Magnetotellurikus litoszférakutatás Ádám A., Novák A., Szarka L., Wesztergom V. MTA Csillagászati és Földtudományi Kutatóközpont Geodéziai és Geofizikai Intézet Sopron
1. Bevezetés Az 1960-as évek óta számos magnetotellurikus (MT) mélyszondázást végeztünk a KárpátPannon régióban (KPB), amely két különböző affinitású mikrolemezből áll (ALCAPA) és TISZA (1. ábra). E mérések kimutatták, hogy az elektromos vezetőképesség eloszlása a földkéregben és a felső köpenyben szoros kapcsolatban van ezek szerkezetével, és a bennük lejátszódó fizikai és geodinamikai folyamatokkal (2. ábra).
1. ábra: Mikrolemezek a Kárpát-Pannon régióban (Schmidth S.M., Fügenschuh B., 2003)
2. ábra: Jólvezető zónák a földkéregben és a felső köpenyben a KPB-ben és környezetében (Ádám, 1980)
2. Magnetotellurikus frekvenciaszondázás A földmágneses tér széles spektrumú változásai (H(ω)) és az általuk az altalajban indukált elektromos (tellurikus) tér (E(ω)) kapcsolatát leíró Maxwell-egyenletekből a tér frekvenciája (illetve periódusa) függvényében levezethető az altalajban az elektromos vezetőképesség eloszlása. Elsődleges paraméter a komplex impedancia (Z), azaz – leegyszerűsítve – a két tér hányadosa (Z = E/H), amelyből két paraméter számítható a periódus (T) függvényében: – a látszólagos fajlagos ellenállás:ρ=
1 2π ∣Z xy∣2 , ϖ= ϖμ T
– az impedancia fázisa:φ= arg Z xy Ezeket a periódus vagy a frekvencia függvényében ábrázoljuk, mint szondázási görbéket, és invertálásukkal kapjuk a fajlagos ellenállás eloszlását az altalajban (3. ábra)
3. ábra: Egy kétréteges modell (jólvezető üledék nagyellenállású aljzaton) MT szondázási görbéi és a számított rétegmodell
3. A fajlagos elektromos ellenállás
4. ábra: Az ásványok és kőzetek fajlagos ellenállása (Ωm-ben)
5. ábra: A gránit fajlagos ellenállásának változása a hőmérséklet és a folyadéktartalom függvényében
6. ábra: A földkérget alkotó kőzetek fajlagos ellenállásának különbsége a hőmérséklet függvényében
Az ábrák alapján megállapítható, hogy a legnagyobb elektromos anomáliákat a pórustérfogatban lévő folyadék, a grafit, az ércek és a kőzetolvadék okozhatja.
4. Az asztenoszféra indikációi (Eaton et al., 2009 alapján)
7. ábra: Különböző változások a litoszféra alján, azaz az asztenoszférában Eaton et al. (2009) tanulmánya alapján
Az ábrákból egyértelműen megállapítható, hogy leghatározottabb indikációt a felső köpeny kőzeteinek részleges olvadása az elektromos ellenállásban okozza, ezért az MTSZ egyik legalkalmasabb mélykutatási módszer az asztenoszféra indikálására, amint arra Ádám (1963) és Fournier et al. (1963) – Eaton et al. (2009) megállapítása szerint – elsőként rámutatott.
5a. A Pannon-medence (PB) asztenoszférája A magnetotellurikus szondázások a PB asztenoszféráját a medence belsejében mintegy 60 km mélyen jelzik (Ádám, 1963), amely a PB szélei felé növekszik. Ezek az értékek jól korrelálnak a PB magas hőáramával (11. ábra, ld. következő dia), valamint megerősítést nyertek a szeizmikus mérések (9. ábra), továbbá szeizmológiai és xenolithok vizsgálatai alapján.
8. ábra: A Nagycenk melletti obszervatóriumban mért magnetotellurikus szondázási görbék (Ádám et al., 1981)
9. ábra: Szeizmikus sebességfüggvény Posgay (1975) nagyalföldi mérései alapján
5b. A Pannon-medence (PB) asztenoszférája A magnetotellurikus szondázások a PB asztenoszféráját a medence belsejében mintegy 60 km mélyen jelzik (Ádám, 1963), amely a PB szélei felé növekszik. Ezek az értékek jól korrelálnak a PB magas hőáramával (11. ábra), valamint megerősítést nyertek az előző dián bemutatott szeizmikus mérések (9. ábra), továbbá szeizmológiai és xenolithok vizsgálatai alapján. 10. ábra: A jólvezető asztenoszféra mélységtérképe a PB térségében (Ádám és Wesztergom, 2001)
11. ábra: Empirikus összefüggés az asztenoszféra mélysége és a regionális hőáram között (Ádám, 1978)
12. ábra: Európában végzett magnetotellurikus asztenoszféra meghatározások Korja (2007) alapján
6. Extenziós mélymedencék asztenoszférája A PB extenziós jellege különösen a keskeny riftekben pl. a Békési árokban nyilvánul meg, ahol a jólvezető asztenoszféra megemelkedik (15. ábra) összhangban a szeizmikus mérésekkel (16. ábra). Ez jelentős magnetotellurikus anizotrópiát is okoz a teljes medencében.
13. ábra: Isopach térkép a PB keleti részéről 14. ábra: az MT pontokkal a Pannon A kontinentális extenziós tektonika keskeny Geotraverz (PGT-1) mentén rift modellje Buck W. R. (1991) szerint
15. ábra: 16. ábra: A PGT-1 MT szelvény 2D OCCAM PGT-1 szeizmikus profil Posgay et al. inverziós eredményei (Ádám et al., 1996) (1995) alapján
17. ábra: PGT-1 egyik pontjában szélsőérték MT görbék az anizotrópia szemléltetésére (Ádám és Bielik, 1998)
7. Lemezszegélyek A mikrolemezek határai mentén lévő mélytörésekben jólvezető kéreganomáliák jelentkeznek, így a Periadriai-Balaton vonal és a Közép-magyarországi vonal mentén. Ezt szemléltetik különböző formában az alábbi ábrák: a
a 19. ábra: A jólvezető mélységértékei a Balaton-vonal mentén (Varga, 1979)
b c
18. ábra: MT mérési helyek Kilényi és Šefara (1991) medencelajzat térképének DNY részén b
TCA
BL MHL
c BL MHL 20. ábra: A CEL-07 mélyszeimikus szelvény mentén végzett MT szondázások inverziója alapján kimutatott jólvezető szerkezetek (Ádám, Novák, Szarka, 2005). BL: Balaton-vonal; MHL: Középmagyarországi vonal
21. ábra: Nagyatád térségében végzett MT szondázásokból számított ρmax /ρmin arány alapján kimutatott tektonikai vonalak (Novák, 2009)
A földkéreg vezetőképesség-anomáliái a Pannon-medencében 8. Dunántúli Vezetőképesség Anomália (TCA) ÉNY-Dunántúlon a paleozoikum mélységében (> 5km) a magnetotellurikus mélyszondázások nagy kiterjedésű vezetőképesség-anomáliát jeleztek. A horizontális vezetőképesség (conductance) helyenként eléri a 10.000 S-et. Feltehetően nyírási zónarendszerben grafit és folyadék okozza a vezetőképesség növekedését, befolyásolva a földrengés-tevékenységet és annak csillapítását is (Zsíros, 1985). A jólvezető mélysége korrelációt mutat a földrengések kipattanási helyével (Glover és Ádám, 2008).
22. ábra: Az MT nagy fázisértékei által körülhatárolt jólvezető anomália (Ádám, 2001)
24. ábra: Jólvezető dyke-ok ÉK-DNY-i nyírási zónák mentén rendeződve (közepük nagy pontokkal jelölve) RRI inverzió alapján (Ádám, 2001)
23. ábra: Rideg nagyellenállású test képlékeny jólvezető törések között az MT szelvényben (Ádám, 2001) 25. ábra: Összefüggés a földrengések és a jólvezető képződmények mélységi eloszlása között (Glover és Ádám, 2008)
A földkéreg vezetőképesség-anomáliái a Pannon-medencében 9. Dehidratáció a földkéregben: rideg és képlékeny átmenet Feltételezik, hogy a földkéregben a rideg és képlékeny feszültség átmenetét a dehidratációból származó folyadék okozza, amely elektromos vezetőképesség formájában jelentkezik a terület hőáramától függő mélységben. Ezt szemléltetik az alábbi ábrák:
28. ábra: Elképzelés a dehidratáció és a földrengések kapcsolatáról a hőmérséklet függvényében
26. ábra: Empirikus összefüggés a kéregbeni jólvezető réteg mélysége és a regionális hőáram között (Ádám, 1987). A PB adatai T-De szelvény mentén az OKGT által mért MT adataiból származnak (Ádám, Landy and Nagy, 1989) CA CA
27. ábra: A földrengések fókuszmélységének eloszlása a Kárpát-Pannon medencében 1-65 km között (Zsíros, 2000)
29. ábra: Feszültség-eloszlás a PB litoszférájában (Horváth és Cloetingh, 1996)
10. Az elektromos vezetőképesség-modellek információsés energiaátviteli rendszerbiztonsági alkalmazása Nagy napkitöréseket követő geomágneses viharok során a földben indukált elektromos tér olyan nagy lehet, hogy veszélyeztetheti vezetékes információs és energiaátviteli rendszerek működését. A kis elektromos ellenállású vezetékes rendszerek földelési pontjai között fellépő potenciálkülönbség hatására ezekben a rendszerekben geomágnesesen indukált áramok keletkezhetnek és súlyos károkat okozhatnak. Az indukált áramok számításához és a velük járó kockázat elemzéséhez szükség van a felszín alatti térrész geoelektromos modelljére. Az európai litoszféralemez nemrégiben Sopronban elkészült modellje az EUropean RHO Model ( EURHOM) .
30. ábra: Az EURHOM modell alapján készült összegzett elektromos vezetőképességtérkép a felszíntől számított 80 km-es mélységig (Ádám et al., 2012)
Az 50−200 km mélységtartományban változó litoszféraasztenoszféra határfelületen a fajlagos ellenállás 1 Ωm-re vagy az alá csökken (Ádám és Wesztergom 2001). A geomágneses ULF tartományban ez olyan jelentős abszorpciót jelent, ami a nagyobb mélységben feltételezett elektromos ellenállásváltozásokat a modellben érdektelenné teszi. A litoszférán belül a modell legalább az üledéket és a kristályos aljzatot különít el, így az egyes cellákat minimum háromréteges, 1D-s szerkezet tölti ki. Az EURHOM cellái láthatók a modell alapján számított összegzett elektromos vezetőképesség térképen (30. ábra). A modell digitális formában az alábbi helyről letölthető: http://real.mtak.hu/2957
11. Irodalom Ádám A., 1963: Study of the electrical conductivity of the Earth’s crust and upper mantle. Methodology and results (in Hungarian) Dissertation, Sopron, pp. 111+XLV Ádám A., 1978: Geothermal effects in the formation of electrically conducting zones and temperature distribution in the Earth, Phys. Earth Planet Int. 17, pp. 21-25. Ádám A., 1980: The change of electrical structure between an orogenic and an acient tectonic area Carpathians and Russian Platform. J. Geomagn. Geod. 32, 1-46. Ádám A., Verő J., Cz. Miletits J., Holló L., Walner A., 1981: The Geophysical Observatory near Nagycenk I. Electromagnetic measurements and processing of data. Acta Geod. Geopy. Mont. Acad. Sci. Hung., 16 (2-4), pp. 333-351. Ádám A, 1987: Are there two types of conductivity anomaly (CA) caused by fluid in the crust. Phys. Earth Planet Int. 45, 209-215. Ádám A., Landy K., Nagy Z., 1989: New evidence for distribution of the electric conductivity in the Earth’s crust and upper mantle in the Pannonian Basin as a „hotspot”. Tectonophysics 164, 361-368. Ádám A., Szarka L., Prácser E., Varga G., 1996: Mantle plumes or EM distribution in the Pannonian Basin? (Inversion of the deep magnetotelluric (MT) soundings along the Pannonian Geotraverse). Geophysical Transactions 40(1-2), 45-78. Ádám A., Beilik M., 1998: The crustal and uppermantle geophysical signature of narrow continental rifts in the Pannonian Basin. Geophys. J. Int. 134, 157-171. Ádám A., 2001: Relation of the graphite and fluid bearing conducting dikes to the tectonics and seismicity (Review on the Trasdanubian crustal conductivity anomaly). Earth Planet Space 53, 903-918. Ádám A., Wesztergom V., 2001: An attempt to map the depth of the electrical asthenosphere by deep magnetotelluric measurements in the Pannonian Basin (Hungary). Acta Geod. Hung. 44(2-3), 167-192. Ádám A., Novák A., Szarka L., 2005: Tectonic weak zones determined by magnetotellurics along CEL-07 deep seismic profile. Acta Geod. Geoph. Hung. 40(3-4) , 413-430. Adám A., Prácser E., Wesztergom V., 2012: Estimation of the electric resistivity distribution (EURHOM) in the European lithosphere in the frame of the EURISGIC WP2 project, Acta Geod. Geoph. Hung., 47(4), pp. 377-387, doi: 10.1556/AGeod.47.2012.4.1. Ádám A., Lemperger I., Novák A., Prácser E., Szarka L. Wesztergom,V., 2012) Geoelectric Litosphere Model of the Continental Europe. Project Report. http://real.mtak.hu/2957/ Buck W.R., 1991: Modes of continental lithospehre extension. J. Geophys. Res. 96, 20161-20187. Eaton D. W., Darbyshire F., Evans R. L., Grütterd H., Jones A. G., Yuan X.,2009: The elusive lithosphere–asthenosphere boundary (LAB) beneath cratons. Lithos, 109, 1–22. Horváth F., Cloething S., 1996: Stress induced late stage subsidence anomaly in the Pannonian Basin. Tectonophysics 266, 287-300. Glover P.W.J., Ádám A., 2008: Correlation between crustal high conductivity zones and seismic activity and the role of carbon during sheer deformation. J. of Geoph, Research. , 113, B 12210, doi: 10.1029/2008JB005804. Kilényi E., Šefara J., eds. 1989: Geophys Transactions, 36, 1-2 (Enclosure). Korja T., 2007: How is the European lithosphere imaged by magnetotellurics? Surveys in Geophysics, 28. pp. 239-272.
Novák A., Elektromágneses geofizikai leképezés tenzor-invariánsokkal: a felszínközelt4l a dunántúli mélyszerkezetig., 187 oldal, 2010, PhD disszertáció, NYME Posgay K., 1975: Mit Reflexionsmessungen bestimmte Horizonte und Geschwindigkeitverteilung in der Erdkruste und im Erdmantle. Geophys. Trans. 23, 13-18. Posgay et al., 1995: Asthenospheric structure beneath a Neogene basin in SE Hungary. Tectonophysics 252, 467-484. Varga G., 1979: Study of geological basin profiles I. Report of telluric and MT measurements in 1979. In „MAELGI Jelentés” Manuscript in Hungarian, pp. 10. Zsíros T., 2000: Seismicity and earthquake risk of the Carphatian Basin. Hungarian earthquake cataloge (456-1995). Seismologocal Department of the GGRI, Budapest, pp. 495.
KÖSZÖNETNYILVÁNÍTÁS Számos eredményünket a valamikori OKGT és ELGI munkatársaival szoros együttműködésben értük el. Ezért őket köszönet illeti.
