STRUKTURA LITOSFERY I GEODYNAMIKA EUROPY CENTRALNEJ W ŚWIETLE EKSPERYMENTÓW SEJSMICZNYCH POLONAISE'97, CELEBRATION 2000, ALP 2002 I SUDETES

Transkrypt

1 STRUKTURA LITOSFERY I GEODYNAMIKA EUROPY CENTRALNEJ W ŚWIETLE EKSPERYMENTÓW SEJSMICZNYCH POLONAISE'97, CELEBRATION 2000, ALP 2002 I SUDETES 2003 Marek GRAD 1, Aleksander Guterch 2 1 Instytut Geofizyki, Wydział Fizyki, Uniwersytet Warszawski ul. Pasteura 7, Warszawa 2 Instytut Geofizyki Polskiej Akademii Nauk ul. Ks. Janusza 64, Warszawa 1. Wprowadzenie Badania głębokiego wnętrza Ziemi prowadzą do określenia struktury, składu i stanu fizycznego oraz zrozumienia mechanizmu ewolucji naszej planety. Podstawą tych studiów są badania geofizyczne sejsmiczne, geomagnetyczne, grawimetryczne, geochemiczne oraz laboratoryjne badania stanu materii pod wysokim ciśnieniem. Szczególne znaczenie mają metody sejsmiczne oparte na analizie przebiegu fal sprężystych we wnętrzu Ziemi, fal których źródłem są naturalne trzęsienia ziemi, bądź fal generowane sztucznie przy użyciu ładunków wybuchowych. Dwuwymiarowe i przestrzenne modelowanie zewnętrznej powłoki Ziemi, jaką stanowi skorupa ziemska, pozwalają na wiarygodną korelację między wynikami badań geologicznych, ograniczonych zwykle do struktur przypowierzchniowych, i strukturą głębokiego wnętrza Ziemi. Prawie cała historia ewolucji Ziemi jest zarejestrowana w skorupie kontynentalnej sięgającej zwykle do głębokości km. Skorupa ziemska na kontynentach stanowi więc naturalne archiwum dla badań historii ewolucji naszej planety. Europa Centralna, obszar między Bałtykiem i Adriatykiem, charakteryzuje się niezwykle złożoną strukturą geologiczną i historią ewolucji tektonicznej. Całą złożoność sytuacji geologicznej tej części Europy, a szczególnie obszaru Polski, ilustruje szkic tektoniczny przedstawiony na rys. 1.

2 110 Marek Grad, Aleksander Guterch Rys. 1. Główne jednostki tektoniczne Europy Centralnej. BGŚ Blok Górnośląski; GŚW Góry Świętokrzyskie; MM Masyw Małopolski; PPS Pieniński Pas Skałkowy; ŚLT śródwęgierska linia tektoniczna (Mid-Hungarian Line); TESZ Transeuropejska strefa szwu (Trans-European Suture Zone) Najstarszą jednostką tektoniczną na tym obszarze jest wschodnioeuropejski kraton o wieku ponad 1 miliarda lat. Od południowego zachodu wkracza na obszar Polski platforma paleozoiczna Centralnej i Zachodniej Europy (Waryscydy), której

3 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 111 wiek wynosi około 300 milionów lat. Natomiast na południu mamy młody system alpejski, reprezentowany w Polsce przez Karpaty. Szeroka strefa kontaktu tych wielkich systemów tektonicznych Europy to transeuropejska strefa szwu (TESZ Trans-European suture zone) biegnąca w przybliżeniu od Morza Północnego do Morza Czarnego. Jej częścią jest strefa Teisseyre a-tornquista (Kaledonidy) (Berthelsen, 1992; Winchester i in., 2002; Bogdanova i in., 2006). Na przedstawionym szkicu tektonicznym szczególne miejsce zajmuje obszar południowo-wschodniej Polski. Tam bowiem stykają się wymienione trzy wielkie systemy geologiczne Europy. Jest to swego rodzaju węzeł geotektoniczny kontynentu europejskiego (Kubicki i Ryka, 1982; Bayer i in., 2002; Dadlez i in., 2005). Dalej na południe od łuku Karpat mamy główny system alpejski reprezentowany na omawianym szkicu przez Alpy Wschodnie oraz młody basen panoński. Istotnym elementem prezentowanego szkicu tektonicznego jest Masyw Czeski. Przy tak złożonej strukturze tektonicznej Europy Centralnej nie można rozwiązać podstawowych problemów geodynamicznych tego obszaru bez głębokich badań geofizycznych, szczególnie badań sejsmicznych, obejmujących całą litosferę Ziemi. Badania głębokich struktur skorupy ziemskiej obszaru Polski przy użyciu aktywnych metod sejsmicznych, nazywanych zwykle sejsmologią eksplozyjną, zostały podjęte w Instytucie Geofizyki PAN w latach 60-tych XX wieku. Były to pierwsze tego typu badania wykonane w Polsce oraz jedne z pierwszych w Europie. Już te wczesne badania ujawniły wielkie kontrasty w budowie skorupy ziemskiej obszaru Polski. W latach 70-tych i 80-tych ubiegłego wieku prowadzono już systematyczne badania tego typu na obszarze całej Polski oraz pierwsze prace na tzw. profilach międzynarodowych. Wówczas to stwierdzono, że na obszarze Polski występują wielkie niejednorodności i kontrasty w budowie skorupy ziemskiej (np. Guterch i in., 1986, 1994). Na podstawie tych badań przedstawiony został pierwszy geotektoniczny obraz obszaru badań oparty na danych o głębokiej strukturze skorupy ziemskiej, z wyraźnym wydzieleniem strefy Teisseyre a Tornquista i wskazaniem na jej głębokie założenia tektoniczne, sięgające do głębokości 50 km.

4 112 Marek Grad, Aleksander Guterch 2. Skorupa ziemska i granica Moho W roku 1910 chorwacki sejsmolog Andrija Mohorovičić ( ; Rys. 2) opublikował ważną pracę pt. "Potres od 8.X.1909" ("Trzęsienie ziemi 8 października 1909"). W pracy tej studiował sejsmogramy zapisy trzęsienia ziemi, którego epicentrum znajdowało się w dolinie rzeki Kupy (ok. 40 km na południe od Zagrzebia), a także zapisy innych wstrząsów z tego regionu. Ich analiza doprowadziła go do stwierdzenia istnienia nieciągłości sejsmicznej na głębokości 50 km. Odkrycie to utwierdziło Mohorovičića w przekonaniu o znaczeniu jakie młoda dyscyplina - sejsmologia miała spełniać w przyszłości: "Zadaniem sejsmologii jest badanie wnętrza Ziemi i kontynuowanie badań tam, gdzie kończą geologowie; nowoczesne sejsmografy są pewnego rodzaju lornetką pozwalającą nam wejrzeć do wielkich głębokości" (Mohorovičić, 1910, 1913; patrz też Herak i Herak, 2007). Badania w następnych latach pokazały, że granica którą odkrył Mohorovičić ma charakter globalny i oddziela ona zewnętrzną skorupę ziemską od leżącego niżej płaszcza Ziemi. Dziś granica między skorupą i płaszczem nosi nazwę granicy Mohorovičića, lub w skrócie Moho. Rys. 2. Andrija Mohorovičić ( ) zdjęcie z roku 1926, wykonane przez jego syna Stiepana

5 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 113 Fale sejsmiczne rozchodzące się we wnętrzu Ziemi to zwykłe fale sprężyste propagujące się w ośrodku sprężystym. Nazywa się je sejsmicznymi dla podkreślenia faktu, że są generowane przez trzęsienia ziemi (grec. ó - seismos wstrząs, trzęsienie). Tak jak i w ośrodkach sprężystych mamy dwa rodzaje fal: fale podłużne P w których drgania zachodzą wzdłuż kierunku propagacji fali oraz fale poprzeczne S o kierunku drgań prostopadłym (poprzecznym) do kierunku rozchodzenia się fali. Fale P są szybsze i rejestrowane jako pierwsze (łac. primae - pierwsze), wyprzedzając wolniejsze fale S (łac. secundae - drugie). Stosunek prędkości tych fal Vp/Vs jest bliski 3. Podobnie jak każde inne fale, również fale sejsmiczne ulegają odbiciu, załamaniu, konwersji P na S (i odwrotnie), dyspersji, dyfrakcji. Odkryta przez Mohorovičića nieciągłość jest podstawą dla pierwotnej definicji granicy między skorupą i płaszczem Ziemi, w znaczeniu prędkości fal sejsmicznych. Dziś sejsmologiczna definicja skorupy oznacza zewnętrzną stałą otoczkę naszej planety o prędkościach podłużnych fal P mniejszych od ok. 7,6 km/s, a poprzecznych fal S o prędkościach mniejszych od ok. 4,4 km/s (np. Meissner, 1986). Zwykle prędkości fal P w dolnej skorupie wynoszą ok. 7 km/s, a w górnym płaszczu ok. 8 km/s. Kontrast prędkości fal P na granicy Moho jest więc znaczny, osiągając 1-1,5 km/s. Oznacza to znaczącą zmianę własności sprężystych, wynikającą ze znacznego zróżnicowania skał budujących skorupę i górny płaszcz. Wtórne definicje skorupy ziemskiej oparte są na innych parametrach: gęstości, rodzaju skał, składzie chemicznym i składzie mineralogicznym. W definicji "gęstościowej" skorupy granicę Moho określa wartość 3,1 g/cm 3. Typowa gęstość dolnej skorupy wynosi ok. 3,0 g/cm 3, a górnego płaszcza ok. 3,3 g/cm 3. Z tego punktu widzenia granica Moho jest również bardzo znaczącą nieciągłością. 3. Podstawy metodyczne W sensie parametrów sprężystych i gęstości granica Moho jest bardzo wyraźną nieciągłością i może być badana stosunkowo łatwo przy użyciu fal sejsmicznych rozchodzących się w skorupie i płaszczu Ziemi z różnymi

6 114 Marek Grad, Aleksander Guterch prędkościami. W badaniach głębokiej struktury skorupy ziemskiej wykorzystuje się sztucznie wzbudzone fale (wibratory, eksplozje ładunków wybuchowych). Fale załamane w ośrodku (fale refrakcyjne) i fale odbite od granic nieciągłości rejestruje się zwykle wzdłuż profili do odległości km od źródła. Metoda ta pozwala jednoznacznie zidentyfikować granicę Moho: fale odbite od Moho (PmP) są zwykle najsilniejszymi obserwowanymi falami, a fala refrakcyjna z górnego płaszcza (Pn) rejestrowana w pierwszych wstąpieniach na dalekich odległościach od źródła (ok km), charakteryzuje się prędkością ok. 8 km/s. Schemat rozchodzenia się fal sejsmicznych w modelu ośrodka wielowarstwowego przedstawia rys. 3. Sztucznie wzbudzone w punkcie strzałowym (PS) fale sejsmiczne rejestrowane są przez odbiorniki umieszczone wzdłuż profilu. Fale odbite i refrakcyjne przebiegają przez ośrodek z różną prędkością, po różnych drogach i w różnym czasie. Zależność czasu przebiegu od odległości dla fali określonego typu nazywamy hodografem. Zostały one pokazane wraz z sejsmogramami syntetycznymi. Blisko źródła obserwuje się stosunkowo wolne fale z warstwy osadowej Psed. Do odległości ok. 180 km w pierwszych wstąpieniach obserwuje się fale refrakcyjne Pg z krystalicznej skorupy, a w dalszych wstąpieniach fale odbite od granic w skorupie oraz falę PmP o dominującej amplitudzie w przedziale odległości km od źródła. W odległości ponad 200 km w pierwszych wstąpieniach występuje fala Pn propagująca się w górnym płaszczu Ziemi. W rzeczywistości obraz eksperymentalnego pola falowego jest o wiele bardziej złożony. Wynika to z niejednorodności budowy skorupy ziemskiej, która kształtowana była na przestrzeni milionów lat swojej geologicznej historii.

7 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 115 Rys. 3. Schemat rozchodzenia się fal sejsmicznych w ośrodku wielowarstwowym: (b) model ośrodka z promieniami sejsmicznymi i (a) - sejsmogramy syntetyczne z hodografami. Prędkości fal podłużnych P w warstwach (w km/s) pokazano w prawej części modelu; dla fal poprzecznych S przyjęto prędkości Vs=Vp/1,73. Czas zredukowany Tr = T-odległość/Vr, gdzie prędkość redukcji Vr=8,0 km/s. Rysunek ilustruje metodę badania skorupy i płaszcza z wykorzystaniem sztucznie wzbudzonych fal sejsmicznych w punkcie strzałowym (PS oznaczony jest czarnym trójkątem) rejestrowanych przez odbiorniki umieszczone co 5 km wzdłuż profilu. Kolory promieni fal refrakcyjnych (załamanych) i odbitych odpowiadają kolorom odpowiednich hodografów. Psed fale P w warstwie osadowej; Pg, Sg fale refrakcyjne P i S w skorupie krystalicznej; PmP fale P odbite od granicy Moho; Psk zakrytyczne fale P rozchodzące się w skorupie ziemskiej; Pn fale P refracyjne w górnym płaszczu Ziemi. Hodografy, sejsmogramy syntetyczne i promienie otrzymane zostały w wyniku modelowania metodą promieniową (ang. ray-tracing) przy użyciu pakietu SEIS83 (Červený i Pšenčík, 1983)

8 116 Marek Grad, Aleksander Guterch 4. Wielkie eksperymenty sejsmiczne w Europie Centralnej Wszechstronne i dokładne rozpoznanie strefy kontaktu proterozoicznego kratonu wschodnioeuropejskiego z fanerozoiczną strefą mobilną środkowej i zachodniej Europy jest nieodzownym warunkiem zrozumienia procesów geologicznych, które kształtowały kontynent europejski. W strukturze tektonicznej Europy obszar Polski stanowi swoiste, niezwykle interesujące i złożone, naturalne laboratorium geodynamiczne (rys. 1). Fundamentalne problemy geotektoniczne obszaru Polski, dyskutowane od wielu dziesięcioleci, nie mogą być rozwiązane bez zasadniczego postępu wiedzy o głębokich założeniach tektonicznych głównych struktur geologicznych tej części Europy. W tym kontekście, najistotniejszym obiektem badań geodynamicznych jest skorupa ziemska. To właśnie w skorupie ziemskiej odnajdujemy zapis procesów fizycznych, które ukształtowały i nadal kształtują współczesne oblicze Ziemi i jej zasoby naturalne. Dla tak postawionego celu badawczego zorganizowano na obszarze Europy Centralnej, w tym przede wszystkim na obszarze Polski, nowy wielki program sejsmicznych badań głębokich struktur skorupy ziemskiej. Program ten został zrealizowany w latach , z inicjatywy i pod kierunkiem strony polskiej, w ścisłej współpracy 35 instytucji naukowych i przemysłowych z 15 krajów europejskich oraz ze Stanów Zjednoczonych i Kanady (Guterch i in., 1999, 2003, 2007; Brückl i in., 2007, 2010; Grad i in., 2002a, 2007). Były to eksperymenty sejsmiczne znane powszechnie jako projekty międzynarodowe: POLONAISE 97 (Polish Lithosphere Onsets - An International Seismic Experiment, 1997; strefa TESZ w Polsce i obszary przyległe w Niemczech i na Litwie), CELEBRATION 2000 (Central European Lithospheric Experiment Based on Refraction 2000; kraton wschodnioeuropejski, TESZ, Masyw Czeski, Karpaty, basen panoński),

9 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 117 ALP 2002 (Wschodnie Alpy, Dynarydy i obszary przyległe), SUDETES 2003 (Sudety, Masyw Czeski i obszary przyległe). Lokalizacja wszystkich profili sejsmicznych w wymienionych eksperymentach została przedstawiona na rys. 4. Całkowita długość profili wynosiła około km. U podstaw tej inicjatywy badawczej, zrealizowanej z wielkim sukcesem, była szeroka współpraca międzynarodowa, dzięki której stało się możliwe użycie ogromnej ilości nowoczesnych cyfrowych aparatur sejsmicznych oraz zorganizowanie dużej ilości kosztownych i trudnych do wykonania punktów strzałowych generujących fale sejsmiczne. Połączenie wysiłków instytucji naukowych z wielu krajów pozwoliło na objęcie obszaru Europy Centralnej jednolitym systemem sejsmicznych prac eksperymentalnych, mających wiodące znaczenie dla badań geodynamicznych. Jednoczesna realizacja prac sejsmicznych w wielu krajach sąsiadujących z Polską, wpłynęła z kolei na znaczne obniżenie kosztów prac eksperymentalnych. Dane dotyczące omawianych eksperymentów sejsmicznych przedstawione są w tabeli 1. Zdjęcie na rys. 5 przedstawia toruńską bazę eksperymentu POLONAISE 97.

10 118 Marek Grad, Aleksander Guterch Rys. 4. Lokalizacja profili sejsmicznych w Europie Centralnej eksperymenty POLONAISE'97, CELEBRATION 2000, ALP 2002 i SUDETES Żółte kółka oznaczają punkty strzałowe; czerwone linie oznaczają profile z zaznaczonymi czarnymi punktami miejscami odbiorników. Wyróżnione zostały dyskutowane w tekście profile P4, CEL05, S01 i CEL10/Alp04, punkty strzałowe dla których podano przykłady sekcji sejsmicznych oraz obszar modelowania 3-D w SE Polsce (Guterch i in., 1998, 2001, 2003)

11 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 119 Tabela 1 Nazwa eksperymentu Ilość punktów Ilość stacji Całkowita strzałowych sejsmicznych długość profili w km POLONAISE CELEBRATION ALP SUDETES Rys. 5. Baza eksperymentu POLONAISE'97 w Toruniu część automatycznych stacji sejsmicznych wykorzystanych w eksperymencie; trójskładowe stacje typu RefTek w trakcie programowania Spośród czterech wymienionych eksperymentów, największy to eksperyment sejsmiczny CELEBRATION 2000, zrealizowany na obszarze o powierzchni około km 2, od zachodniej Rosji przez Białoruś, południową i południowowschodnią Polskę, Słowację, Czechy, Węgry, po Austrię i południowo-wschodnie

12 120 Marek Grad, Aleksander Guterch Niemcy. W realizacji tego eksperymentu wzięło udział 28 instytucji z 11 krajów europejskich oraz z USA i Kanady. Do sejsmicznych prac rejestracyjnych zdołano zgromadzić rekordową ilość nowoczesnych stacji sejsmicznych Znaczna większość zgromadzonych aparatur sejsmicznych pochodziła z amerykańskich instytucji naukowych, w tym przede wszystkim z IRIS PASSCAL Instrument Center w Waszyngtonie, udostępnionych bezpłatnie. Na całym obszarze eksperymentu CELEBRATION 2000 udało się zorganizować rekordową ilość 147 punktów strzałowych generujących fale sejsmiczne. Do wzbudzania fal sejsmicznych zostały użyte ładunki wybuchowe o wielkości od 100 do 1000 kg, które odpalono w otworach wiertniczych grupowanych o głębokości około 40 m. W każdym otworze wiertniczym umieszczano ładunek wybuchowy nie przekraczający 50 kg. Specjalny, duży ładunek wybuchowy, o masie około 10 ton został odpalony na północno-wschodnim końcu profilu CEL05 (rys. 4) w zachodniej Rosji, w rejonie Wielkich Łuków. Odległości między punktami strzałowymi wahały się w szerokich granicach i przeciętnie wynosiły około 30 km. Eksplozje ładunków wybuchowych generujących fale sejsmiczne na obszarze Polski, zostały zaprogramowane i wykonane automatycznie przy zastosowaniu systemu GPS. W szczytowym momencie realizacji eksperymentu CELEBRATION 2000, na całym obszarze objętym badaniami, pracowało w ośmiu krajach ponad 1000 geofizyków, inżynierów i techników. Eksperyment trwał 32 dni i noce, poprzedzony oczywiście wielomiesięcznym okresem przygotowawczym. Otrzymano ogromną ilość rejestracji sejsmicznych, które stały się podstawą dla dwuwymiarowej (2-D), a także częściowo przestrzennej (3-D) interpretacji budowy skorupy ziemskiej Europy Centralnej, bez ograniczeń wynikających z istnienia granic politycznych. Zgromadzona ogromna ilość niezwykle cennych danych sejsmicznych, doskonale i nowocześnie udokumentowanych, była, jest i będzie przedmiotem szczegółowych studiów w miarę udoskonalania metod interpretacji i rozwijania kompleksowych badań głębokich struktur skorupy ziemskiej. Z powyższych względów eksperyment sejsmiczny CELEBRATION 2000 został uznany za największe i najnowocześniejsze przedsięwzięcie badawcze tego typu w historii geofizyki światowej.

13 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle Modelowanie struktury litosfery Opis pola falowego i korelacja fal Pole falowe zarejestrowane w eksperymentach POLONAISE'97, CELEBRATION 2000, ALP 2002 i SUDETES 2003 charakteryzuje się wysoką jakością i różnorodnością. Przykłady wybranych sekcji sejsmicznych zarejestrowanych wzdłuż profili P4, CEL04 i CEL05 przedstawiają rys. 6 i 7. Kolejne rys. 8 i 9 pokazują przykłady modelowania wraz z sekcjami dla profili S01 i CEL10/Alp04 (rys. 4). We wszystkich eksperymentach uzyskano kilkaset takich sekcji zarejestrowanych w układzie 2-D wzdłuż profili sejsmicznych. W przedziale odległości do km od punktu strzałowego zostały zarejestrowane podstawowe fale skorupowe i górnopłaszczowe, dając podstawę do interpretacji sejsmicznej struktury wzdłuż profilu. Zróżnicowanie pola falowego jest odzwierciedleniem złożonej struktury ośrodka ilustrują to sekcje sejsmiczne z obszaru basenu panońskiego (rys. 6a,c), strefy TESZ (rys. 6b i 8b), kratonu wschodnioeuropejskiego (rys. 7a,b), Masywu Czeskiego (rys. 8a) i Alp Wschodnich (rys. 9b). Na rys. 6 i 7 zaznaczone zostały główne fale skorupowe (Psed, Pg i Psk), fale odbite od granicy Moho (PmP) oraz fale spod granicy Moho, propagujące się w górnym płaszczu (Pn). Odpowiadające im hodografy zestawione zostały w diagramie na rys. 7c. Hodografy fal Pg charakteryzują się rozrzutem ok. 2 s (szerokość niebieskiego pasa na rys. 7c), a ich prędkość wynosi 6-6,5 km/s. Hodografy fal PmP i Pn charakteryzuje znacznie większy rozrzut, sięgający 3-6 s (Rys. 7c). Odzwierciedla to różnice głębokości granicy Moho na obszarze eksperymentów, zmieniającej się od ok. 25 do ok. 50 km.

14 122 Marek Grad, Aleksander Guterch Rys. 6. Przykłady sekcji sejsmicznych z profili CEL05, P4 i CEL04 z zaznaczonymi wstąpieniami fal Pg i zakrytycznych fal skorupowych Psk (niebieskie linie), fal PmP odbitych od granicy Moho (czerwone linie) i fal Pn refragowanych w górnym płaszczu (zielone linie). Fazy PI oznaczają fale odbite w dolnej litosferze (Grad i in., 2002b, 2007). Prędkość redukcji 8,0 km/s

15 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 123 Rys. 7. Przykłady sekcji sejsmicznych z profili CEL05 i P4 (Grad i in., 2003, 2006, 2007). Oznaczenia jak na rys. 6. Dolny rysunek (c) przedstawia porównanie hodografów fal Pg i Psk (niebiskie linie i niebieski obszar), fal PmP (czerwone) i fal Pn (zielone). Prędkość redukcji 8,0 km/s

16 124 Marek Grad, Aleksander Guterch Rys. 8. Przykłady modelowania 2-D struktury skorupy ziemskiej metodą promieniową wzdłuż profilu S01 (Grad i in., 2008) na obszarze (a) masywu czeskiego i (b) strefy TESZ w Polsce Zachodniej. Oznaczenia fal jak na rys. 6. Prędkość redukcji 8,0 km/s

17 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 125 Rys. 9. Przykład modelowania 2-D struktury skorupy ziemskiej metodą promieniową na profilu CEL10/Alp04: (a) - sejsmogramy syntetyczne, (b) - sekcja z hodografami i (c) model z promieniami (Grad i in., 2009b). Oznaczenia fal jak na rys. 6. Prędkość redukcji 8,0 km/s

18 126 Marek Grad, Aleksander Guterch Pole falowe na obszarze basenu panońskiego (rys. 6a i 6c) charakteryzuje się bardzo wyraźnymi wstąpieniami fal P w odległościach do ok. 50 km od punktu strzałowego. Dalej amplituda względna pierwszych wstąpień (Pg) jest niewielka, a do odległości ok. 150 km dominującą rolę odgrywa fala odbita od Moho PmP. Odbicia śródskorupowe charakteryzują się niewielkimi amplitudami, co świadczy o niewielkim zróżnicowaniu prędkości fal P w skorupie ziemskiej. Na podstawie zakrytycznych fal skorupowych Psk występujących w przedziale odległości km od punktu strzałowego można stwierdzić, że prędkości w środkowej i dolnej skorupie są niewielkie, i wynoszą ok. 6,2-6,6 km/s. Fala refrakcyjna od Moho (Pn) charakteryzuje się stosunkowo niskimi prędkościami (7,9-8,0 km/s) i małymi amplitudami. Fala Pn została zarejestrowana na czasie zredukowanym ok. 6 sekund, co świadczy o płytkim zaleganiu granicy Moho. Na odległościach ponad 200 km od punktu strzałowego występuje stosunkowo silna fala P I związana z niejednorodnościami dolnej litosfery. W strefie TESZ (rys. 6b i 8b) pole falowe ma charakter regularny, gdzie zarówno pierwsze wstąpienia (Pg) jak i fale związane z Moho (PmP i Pn) wskazują na bardzo głębokie zaleganie podłoża skonsolidowanego i granicy Moho. Czas zredukowany dla fali Pn wynosi tu 8,0-8,5 s, co oznacza że granica Moho znajduje się ok. 20 km głębiej niż na obszarze basenu panońskiego. Pole falowe zarejestrowane na obszarze kratonu wschodnioeuropejskigo (Baltika) charakteryzuje się znakomitą jakością i regularnością (rys. 7a,b). Fale związane z kompleksem osadowym występują w pierwszych wstąpieniach jedynie w najbliższych odległościach od punktu strzałowego (do ok. 10 km), co wynika z niewielkiej grubości osadów. Do odległości ok. 200 km od punktu strzałowego występuje regularne fale Pg o prędkościach pozornych rosnących z odległością od 6,0-6,2 do 6,6-7,0 km/s. Fale te kontynuują się również w obszarze zakrytycznym (Psk), do odległości ok km od punktu strzałowego. Fale śródskorupowe charakteryzują się niewielkimi amplitudami, co świadczy o niewielkich kontrastach prędkości na granicach sejsmicznych w skorupie. Dominująca pod względem amplitudy jest fala PmP obserwowana w przedziale odległości od do km od punktu strzałowego. Fala Pn charakteryzuje się niedużymi amplitudami i prędkościami pozornymi 8,1-8,2 km/s. Czas zredukowany dla fali

19 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 127 Pn wynosi na obszarze kratonu ok. 8 s wskazując równiż głębokie na zaleganie granicy Moho. Obszar masywu czeskiego charakteryzuje się dobrą jakością i regularnością zarejestrowanego pola falowego (rys. 8a). Dla wielu punktów strzałowych poza falami podłużnymi P zarejestrowane zostały również dobrej jakości fale poprzeczne S (rys. 8a). W polu falowym dominującymi są fale Pg i Sg (w przedziale odległości 0-50 km od punktu strzałowego) oraz fale odbite od Moho PmP i SmS (w przedziale odległości km od punktu strzałowego). Obserwowane anomalnie wysokie prędkości w pobliżu ryftu Egeru mogą świadczyć o występowaniu w tym rejonie intruzji o wysokich prędkościach fal P. Obszar Alp Wschodnich charakteryzuje się bardzo złożonym polem falowym, w którym trudno jest wyróżnić długie ciągi regularnych fal. Dobrze rejestrują się praktycznie tylko fale Pg i Sg blisko źródła oraz fale PmP na odległościach ponad 100 km od punktu strzałowego. Modelowania struktury skorupy ziemskiej W procesie korelacji wyznaczone zostały ciągi korelacyjne podstawowych fal refrakcyjnych i odbitych. W pierwszym etapie modelowania struktury skorupy ziemskiej wykorzystane zostały hodografy pierwszych wstąpień dla których zastosowano metodę dwuwymiarowej (2-D) tomografii sejsmicznej (Hole, 1992; Zelt, 1992, 1998; Zelt i Smith, 1992; Majdański i Grad, 2005). Następnym etapem było modelowanie sejsmicznej struktury skorupy ziemskiej dla wszystkich profili przy użyciu 2-D metody promieniowej (ang. ray tracing) z wykorzystaniem programów SEIS83, MODEL i ZPLOT (Červený i Pšenčík, 1983; Komminaho, 1997; Zelt, 1992). W metodzie tej promień sejsmiczny śledzony jest zgodnie z prawami sejsmiki geometrycznej (odpowiednik optyki geometrycznej opatej na zasadzie Fermaty i prawach odbicia/załamania Snelliusa). Promienie fal odbitych i refrakcyjnych śledzone są w kolejnych warstwach modelu od źródła do odbiornika. Uwzględniana jest zmiana amplitudy fali wynikająca z geometrycznego rozszerzania się frontu fali oraz uwzględniane są współczynniki odbicia i załamania na granicach ośrodka i powierzchni swobodnej (na powierzchni Ziemi). Śledzenie promienia, czasu i amplitudy pozwala na

20 128 Marek Grad, Aleksander Guterch Rys. 10. Dwuwymiarowy model rozkładu prędkości fal P wzdłuż profilu P4 (a) z eksperymentu POLONAISE 97 i wzdłuż profilu CEL05 (b) z eksperymentu CELEBRATION Modele zostały otrzymane w wyniku modelowania metodą promieniową (ray-tracing) przy użyciu pakietu SEIS83 (Červený i Pšenčík, 1983). Grube ciągłe linie oznaczają granice sejsmiczne, a cienkie - izolinie prędkości (w km/s). Moho jest granicą między skorupą i płaszczem Ziemi. Profil P4 przebiega przez trans-europejską strefę szwu (TESZ) i południowozachodnią część kratonu wschodnioeuropejskiego (Baltika). Zwraca uwagę cienka skorupa platformy paleozoicznej (~30 km) i gruba skorupa kratonu wschodnioeuropejskiego (~45 50 km), oraz głęboki basen osadowy w strefie TESZ, gdzie skały o prędkościach fal P mniejszych od 6 km/s sięgają głębokości ~20 km (modyfikacja z pracy Grad i in., 2003).

21 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 129 Profil CEL05 biegnie od kratonu wschodnioeuropejskiego, przez TESZ i Karpaty do basenu panońskiego. Ponad profilem pokazana została topografia. Zwraca uwagę bardzo cienka skorupa panońska (~25 km), gruba skorupa kratonu wschodnioeuropejskiego (~45 50 km), oraz najgrubsza skorupa na badanym obszarze w strefie TESZ (~52 km głębokości na odległości 620 km). W Karpatach i TESZ baseny osadowe o prędkościach fal P mniejszych od 6 km/s sięgają głębokości km (modyfikacja z pracy Grad i in., 2006). Rys. 11. Dwuwymiarowy model rozkładu prędkości fal P wzdłuż profilu S01 z eksperymentu SUDETES Oznaczenia jak na rys. 10. RD rozłam Dolska; RO rozłam Odry; S/Mo Saksoturyngia/Moldanubia; WW wyniesienie wolsztyńskie. Dolny diagram pokazuje przebiegi promieni fal poprzecznych w modelu (fale Sg i SmS) oraz wartości Vp/Vs (w żółtych prostokątach) w kolejnych warstwach skorupy (modyfikacja z pracy Grad i in., 2008).

22 130 Marek Grad, Aleksander Guterch skonstruowanie diagramów promieniowych, hodografów poszczególnych fal i sejsmogramów syntetycznych. Modelowanie przeprowadza się metodą prób i błędów, zmieniając rozkłady prękości i geometrię granic tak, aby hodografy policzone dla modelu zgadzały się z hodografami eksperymentalnymi (patrz przykłady modelowania na rys. 8 i 9). Model początkowy konstruuje się w oparciu o model tomograficzny, a także dostępne dane geologiczne o piętrze osadowym i podłożu skonsolidowanym. W procesie modelowania wykorzystuje się pierwsze wstąpienia, śródskorupowe fale odbite i fale związane z granicą Moho (w tym również odbicia wielokrotne). Uwzględnienie tych fal pozwala wydzielić granice nieciągłości w skorupie, a w szczególności pozwala na dokładne określenie kształtu granicy Moho. Analiza pola falowego daje dodatkowe informacje o naturze fizycznej warstw i granic nieciągłości. Modelowanie dynamiczne (sejsmogramy syntetyczne) pozwala na finalną weryfikację modelu, z uwzględnieniem gradientów prędkości w warstwach i kontrastów prędkości na granicach ośrodka. Przykłady dokumentujące wyniki modelowania dwuwymiarowego struktury wzdłuż profilu S01 zostały przedstawione na rys. 8. Pokazują one porównanie sekcji sejsmicznych i teoretycznych hodografów fal policzonych dla modelu finalnego. W większości przypadków hodografy teoretyczne (modelowe) opisują wyznaczone (eksperymentalne) czasy przyjścia fal z dokładnością ±0,1-0,15 s. Dla profilu CEL10/Alp04 pokazany został diagram promieniowy (teoretyczny przebieg promieni sejsmicznych w modelu), a także porównanie teoretycznych hodografów z sekcją sejsmiczną i sejsmogramy syntetyczne policzone dla modelu finalnego. Wykazują one dobrą zgodność jakościową z amplitudami obserwowanymi, w szczególności relacje względne amplitud fal refrakcyjnych i odbitych. Modele sejsmiczne uzyskane na wybranych profilach są omówione w następnym rozdziale (rys. 10, 11 i 12).

23 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 131 Rys. 12. Dwuwymiarowy model rozkładu prędkości fal P wzdłuż profilu CEL10/Alp04 z eksperymentów CELEBRATION 2000 i ALP 2002 (modyfikacja z pracy Grad i in., 2009b). Oznaczenia jak na rys. 10 Uzyskane dokładności w modelowaniu kinematycznym jak i zgodność amplitud podstawowych fal pozwalają ocenić dokładność wyznaczenia rozkładów

24 132 Marek Grad, Aleksander Guterch prędkości i głębokości granic w modelu finalnym. Dla górnej skorupy (podłoże skonsolidowane) gdzie pokrycie promieniami fal Pg jest najlepsze, dokładność wyznaczenia prędkości można ocenić na ±0,1 km/s. Taką dokładność mają również prędkości w górnym płaszczu uzyskane w oparciu o fale Pn. Ze względu na fakt, że fale z dolnej skorupy rzadko obserwowane są w pierwszych wstąpieniach dokładność wyznaczenia prędkości może być tu mniejsza, ±0,15-0,2 km/s. W wielu przypadkach sytuację polepszają dobrze rejestrowane skorupowe fale zakrytyczne Psk. Głębokści granic śródskorupowych są wyznaczone zwykle z dokładnością ±2-3 km, a granicy Moho nawet lepszą, ±1-2 km, co wynika z faktu lepszego pokrycia (długie ciągi hodografów fali PmP dominującej pod względem amplitudy). Wyniki tych analiz pokrywają się z wynikami oszacowań dokładności uzyskanymi na wielu profilach w eksperymentach POLONAISE 97, CELEBRATION 2000, ALP 2002 i SUDETES 2003 (np. Janik i in., 2002; Grad i in., 2003, 2006, 2008, 2009b; Środa i in., 2006; Šumanovac i in., 2009). Poza kilkust sekcjami zarejestrowanymi wzdłuż profili w układzie 2-D, zarejestrowanych zostało również ponad tysiąc sekcji w układzie niepodłużnym na profilach sąsiednich są one szczególnie użyteczne w modelowaniu 3-D struktury skorupy ziemskiej wypełniając informacją obszar pomiędzy profilami. Przykład wyników modelowania 3-D struktury skorupy ziemskiej SE Polski w oparciu o materiały eksperymentu CELEBRATION 2000 przedstawia rys. 13. W 3-D tomografii pierwszych wstąpień (Zelt i Barton, 1998) wykorzystanych zostało promieni na drodze źródło-odbiornik (rys. 13a), a modelowanie powierzchni Moho (rys. 13b) wykonano przy użyciu tomografii 3-D w ośrodku wielowarstwowym z granicami nieciągłości (Hole, 1992; Hole i Zelt, 1995; Hobro i in., 2003; Malinowski i in., 2008, 2009).

25 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 133 Rys. 13. Przykład wyników modelowania 3-D struktury skorupy ziemskiej SE Polski w oparciu o materiały eksperymentu CELEBRATION (a) obszar modelowania 3-D: czerwone gwiazki oznaczają położenie punktów strzałowych, zielone kropki punkty rejestracyjne; czarne linie oznaczają promieni na drodze źródło-odbiornik użytych w tomografii pierwszych wstąpień; (b) głębokość granicy Moho (w km) w otrzymanym 3-D modelu skorupy (Malinowski i in., 2008, 2009)

26 134 Marek Grad, Aleksander Guterch 6. Modele skorupy ziemskiej Model skorupy ziemskiej wzdłuż profilu P4 z eksperymentu POLONAISE 97 Eksperyment POLONAISE 97 był pierwszym z wielkich eksperymentów sejsmicznych zrealizowanych w latach Badania wykonano na pięciu profilach o łącznej długości około 2000 km, zlokalizowanych na obszarze zachodniej i północno-wschodniej Polski oraz przyległych obszarach Niemiec i Litwy. Otrzymane nowe dane o głębokiej budowie skorupy ziemskiej na obszarze Polski od struktur waryscyjskich Europy Centralnej i Zachodniej przez transeuropejską strefę szwu (TESZ, rys. 1) do struktur prekambryjskich Europy Wschodniej, zmieniają w sposób istotny wiedzę o procesach geodynamicznych, które miały miejsce na przedpolu południowo-zachodniego obrzeżenia kratonu wschodnioeuropejskiego (Baltika). Na rys. 10 przedstawiono dwuwymiarowy model skorupy ziemskiej wzdłuż profilu P4, o długości około 800 km (Grad i in., 2003). Jest to najdłuższy profil w eksperymencie sejsmicznym POLONAISE 97, biegnący w przybliżeniu wzdłuż linii Zgorzelec Głogów Toruń Suwałki Wilno (rys. 4). Grubość skorupy ziemskiej wzdłuż profilu P4 zmienia się od km na obszarze platformy paleozoicznej (Waryscydy) do około 40 km w transeuropejskiej strefie szwu (TESZ) oraz km pod kratonem wschodnioeuropejskim. Prędkości fal podłużnych P na granicy Moho zmieniają się od 8,15 km/s na platformie paleozoicznej do 8,3 i 8,25 km/s w transeuropejskiej strefie szwu oraz 8,15 i 8,23 km/s na obszarze kratonu wschodnioeuropejskiego. Stwierdzono, ponad wszelką wątpliwość, że wielki basen sedymentacyjny występujący w transeuropejskiej strefie szwu - basen polski, jest wybitnie asymetryczny, osiąga rekordowe miąższości km i jest przesunięty na SW względem maksymalnego przegłębienia granicy Moho. Basen polski jest częścią wielkiego basenu sedymentacyjnego Europy Centralnej i Zachodniej wieku permskomezozoicznego. Stwierdzono również, że dolna skorupa ziemska wzdłuż profilu P4

27 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 135 ma kontrastowo różne własności fizyczne przy przejściu od platformy paleozoicznej przez strefą TESZ do kratonu wschodnioeuropejskiego. Szczególnie złożoną strukturą charakteryzuje się strefa przejściowa od dolnej skorupy do górnego płaszcza Ziemi w strefie TESZ. Ponadto, w transeuropejskiej strefie szwu na profilu P4 zinterpretowano trzy refleksyjne nieciągłości sejsmiczne w górnym płaszczu Ziemi, na głębokościach od 60 do 120 km (Grad i in., 2002b). Model skorupy ziemskiej wzdłuż profilu P4 zalicza się do najdokładniejszych i najoryginalniejszych przekrojów skorupowych znanych w literaturze. Model skorupy ziemskiej wzdłuż profilu CEL05 z eksperymentu CELEBRATION 2000 Profil CEL05 jest najdłuższym profilem wykonanym w ramach projektu CELEBRATION 2000, liczącym 1420 km - od basenu panońskiego na obszarze Węgier, przez polsko-słowackie Karpaty, transeuropejską strefę szwu (TESZ) w południowo-wschodniej Polsce, do kratonu wschodnio-europejskiego na obszarze Białorusi i zachodniej Rosji (rys. 1 i 4). Na profilu CEL05 fale sejsmiczne generowane w 26 punktach strzałowych były rejestrowane przez ponad 360 stacji sejsmicznych, ze średnią odległością między nimi około 3 km na obszarze Węgier, Słowacji i Polski oraz około 5 km Białorusi i w Rosji. Model skorupy ziemskiej na profilu CEL05 jest przedstawiony na rys. 10 (Grad i in., 2006). W południowo-zachodniej części profilu, w przedziale odległości km, na obszarze basenu panońskiego struktura skorupy jest stosunkowo prosta. Pod warstwą osadową i kompleksem o prędkościach fal sejsmicznych około 5,8 km/s w przedziale głębokości 5-18 km występuje warstwa o prędkości zmieniającej się od 6,0 do 6,05 km/s. Natomiast dolne piętro skorupy ziemskiej basenu panońskiego charakteryzuje się niewielką miąższością (około 5-6 km grubości) i prędkościami fal podłużnych 6,25 6,5 km/s. Granica Moho, o prędkościach fal P ok. 8,0 km/s, zalega na głębokości od 22 do 25 km. W odległości około 250 km wzdłuż profilu w przedziale głębokości od 1 do 5 km zidentyfikowano strefę wysokich prędkości fal P (około 6,4 km/s) znacznie przewyższających prędkości otaczającego ośrodka (5,8-5,9 km/s). Skorupa

28 136 Marek Grad, Aleksander Guterch ziemska basenu panońskiego jest więc skorupą kontynentalną o bardzo małej miąższości i anomalnych własnościach fizycznych budujących ją pięter. Najbardziej złożoną strukturę skorupy na profilu CEL05 zidentyfikowano w przedziale odległości km, w strefie przejścia od basenu panońskiego przez Karpaty do brzegu kratonu wschodnioeuropejskiego. Głównym elementem górnej skorupy w tym przedziale odległości, jest głęboki basen osadowy sięgający do około 20 km głębokości, charakteryzujący się prędkościami fal P mniejszych od 5,2 km/s. Krystaliczny kompleks skorupy jest niezwykle złożony, a granica Moho, o prędkościach 8,0 8,3 km/s, zagłębia się do głębokości 50 km. Dalej na północny wschód wzdłuż profilu CEL05, w odległościach większych od 700 km, struktura skorupy jest typowa dla kratonu wschodnioeuropejskiego, z cienką warstwą osadową i trójwarstwowym kompleksem krystalicznym. Górne piętro skorupy krystalicznej o miąższościach km, charakteryzuje się prędkościami fal sprężystych 6,05 6,4 km/s. Piętro środkowe, o miąższości około 10 km, ma typowe prędkości fal podłużnych 6,5 6,7 km/s. Dolna skorupa kratonu, o miąższości km, charakteryzuje się prędkościami fal P z przedziału 6,7 7,0 km/s. Całkowita miąższość skorupy ziemskiej kratonu wschodnioeuropejskiego na profilu CEL05 zmienia się od 42 do 48 km. W odległości około 1050 km wzdłuż profilu obserwuje się zróżnicowanie prędkości fal P na granicy Moho (od 8,21 do 8,28 km/s), a także zmiany prędkości fal P w dolnej i górnej skorupie. Stwierdzone zróżnicowanie własności fizycznych kompleksów skorupowych wiąże się ze złożoną historią ewolucji geotektonicznej kratonu wschodnioeuropejskiego, wieku 2,0 1,85 miliarda lat. Model skorupy ziemskiej wzdłuż profilu S01 z eksperymentu SUDETES 2003 Profil S01, którego lokalizację pokazano na rys. 4, przecina dwa ważne obszary tektoniczne położone między krawędzią kratonu wschodnioeuropejskiego i wnętrzem pasa Waryscydów (rys.1). Model skorupy ziemskiej wzdłuż profilu S01 jest przestawiony na rys. 11 (Grad i in., 2008) Obszar północno-wschodni, formujący podłoże platformy paleozoicznej południowo-zachodniej Polski, odpowiada transeuropejskiej strefie szwu (TESZ), która jest wynikiem złożonego

29 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 137 wczesnopaleozoicznego procesu akrecji terranów do południowo- zachodniego brzegu Baltiki (Pharaoh, 1999). Obszar południowo-zachodni profilu S01 to pas Waryscydów, który podzielony jest na obszarze Masywu Czeskiego na Saksoturyngię i Moldanubię (S/Mo). Moldanubia odpowiada korzeniom orogenu waryscyjskiego i kontynuuje się dalej w kierunku południowo-zachodnim. Istotną część Masywu Czeskiego na profilu S01, jest ryft Egeru. Ta aktualnie aktywna struktura należy do kenozoicznego systemu ryftów europejskich i charakteryzuje się nieregularną budową górnego płaszcza Ziemi, ścienioną skorupą ziemską i śródskorupowymi wylewami bazaltowymi (Špičák i in., 2005; Plomerová i in., 2007). Centralna część profilu S01 to pasmo Sudetów zawarte między strefą uskokową Odry na północnym wschodzie i równoległą strefą Elby na południowym zachodzie. Pierwsze 130 km profilu S01 charakteryzuje się występowaniem wysokoprędkościowej warstwy 6,8-7,0 km/s w podłożu skorupy ziemskiej, gdzie profil przecina południowe obrzeże ryftu Egeru. Natomiast w górnej skorupie w tej części profilu zidentyfikowano ciała o wysokich prędkościach fal sejsmicznych (6,5-6,7km/s). Ciała te są rozproszone wzdłuż całego południowego obrzeżenia ryftu Egeru. Struktura skorupy ziemskiej pod Sudetami na profilu S01 jest stosunkowo jednorodna. Granica Moho występuje na głębokości km. Północne przedpole Waryscydów, reprezentowane przez transeuropejską strefę szwu, charakteryzuje się skorupą ziemską o miąższości km. Nowatorskim aspektem profilu S01 jest obraz stopniowego wciskania litosfery transeuropejskiej strefy szwu (TESZ) w kierunku południowym pod waryscyjski obszar Masywu Czeskiego. Strefa wysokich prędkości w dolnej skorupie i w górnym płaszczu Ziemi, charakterystyczna dla TESZ, rozciąga się na południe aż do rozłamu Odry (RO) i może być interpretowana jako ścieniony brzeg Baltiki (Grad i in., 2002a) albo grzbiet innego z terranów włączonych do strefy TESZ. Górna skorupa ziemska monokliny przedsudeckiej, między strefami uskokowymi Odry i Dolska, interpretowana jest jako część waryscyjskiego klina orogenicznego wciśniętego w kierunku północnym na płytę TESZ.

30 138 Marek Grad, Aleksander Guterch Model skorupy ziemskiej wzdłuż profilu CEL10/Alp04 z eksperymentów sejsmicznych CELEBRATION 2000 i ALP 2002 Sejsmiczne dane rejestracyjne dla profilu CEL10/Alp04 otrzymano na dwóch profilach CEL10 i Alp04 z eksperymentów sejsmicznych CELEBRATION 2000 i ALP Lokalizacja profilu CEL10/Alp04 jest przedstawiona na rys. 4. Profil biegnie głównie na obszarze Austrii, od południowo-wschodniej części Masywu Czeskiego przez basen Molasy, Alpy Wschodnie z zakończeniem w Alpach Południowych. Taka lokalizacja profilu CEL10/Alp04 ma szczególne znaczenie, ponieważ profil przecina strefę kontaktu płyty europejskiej, mikropłyty adriatyckiej i fragment basenu panońskiego. Jest to tzw. punkt potrójny. Model skorupy ziemskiej wzdłuż profilu CEL10/Alp04 jest przedstawiony na rys. 12 (Grad i in., 2009b). Struktura skorupy i jej własności fizyczne są niezwykle złożone. Strefa kontaktu między basenem Molasy i Alpami Wschodnimi stanowi barierą dla transmisji fal sejsmicznych. Pod północnym obrzeżeniem Alp Wschodnich nisko-prędkościowa strefa sedymentacyjna zanurza się w kierunku południowo-wschodnim do głębokości około 10 km. W środkowej skorupie alpejskiej części profilu (między 50 i 130 km odległości), w przedziale głębokości od 20 do 30 km, stwierdzono występowanie strefy o charakterze laminacyjnym, którą wymodelowano jako strefę podwyższonych i obniżonych prędkości fal sejsmicznych w warstwach o grubości od 2 do 3 km. Dolna skorupa tej części modelu jest raczej homogeniczna i charakteryzuje się prędkością fal sprężystych około 6.9 km/s. Natomiast dolna skorupa przy przejściu od Masywu Czeskiego do basenu Molasy jest skorupą wysokoprędkościową (7,0 7,5 km/s). Głębokość granicy Moho wzdłuż całego profilu CEL10/Alp04 zmienia się od km w południowo-zachodniej części profilu (część alpejska) do około 40 km w części centralnej (basen Molasy) i km w części północno-wschodniej (Masyw Czeski). Stwierdzone na profilu CEL10/Alp04 niejednorodności w strukturze skorupy ziemskiej i znaczne zróżnicowanie jej własności fizycznych mają duże znaczenie dla kompleksowej interpretacji geodynamicznej badanego obszaru.

31 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 139 Przykład modelu 3-D z eksperymentu sejsmicznego CELEBRATION 2000 W czasie realizacji dyskutowanych eksperymentów sejsmicznych rejestracje prowadzone były nie tylko w układzie dwuwymiarowym (2-D) wzdłuż profili, ale także pomiędzy nimi. Dzięki temu zabiegowi metodycznemu otrzymano dobre pokrycie trójwymiarowe (3D) przebiegu fal sejsmicznych dla wybranych regionów geologicznych, szczególnie istotnych dla badań geodynamicznych (Środa i in., 2002; Majdański i in., 2007). Najgęstszy system sejsmicznych rejestracji 3-D zrealizowano na obszarze południowo-wschodniej Polski w ramach eksperymentu CELEBRATION 2000 (rys. 13a; Malinowski i in., 2008, 2009). Obszar ten jest jednym z najważniejszych węzłów tektonicznych kontynentu europejskiego. Stąd uzyskanie obrazu 3-D rozkładu prędkości fal sejsmicznych mogło przyczynić się do postępu wiedzy o niezwykle złożonej budowie skorupy ziemskiej na tym obszarze. W szczególności, dotyczy to granic terranów przyłączonych do południowo-zachodniej krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego (Baltiki) bloku górnośląskiego, bloku małopolskiego z Górami Świętokrzyskimi, jak również rozwoju tego segmentu transeuropejskiej strefy szwu (TESZ). Modelowanie 3-D zrealizowano w dwóch etapach. W pierwszym etapie wykorzystano jedynie pierwsze wstąpienia fal załamanych w celu stworzenia modelu rozkładu prędkości w skorupie i górnym płaszczu Ziemi (Malinowski i in., 2008). W drugim etapie, do modelowania włączono także fale odbite od granicy Moho, dzięki czemu otrzymano dokładny przestrzenny model 3D głębokości tej granicy dla południowo-wschodniej Polski (rys. 13b; Malinowski i in., 2009). 7. Modele geotektoniczne Wyniki badań osiągnięte na wszystkich profilach z eksperymentów sejsmicznych POLONAISE 97, CELEBRATION 2000, Alp 2002 i SUDETES 2003, zarówno w układzie 2-D jak i 3-D, stały się podstawą dla nowej kompleksowej interpretacji geodynamicznej całego obszaru kontynentu europejskiego między Bałtykiem i Adriatykiem (rys. 1). Jest to obszar o wyjątkowym znaczeniu dla geodynamiki całego kontynentu europejskiego, a w

32 140 Marek Grad, Aleksander Guterch szczególności obszar TESZ w centralnej Polsce (rys. 14), Karpaty i TESZ w Polsce południowo-wschodniej (rys. 15), Masyw Czeski i Sudety (rys. 16) oraz Alpy (rys. 17). Modele geotektoniczne TESZ i Karpat są dyskutowane poniżej. Rys. 14. Modele geotektoniczne wzdłuż profilu P4 z eksperymentu POLONAISE 97 (modyfikacja z pracy Grad i in., 2003)

33 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle 141 Model geotektoniczny na profilu P4 z eksperymentu sejsmicznego POLONAISE 97 Struktura i ewolucja strefy kontaktu między wschodnioeuropejskim kratonem (Baltika) i terranami od południowego zachodu, w szeroko rozumianej transeuropejskiej strefie szwu (TESZ), zaliczają się do głównych problemów tektonicznych Europy na północ od Alp. Rejon profilu P4 doświadczył kilku wielkich wydarzeń tektonicznych na przestrzeni historii geologicznej Europy Centralnej. Wydarzenia te niejednokrotnie nakładały się na siebie powodując ogromną komplikację dla jednoznacznej interpretacji geotektonicznej. Reprezentacja możliwej tektonicznej interpretacji obszaru profilu P4 została przedstawiona na rys. 14 (Grad i in., 2003). W pierwszym modelu (a) jest to tzw. tektoniczna struktura złuszczeniowa. W tym modelu południowo-zachodnia litosfera Baltiki leży pod częścią platformy paleozoicznej. W drugim modelu (b) jest to tzw. rozbieżne obrzeżenie pasywne, w którym orogeneza waryscyjska reprezentuje łagodną kolizję. W trzecim modelu (c) południowo-zachodnie przedłużenie litosfery Baltiki jest minimalne. Basen polski, centralny element modelu P4, jest wielką strukturą geologiczną, o szerokości około 120 km. Skorupa krystaliczna pod basenem ma tylko 20 km grubości, co wskazuje na drastyczne wycienienie litosfery Baltiki (struktura transtensyjna rozciągnięcie z przemieszczeniem). Model geotektoniczny na profilu CEL05 z eksperymentu CELEBRATION 2000 Możliwa interpretacja geotektoniczna dla profilu CEL05 jest przedstawiona na rys. 15 (Grad i in., 2006). Sejsmiczny model skorupy ziemskiej dokumentuje wielkie zmiany w strukturze skorupy wzdłuż całego profilu. Przejście od cienkiej skorupy basenu panońskiego (22-25 km) do grubej skorupy w rejonie transeuropejskiej strefy szwu (~50 km) sugeruje subdukcję płyty karpatopanońskiej pod płytę kratonu wschodnioeuropejskiego (a). Druga możliwa interpretacja (b) wskazuje na możliwość wystąpienia w tej strefie struktury kolizyjnej, określonej w literaturze jako struktura typu krokodyl, gdzie karpatopanońska górna skorupa została odkłuta. Trzeci model (c) przedstawia możliwość

34 142 Marek Grad, Aleksander Guterch wycienienia litosfery panońskiej, jako rezultat ekstensji i podgrzania związanych z młodą subdukcją litosfery kratonu wschodnioeuropejskiego w kierunku południowym. Rys. 15. Modele geotektoniczne wzdłuż profilu CEL05 z eksperymentu CELEBRATION 2000 (modyfikacja z pracy Grad i in., 2006). MM Masyw Małopolski; PPS Pieniński Pas Skałkowy

35 Struktura litosfery i geodynamika Europy Centralnej w świetle Mapa Moho płyty europejskiej Złożona historia geologiczna płyty europejskiej ma swoje odzwierciedlenie w obserwowanej dziś strukturze skorupy ziemskiej, a szczególnie w grubości skorupy (w głębokości granicy Moho) w skali kontynentalnej i regionalnej. Dotychczas istniejące mapy Moho pokrywające całą płytę europejską były fragmentami map dla całej Ziemi, o małej dokładności i rozdzielczości. Dokładniejsze mapy pokrywały jedynie kontynentalną część Europy lub były kompilacją głębokości granicy Moho wybranych fragmentów kontynentu. Badania przeprowadzone w ostatnich latach w Europie pozwoliły na ich integrację i konstrukcję mapy o znacznie lepszej dokładności i rozdzielczości (1 lub lepszej). Założeniem dla nowej mapy jest, aby pokryła ona cały obszar Europy w sensie tektonicznym, tzn. obszar płyty europejskiej rozumianej jako obszar rozciągający się od grzbietu śródatlantyckiego na zachodzie po Ural na wschodzie oraz od Morza Śródziemnego na południu po Morze Barentsa i Spitsbergen w Arktyce na północy (obszar rozciągający się odpowiednio między 40 W i 70 E, oraz między 28 N i 88 N). Dobra mapa Moho płyty europejskiej potrzebna jest z kilku względów: (1) powinna dać obraz głębokiej budowy i jej relacji do procesów tektonicznych, które ukształtowały powierzchniową geologię; (2) poprawić dokładność lokalizacji zjawisk sejsmicznych; dobry model skorupy ma istotne znaczenie dla wyznaczenia epicentrum i głębokości trzęsienia ziemi, a przez to zasadniczy wpływ na ocenę zagrożeń sejsmicznych; (3) rozróżnienie trzęsień ziemi i eksplozji na odległościach 2-20 ; wymaga to znajomości propagacji fal w skorupie i górnym płaszczu dobry model pozwala uwzględnić ich anomalie; (4) poprawienie efektów skorupowych w studiowaniu głębokiego wnętrza Ziemi (np. w tomografii sejsmicznej). Ogromna ilość danych do konstrukcji nowej mapy (Grad i in., 2009a) pochodzi z ostatniej dekady, m.in. z Europy Centralnej, gdzie przeprowadzone zostały wielkie eksperymenty sejsmiczne POLONAISE'97, CELEBRATION 2000, ALP 2002 i SUDETES 2003 (Guterch i in., 1999, 2003, 2007; Brückl i

36 144 Marek Grad, Aleksander Guterch in., 2007; Grad i in., 2007). Przykłady modeli wzdłuż wybranych profili P4, CEL05, S01 i CEL10/Alp04 (Grad i in., 2003, 2006) są przedstawione na rys. 16, 17 i 18. W wielu przypadkach modele interpretowane były metodą promieniową (ang. ray-tracing) przy użyciu pakietu SEIS83 (Červený i Pšenčík, 1983). Głębokości Moho były w takich przypadkach uzyskiwane bezpośrednio z modeli w postaci cyfrowej. Starsze profile były ręcznie cyfrowane z opublikowanych prac. Dla szeregu obszarów wykorzystane zostały kompilacje danych sejsmicznych, lokalne 3-D modele tomograficzne oraz głębokości Moho wyznaczone techniką funkcji odbioru (ang. receiver function) pod permanentnymi stacjami sejsmologicznymi. Baza danych do nowej mapy Moho (rys. 18) zawiera ponad 250 zbiorów indywidualnych profili sejsmicznych, modeli 1-D i 3-D oraz map sejsmicznych. Wszystkie procesy połączenia danych, projekcji, transformacji, filtracji etc., zostały wykonane przy użyciu programu GMT (The Generic Mapping Tools; Wessel i Smith, 1991, 1998). Produktem finalnym jest mapa głębokości Moho całego obszaru w siatce geograficznej o rozmiarach 0,1 x0,15 (rys. 18). Pomimo różnorodności danych wykorzystanych w konstrukcji mapy jest ona spójna i opisuje głębokość granicy Moho z dokładnością rzędu ±3-6 km (Grad i in., 2009a).