Плюмы в верхней мантии и их картирование объемными P и S волнами.

Схематический рисунок мантийного плюма

Cтвол плюма в верхней мантии может быть исследован методами региональной томографии на годографах объемных Р и S волн. Технология подобных исследований включает в себя следующие процедуры:
– установка сети сейсмических станций над горячей точкой;
– запись, как можно большего количества землетрясений (обычно на телесейсмических эпицентральных расстояниях, то есть > 30o );
– замеры времени вступления Р-волн (или S-волн) на станциях группы;
– вычитание стандартного времени, предсказанного одномерной референтной моделью Земли, в результате чего вычисляют отклонения времени (residual times);
– обращение отклонений времени в горизонтальные вариации сейсмических скоростей от поверхности до максимальной глубины, которая зависит от апертуры группы станций.
При исследовании горячих точек с помощью этой технологии существует дилемма. Если изучать такие хорошо выраженные горячие точки, как Гавайи или Реюньон (они обладают возрастной прогрессией вдоль цепочек своих вулканов, поднятиями и т. д.), то возникают такие технические трудности, как малая апертура сети станций из-за отсутствия донных сейсмостанций, зашумленность станций, отдаленность землетрясений и т. д. Если же изучать континентальные горячие точки, то имеются в распоряжении группы сейсмостанций с гораздо лучшими кондициями, но со слабовыраженными характеристиками самих горячих точек (в основном за счет более сложной природы континентальной литосферы, через которую материал плюма должен проникать.

Региональные исследования.

Приведем результаты и для континентальных горячих точек, и для океанических.

Йеллоустоунская континентальная горячая точка.

Йеллоустоун (США) – первая, специально изученная континентальная горячая точка [Iyer et al 1981]. Около 50-ти короткопериодных сейсмографов было установлено вокруг Йеллоустонской кальдеры. Апертура группы была около 200 км. Томографическая инверсия выявила уменьшение скорости Р-волн под Кальдерой, продолжающееся до основания модели на глубине 100 км. Аномалия достигала -5% и имела диаметр около 50 км.
Исследование было расширено на юго-запад путем установки двух протягивающихся на запад линейных групп из 15 сейсмографов пересекающих Snake River Plain , что позволило достичь немного большей глубины исследования [Evans 1982]. В результате выявлено 2% понижение скорости до основания модели на глубине 350 км. В 1997 году для Йеллоустона получена улучшенная томографическая модель [Saltzer & Humphreys 1997]. Разрез северо-запад – юго-восточного направления (показан на рисунке 1) хорошо согласуется с результатами ранее проведенных исследований. На разрезе отсутствует широкая подушка низкоскоростного материала под литосферой, но вместо подушки обнаружен тонкий подводной канал низких скоростей продолжающийся вниз, по крайней мере до 300 км.

Сейсмическая структура под Йеллоустонским сводом

Рис. 1. Сейсмическая структура под Йеллоустонским сводом.[Humphreys, E.D., Dueker, K.G., Schutt, D.L., and Smith, R.B., 2000, Beneath Yellowstone: Evaluating plume and nonplume models using teleseismic images of the upper mantle: GSA Today, v. 10, no. 12, p. 1–7.].

Центральный массив (Франция) – континентальная горячая точка.

Центральный массив (Франция) – место недавней вулканической деятельности, рассматривается как континентальная горячая точка. Вулканическая деятельность в этом районе стала ослабевать в последние 10 000 лет. Это область наибольшей концентрации потухших вулканов в мире их в Центральном массиве около 450.
В 1991-1992 годах был проведен детальный эксперимент [Granet et al 1995a,b]. Около 80 короткопериодных сейсмографов, установленых в пределах Центрального массива, дополнили 22 постоянные станции. Апертура группы была 300 км, расстояние между станциями менее 15 км. Было записано 42 телесейсмических события. Модель скоростей Р-волн построена до глубины 270 км (Рис. 2).
На схеме выделяется цилиндрическая область пониженных скоростей, протягивающаяся от поверхности и до нижней границы модели. Диаметр области около 200 км, уменьшение скорости достигает -2.5%.

Вариации скорости Р-волн под Центральным массивом (контуры показаны белым) Франции

Рис.2. Вариации скорости Р-волн под Центральным массивом (контуры показаны белым) Франции [Granet et al 1995b.]. Модель представлена для глубин от поверхности Земли и до 660 км. Диапазон изменения скорости от -2.5% (закрашено красным цветом) до 2.7% (обозначено синим цветом).

Гавайи – океаническая горячая точка.

Гавайи – наиболее типичная горячая точка. Но ее расположение в срединной части Тихого океана, вдалеке от землетрясений и сейсмостанций создает трудности при томографическом изучении. Для ее изучения была развернута локальная группа станций, по данным которой были выполнены ранние томографические исследования [Ellsworth 1977, Ellsworth & Koyanagi 1977]. Так как станции располагались на островах, апертура была небольшой, что ограничило глубину исследования 150-ю километрами. В результате удалось выявить лишь магматический канал, пересекающий литосферу и питающий вулканы.
В 1999 году получены новые результаты [Tilmann 1999]. Использована та же группа станций, и то же распределение землетрясений, что и ранее, но с учетом прогресса, достигнутого за 20 лет в сборе данных, их анализе и инверсии. В результате выявлена простирающаяся в северо-западном направлении низкоскоростная (-3%) аномалия вдоль Гавайских островов, которая кажется расщепляется на более неоднородные пятна ниже 80 км.
Эти изображения не проясняют ситуацию с существованием плюма под Гавайями. Необходимо установить донные широкополосные сейсмографы вокруг Гавайев.
Интересный эксперимент [Priestley & Tilmann 1999] представил информацию о верхней части Гавайского плюма. Используя информацию, полученную локальной группой широкополосных сейсмографов, установленных на Гавайях с 1994 года, авторы смогли измерить дисперсию поверхностных волн на коротком пути между локальной группой и постоянной станцией Kipapa (Geoscope, IRIS), расположенной на острове Оаху (Рис.3).

Топография океанического дна для Гавайской вулканической цепи в Меркаторной проекции (ЕТОРО5).

Рисунок 3. Топография океанического дна для Гавайской вулканической цепи в Меркаторной проекции (ЕТОРО5). Для визуального представления использована программа GMT (Generic Mapping Tools) [Wessel & Smith 1991]. 

Эти исследования хорошо дополняют ранее выполненные работы по изучению дисперсии поверхностных волн между Оаху и островом Мидуэй [Woods et al 1991, Woods & Okal 1996]. Волны Релея с периодами 20 – 80 сек. отчетливо замедляются вдоль пути Оаху – Гавайи. Были рассчитаны два профиля (Рис. 4)  для двух различных путей.

Скоростная модель поперечных волн по линии от Оаху до Гаваев под Гавайским поднятием

Рисунок 4. Скоростная модель поперечных волн по линии от Оаху до Гаваев (Рис. 3) под Гавайским поднятием (показан красным цветом со статистическим разбросом значений) [Tilmann 1999] в сопоставлении с нормальными разрезами литосферы Тихого океана различного возраста [Nishimura & Forsyth 1989] и с более ранним профилем между Мидвэй и Оаху (Рис. 3.) [Woods & Okal 1996]. На разрезе для Гавайского поднятия видно снижение скорости поперечных волн на 5% до глубин 200 км (по крайней мере) относительно нормальных значений.

 

Сравнение дает значение скорости S-волн примерно на 5% ниже нормальных скоростей под Гавайским поднятием вплоть до глубины 200 км.
Была проведена оценка того, как плюмоподобные неоднородности могут рассеивать поверхностные волны [Capdeville et al 2000]. Используя формализм нормальной моды и аппроксимацию Борна, авторы разработали комплексный анализ прямой задачи. Они показали, что для реалистичных параметров плюма амплитуда рассеянных волн мала (2% – 10%). Так же было показано, что на фундаментальную моду поверхностных волн оказывает большее влияние подушка низкоскоростного материала, а не ствол плюма. Приложение этих данных к Гавайям не дало убедительных результатов.

Исландия – океаническая горячая точка.

Исландия расположена на Срединно-Атлантическом рифте, за счет чего была образована 15-ти километровая кора и, поэтому, Исландия является значительно более крупным островом, чем Гавайи. Что позволяет создать сейсмологическую сеть лучшей геометрии для исследования верхней мантии под Исландией, даже, несмотря на более высокий уровень шума.
С помощью данных, полученных локальной сетью из 39 короткопериодных сейсмографов, было построено первое изображение Исландского Плюма [Tryggvason et al 1983]. Авторы построили скоростную модель Р-волн, на которой была выделена низкоскоростная область цилиндрической формы, диаметром ~200 км, распространяющаяся вниз до 350 км, с уменьшением скорости до -2.5%.
Значительно позже был проведен специальный эксперимент, получивший название ICEMELT. Между 1993 и 1996 годами 15 широкополосных сейсмических станций записали 86 землетрясений [Bjarnason et al 1996].
Были представлены скоростные модели P-волн и S-волн [Wolfe et al 1997], которые приведены на рисунке 5.

Вариации скорости Р-волн и S-волн под Исландией.

Рисунок 5. Вариации скорости Р-волн и S-волн под Исландией. Две схемы в правой и левой колонках – это горизонтальные срезы на глубинах125 км и 300 км. На нижних рисунках представлены вертикальные разрезы вдоль линий, показанных белым цветом на верхних схемах. Масштаб показан в верхней части рисунков [Wolfe et al 1997].

Модель на Р-волнах подтверждает ранее полученные результаты и отчетливо представляет цилиндрическую аномалию уменьшения скорости на -2.5%, простирающуюся на глубину до 400 км. Модель на S-волнах блика к модели на продольных волнах, но имеет максимальное снижение скорости поперечных волн -4.0%. Авторы пытаются интерпретировать результаты в терминах увеличения температуры плюма и диаметра.
Это многообещающий метод, позволяющий сравнивать томографические модели с геодинамическими наблюдениями. Но трудно доверять амплитудам изменения скоростных неоднородностей, полученным только по данным томографии на запаздываниях, поэтому прогресс в этом направлении, возможно, требует более специфических методов. Один из примеров – изучение поверхностных волн, аналогичное подобным работам, выполненным для Гавайев и упомянутым выше.

Влияние вертикальной цилиндрической низкоскоростной аномалии на сейсмические волны.

Было проверено влияние вертикальной цилиндрической низкоскоростной аномалии на сейсмические волны, взаимодействующие с ней [Tilmann et al 1998]. Авторы нашли, что главным диагностическим признаком наличия плюма является появление поперечной (трансверсной, обменной) компоненты для Р-волны, отсутствующей, если нет плюма. Амплитуда этой компоненты достигает 25% амплитуды радиальной компоненты, если станция располагается в нескольких радиусах плюма позади плюма. Эта компонента может наблюдаться при высоком соотношении сигнал – помеха.

“Тень” плюма – зависимость амплитуды “прямой” Р-волны от азимута пересечения плюма.

Еще одно свойство – сильная модуляция амплитуды “прямой” Р-волны от азимута, т. е. от “тени” плюма. Появление “тени” является результатом фокусирующего эффекта плюма. Эта модуляция частотно зависимая и была применена при попытке локализации и калибровки Исландского плюма [Allen et al 1999]. Наблюдались сильные вариации параметра t* на различных сейсмостанциях Исландии, в зависимости от азимута прихода телесейсмической S-волны. Параметр t* – это значение отношения амплитуд высокочастотной и низкочастотной компонент. Чем больше t*, тем выше поглощение вдоль пути сейсмической волны. Авторы рассчитали синтетические t* палетки для цилиндрического плюма в однородной среде путем решения двумерного волнового уравнения методом конечных разностей (finite difference).
На рисунке 6 можно видеть достаточно грубое соответствие между предсказанными и наблюденными значениями t* для достаточно узкого и резкого (ΔVS = 12%, Ф = 200 км) плюма.

Сопоставление наблюденных t* вариации для Исландии

Рисунок 6. Сопоставление наблюденных t* вариации для Исландии (значения в секундах) и предсказанных (цветная шкала) значений для вертикальной аномалии уменьшения скорости (круги). Четыре схемы показывают различные азимуты подхода сейсмических лучей, которые показаны серыми стрелками [Allen et al 1999].

Аномалии подобной амплитуды должны продуцировать суммарные задержки времени S-волн выше, чем наблюдаемые, хотя реальные S-волны с конечной частотой будут давать значительно меньшие задержки, так как происходит “залечивание” волнового фронта [Wielandt 1987] за плюмом.

Источники информации:
Nataf H.-C.Seismic imaging of mantle plumes.Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2000. v. 28, p. 391–417