2.2. Structura internă a Pământului. Discontinuități seismice

Intuiție

Bate cu degetul într-un pepene: sunetul îți spune dacă este plin. Seismologii fac la fel cu Pământul, folosind cutremurele drept „bătăi”. Acolo unde undele își schimbă brusc viteza este o limită între învelișuri; acolo unde un tip de undă dispare cu totul, materialul este lichid.

2.2.1. Cum „vedem” interiorul Pământului

Cele mai adânci foraje au atins circa 12 km, adică sub 0,2 % din rază; informația directă despre interior este, așadar, extrem de limitată și se completează cu observații asupra rocilor de adâncime aduse la suprafață de procesele tectonice și magmatice, cu date gravimetrice, magnetice și de flux termic și cu compoziția meteoriților. Sursa principală de informație rămâne însă seismologia: undele generate de cutremurele puternice străbat întreaga planetă, iar timpii lor de propagare depind de proprietățile elastice și de densitatea mediilor traversate.

Așa cum se detaliază în Secțiunea 7.4.1, cutremurele generează două tipuri de unde de volum: undele longitudinale P (de compresiune), care se propagă prin solide, lichide și gaze, și undele transversale S (de forfecare), care se propagă numai prin solide. Vitezele lor depind de modulul de compresibilitate volumică \(K\), de modulul de forfecare \(G\) și de densitatea \(\rho\) a mediului:

(2.2)\[ V_P = \sqrt{\frac{K + \tfrac{4}{3}G}{\rho}}, \]

(2.3)\[ V_S = \sqrt{\frac{G}{\rho}} , \]

de unde rezultă că \(V_P > V_S\) întotdeauna și că într-un lichid (\(G = 0\)) undele S nu se propagă, iar viteza undelor P scade brusc (Shearer, 2009). Când o undă întâlnește o suprafață pe care viteza se schimbă brusc, ea se reflectă și se refractă, după legi analoage celor din optică. Analizând timpii de sosire a undelor la stații situate la distanțe diferite de epicentru, seismologii au identificat câteva suprafețe pe care vitezele sar cu valori importante – discontinuitățile seismice – și au construit modele ale variației vitezelor și densității cu adâncimea. Modelul de referință cel mai folosit este PREM (Preliminary Reference Earth Model), elaborat de Dziewonski și Anderson (1981); din el provin valorile din Tabelul 2.1 și proporțiile Figurii 2.1. Modelele mai recente, precum ak135 (Kennett et al., 1995), îl rafinează fără a-i schimba imaginea de ansamblu.

Figura 2.1 Secțiune prin Pământ, la scară, cu învelișurile principale și discontinuitățile seismice. Razele nucleului intern (1 221 km) și ale nucleului extern (3 480 km) sunt cele din modelul PREM (Dziewonski și Anderson, 1981); scoarța, cu grosimi de 5–70 km, apare la această scară ca o linie.

2.2.2. Scoarța și discontinuitatea Mohorovičić

Scoarța (crusta) este învelișul solid exterior, cel mai subțire și cel mai neomogen, singurul accesibil direct observației și singurul care interesează, practic, ingineria construcțiilor. Limita sa inferioară a fost descoperită în 1909–1910 de seismologul croat Andrija Mohorovičić, care, analizând înregistrările cutremurului din 8 octombrie 1909 din valea Kupei (Croația), a observat că la stațiile mai îndepărtate de epicentru soseau două perechi de unde P și S: una propagată direct prin scoarță, cu viteză mai mică, și una refractată printr-un mediu mai rapid situat la circa 50 km adâncime (Herak, 2012). Această suprafață, pe care viteza undelor P sare de la circa 6–7 km/s la circa 8 km/s, poartă numele de discontinuitatea Mohorovičić (prescurtat Moho) și separă scoarța de manta. Sub aspect petrografic, saltul de viteză corespunde trecerii de la rocile scoarței (granite, gnaise, bazalte, gabbrouri) la peridotitele mantalei.

Se deosebesc două tipuri fundamentale de scoarță (Figura 2.2), care diferă prin grosime, compoziție, densitate și vârstă (Fowler, 2005, Grotzinger și Jordan, 2014):

• Scoarța continentală are grosimi de 30–40 km în regiunile de platformă și de câmpie și de până la 60–70 km sub lanțurile muntoase tinere (Himalaya, Anzi; circa 50 km sub Alpi), unde formează adevărate „rădăcini” care compensează izostatic relieful. Are o compoziție medie apropiată de a rocilor intermediare-acide (bogată în siliciu și aluminiu, de unde vechea denumire sial), o densitate medie de circa 2,7 g/cm\(^3\) și cuprinde rocile cele mai vechi cunoscute (aproape 4 miliarde de ani). Structura ei este complexă: un soclu cristalin (granite, gnaise, șisturi) acoperit, discontinuu, de o cuvertură sedimentară care poate atinge 10–15 km grosime în bazinele de sedimentare.

• Scoarța oceanică are grosimi de numai 5–10 km (în medie circa 7 km), este alcătuită din bazalte și gabbrouri (bogate în siliciu și magneziu – sima), acoperite de un strat subțire de sedimente pelagice, are densitatea de circa 2,9–3,0 g/cm\(^3\) și este tânără: se formează continuu la dorsalele medio-oceanice și se consumă în zonele de subducție, astfel încât nicăieri nu depășește vârsta de circa 200 de milioane de ani (Secțiunea 2.3).

Presiunea litostatică din scoarță crește cu aproximativ 27 kPa/m (pentru \(\rho = 2{,}7\) g/cm\(^3\)), atingând circa 1 GPa la baza scoarței continentale, unde temperatura este de 500–700 °C (gradientul geotermic, de 25–30 °C/km în partea superioară a scoarței, scade în adâncime) (Turcotte și Schubert, 2014); de aceea rocile, casante la suprafață, devin ductile în adâncime (Capitolul 4).

Figura 2.2 Secțiune schematică (nu la scară) prin scoarța oceanică și continentală; litosfera cuprinde scoarța și partea superioară, rigidă, a mantalei și se sprijină pe astenosfera ductilă. Grosimile și densitățile sunt valori tipice (Fowler, 2005, Turcotte și Schubert, 2014).

În unele regiuni continentale, în interiorul scoarței a fost identificată o discontinuitate seismică secundară, discontinuitatea Conrad (descrisă de seismologul austriac Victor Conrad în 1925), la 15–20 km adâncime. Ea a fost interpretată tradițional ca limita dintre o pătură superioară „granitică” și una inferioară „bazaltică”, dar nu este prezentă peste tot și nu corespunde întotdeauna unei schimbări de compoziție [DE ADĂUGAT: sursă pentru discontinuitatea Conrad].

2.2.3. Mantaua

Mantaua se întinde de la Moho până la adâncimea de 2 891 km și reprezintă circa 83 % din volumul și 67 % din masa planetei. Este alcătuită din roci ultrabazice, silicați de fier și magneziu (olivină, piroxeni, granați), cu densitatea crescând de la circa 3,3 g/cm\(^3\) sub Moho la circa 5,6 g/cm\(^3\) la baza sa. Datele seismice o împart în mantaua superioară, până la discontinuitatea de 670 km (adesea notată 660 km), și mantaua inferioară, sub aceasta. În literatura mai veche, limita dintre mantaua superioară și cea inferioară apare și sub numele de discontinuitatea Repetti, plasată la adâncimi mai mari, de ordinul a 1 000 km [DE VERIFICAT: adâncimea și sursa pentru discontinuitatea Repetti]. În mantaua superioară, între aproximativ 410 și 670 km, se află zona de tranziție, în care olivina se transformă succesiv în minerale cu structuri mai compacte, fiecare transformare de fază producând un salt de viteză și de densitate (Tabelul 2.1). Mantaua inferioară este mai omogenă, cu viteze care cresc lent cu adâncimea; la baza ei, pe ultimii 200–300 km (stratul D\(''\)), vitezele devin neregulate, reflectând interacțiunea cu nucleul (Fowler, 2005).

Deși solidă la scara de timp a undelor seismice, mantaua se comportă, la scara de timp geologic (milioane de ani), ca un fluid extrem de vâscos: sub efectul diferențelor de temperatură între nucleul fierbinte și suprafața rece, în ea se dezvoltă curenți de convecție, cu viteze de ordinul centimetrilor pe an, care transportă căldura spre exterior; plăcile litosferice sunt partea superficială, rece, a acestui sistem convectiv (Secțiunea 2.3.3) (Turcotte și Schubert, 2014).

2.2.4. Nucleul. Discontinuitățile Gutenberg și Lehmann

La adâncimea de 2 891 km, undele S dispar, iar viteza undelor P scade brusc de la circa 13,7 la circa 8,1 km/s (Tabelul 2.1). Această discontinuitate Gutenberg (numită după seismologul Beno Gutenberg, care a localizat-o în 1914 la circa 2 900 km) marchează limita dintre manta și nucleu. Dispariția undelor S demonstrează, conform relației (2.3), că nucleul extern este lichid. Consecința observațională este zona de umbră: pentru un cutremur dat, între distanțele unghiulare de aproximativ 103° și 142° nu se înregistrează unde P directe (deviate prin refracție la intrarea în nucleu), iar dincolo de 103° nu se înregistrează deloc unde S directe (Fowler, 2005, Shearer, 2009). Studiind unde P slabe sosite totuși în zona de umbră, seismologa daneză Inge Lehmann a demonstrat în 1936 existența unui nucleu intern solid (Lehmann, 1936); raza acestuia, stabilită ulterior la circa 1 220 km, corespunde discontinuității Lehmann, situată la adâncimea de aproximativ 5 150 km.

Nucleul, cu raza de 3 480 km, ocupă doar 16 % din volumul planetei, dar circa o treime din masa ei, densitatea sa fiind de 9,9–13,1 g/cm\(^3\). Este alcătuit în principal din fier, cu circa 5–10 % nichel și cu elemente ușoare (sulf, oxigen, siliciu) în nucleul extern; temperaturile estimate depășesc 5 000 °C în centrul planetei. Convecția din nucleul extern lichid, metalic și bun conducător, generează câmpul magnetic terestru (geodinamul), care – înregistrat în rocile magmatice în momentul răcirii – a furnizat una dintre dovezile decisive ale tectonicii plăcilor (Fowler, 2005).

Tabelul 2.1 Învelișurile Pământului: adâncimi, densități și viteze ale undelor seismice după modelul PREM (Dziewonski și Anderson, 1981); valorile (versiunea izotropă a modelului, tabelată de Shearer (2009)) sunt date la limita superioară și la limita inferioară a fiecărui înveliș. În PREM scoarța este un strat mediu global de 24,4 km (sub 3 km de ocean); grosimile reale sunt de 5–10 km (scoarța oceanică) și 30–70 km (scoarța continentală).

Înveliș	Adâncime	Grosime	\(\rho\)	\(V_P\)	\(V_S\)
	(km)	(km)	(g/cm\(^3\))	(km/s)	(km/s)
Scoarță (model mediu)	3–24,4	21	2,60–2,90	5,80–6,80	3,20–3,90
Manta superioară (până la 400 km)	24,4–400	376	3,38–3,54	8,11–8,91	4,49–4,77
zona de viteze mici (220 km)	–	–	3,36	7,99	4,42
Zona de tranziție	400–670	270	3,72–3,99	9,13–10,27	4,93–5,57
Manta inferioară	670–2 891	2 221	4,38–5,57	10,75–13,72	5,95–7,26
Nucleu extern (lichid)	2 891–5 150	2 259	9,90–12,17	8,06–10,36	0
Nucleu intern (solid)	5 150–6 371	1 221	12,76–13,09	11,03–11,26	3,50–3,67

2.2.5. Litosferă și astenosferă

Împărțirea în scoarță, manta și nucleu se bazează pe compoziție (chimică și mineralogică). Pentru înțelegerea dinamicii plăcilor este însă mai importantă o împărțire bazată pe comportarea mecanică (reologică) a materialului. Litosfera este învelișul exterior rigid, care cuprinde scoarța și partea superioară, rece, a mantalei; grosimea ei crește, sub oceane, cu vârsta fundului oceanic – de la câțiva kilometri la dorsale până la circa 100 km – și este de 100–250 km sub continente, fiind maximă sub scuturile precambriene. Litosfera se comportă elastic-casant, transmite eforturile tectonice la distanțe mari și este sediul cutremurelor (Secțiunea 7.2.1). Sub ea se află astenosfera, o zonă a mantalei superioare în care temperatura (aproximativ 1 300 °C la baza litosferei) se apropie suficient de temperatura de topire a peridotitului pentru ca rocile să devină ductile și să curgă lent; existența unei topiri parțiale de ordinul a 1 % explică zona de viteze mici (low-velocity zone) observată în modelele seismice între aproximativ 100 și 220 km adâncime (Tabelul 2.1) (Fowler, 2005, Turcotte și Schubert, 2014). Litosfera, fragmentată în plăci, „plutește” și se deplasează pe astenosferă (Figura 2.2); această decuplare mecanică este premisa fizică a tectonicii plăcilor și, totodată, explicația izostaziei: regiunile cu scoarță groasă și ușoară (munții) se ridică, iar cele încărcate (bazine sedimentare, calote glaciare) se afundă până la restabilirea echilibrului hidrostatic în astenosferă.