la presiunea de 1.7 GPa și temperatura de 800C