Reologiczny model litosfery w strefie szwu transeuropejskiego (TESZ) wzd³u¿
profilu sejsmicznego LT–7 (NW Polska — SE Niemcy)
Marek Jarosiñski*, Pawe³ Poprawa*, Fred Beekman**
Rheological structure of the Trans-European Suture Zone along LT–7 deep seismic profile (NW Poland and SE Germany). Prz. Geol., 50: 1073–1081.
S u m m a r y. The present study concerns rheological structure of the Trans-European Suture Zone (TESZ) and neighbouring tectonic units in Poland and SE Germany, along the LT–7 deep seismic sounding (DSS) profile. The SW–NE trending transect, 560 km in length, crosses the Variscan platform (VP — without its TESZ segment), part of the TESZ composed of external Variscan orogen and its fore-land (VSZ — Variscan Suture zone), the Teisseire–Tornquist Zone (TTZ), and terminates on the western slope of the East European Craton (EEC; fig. 1). Both complex crustal structure and significant lateral changes in surface heat flow along the LT–7 profile make it an attractive object for study of the rheological differentiation of lithosphere. 1–D temperature and rheological modelling was per-formed for 10 sites located along the LT–7 profile. The most important and best-constrained input data are seismic wave velocity struc-ture (fig. 2) and surface heat flow density (fig. 3). A simplified petrological model (fig. 4) based on P–wave velocity differentiation has been founded on a concept of quartz/diorite/diabase/pyroxenite/olivine layering of the lithosphere. Lithosphere temperature profiles for each site were derived by analytical solutions of Fourier’s law, applied to two layer crust model with the mantle being infinite half-space. For analysed sites, for each petrological defined layer constant value of radioactive heat production and thermal conduc-tivity were assumed (fig. 4). For calculations of strength envelopes, Byerlee’s frictional law, for brittle layers and powerlaw creep for ductile layers were used. An assumption of wet rheology was generally applied. In order to narrow the range of possible solutions, the rheological models were to fulfill three principal conditions: (1) Thickness of thermal lithosphere should laterally vary from 70 km to 200 km (constrained by extrapolated seismological data). (2) Mantle heat flow and lithospheric thickness should change smoothly from site to site. (3) Cumulative strength of the lithosphere for the strain rate 10–16s–1should always be higher than 2 1012N/m (neotectonic quiescent of the analysed area indicates that the lithosphere sustains plate boundary forces). In spite of poor control on some input data and no restrictive principal conditions, possible solutions of the model fall into a narrow range of options. Performed modelling allowed to estimate cumulative lithospheric strength along the profile (fig. 5a), which changes of more than an order of magnitude from 30–50 *1012N/m at the edge of the EEC, through 15–25 1012N/m in the TTZ and less then 5 1012N/m in the VSZ, to 5–15 *1012N/m in the VP. Calculated mantle heat flow (fig. 5b) varies in a range from 20 mW/m2in the EEC, through 20–35 mW/m2in the TESZ (with maximum values at its SW boundary), to 25–30 mW/m2in the VP. For the same segments of the profile thickness of ther-mal lithosphere estimated on 170–200 km, 90–160 km and 110–140 km (fig. 5c), respectively. Additionally, therther-mal modelling led also to some constraints on the radioactive heat production in the upper crust. The first-order feature of the obtained rheological section (fig. 5c) is that the transition zone from the VSZ to the VP is extremely weak. As evidenced from coincidence with high surface and man-tle heat flow, observed mechanical weakening is thermally controlled. The second significant outcome of the model is the existence of rheological layering of the lithosphere. Apart of the EEC, only two strong layers were recognised, namely uppermost crust and upper-most mantle. These layers are separated by extremely weak lower crust, more than 20 km thick. For the lithosphere of the EEC three or four strong layers were recognised. Some of them might be mechanically welded to each other. Sensitivity of the rheological model to variability of radioactive heat production and surface heat flow has been also examined (fig. 6). Changes of these parameters in realis-tic range lead to significant differences in the shape of strength envelopes and thickness of thermal lithosphere. This leads to the con-clusion, that any independent control on lithospheric thickness would be crucial for improving quality of rheological model. Key words: rheology of the lithosphere, tectonic stress, seismic profile, thermal profile, NW Poland
Niniejsza praca prezentuje wyniki analizy struktury reologicznej litosfery wzd³u¿ profilu LT–7, przebie-gaj¹cego w kierunku SW–NE przez wschodnie Niemcy i NW Polskê, od Lipska po Lêbork (ryc. 1; Guterch i in., 1994). Przecina on obszar o zró¿nicowanej strukturze wg³êbnej (ryc. 2), na któr¹ sk³adaj¹ siê NE fragment paleozoicznej platformy, skonsolidowanej w trakcie oro-genezy waryscyjskiej (VP), strefa szwu transeuropejskiego (TESZ) oraz sk³on kratonu wschodnioeuropejskiego (EEC; Guterch i in., 1994; Dadlez, 1997). Ze wzglêdu na zró¿nicowanie obrazu sejsmicznego w obrêbie TESZ odcinek ten umownie podzielono na strefê Teisseyre’a–Tornquista (TTZ) oraz na warscyjski fragment TESZ (VSZ). Podzia³ na wy¿ej wymienione bloki znajduje uzasadnienie zarów-no w wykonanym na podstawie profilowania sejsmicznego modelu prêdkoœciowym (Guterch i in., 1994), jak i modelu
gêstoœciowym dla tego samego przekroju (Królikowski & Petecki, 1997).
Ponadto, wzd³u¿ profilu LT–7 zachodz¹ znacz¹ce, oboczne zmiany gêstoœci powierzchniowego strumienia cieplnego (zob. np. Majorowicz & Plewa, 1979; Majoro-wicz, 1984; Hurtig i in., 1992; Èermak i in., 1992; Plewa, 1994; Balling, 1995; Karwasiecka & Bruszewska, 1997) z charakterystyczn¹, rozleg³¹ anomali¹ dodatni¹, zlokalizo-wan¹ na pograniczu Polski i Niemiec (ryc. 3). Nak³adanie siê zró¿nicowania strukturalnego i termicznego sugeruje mo¿liwoœæ wystêpowania znacz¹cych pionowych oraz obocznych kontrastów w³aœciwoœci mechanicznych lito-sfery, co czyni ten profil atrakcyjnym obiektem modelo-wañ reologicznych.
Prezentowany model reologiczny wzd³u¿ profilu LT–7 jest wstêpnym etapem trwaj¹cych obecnie badañ na profi-lach refrakcyjnych projektu POLONAISE (Guterch i in., 1999; Grad i in., 1999; Jensen i in., 1999). Nap³yw nowych, dobrej jakoœci danych o strukturze sejsmicznej skorupy ziemskiej, np. projekt CELEBRATION 2000 (Guterch i in., 2000; ryc. 1), a tak¿e generalny postêp w geofizycznym rozpoznaniu g³êbszych partii skorupy ziemskiej, daje nadziejê na rozwój tego typu badañ w najbli¿szych latach.
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; mjar@pgi.waw.pl; ppop@pgi.waw.pl
**Vrije Universiteit, De Boelelaan 1085, 1081 HV Amster-dam, Holandia; beef@geo.vu.nl
Metoda obliczania profilu reologicznego Niniejsza praca zosta³a poprzedzona metodycznym artyku³em (Jarosiñski i in., 2002), w którym omówiono podstawy tej metody oraz zamieszczono odes³ania do reprezentatywnej literatury przedmiotu. W zwi¹zku z powy¿szym, wstêp metodyczny jest tu ograniczony do niezbêdnego mini-mum.
Modele reologiczne litosfery okreœlaj¹ jej wytrzyma³oœæ, która jest wyra¿ona naj-czêœciej wielkoœci¹ naprê¿enia dyferencjal-nego (najwiêkszej ró¿nicy naprê¿eñ) na danej g³êbokoœci. Wytrzyma³oœæ poszcze-gólnych warstw, w zale¿noœci od sposobu ich odkszta³cenia, jest uwarunkowana w ró¿nym stopniu litologi¹, temperatur¹, ciœ-nieniem i tempem deformacji. Prezentowa-ne w niniejszym artykule modele s¹ jednowymiarowe oraz stacjonarne, tj. ich parametry i warunki brzegowe s¹ niezmien-ne w jednokrotnym cyklu obliczeñ (Jarosiñ-ski i in., 2002).
Profile reologiczne litosfery obliczano stosuj¹c oprogramowanie napisane przez Beekmana (1994). Analogiczne algorytmy obliczeniowe by³y stosowane w wielu obszarach na œwiecie (m.in. Cloetingh & Banda, 1992; Beekman, 1994; Lankreijer i in., 1997, 1999; Van Wees & Beekman, 2000; Moisio i in., 2000), co gwarantuje profil sejsmiczny LT-7
LT-7 seismic profile
inne, g³êbokie profile sejsmiczne
other deep seismic profiles
profile sejsmiczne projektu POLONAISE’97
seismic profiles of the POLONAISE’97 project
profile sejsmiczne projektu CELEBRATION-2000
seismic profiles of the CELEBRATION-2000 project
Ryc. 1. Lokalizacja profilu LT–7, a tak¿e innych g³êbokich profili sejsmicznych w otoczeniu strefy TESZ, na tle uproszczonej mapy tektonicznej centralnej Europy Fig. 1. Location of LT–7 profile, as well as other deep seismic profiles in the vicinity of TESZ, with the background of simplified tectonic map of Central Europe
6,15 5,81 5,87 5,87 5,85 5,89 5,89 5,70 5,75 5,78 5,70 3,89 3,30 3,30 3,30 6,26 6,26 6,53 6,53 6,53 6,52 6,52 6,51 6,54 6,54 6,55 8,25 8,25 8,30 8,30 8,35 8,35 8,38 8,35 8,40 8,40 8,40 7,05 7,02 7,10 8,45 8,45 8,45 8,61 8,63 8,64 5,63 6,20 6,20 6,20 6,22 6,22 6,21 6,24 6,32 7,15 7,15 7,20 7,25 7,70 7,70 7,70 0 0 -240 -240 -200 -200 -160 -160 -120 -120 -80 -80 -40 -40 0 0 40 40 80 80 120 120 160 160 200 200 240 240 280 280 320 320 10 10 20 20 30 30 40 40 50 50 60 60 Polska Poland Niemcy Germany platforma waryscyjska Variscan Platform (VP)
strefa szwu transeuropejskiego (TESZ) Trans-European Suture Zone
TTZ VSZ
kraton wschodnioeuropejski (EEC) East European Craton
g³ebokoœæ[km] depth[km]
dystans [km] distance [km] zakresy prêdkoœci fal pod³u¿nych [m/s]:
P-wave velocity ranges [m/s]:
linie sta³ej prêdkoœci fal pod³u¿nych [m/s]
P-wave velocity isolines [m/s]
2,00-4,00 4,01-5,00 5,01,-5,80 5,81-5,90 6,10-6,40 6,50-6,60 7,00-7,30 (7,70-) 8,20-8,50 >8,60
Ryc. 2. Model prêdkoœciowy dla g³êbokiego profilu sejsmicznego LT–7 (wg Guterch i in., 1994) wraz z przyjêtym w niniejszej pracy podzia³em skorupy ziemskiej wzd³u¿ przekroju na indywidualne segmenty
Fig. 2. Velocity model for the deep seismic profile LT–7 (after Guterch i in., 1994) with division of the crust along the cross-section into individual segments, adopted in the present paper
porównywalnoœæ wyników poszczególnych analiz. Mode-lowanie przeprowadzono dwustopniowo: w pierwszej kolejnoœci programem Geotherm obliczano wykresy tem-peratury z g³êbokoœci¹, a nastêpnie programem Yield obli-czano profile wytrzyma³oœciowe (por. Beekman, 1994).
Profil temperatury litosfery
Obliczenia wykresów temperatury z g³êbokoœci¹ prze-prowadzono, za pomoc¹ równania przep³ywu ciep³a wed³ug Fouriera:
ρc ∂∂T
t k T A
p = ∇ ∇ +( )
gdzie: T — oznacza temperaturê, t — czas, D —
gêstoœæ, cp— pojemnoœæ ciepln¹ w temperaturze
pokojo-wej i ciœnieniu atmosferycznym, k — wspó³czynnik prze-wodnictwa termicznego, natomiast A — radiogeniczn¹ produkcjê ciep³a.
Do modelowañ termicznych przyjêto uproszczony pro-fil litosfery, w którym wyró¿niono trzy warstwy, zak³adaj¹c ich wewnêtrzn¹ jednorodnoœæ i izotropowoœæ. S¹ to skorupa górna, skorupa dolna oraz p³aszcz litosfe-ryczny, traktowany tu jako nieskoñczona pó³przestrzeñ (por. ryc. 4). Dla powy¿szych warstw przyjêto sta³e warto-œci parametrów cieplnych. Warunki brzegowe dla ka¿dego modelu termicznego stanowi³y:
1) œrednia temperatura roczna powierzchni Ziemi
(7oC), od której liczono rozk³ad temperatury w g³¹b,
2) temperatura sp¹gu termicznej litosfery (1300oC),
bêd¹cy maksymaln¹ temperatur¹, do której prowadzono obliczenia oraz
3) gêstoœæ powierzchniowego strumienia cieplnego. Profil wytrzyma³oœci litosfery
Obwiednia wytrzyma³oœciowa by³a liczona dla przyjê-tej za modelem sejsmicznym wielowarstwowej litosfery oraz dla uprzednio obliczonego profilu temperaturowego. W pierwszej kolejnoœci sprawdzano warunek, czy na danej g³êbokoœci, przy obliczonej temperaturze i ciœnieniu oraz zadanym tempie deformacji, ska³a o okreœlonym sk³adzie petrograficznym zachowuje siê krucho czy podatnie. W tym celu liczono wartoœci potencjalnej wytrzyma³oœci ska³y w warunkach kruchych oraz podatnych, z których ni¿sza wartoœæ okreœla³a rodzaj deformacji,
panuj¹cy na danej g³êbokoœci.
Dla deformacji kruchych za³o¿ono, ¿e limit naprê¿eñ œcinaj¹cych jest wyznaczany prawem Byerlee’ego (1978), a wiêc poprzez opory tarcia na powierzchniach istniej¹cych w skale zniszczeñ o orientacji sprzyjaj¹cej poœlizgowi. Naprê¿enia dyferencjalne F liczono wówczas ze wzoru (Ranalli, 1995):
σ αρ= gz(1−λ)
gdzie: " — jest wspó³czynnikiem, któ-rego wielkoœæ jest zale¿na od re¿imu naprê-¿eñ (Simbson, 1974, Beekman, 1994), D — jest œredni¹ gêstoœci¹ kolumny nadk³adu, g
— jest przyspieszeniem grawitacyjnym, z
— g³êbokoœci¹, natomiast 8 — jest wspó³czynnikiem ciœ-nienia p³ynów porowych
W niniejszej pracy modele reologiczne wykonano w dwóch wariantach, tj. dla re¿imu uskoków normalnych (wytrzyma³oœæ w ekstensji — wartoœci ujemne na wykre-sach) oraz dla re¿imu uskoków odwróconych (wytrzy-ma³oœæ w kontrakcji — wartoœci dodatnie na wykresach). Przyjêto hydrostatyczne ciœnienie p³ynów porowych oraz sta³¹ wartoœæ wspó³czynnika tarcia statycznego na powierzchniach uskoków (: = 0,6), jaka wynika z testów Byerlee’ego (1978).
Wytrzyma³oœæ warstw podatnych liczono przy za³o¿e-niu, ¿e jedynym mechanizmem ich deformacji jest pe³Ÿniê-cie dyslokacyjne F, okreœlone funkcj¹ potêgow¹ (Kirby, 1983). σ= ε ⋅ A E NRT p N p 1 exp
gdzie: ε— oznacza tempo deformacji, Ap, N i Ep— s¹
sta³ymi materia³owymi wyznaczonymi empirycznie, R — jest uniwersaln¹ sta³¹ gazow¹, natomiast T — oznacza tem-peraturê bezwzglêdn¹
Wartoœci sta³ych materia³owych, zastosowane w funk-cji potêgowej opisuj¹cej pe³Ÿniêcie dyslokacyjne, przyjête za Ranallim (1995) oraz Carterem i Tsennem (1987), zesta-wiono w tab. 1.
Zastosowany program nie umo¿liwia modelowania przejœciowej strefy deformacji krucho-podatnych, gdy¿ nie zosta³y dot¹d zaproponowane równania konstytutywne opisuj¹ce taki mieszany mechanizm odkszta³cenia. Ze wzglêdu na powy¿sze ograniczenie, przy modelowaniu przyjêto arbitralnie maksymaln¹ wartoœæ naprê¿enia dyfe-rencjalnego 1000 MPa. Pokrywa siê ona z maksymalnym naprê¿eniem, dla którego ma zastosowanie potêgowa funkcja pe³Ÿniêcia mikrodyslokacyjnego, zaœ przewy¿sza nieco postulowane przez Orda & Hobbsa (1989) maksy-malne wartoœci wytrzyma³oœci ska³ in situ dla kompresyj-nego re¿imu naprê¿eñ.
Dane wejœciowe do modelu reologicznego Podstawowymi parametrami prezentowanego modelu, których wartoœci pochodz¹ z niezale¿nych pomiarów geo-fizycznych, s¹ struktura sejsmiczna skorupy ziemskiej oraz
Petrografia Suchy (S) Mokry (M) Potêga N Energia aktywacji EPL [J/mol] Sta³a inicjuj¹ca APL [Pa–N,s–1] sól kamienna s 4,5 66 500 7,94e–31 kwarcyt m 1,9 172 600 1,26e–13 granit m 1,9 140 600 7,94e–16 dioryt m 2,4 212 000 1,26e–16 diabaz s 3,05 276 000 6,31e–20 dunit m 4,5 498 000 3,98e–25
Tab. 1. Parametry funkcji potêgowej pe³Ÿniêcia dyslokacyjnego dla typów petrograficznych wykorzystanych w modelowaniu (wg Goetze & Evans, 1979; Carter & Tsenn, 1987; Ranalli, 1995)
Table 1. Parameters of powerlaw creep function for petrographic types used in modelling (after Goetze & Evans, 1979; Carter & Tsenn, 1987; Ranalli, 1995)
gêstoœæ powierzchniowego strumienia cieplnego. Dla pozosta³ych parametrów obliczeniowych zosta³y przyjête wartoœci standardowe z literatury.
Parametry modelowania termicznego
Gêstoœæ powierzchniowego strumienia cieplnego wzd³u¿ profilu przyjêto opieraj¹c siê na kompilacji publi-kowanych danych Majorowicza i Plewy (1979), Majorowi-cza (1984), Hurtiga i in. (1992), Plewy (1994) oraz Karwasieckiej i Bruszewskiej (1997), uzupe³nionych o dane niepublikowane (ryc. 3). Jego wartoœci wzd³u¿ profi-lu LT–7 zmieniaj¹ siê w szerokim zakresie (ryc. 3, 5b).
Najni¿sze, wynosz¹ce poni¿ej 40 mW/m2, s¹ stwierdzane
na EEC w rejonie £eby. W obrêbie TESZ systematycznie rosn¹ ku SW, a¿ do granicy polsko-niemieckiej, gdzie
osi¹gaj¹ maksymalnie ponad 80 mW/m2. Dalej ku SW, w
obrêbie VP, powierzchniowy strumieñ cieplny maleje,
osi¹gaj¹c w rejonie Lipska wartoœci poni¿ej 60 mW/m2.
S³aby stopieñ rozpoznania przewodnictwa termiczne-go ska³ na Ni¿u Polskim powoduje, i¿ s¹ mo¿liwe znaczne rozbie¿noœci w wartoœciach obliczanego powierzchniowe-go strumienia cieplnepowierzchniowe-go, mimo uwzglêdniania podobnych pomiarów temperatur w otworach wiertniczych (Szew-czyk, 2001). Na przyk³ad Karnkowski (1999), przy nieco innym podejœciu metodycznym ni¿ wczeœniej stosowane, uzyska³ w strefie TESZ wartoœci ni¿sze od Majorowicza (1984) czy Karwasieckiej i Bruszewskiej (1997),
miejsca-mi nawet o 20 mW/m2. Z uwagi na powy¿sze, zakres
mo¿liwego b³êdu przyjêtych wartoœci gêstoœci powierzch-niowego strumienia cieplnego jest znacz¹cy.
Parametrem wp³ywaj¹cym znacz¹co na profil tempera-tury litosfery jest rozk³ad produkcji ciep³a radiogeniczne-go. W ka¿dym z modeli jednowymiarowych dla poszczególnych warstw przyjêto sta³e wartoœci tego para-metru. Uproszczenie takie tylko nieznacznie wp³ywa na profile reologiczne, gdy¿ parametr ten ró¿nicuje przebieg jedynie najp³ytszej czêœci wykresu temperatury, a tu ze wzglêdu na kruchy charakter deformacji, wytrzyma³oœæ jest niezale¿na od temperatury (Jarosiñski i in., 2002). Z uwagi na zró¿nicowanie strukturalne litosfery przyjêto oboczne zmiany produkcji ciep³a w górnej skorupie zarów-no pomiêdzy wydzielonymi segmentami profilu LT–7, jak i w obrêbie tych segmentów (ryc. 4). Wstêpne wartoœci
tego parametru przyjêto na podstawie literatury (Rybach & Buntebarth, 1982; Èermak i in., 1989; Èermak & Bodri, 1991; por. Fountain, 1986), a nastêpnie w wyniku modelo-wania reologicznego wzd³u¿ LT–7 zosta³y one nieco zmo-dyfikowane. Ostatecznie dla górnej skorupy, gdzie produkcja ciep³a jest najintensywniejsza, uzyskano wartoœci
(ryc. 4): 1,3–1,9⋅10–6W/m3dla VP; 2,0–2,2⋅10–6W/m3
dla VSZ; 1,3–1,6 ⋅ 10–6 W/m3 dla TTZ oraz 0,85 ⋅ 10–6
W/m3 dla EEC. Dla dolnej skorupy generalnie za³o¿ono
produkcjê ciep³a na poziomie 0,3⋅10–6W/m3, poza EEC,
dla którego przyjêto wartoœci 0,2⋅10–6W/m3. W obrêbie
p³aszcza litosferycznego produkcja ciep³a radiogenicznego jest z punktu widzenia modeli reologicznych zaniedbywal-na (np. Beckman, 1994; Razaniedbywal-nalli, 1995).
Wartoœci œredniego przewodnictwa termicznego dla górnej skorupy, dolnej skorupy oraz p³aszcza litosferycz-nego przyjêto za Beekmanem (1994); w warunkach powierzchniowych wynosz¹ one odpowiednio 2,5 W/mK, 2,0 W/mK oraz 3,2 W/mK (ryc. 4). Nale¿y podkreœliæ, ¿e istnieje du¿a rozbie¿noœæ pomiêdzy ró¿nymi autorami co do przewodnictwa poszczególnych warstw litosfery (zob. Clauser, 1988). Èermak i in. (1989) np., w modelu termicz-nym pobliskiego profilu LT–2, przyjêli odmienne wartoœci tego parametru, a mianowicie: dla górnej skorupy 3,0 W/mK, dla dolnej skorupy 2,0 W/mK, zaœ dla p³aszcza lito-sferycznego — 2,5 W/mK.
Dane sejsmiczne a model petrologiczny
Model petrologiczny zosta³ utworzony na podstawie g³êbokiego profilu refrakcyjnego LT–7 (Guterch i in., 1994; ryc. 2). Nale¿y podkreœliæ, ¿e model prêdkoœci pro-pagacji fal sejsmicznych pozwala jedynie na uproszczone i zgeneralizowane wydzielenia, bez uwzglêdnienia wew-nêtrznej ró¿norodnoœci litologicznej poszczególnych warstw.
Przyjêty tu podzia³ na strefy o charakterystycznej mi¹¿szoœci i rozwarstwieniu skorupy ziemskiej nawi¹zuje do zasiêgu poszczególnych jednostek strukturalnych wzd³u¿ analizowanego przekroju (ryc. 4): VP ma trójwar-stwow¹ skorupê krystaliczn¹ o mi¹¿szoœci, wraz z pokryw¹ osadow¹, 32–36 km; VSZ cechuje siê cienk¹, czterowarstwow¹ skorup¹ krystaliczn¹, która ³¹cznie z pokryw¹ osadow¹ osi¹ga mi¹¿szoœæ ok. 32 km; TTZ ma
BERLIN LIPSK POZNAÑ WROC£AW KRAKÓW WARSZAWA PRAGA KOPENHAGA GDAÑSK HAMBURG 56° 54° 52° 50° 22° 10° 18° 16° 12° 14° 20° 20-30 30-40 40-50 50-60 60-70 70-80 80-90 gêstoœæ powierzchniowego strumienia cieplnego [mW/m ] [mW/m ]2 surface heat flow
density 2
Ryc. 3. Mapa gêstoœci powierzchniowe-go strumienia cieplnepowierzchniowe-go w rejonie profi-lu LT–7. Kompilacja na podstawie danych Majorowicza i Plewy (1979), Majorowicza (1984), Hurtiga i in. (1992), Èermaka i in. (1992), Plewy (1994), Ballinga (1995) oraz Karwasiec-kiej i BruszewsKarwasiec-kiej (1997)
Fig. 3. Map of surface heat flow density for the vicinity of the LT–7 profile. Compilation based on data of Majoro-wicz and Plewa (1979), MajoroMajoro-wicz (1984), Hurtig et al. (1992), Èermak et al. (1992), Plewa (1994), Balling (1995) and Karwasiecka & Bruszewska (1997)
podobnie do VSZ rozwarstwion¹ skorupê, lecz o nieco wiêkszej mi¹¿szoœci, tj. ok. 35 km; EEC ma równie¿ czte-rowarstwow¹ skorupê krystaliczn¹, która wraz z pokryw¹ osadow¹ osi¹ga mi¹¿szoœæ ok. 45 km.
Na podstawie zró¿nicowania prêdkoœci fali pod³u¿nej oraz analogii zaczerpniêtych z literatury (np. Holbrook i in., 1992; Christensen & Mooney, 1995), poszczególne warstwy modelu sejsmicznego o okreœlonych prêdkoœciach uto¿samiono z typami litologicznymi (ryc. 4). Przyjêto, ¿e prêdkoœci fali pod³u¿nej mniejsze ni¿ 3,89 km/s cechuj¹ warstwê osadow¹. Prêdkoœci w przedziale 5,7–6,32 km/s mog¹ reprezentowaæ warstwê „granitow¹”, b¹dŸ utwory niskiego stopnia metamorfizmu. Metasedymenty w obrê-bie tej warstwy wyró¿niono w strefach TTZ i VSZ, gdzie stwierdzono relatywnie ni¿sze prêdkoœci ni¿ w VP i EEC. Mimo zró¿nicowania tej warstwy na metasedymenty i gra-nity, przyjêto dla niej jeden typ reologiczny, uwarunkowa-ny kwarcem. Za³o¿ono, ¿e prêdkoœci w w¹skim przedziale 6,50–6,55 km/s cechuj¹ warstwê „diorytow¹” . Warstwom o prêdkoœciach 7,02–7,25 km/s, wystêpuj¹cym w obrêbie VSZ, TTZ i EEC przypisano sk³ad diabazu. Dla p³aszcza litosferycznego, z prêdkoœciami w przedziale 8,25–8,64 km/s (do g³êbokoœci 60 km), przyjêto jednorodny sk³ad o charakterze dunitu. Dla ka¿dego typu petrologicznego przyjêto empirycznie wyznaczone wielkoœci parametrów funkcji potêgowej (tab. 1).
Dla modelu reologicznego znaczenie mia³a nie tyle precyzja przyjêtych wydzieleñ litologicznych, co ich w³aœciwoœci mechaniczne. Pokrywa osadowa, np. jest reprezentowana przez kwarcyty przewarstwione sol¹ kamienn¹. Mimo, i¿ za³o¿enie takie jest dalekie od rzeczy-wistoœci, to jest wystarczaj¹ce dla modelu reologicznego, poniewa¿ ca³y kompleks osadowy (poza solami) znajduje siê w obrêbie strefy deformacji kruchych, której
wytrzy-ma³oœæ w znikomym stopniu jest uwarunkowana litologi¹. Dla warstw deformowanych podatnie natomiast najwa-¿niejszy jest najs³abszy minera³ ska³otwórczy, który w
naj-wy¿szym stopniu decyduje o w³aœciwoœciach
reologicznych ska³y (np. Handy, 1990).
Warunki brzegowe i procedura modelowania reologii Immanentn¹ cech¹ modeli reologicznych litosfery jest niedostateczna kontrola parametrów modelowania bezpo-œrednimi pomiarami. Z tego wzglêdu, dla ograniczenia ilo-œci mo¿liwych rozwi¹zañ przyjêto, ¿e wszystkie modele jednowymiarowe oraz relacje miêdzy nimi wzd³u¿ profilu sejsmicznego, musz¹ spe³niaæ trzy wymienione poni¿ej warunki:
1) mi¹¿szoœæ termicznej litosfery, przez analogiê do obszarów s¹siednich (Panza, 1985; Pasquale i in., 1991; Balling, 1995), zmienia siê w granicach 70–200 km.
2) Zarówno strumieñ cieplny z p³aszcza, jak i mi¹¿szoœæ litosfery musz¹ siê zmieniaæ p³ynnie pomiêdzy modelowanymi profilami. Jest to uzasadnione tym, ¿e odstêpy miêdzy profilami s¹ mniejsze lub porównywalne z mi¹¿szoœci¹ litosfery.
3) Ca³kowita wytrzyma³oœæ litosfery w kontrakcji, przy
œrednim tempie deformacji (10–16s–1), powinna byæ wiêksza
ni¿ 2 ·1012N/m, gdy¿ takiego rzêdu s¹ minimalne si³y
tekto-niczne oddzia³uj¹ce na krawêdzie p³yt litosferycznych (Kusznir, 1991). Poniewa¿, nawet w strefie o najni¿szej
wytrzyma³oœci litosfera jest stabilna, zatem si³y
oddzia³uj¹ce na krawêdzie litosfery nie przekraczaj¹ jej wytrzyma³oœci. Model spe³niaj¹cy powy¿sze warunki mo¿na uznaæ za pó³tora-wymiarowy (1,5D).
Modelowanie jednowymiarowe przeprowadzono dla 10 profili, zlokalizowanych wzd³u¿ profilu LT–7,
roz-0 0 -240 -240 -200 -200 -160 -160 -120 -120 -80 -80 -40 -40 0 0 40 40 80 80 120 120 160 160 200 200 240 240 280 280 320 320 10 10 20 20 30 30 40 40 50 50 60 60 dunit („mokry”) dunite (wet) dioryt („mokry”) diorite (wet) dioryt („mokry”) diorite (wet) dioryt („mokry”) diorite (wet) diabaz („suchy”) diabase (dry) diabaz („suchy”) diabase (dry) pow. Moho Moho surface granica dolnej i górnej skorupy lower/upper crust boundary dolna skorupa lower crust p³aszcz mantle górna skorupa upper crust 1,3 górna skorupa upper crust dolna skorupa lower crust p³aszcz mantle - 2,5 - 2,0 - 3,2 1,3 0,3 0,3 0,0 0,0 0,0 0,3 0,3 0,3 0,2 0,2 1,9 2,2 2,2 2,0 1,6 1,3 granit („mokry”)0,85 0,85 granite (wet) granit („mokry”) granite (wet)
ska³y metamorficzne/granity („mokry”) metamorphic/granite (wet) sk. metamorf./granity („mokre”)
metam./granite (wet)
VP-1 VP-2 VP-3 VSZ-1 VSZ-2 VSZ-3 TTZ-1 TTZ-2 EEC-1 EEC-2
kwarcyt („mokry”) quartzite (wet)
sole rocksalt sole rocksalt
kwarcyt („mokry”) quartzite (wet)
1,3produkcja ciep³a radiogenicznego [10 ×W/m ]radiogenic heat production[10 ×W/m ]-6 -63 3 2,5 przewodnictwo termiczne [W/mK]thermal conductivity[W/mK] g³ebokoœæ[km] depth[km]
dystans [km] distance [km]
Ryc. 4. Przyjêty w prezentowanych analizach strukturalny i petrograficzny model skorupy oraz górnej czêœci p³aszcza wzd³u¿ profilu LT–7, wraz z wartoœciami parametrów radiogenicznej produkcji cieplnej i przewodnoœci termicznej, u¿ytych w modelowaniach Fig. 4. Structural and petrographic model of crust and upper mantle along LT–7 profile, used in the present analysis, with values of radio-genic heat production and thermal conductivity parameters, used in modelling
mieszczonych tak, aby najpe³niej charakteryzowa³y zmiennoœæ struktury litosfery (ryc. 5). We wstêpnej fazie modelowania próbowano utrzymaæ sta³e wartoœci produk-cji ciep³a radiogenicznego w obrêbie poszczególnych jed-nostek strukturalnych. Jako, ¿e niemo¿liwe by³o wówczas spe³nienie powy¿ej wymienionych warunków, parametr ten umiarkowanie zró¿nicowano. Poszczególne profile modelowano wielokrotnie, metod¹ kolejnych przybli¿eñ, koryguj¹c wielkoœæ produkcji ciep³a, tak, aby na szeregu s¹siednich profili otrzymaæ p³ynnoœæ zmian strumienia cieplnego z p³aszcza oraz mi¹¿szoœci litosfery. Mimo znacznego zakresu dopuszczalnej zmiennoœci poszczegól-nych parametrów oraz niezbyt restrykcyjposzczegól-nych warunków modelowania stwierdzono, ¿e jego wynik zamyka siê w w¹skim przedziale mo¿liwych rozwi¹zañ.
Wyniki modelowania reologii
Dla ka¿dego z 10 profili wyliczono oddzielnie wytrzy-ma³oœæ w warunkach ekstensji (na wykresach nadano im umownie wartoœci ujemne) oraz kontrakcji (na wykresach wartoœci dodatnie; ryc. 5c). Z kolei, dla ka¿dego z tych dwóch re¿imów przedstawiono po trzy wykresy,
odnosz¹ce siê do temp deformacji 10–15s–1, 10–16s–1 oraz
10–17s–1, typowych dla obszarów platformowych (np.
Ranalli, 1995). Modelowanie przy ró¿nych wariantach wartoœci tego parametru by³o konieczne, gdy¿ tempa wspó³czesnych deformacji poziomych na terenie Polski nie zosta³y dot¹d okreœlone. Zosta³y jedynie wyznaczone pierwsze wektory przemieszczeñ œródp³ytowych (Hefty, 1998). Na wykresach reologicznych (ryc. 5c) kolorem sza-rym podkreœlono profile wytrzyma³oœciowe dla œredniego
-240 -200 -160 -120 -80 -40 0 40 80 120 160 200 240 280 320
wytrzyma³oœæ[MPa];strength[MPa] wytrzyma³oœæ[MPa];strength[MPa]
1300 C° 1300 C° 800 C° 600 C° 600 C° 400 C° 400 C° 200 C° 200 C° 1000 C° 1000 C° sp¹g termicznej litosfery
base of thermal lithosphere
granica skorupa/p³aszcz
crust/mantle surface
1e-17 1e-16 1e-15
wykresy wytrzyma³oœci dla trzech wariantów tempa deformacji [1/s]
strength envelopes for three options of strain-rate [1/s] TTZ-2 temperatura [ C] [ C] ° ° temperature 0 200 400 600 80010001300 TTZ-1 -600 -200 200 800 C° EEC-1 -600 -200 200 600 VP-2 -600 -200 200 600 VSZ-3 -200 200 600 VSZ-1 -200 200 600 VP-3 -200 200 600 -600 -200 200 600 EEC-2 -600 -200 200 600 Moho 20 20 0 0 40 40 60 60 80 80 100 100 120 120 140 140 160 160 VP-1 -600 -200 200 600 g³êbokoœæ [km] [km] depth g³êbokoœæ [km] [km] depth Moho VSZ-2 -200 200 600 litosfera lithosphere astenosfera astenosphere litosfera lithosphere astenosfera astenosphere
C
0 0 0 0 20 20 10 10 40 40 20 20 60 60 30 30 40 40 50 50 80 80 po w ie rz ch n. st ru m ie ñ ci ep ln y [m W /m ] [m W /m ] 2 2 su rf ac e he at flo w w yt rz ym a³ oœ æ [1 0 ×N /m ] [1 0 ×N /m ] 12 12 st re ng thca³kowita wytrzyma³oœæ litosfery w warunkach oraz cumulative strength of the lithosphere in & in
kontrakcji contraction
ekstensji
extension
strumieñ cieplny:powierzchniowyorazz p³aszcza mantle; &surfaceheat flow
A
B
Ryc. 5. Zestawienie g³ównych wyników modelowañ termicznych i reologicznych (dyskusja w tekœcie): (A) obliczona ca³kowita wytrzy-ma³oœæ litosfery w warunkach kontrakcji oraz ekstensji; (B) obliczona gêstoœæ strumienia cieplnego z p³aszcza, odniesiona do przyjêtej w modelu gêstoœci powierzchniowego strumienia cieplnego; (C) wykresy wytrzyma³oœci litosfery w kolejnych analizowanych punktach wzd³u¿ profilu LT–7 przy za³o¿onych tempach deformacji odpowiednio 10–17/s, 10–16/s i 10–15/s, obliczony rozk³ad temperatur w obrêbie
litosfery oraz obliczona mi¹¿szoœæ termicznej litosfery, której sp¹g przyjêto na izotermie 1300oC
Fig. 5. Compilation of the main results of thermal and rheological modelling (see text for discussion): (A) calculated cumulative strength of the lithosphere in contraction and in extension; (B) calculated density of mantle heat flow, related to adopted in the present model densi-ty of surface heat flow; (C) strength envelopes for lithosphere calculated for following locations along LT–7 profile with deformation rates assumed for 10–17/s, 10–16/s and 10–15/s, calculated distribution of temperatures in the lithosphere and calculated thickness of thermal
tempa deformacji 10–16s–1, dla którego równie¿ przeprowa-dzono obliczenia wytrzyma³oœci ca³kowitej poszczegól-nych warstw. Wytrzyma³oœci te podawano dla odkszta³ceñ kontrakcyjnych, gdy¿ z dotychczasowych wyników pomiarów wspó³czesnych naprê¿eñ wynika, ¿e w najwy¿-szej czêœci skorupy ziemskiej na obszarze Polski panuje re¿im kompresyjny (Jarosiñski, 2000).
Zestawienie wykresów wytrzyma³oœciowych wzd³u¿ przekroju sejsmicznego ukazuje du¿¹ zmiennoœæ wytrzy-ma³oœci litosfery (ryc. 5c). Sumaryczna wytrzyma³oœæ lito-sfery (ryc. 5a) jest najwiêksza w obrêbie segmentu EEC,
gdzie w warunkach kontrakcji wynosi ona ok. 30–50 ·1012
N/m. Nastêpnie ku SW sukcesywnie maleje, osi¹gaj¹c w
strefie TTZ wartoœci rzêdu 15–25 · 1012N/m. W SW czêœci
strefy TESZ, tj. na skraju segmentu VP, sumaryczna wytrzyma³oœæ litosfery osi¹ga minimalne wartoœci,
wynosz¹ce poni¿ej 5·1012N/m. Dalej ku SW wytrzyma³oœæ
litosfery ponownie wzrasta i na platformie
epipaleozoicz-nej w SE Niemczech wynosi ona ok. 5–15·1012N/m w.
Najwiêksza, bo dwudziestokrotna ró¿nica w wytrzy-ma³oœci litosfery wystêpuje pomiêdzy najs³abszym profi-lem VP–3, a najbardziej wytrzyma³ym EEC–2. Os³abienia litosfery w centralnej czêœci profilu nie mo¿na zniwelowaæ, np. poprzez przyjêcie wiêkszej produkcji ciep³a radioge-nicznego w obrêbie górnej skorupy, gdy¿ przyjête dla seg-mentów VP i VSZ wartoœci s¹ ju¿ i tak wyj¹tkowo wysokie. Z kolei dalsze ich podnoszenie spowodowa³oby, wybitne obni¿enie sp¹gu litosfery oraz dodatkowo,
zachwianie proporcji pomiêdzy powierzchniowym
strumieniem cieplnym i strumieniem z p³aszcza, która naj-czêœciej zawiera siê w zakresie wartoœci 0,4–0,6 (np. Pol-lack & Chapman, 1977).
Analizowane profile ukazuj¹ wyraŸne rozwarstwienie litosfery na warstwy mocne i s³abe. Za warstwê mocn¹ umownie uznano tê, której wytrzyma³oœæ na danej g³êbo-koœci przekracza 50 MPa. I tak, w SW czêœci segmentu VP (VP–1 i VP–2) wystêpuj¹ dwie warstwy wytrzyma³e: gór-na skorupa metamorficzgór-na razem z granitow¹ o mi¹¿szoœci < 10 km oraz p³aszcz litosferyczny o mi¹¿szoœci ok. 30 km. Pomiêdzy nimi rozci¹ga siê ponad 20 km strefa os³abienia w obrêbie œrodkowej i dolnej skorupy o typie reologicz-nym granitu i diorytu. Podobne modele otrzymano dla NE skraju segmentu VP (VP–3) i dla wiêkszej czêœci VSZ (VSZ–1 i VSZ–2). Cech¹ szczególn¹ tych profili jest ponadto zanik wytrzyma³oœci górnego p³aszcza. Kolejne trzy analizowane profile (VSZ–2, TTZ–1 i TTZ–2) przed-stawiaj¹ stopniowy wzrost wytrzyma³oœci p³aszcza ku krawê-dzi kratonu. Stopniowo, wzmacnia siê równie¿ warstwa diabazowa w najni¿szej skorupie. W obrêbie EEC wszyst-kie wydzielone warstwy cechuj¹ siê wysok¹ wytrzy-ma³oœci¹ na deformacje.
Wyniki modelowania wskazuj¹, ¿e wzd³u¿ ca³ej poza-kratonicznej czêœci profilu górna czêœæ skorupy, obej-muj¹ca ska³y osadowe oraz najwy¿sz¹ czêœæ pod³o¿a krystalicznego, jest oddzielona mechanicznie od p³aszcza, wzd³u¿ os³abionej œrodkowej i dolnej skorupy o mi¹¿szoœci ok. 20 km. Jedynie w obrêbie TTZ jest mo¿liwe mecha-niczne spojenie pomiêdzy najni¿sz¹ warstw¹ skorupy a p³aszczem. Z kolei dla EEC model sugeruje mo¿liwoœæ mechanicznego spojenia wszystkich warstw litosfery.
Dla wyobra¿enia, jak¹ czêœæ obci¹¿eñ tektonicznych s¹ w stanie przenieœæ poszczególne warstwy litosfery, porów-naæ mo¿na ich sumaryczne wytrzyma³oœci w kontrakcji. Dla kratonu sumaryczna wytrzyma³oœæ wszystkich warstw skorupy jest ok. dwukrotnie mniejsza ni¿ wytrzyma³oœæ
p³aszcza. W obrêbie TTZ i na SW skraju VP, ze wzglêdu na relatywne os³abienie skorupy, p³aszcz jest od niej 5–10–ciokrotnie mocniejszy. Z kolei dla profili z wygrza-nym, najs³abszym p³aszczem (VP–3 i VSZ–1) wytrzy-ma³oœæ skorupy (i to tylko jej najwy¿szej czêœci) jest porównywalna z wytrzyma³oœci¹ p³aszcza.
Z uzyskanego w wyniku modelowania termicznego przebiegu izoterm wynika, ¿e najbardziej wygrzana lito-sfera jest najmniej wytrzyma³a. Oboczne zmiany suma-rycznej wytrzyma³oœci litosfery (ryc. 5a) s¹ proporcjonalne do zmian gêstoœci powierzchniowego strumienia cieplnego (ryc. 5b), a tak¿e do mi¹¿szoœci termicznej litosfery (ryc. 5c). Z powy¿szego wynika, ¿e w analizowanym obszarze gradient temperatury jest pierwszorzêdnym czynnikiem, warunkuj¹cym reologiê litosfery. Tym niemniej, obserwo-wane minimum wytrzyma³oœci w rejonie profilu VP–3 nie pokrywa siê ze stref¹ maksymalnego gradientu temperatu-ry, wystêpuj¹c¹ w rejonie profilu VSZ–1. Przyczyn¹ tego odchylenia jest przede wszystkim obni¿enie stropu p³asz-cza w VP–3 do g³êbokoœci, na której temperatura jest wy¿-sza ni¿ w stropie p³aszcza w VSZ–1. Ponadto, wyj¹tkowe os³abienie skorupy ziemskiej w po³udniowo-zachodniej i centralnej czêœci profilu jest spotêgowane znaczn¹ g³êbo-koœci¹ zalegania warstwy o reologii granitowej, cechuj¹c¹ siê relatywnie s³ab¹ wytrzyma³oœci¹. Drugorzêdny wp³yw na ca³kowit¹ wytrzyma³oœæ litosfery ma sk³ad petrogra-ficzny, który jest z kolei g³ówn¹ przyczyn¹ jej rozwar-stwienia reologicznego.
Przeprowadzone modelowania pozwoli³y równie¿ na obliczenie gêstoœci strumienia cieplnego z p³aszcza. Jego
wartoœci wynosz¹ od ok. 20 mW/m2na kartonie
wschod-nioeuropejskim, przez ok. 20–35 mW/m2w strefie TESZ z
maksimum w jej SW czêœci, do ok. 25–30 mW/m2na
plat-formie paleozoicznej w SE Niemczech (ryc. 5b). Zosta³a tak¿e obliczona mi¹¿szoœæ termicznej litosfery, która w poszczególnych, powy¿ej wymienionych strefach, wynosi odpowiednio 170–200, 90–160 oraz 110–140 km (ryc. 5c).
Analiza b³êdu modelu
Dla okreœlenia wp³ywu mo¿liwych b³êdów w danych wejœciowych na profile reologiczne, przeanalizowano wra¿liwoœæ modelu na zmiennoœæ parametrów termicznych (ryc. 6). Wielkoœæ powierzchniowego strumienia cieplnego jest okreœlana z dok³adnoœci¹ nie wiêksz¹ ni¿ kilkanaœcie pro-cent (np. Èermak i in. 1992; Szewczyk, 2001). Na przyk³adzie profilu EEC–1 przedstawiono wykresy wytrzyma³oœci dla trzech wariantów strumienia cieplnego,
tj. 39 mWm–2, jaki przyjêto w modelu podstawowym (ryc.
5), oraz wartoœci odbiegaj¹cych od niego o 13% (ryc. 6a). Zgodnie z oczekiwaniem, wytrzyma³oœæ litosfery maleje
wraz ze wzrostem strumienia cieplnego (44 mWm–2), gdy¿
wtedy na skutek zwiêkszonego gradientu termicznego, podatny mechanizm relaksacji naprê¿eñ dzia³a na mniej-szych g³êbokoœciach. Wytrzyma³oœæ dolnej warstwy sko-rupy ziemskiej wówczas zanika i dojœæ mo¿e do mechanicznego odspojenia pomiêdzy wszystkimi war-stwami w obrêbie litosfery. W przypadku obni¿enia
stru-mienia cieplnego do 34 mWm–2, wszystkie warstwy
skorupy i najwy¿sza czêœæ p³aszcza s¹ wytrzyma³e i spojo-ne ze sob¹, tzn. na granicy warstw wytrzyma³oœæ nie spada poni¿ej 10 MPa. Wynika z tego, ¿e zmiennoœæ strumienia cieplnego w granicach dopuszczalnych dla obszaru badañ mo¿e powodowaæ istotne, jakoœciowe zmiany w profilu reologicznym.
Analizowano równie¿ wra¿liwoœæ modelu na zmiennoœæ produkcji ciep³a radiogenicznego przy sta³ym strumieniu
powierzchniowym 39 mWm–2(ryc. 6b). Parametr ten jest
stosunkowo s³abo kontrolowany pomiarami, dlatego przy-jêto znaczn¹ rozpiêtoœæ jego wartoœci w zakresie 50% wzglêdem podstawowej wartoœci przyjêtej do modelu reologicznego, tj. 0,8 ·10–6Wm–3. Przy sta³ej wartoœci stru-mienia powierzchniowego, przyjêcie wiêkszej produkcji ciep³a radiogenicznego w górnej skorupie powoduje mniejsze zapotrzebowanie na ciep³o z p³aszcza. Wówczas relatywnie ch³odniejszy i mocniejszy staje siê górny p³aszcz i dolna skorupa. Z uwagi na powy¿sze, zmiany tego parametru maj¹ najmniejszy wp³yw na wytrzyma³oœæ najwy¿szej skorupy (por. ryc. 6b), zaœ najwiêkszy na wytrzyma³oœæ górnego p³aszcza.
Oba analizowane parametry termiczne maj¹ istotny wp³yw na obliczan¹ mi¹¿szoœæ termicznej litosfery, która jest tu zmienna w szerokim zakresie od 120–130 km do 230 km (ryc. 6a, 6b). Wynika z tego, ¿e niezale¿na od modelo-wañ termicznych informacja o mi¹¿szoœci litosfery pozwo-li³aby uœciœliæ inne, s³abiej kontrolowane parametry modelu.
Stwierdzono ponadto, ¿e zmiennoœæ przewodnictwa termicznego w profilu litosfery, w realistycznych grani-cach, ma mniejszy wp³yw na profil reologiczny ni¿ wy¿ej dyskutowane parametry. Wiêksze rozbie¿noœci mog¹ wynikaæ jedynie dla mi¹¿szoœci termicznej litosfery,
zw³aszcza, gdy zmieniamy przewodnictwo w obrêbie górnego p³aszcza. Miêdzy tymi wiel-koœciami wystêpuje zale¿noœæ wprost propor-cjonalna.
Zasadnicze znaczenie dla wytrzyma³oœci litosfery ma tak¿e obecnoœæ wody w poszcze-gólnych jej warstwach. Woda w sieci krysta-licznej powoduje znaczne os³abienie ska³y w trakcie deformacji podatnej. Mimo, i¿ problem jej obecnoœci w dolnej skorupie i górnym p³aszczu nie jest rozstrzygniêty (np. Thomson, 1992), we wszystkich modelach przyjêto kon-sekwentnie reologiê „mokr¹” (poza warstw¹ „diabazow¹” w dolnej skorupie). Poniewa¿ uznaje siê, ¿e profile reologiczne, o przyjêtej w tym modelu konstrukcji, wskazuj¹ zazwyczaj na górny limit wytrzyma³oœci litosfery (Ranalli & Murphy, 1987), dlatego za³o¿enie „mokrej”, tj. s³abszej reologii mo¿e je zbli¿aæ do rzeczywisto-œci.
Uwagi koñcowe
Otrzymany model wytrzyma³oœciowy
cechuj¹ du¿e oboczne kontrasty oraz rozwar-stwienie reologiczne litosfery. G³ównym jego elementem jest os³abienie litosfery ze znaczn¹
redukcj¹ wytrzyma³oœci p³aszcza ponad
wybitn¹ anomali¹ powierzchniowego strumie-nia cieplnego (równie¿ strumiestrumie-nia cieplnego z p³aszcza) w centralnej czêœci profilu. Ca³kowi-te odspojenie mechaniczne pomiêdzy górn¹ skorup¹ a p³aszczem zaznacza siê wzd³u¿ pra-wie ca³ej pozakratonicznej czêœci profilu. Wraz ze zmian¹ parametrów termicznych w grani-cach realistycznych bezwzglêdna wytrzy-ma³oœæ litosfery zmienia siê znacz¹co. Jednak¿e zasadnicze trendy zmiennoœci obocz-nej zaprezentowanego modelu oraz generalne rozwar-stwienie mechaniczne litosfery s¹ zachowane.
Przedstawiony model reologiczny wzd³u¿ profilu sej-smicznego LT–7 nie jest ani unikalny, ani ostateczny. Ze wzglêdu na niedostateczne rozpoznanie parametrów fizycznych ska³ na g³êbokoœciach wykraczaj¹cych poza zasiêg g³êbokich wierceñ, w wielu przypadkach przyjmo-wano wartoœci standardowe, wynikaj¹ce, np. z badañ labo-ratoryjnych na próbach skalnych spoza badanego obszaru. Nale¿y podkreœliæ, ¿e dla sprecyzowania parametrów modelowania, du¿e znaczenie mia³aby dodatkowa kontro-la mi¹¿szoœci mechanicznej litosfery, która na obszarze Pol-ski nie zosta³a jeszcze wyznaczona. Jej okreœlenie, np. badaniami sejsmologicznymi, zwiêkszy³oby dok³adnoœci rekonstrukcji zarówno struktury reologicznej jak i termicznej. Mimo swych niedostatków modele reologiczne umo¿liwiaj¹ zrozumienie genezy struktury tektonicznej litosfery, a tak¿e mechanizmów jej wspó³czesnych deformacji. Rów-nie¿, na zasadzie relacji zwrotnej, dane o strukturze i ewo-lucji tektonicznej danego obszaru powinny pos³u¿yæ weryfikacji modelu reologicznego. Na obecnym, wstêp-nym etapie badañ celowo pominiêto dyskusjê geologicz-nych konsekwencji przyjêcia powy¿szego modelu reologicznego, gdy¿ mo¿liwa jest jego dalsza modyfikacji 230 km 230 km 180 km 20 0 40 60 80 100 120 140 160 g³ebokoœæ[km] [km] depth A wytrzyma³oœæ [MPa] [MPa] strength -1000 -500 0 0 500 500 1000 1000 1500 1500 230km B
wykresy wytrzyma³oœci dla powierzchniowego strumienia cieplnego [mW/m ]:
[mW/m ]: 2 2 strength envelopes for surface heat flow
34 39 44
wykresy wytrzyma³oœci dla radiogenicznej produkcji cieplnej e ×[W/m ]:
e ×[W/m ]:
-6 3
-6 3
strength envelopes for radiogenic heat production
0,4 0,8 1,2
profile termiczne litosfery
thermal profiles of lithosphere mi¹¿szoœæ termicznej litosfery (poza zasiêgiem ryciny)thickness of thermal lithosphere (out of the figure) temperatura [ C] [ C] ° ° temperature 0 20 40 60 80 100 120 140 160 g³ebokoœæ[km] [km] depth wytrzyma³oœæ [MPa] [MPa] strength -1000 -500 0 0 500 500 1000 1000 1500 1500 temperatura [ C] [ C] ° ° temperature
Ryc. 6. Wra¿liwoœæ modelu reologicznego na zmiennoœæ parametrów termicz-nych, analizowana na przyk³adzie modelu EEC–1 przy tempie deformacji 10–16/s: (A) zale¿noœæ obliczanych wytrzyma³oœci litosfery oraz mi¹¿szoœci
ter-micznej litosfery od gêstoœci powierzchniowego strumienia cieplnego, dla któ-rego arbitralnie przyjêto zmiany w zakresie 34–44 mW/m2; (B) zale¿noœæ
obliczanych wytrzyma³oœci litosfery oraz mi¹¿szoœci termicznej litosfery od radiogenicznej produkcji ciep³a w obrêbie skorupy, dla której arbitralnie przyjê-to zmiennoœæ w zakresie 0,4–1,2⋅10–6W/m3
Fig. 6. Sensitivity of the rheological model for thermal parameters changes, ana-lysed basing on EEC–1 profile with assumed deformation rate 10–16/s: (A)
dependence of calculated strength envelopes and thickness of thermal lithosphe-re on density of surface heat flow, arbitrarily changed in the range 34–44 mW/m2; (B) dependence of calculated strength envelopes and thickness of
ther-mal lithosphere on the crust radiogenic heat production, arbitrarily changed in the range 0,4–1,2⋅ 10–6W/m3
w trakcie prac na s¹siednich profilach projektu POLONAISE.
Za konstruktywne uwagi do niniejszego tekstu serdecznie dziêkujemy Marcinowi D¹browskiego (Uniwersytet Wroc³awski). Ponadto za udostêpnienie niepublikowanych materia³ów oraz za dyskusje w czasie przygotowywania pracy dziêkujemy Beacie Bruszewskiej. Prezentowana praca zosta³a wykonana w ramach badañ statutowych Pañstwowego Instytutu Geologiczne-go, projekt Nr 6.20.1371.00.0.
Literatura
BALLING N. 1995 — Heat flow and thermal structure of the lithosphere across the Baltic Shield and northern Tornquist Zone. Tectonophysics, 244: 13–50.
BEEKMAN F. 1994 — Tectonic modelling of thick-skinned compressional intraplate deformation. Vrije Universiteit Amsterdam. BYERLEE J.D. 1978 — Friction of rock. Pure Appl. Geophysics, 116: 615–626.
CARTER N.L. & TSENN M.C. 1987 — Flow properties of continental lithosphere. Tectonophysics, 136: 27–63.
ÈERMAK V. & BODRI L. 1991 — A heat production model of the crust and upper mantle. Tectonophysics, 194: 307–323.
ÈERMAK V., BALLING N., DELLA VEDOVA B., LUCAZEAU F., PASQUALE V., PELLIS G., SCHULZ R. & VERDOYA M. 1992 — Heat flow density. [W:] Freeman R. & Mueller S. (red.) — A Continent Revealed — the European Geotravers. Atlas of compiled data. University Press, Cambridge: 47–57.
ÈERMAK V., ŠAFANDA J. & GUTERCH A. 1989 — Deep temperature distribution along three profiles crossing the Teisseyre–Tornquist tectonic zone in Poland. Tectonophysics, 164: 151–163.
CHRISTENSEN N.I. & MOONEY W.D. 1995 — Seismic velocity structure and composition of the continental crust: a global view. J. Geophys. Res., 100: 9761–9788.
CLAUSER C. 1988 – Opacity — the concept of radiative thermal conductivity. [W:] Haenel R., Rybach L. & Stegna L. (red.) — Handbook of Terrestrial Heat–Flow Density Determination. Kluwer Academic Publishers, Solid Earth Science Library, Dordrecht–Boston–London: 143–165. CLOETINGH S. & BANDA E. 1992 — Europe’s lithosphere — physical properties. Mechanical structure. [W:] Blundell D., Freeman R. & Mueller S. (red.) — A continental revealed — The European Geotraverse. Cambridge University Press, Cambridge: 80–91. DADLEZ R. 1997 — Seismic profile LT–7 (northwest Poland): geological implications. Geol. Mag., 134: 653–659.
FOUNTAIN D. M. 1986 — Is there a relation between seismic velocity and heat production for crustal rocks? Earth and Planetary Sci. Letters, 79: 145–150.
GOETZE C. & EVANS B. 1979 — Stress and temperature in the bending lithosphere as constrained by experimental rock mechanics. Geophys. J. R. Astron. Soc., 59: 463–478.
GRAD M., JANIK T., YLINIEMI J., GUTERCH A., LUOSTO U., TIIRA T., KOMMINAHO K., ŒRODA P., HÖING K., MAKRIS J. & LUND C.–E. 1999 — Crustal structure of the Mid–Polish Trough beneath the Teisseyre–Tornquist Zone seismic profile. Tectonophysics, 314: 145–160.
GUTERCH A., GRAD M., JANIK T., MATERZOK R., LUOSTO U., YLINIEMI J., LOCK E., SCHULZE A. & FORSTE K. 1994 — Crustal structure of the transition zone between Precambrian and Variscan Europe from new seismic data along LT–7 profile (NW Poland and eastern Germany). C.R. Acad. Sci. Paris, 319: 1489–1496. GUTERCH A., GRAD M., THYBO H., KELLER G.R. & THE POLONAISE WORKING GROUP 1999 — POLONAISE’97 — An international seismic experiment between Precambrian and Variscan Europe in Poland. Tectonophysics, 314: 101–121.
GUTERCH A., GRAD M., KELLER G.R., POSGAY K., VOZÁR J., SPIÈAK A., BRUECKL E., HAJNAL Z., THYBO H. & SELVI O. 2000 — Central European Lithospheric Experiment Based on Refrection 2000. Joint Meeting of EUROPROBE (TESZ) and PACE Projects — Abstract Volume. Inst. Geoph. Pol. Acad. Sci., Warsaw: 29–34. HANDY M.R. 1990 — The solid-state flow of polymineralic rocks. J. Geoph. Res., 95: 8647–8661.
HEFTY J. 1998 — Estimation of site velocities from CEGRN GPS campaigns referred to CERGOP reference frame. Publ. Warsaw University of Technology, Instytut of Geodesy and Geodetic Astronomy, 39: 67–79.
HOLBROOK W.S., MOONEY W.D. & CHRISTENSEN N.I. 1992 — The seismic velocity of the deep continental crust. [W:] Fountain D.M.,
Arculus R. & Kay R.W. (red.) Continental lower Crust. Elsevier, Amsterdam: 1–43.
HURTIG E., CERMAK V., HAENEL R. & ZUI V. 1992 — Geothermal Atlas of Europe. Verlagsgesellschaft, Gotha.
JAROSIÑSKI M. 2000 — Neotectonic and present-day reactivation of the Carpathian orogen and its foreland as inferred from contemporary stress, intraplate motions and Quarternary tectonic features. PANCARDI 2000 Meeting — Abstracts, Vijesti Hrvatskoga Geoloskog Drustva, 37: 55–56. JAROSIÑSKI M., POPRAWA P. & D¥BROWSKI M. 2002 — Modelowanie reologii litosfery — wprowadzenie do metody. Prz. Geol., 50: 879–892.
JENSEN S. L., JANIK T., THYBO H. & THE POLONAISE WORKING GROUP 1999 — Seismic structure of the Palaeozoic Platform along POLNAISE’97 profile P1 in northwestern Poland. Tectonophysics, 314: 123–143.
KARNKOWSKI P. H. 1999 — Origin and evolution of the Polish Rotliegend basin. Pol. Geol. Inst. Special Papers, 3: 1–93. KARWASIECKA M. & BRUSZEWSKA B. 1997 — Gêstoœæ powierzchniowego strumienia cieplnego Ziemi na obszarze Polski. Pañstw. Inst. Geol. CAG 21/98.
KIRBY S.H. 1983 — Rheology of the lithosphere. Rev. Geophys. Space Phys., 21: 1458–1487.
KRÓLIKOWSKI C. & PETECKI Z. 1997 — Crustal structure at the Trans-European Suture Zone in northwest Poland based on gravity data. Geol. Mag., 134: 661–667.
KUSZNIR N.J. 1991 — The distribution of stress with depth in the lithosphere: thermo-rheological and geodynamic model. [W:] Whitmarsh R.B., Bott M.H.P., Fairhead J.D. & Kusznir N.J. (red.) Tectonic stress in the lithosphere. The Royal Society, London: 95–110. LANKREIJER A., MOCANU V. & CLOETINGH S. 1997 — Lateral variations in lithosphere strength in the Romanian Carpathians: constraints on basin evolution. Tectonophysics, 272: 269–290. LANKREIJER A., BIELIK M., CLOETINGH S. & MAJCIN D. 1999 — Rheology predictions across the western Carpathians, Bohemian massif, and the Pannonian basin: Implications for tectonic scenarios. Tectonics, 18: 1139–1153.
MAJOROWICZ J. 1984 — Problems of tectonic interpretation of geothermal field distribution in the platform areas of Poland. Pub. Inst. Gepophys. Pol. Acad. Sc., A–13(160): 149–166.
MAJOROWICZ J. & PLEWA S. 1979 — Study of heat flow in Poland with special regard to tectonophysical problems. [W:] Cermak V. & Rybach L. (red) Terrestial Heat Flow in Europe. Springer–Verlag, Berlin, 240–251.
MOISIO K., KAIKKONEN P. & BEEKMAN F. 2000 — Rheological structure and dynamical response of the DSS profile BALTIC in the SE Fennoscandian Shield. Tectonophysics, 320: 175–194.
ORD A. & HOBS B.E. 1989 — The strength of the continental crust detachment zones and the development of plastic instabilities. Tectonophysics, 158: 269–289.
PANZA G.F. 1985 — Lateral variations in the lithosphere in correspondence of the Southern segment of EGT. [W:] Galson D.A. & Muller St. (red.)— Second EGT Workshop: The Southern Segment. European Science Foundation, Strasbourg, France, 47–51.
PASQUALE V., VERDOYA M. & CHIOZZI P. 1991 — Lithospheric thermal structure in the Baltic shield. Geophys. J. Int., 106: 611–620. PLEWA S. 1994 — Rozk³ad parametrów geotermalnych na obszarze Polski. Wyd. Centrum Podstawowych Problemów Gospodarki Surowcami Mineralnymi i Energi¹ PAN, Kraków.
POLLACK H.N. & CHAPMAN D.S. 1977 — On the regional variation of heat flow, geotherms and lihosphere thickness. Tectonophysics, 8: 279–296.
RANALLI G. 1995 — Rheology of the Earth. Chapman and Hall, London, New York.
RANALLI G. & MURPHY D.C 1987 — Rheological stratification of the lithosphere. Tectonophysics, 132: 281–295.
RYBACH L. & BUNTEBARTH G. 1982 — Relation between petrophysical properties density, seismic velocity, heat generation, and mineralogical constitution. Earth and Planetary Sci. Letters, 57: 367–376.
SIBSON R.H. 1974 — Frictional constraints on thrust, wrench and normal faults. Nature, 249: 542–544.
SZEWCZYK J. 2001 — Estymacja gêstoœci strumienia cieplnego metod¹ modelowañ w³aœciwoœci termicznych oœrodka. Prz. Geol., 49: 1083–1088.
THOMSON A.B. 1992 — Water in the Earth’s upper mantle. Nature, 358: 295–302.
VAN WEES J.D. & BEEKMAN F. 2000 — Lithosphere rheology during intraplate basin extension and inversion — Inferences from automated modelling of four basins in western Europe. Tectonophysics, 320: 219–242.
!["Ambona i literatura. Eseje z historii wzajemnych powiązań", Antoni Bednarek, Tarnów 1998 : [recenzja]](data:image/gif;base64,R0lGODlhAQABAIAAAP///wAAACH5BAEAAAAALAAAAAABAAEAAAICRAEAOw==)