В мантии имеется две сейсмические границы – на глубинах 410 км и 660 км. Их происхождение обязано переходу главных минералов мантийных пород из одного устойчивого состояний в другое. Граница на глубине 410 км связана с переходом оливина в β–шпинель. А граница на глубине 660 км определяется переходом β-шпинели в перовскиты и магнезиовюститы.
410-километровая граница характеризуется эндотермическим фазовым переходом (т. е. с поглощением тепла) и поэтому должна наклонится в сторону горячего плюма (т. е. его остужать мантию, а изотерма углубится).
660-километровая граница характеризуется экзотермическим фазовым переходом (т. е. с выделением тепла), и должна отклоняться от горячего плюма (т. е. дополнительно его разогревать, а изотерма поднимется выше). Из-за возникновения в связи с этим отрицательных сил плавучести (т. е. разогретое вещество легчает и становится ближе по плотности к веществу плюма, а это уменьшает силу плавучести, поднимающую вещество плюма вверх, к поверхности Земли), 660-км граница может препятствовать подъему плюма из нижней мантии в верхнюю мантию.
Другие фазовые переходы, которые претерпевает вещество мантии, так же могут приводить к изменению плавучести [Weidner & Wang 1998]. Поэтому, полезно посмотреть, имеются ли хоть какие “знаки плюма” в транзитной зоне под горячими точками. То есть найти признаки сближения этих двух границ и, соответственно, уменьшение мощности транзитной зоны.
Наиболее ранняя попытка была предпринята для Гавайев [Neele &Snieder, 1991], в которой использовалась волна Р410Р, отскакивающая от нижней части 410-километровой границы. Но эта попытка не привела к конструктивным результатам. И это не удивительно, так как зона Френеля этих волн на порядок шире, чем предполагаемый диаметр плюмов.
Плюмы в транзитной зоне на глобальной томографической модели высокого разрешения.
Исследование волновых форм S-волн и их кратных волн, то есть SS-волн, SSS-волн и т. д. позволило закартировать малоамплитудные и, соответственно, маломасштабные особенности всей мантии Земли [Grand 1994, Grand et al 1997]. На рисунке 1 показана схема латеральных скоростных неоднородностей S-волн в транзитной зоне, как фрагмент томографической модели высокого разрешения. На глубинном уровне, соответствующем транзитной зоне мантии на модели отчетливо выявляется высокоскоростные регионы, связанные с присутствием в них субдуцированных плит. А так же выделяются пятноподобные области с пониженными скоростями, которые могут быть ассоциированы с горячими точками (Исландия, Азоры, Бермуды, Афар, Люисвилль, Самоа, Bouvet, Hoggar, Pitcairn и т. д.). Разрешение модели для этих глубин в Тихом океане слабое, в частности в районе Гавайев, а минимальный размер неоднородностей имеет порядок 1000 км, что значительно больше, чем ожидаемые размеры стволов плюмов на этих глубинах.
Рис.1. Латеральные вариации скорости S-волн в слое, залегающем между 525 км и 650 км. Отметим, что области, закрашенные синим цветом совпадают с зонами субдукции, закрашенные красным цветом, могут означать локальные разогретые регионы. Белыми кружками обозначены горячие точки [Grand et al 1997].
Региональные исследования плюмов в транзитной зоне по обменным PS волнам.
Рис. 2. Обмен P-волн в S-волну на сейсмической разрывной границе на глубинах 660 км и 410 км, упругие волны P660S и P410S, которые могут наблюдаться на радиальной компоненте смещения на поверхности (горизонтальная компонента смещения находится в плоскости рисунка).
Совсем недавно были получены интересные результаты, с применением техники “приемных функций”. Идея, проиллюстрированная на рисунке 2, заключается в том, что Р-волна может конвертироваться в S-волну на любой разрывной границе (d) на своем пути вверх к сейсмической станции. Эти фазы PdS лучше всего видны на компоненте смещения грунта, перпендикулярной к направлению вступления луча Р-волны в вертикальной плоскости (SV). Суммируя эту компоненту широкополосных сейсмограмм, соответствующую различным телесейсмическим землетрясениям, с подходящими функциями источника, можно обнаружить и проанализировать эти обменные волны [Vinnik 1977, Paulssen 1988].
При совместном наблюдении P410S и P660S волн, разность времени между вступлениями этих фаз является хорошей мерой мощности транзитной зоны в районах под станциями, с латеральным разрешением выше, чем несколько сотен километров, в зависимости от азимутального распределения землетрясений, используемых в суммировании. Техника приемных функций применена для изучения вариаций мощности транзитной зоны мантии для ряда горячих точек.
а) Исландия.
Техника приемных функций применена к Исландии на группе станций ICEMELT [Shen et al 1998, Bjarnason et al 1996]. Было определено, что транзитная зона имеет толщину около 230 км под центральной и южной Исландией (Рис. 3). Это примерно на 20 км меньше, чем для “нормальной” мантии. И обусловлено, согласно модели, приведенной на рисунке 2, схождением границ за счет горячего плюма.
Рисунок 3. Мощность транзитной зоны под Исландией, заданная в значениях аномалий разности времен между вступлениями волн P660S и P410S в секундах (шкала справа). Отметим утонченную, по сравнению с нормальной мощностью, транзитную зону под юго–восточной частью Исландии [Shen et al 1998].
б) Гавайи.
Техника приемных функций применена на Гавайях [Li et al 1999]. Были сопоставлены результаты, полученные на группе широкополосных станций на острове Гавайи и на постоянной станции Kipapa на Оаху (Рис. 4).
Рисунок 4. Топография океанического дна для Гавайской вулканической цепи в Меркаторной проекции (ЕТОРО5). Для визуального представления использована программа GMT (Generic Mapping Tools) [Wessel & Smith 1991].
Обменная волна P660S не очень четкая для Гавайских станций, но записи, свидетельствуют об уменьшении мощности транзитной зоны на 30-40 км, по сравнению с Оаху, где эта величина не отклоняется от “нормальной”.
Расширение импульса обменной волны P660S.
Был обнаружен еще один эффект [Vinnik et al 1997]. Сравнивая приемные функции нескольких постоянных станций групп Geoscope и IRIS в Тихом океане, было обнаружено для нескольких станций, что импульс P660S расширен, по сравнению с “нормальным” поведением, в то время, как все импульсы P410S, по существу, одинаковы. Станции, на которых расширились записи P660S, это RAR (Raratonga), PPT (Tahiti) и RPN (Easter), расположенные на юге Тихоокеанского суперсвелла [McNutt & Fischer 1987]. Винник Л. П. и др. предположили, что это расширение обусловлено размыванием 660-километровой границы до 100 км за счет низкоскоростного материала, “разлившегося” под этой разрывной границей.
Последние эксперименты привели к другим предположениям [Weidner &Wang 1998]. Эти авторы обнаружили, что 660-километровый фазовый переход расширяется более, чем на 50 км для мантийных температур выше 2100К. Наблюдения Винника Л. П. и др. могут, следовательно, свидетельствовать о резком увеличении на 200К температуры для суперсвелла, по отношению к нормальной температуре.
Связь с индивидуальными плюмами, питающими Таити, Пасху и Маркизы, остается не выясненной. Отметим, что и в работе [Li et al 1999] обнаружено расширение импульса P660S.
В работе [Shen et al 1998] объявлено, что наблюденное утонение тразитной зоны под Исландией показывает, что плюм подошел из нижней мантии. В работе [Li et al 1999] пришли к похожим выводам. Для окончательного принятия решения по этому поводу необходимо более полное сейсмологическое моделирование этих альтернативных интерпретаций (т. е. или “разлив” низкоскоростного вещества под 660-километровой разрывной границей, или расширение самой границы за счет увеличения температуры). Так же будет интересно посмотреть, характерно ли расширение 660-километровой границы для горячих точек. В любом случае, оба этих заключения предполагают нижнемантийное происхождение плюмов и под Исландией, и под Гаваями.
Источники информации:
Nataf H.-C.Seismic imaging of mantle plumes.Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2000. v. 28, p. 391–417