Сейсмическое изображение мантийных плюмов

Гипотеза мантийных плюмов была предложена Джейсоном Морганом тридцать лет назад для объяснения вулканов горячих точек, таких как Гаваи. Термальный диапир (или плюм) поднимается от пограничного термального слоя, находящегося в основании мантии и продуцирует цепь вулканов, так как плита движется на поверхности плюма.
Идея очень привлекательная, но прямое доказательство существования плюмов слабое и много вопросов остается открытыми. В связи с большим прогрессом в технологиях сейсмического воспроизведения внутренней структуры Земли появились новые перспективы. Мантийные плюмы предполагаются довольно узкими и, поэтому, сейсмические технологии их обнаружения требуют специфических подходов, а также специальных полевых экспериментов. Региональная сейсмическая томография, базирующаяся на изучении годографов, обеспечила хорошие доказательства существования плюмов в верхней мантии под несколькими горячими точками (Йеллоустоун, Центральный массив, Исландия). Под Гавайями и Исландией плюмы можно обнаружить в транзитной зоне, так как она является источником обменных волн на глубинах 410 км и 660 км. Плюмы очень сложно обнаружить в нижней мантии, поэтому были разработаны специфические методы для их обнаружения. Имеются основания, чтобы предположить наличие плюма под слабой горячей точкой Бови (Bowie), а также интересные наблюдения для Гавайев. Под Исландией высокоразрешающая томография в настоящее время показала наличие широкой и извилистой плюмоподобной структуры, простирающейся от границы ядро – мантия и до поверхности. Среди многих явлений, которые кажется имеют место в наиболее нижней части мантии (или в D"), имеются признаки существования там плюмов.
В этой статье обсуждаются основные результаты, полученные на сегодняшний день и их применение к динамике плюмов. Сейсмическое изображение мантийных плюмов до настоящего времени находится в детской стадии, но скоро превратится в турбулентного подростка.

В 1963 году, с внедрением тектоники плит, Тузо Вилсон [Wilson 1963] отметил, что цепочка Гавайских вулканов (Рис 1) может быть объяснена движением Тихоокеанской плиты по направлению на северо-запад над стационарной горячей точкой. Несколькими годами позже Джейсон Морган (1971) предположил, что термальный плюм, поднимаясь от границы ядро-мантия, несет горячий материал, ответственный за горячую точку.

Рис 1. Топография океанического дня для Гавайской вулканической цепи.

Рисунок № 1. Топография океанического дна для Гавайской вулканической цепи в Меркаторной проекции (ЕТОРО5). Для визуального представления использована программа GMT (Generic Mapping Tools) [Wessel & Smith 1991].

В конвективной системе подобные плюмы формируются на термальной границе через нестабильность Релея – Тейлора (through the Rayleigh-Taylor instability) (Рис. 2). Субдуцируемые литосферные плиты и горячие плюмы могут быть двумя взаимно дополняющими ветвями мантийной конвекции.

Рис 2. Термальные плюмы, растущие из нестабильного температурного пограничного слоя в воде.

Рисунок № 2. Термальные плюмы, растущие из нестабильного температурного пограничного слоя в воде, подогреваемой снизу. Пограничный слой окрашени электрохимическим способом.

На сегодня идентифицировано много горячих точек и собрано много информации по ним, что позволило оценить всплывающий поток (buoyancy flux) большинства плюмов моделируя их топографию гравитационные поднятия (см. рис. 3, на котором эти потоки и горячие точки обозначены).

Рис 3. Всплывающие потоки и имена горячих точек.

Рисунок № 3.Всплывающие потоки и имена горячих точек. Размер красных кружочков пропорционален размеру всплывающих потоков согласно [Sleep 1990.]. Для Гаваев характерен максимальный поток (8.7 Mg s^-1). Для горячих точек обозначенных самыми маленькими кружочками, поток не определен. Границы плит изображены зелеными линиями. В этой работе для всех глобальных карт используется проекция Хаммера, центрированная на долготе 90^о W.

Ясно, что распределены горячие точки не случайным образом. Обширные регионы лишены горячих точек, в то время, как в Тихом океане много всплывающих потоков. Делаются попытки найти корреляционные связи между распределением горячих точек и такими данными геофизических наблюдений, как высота геоида, низкими скоростями в глубинах мантии и т. д. В данной работе будет уделено внимание индивидуальным плюмам.
Гипотеза плюмов имеет много сторонников, несмотря на то, что на многие вопросы не найдено ответов. Существуют ли плюмы? На что они похожи? Какого они размера? Как они горячи? Действительно ли они поднимаются с границы ядро – мантия? И все ли зарождаются на границе ядро – мантия? Наклонные ли они? Существуют ли несколько типов плюмов? Сейсмическое изображение даст ответ на эти вопросы. Сейсмическая томография позволила получить изображение субдуцируемых плит, что повлияло на то, как представляется мантийная конвекция. Цель настоящей работы – это рассмотреть возможности различных сейсмических методов изучения мантийных плюмов. Представить основные результаты, полученные этими методами и оценить, какие инструменты подходят для исследования плюмов. Но в начале, давайте представим, как термальный плюм выглядит в мантии Земли.

В мантии Земли вязкость уменьшается с ростом температуры. Лабораторные эксперименты с изолированными термальными плюмами в жидкости показали, что плюм имеет грибовидную форму. Большая сферическая головная часть плюма растет медленно, в то время, как наполнение горячим материалом через ствол более быстрое. При достижении головной части плюма поверхности, она уплощается и распространяется в горизонтальном направлении. Мы до настоящего времени не имеем законченной геодинамической модели мантийного плюма. Тем не менее, уже сейчас можно наметить те особые черты плюма, которые могут найти отражение на сейсмическом изображении плюма (Рис. 4).

Рис 4. Схематический рисунок мантийного плюма .

Рисунок № 4.Схематический рисунок мантийного плюма (описание в тексте).

Начнем с головной части. Мы находим обширную подушку полюмового материала, разлившегося под литосферой. Анализ поднятий горячих точек показывает, что подушка распространяется по латерали более, чем на 1000 км в диаметре, и она вытянута по направлению движения плиты [Davies 1988, Sleep 1990]. По петрологическим данным для Гавайского плюма максимальная температура на этих глубинах превышает "нормальную" мантийную примерно на 250К. Похожее превышение температуры предполагается для Исландии и нескольких других горячих точек [Schilling 1991]. Если пересчитать значение температурной аномалии, равной 250К, в вариации скорости Р-волн и S-волн, используя температурную производную [Nataf & Ricard 1996], то получим значения -2.25% и -2.75%, соответственно.
Плавление имеет место до глубин примерно 120 км [Watson & McKenzie 1991]. Радиальное распределение температуры в плюме близко к Гауссову. Мы определили диаметр Ф плюма, как двойной радиус до того места, где температура уменьшится до 1/е по отношению к максимальному значению ∆Т. Диаметр Ф имеет порядок 150 - 200 км в верхней мантии.
Плюм пересекает две главные сейсмические границы, расположенные на глубине 410 км и 660 км. Эти границы обусловлены фазовыми переходами мантийных минералов. Слопы (наклон, градиент) Клапейрона должны быть такими, что 410-км граница должна вмяться в плюм (опуститься вниз), а 660-км граница приподняться. В результате чего будет наблюдаться утончение переходной зоны (в данном случае слоя, располагающегося между двумя этими границами). Разлив вещества должен произойти под 660-км границей (линия, обозначенная точками на рис. 4).
В нижней мантии вязкость, возможно, в примерно 30 раз выше, чем в верхней мантии, поэтому диаметр плюма должен быть больше, возможно 500 км и более [Albers & Christensen 1996]. В нашем эскизе плюм коренится в термальном пограничном слое выше границы ядро – мантия. При пересечении этой границы температура возрастает более чем на 1000К [Boehler 1993]. Температура плюма превышает более чем на 600К температуру нижней мантии [Albers & Christensen 1996, Farnetani 1997].

Рис 5. Сводная схема плюмов, обсуждаемых в данной работе.

Рисунок № 5. Сводная схема плюмов, обсуждаемых в данной работе. Символами обозначены глубинные интервалы. Цветом обозначен тип наблюдения.
На глобальной карте: Massif Central (Granet et al 1995a,b); Eifel (Raikes & Bonjer 1983; Ritter et al 1997, 1998); Yellowstone (Iyer et al 1981, Evans 1982, Saltzer & Humphreys 1997); Tahiti and Rarotonga (Vinnik et al 1997); Bowie (Nataf & VanDecar 1993); Trinidade (Okal & Anderson 1975, Nataf et al 1981); Paranà (VanDecar et al 1995); Deccan (Kennett & Widiyantoro 1999).
На карте Гаваев: 1 (Ellsworth 1977, Ellsworth & Koyanagi 1977); 2 (Tilmann 1999); 3 (Priestly & Tilmann 1999); 4 (Laske et al 1999); 5 (Vinnik et al 1997); 6 (Li et al 1999); 7 (Ji & Nataf 1998b); 8 (Kanasewich et al 1972, 1973; Kanasewich & Gutowski 1975); 9 (Russell et al 1998); 10 (Bréger & Romanowicz 1998); 11 (prediction: Steinberger &O’Connell 1998); 12 (prediction: Corrieu & Ricard 1999).
На карте Исландии: 1(Tryggvason et al 1983); 2 (Wolfe et al 1997); 3 (Allen et al 1999); 4 (Shen et al 1998); 5 (Ji 1996); 6 (Bijwaard & Spakman 1999); 7 (Helmberger et al 1998); 8(prediction: Corrieu & Ricard 1999). .

Плавление может быть как в подошве термального пограничного слоя [(Williams & Garnero 1996, Zerr et al 1998] в нижней мантии, так и в стволе плюма, произрастающего из этого слоя. Если граница Лэя (Lay discontinuity) [Lay & Helmberger 1983], располагающаяся сверху слоя D", обозначает фазовый переход [Nataf & Houard 1993], то она может быть наклонена в сторону горячего плюма. На нашем эскизе (Рис. 4) эта граница нарисована прогнутой вниз [Sidorin et al 1999].
Поток горячего материала в плюме близок к вертикальному направлению везде, кроме как у его вершины и подошвы. Это приводит к упорядочиванию минералов, что является причиной сейсмической анизотропии. Отметим, что плюм поднимается через мантию, в которой существуют крупномасштабные конвективные движения. Поэтому возможны искривления плюма за счет "мантийного ветра" [Olson & Singer 1985, Richards & Griffiths 1988]. Реалистичные глобальные модели мантийной циркуляции [Steinberger & O’Connell 1998, Corrieu & Ricard 1999] предсказывают отклонение корневой части плюма в горизонтальном направлении на расстояние до 1500 км в сторону от того места, где он проявился на поверхности Земли.
Весьма субъективная зарисовка плюма (Рис. 4) должна помочь выбрать сейсмологические инструменты для обнаружения плюма. Выбор инструментов зависит от глубинности исследования. Поэтому описание инструментов сгруппировано по четырем глубинным интервалам: верхняя мантия (0 – 400 км), транзитная зона (400 – 700 км), нижняя мантия (700 – 2700 км) и наиболее глубокая часть мантии или слой D" (2700 – 2900 км). В конце статьи будут упомянуты несколько неожиданных результатов, касающихся плюмов.
На рисунке 5 схематически суммированы результаты исследований, рассмотренных в этой статье (символами обозначены соответствующие глубинные интервалы).

Поверхностные волны (Лява и Релея) хороший инструмент для глобального опробования самой верхней части мантии. Хотя ствол плюма слишком узок для того, чтобы его выделить этими исследованиями, разлившаяся под литосферой часть плюма (диаметром порядка 1000 км), создавшая топографические и гравитационные поднятия, вполне может быть изучена работами с высоким разрешением. Региональные томографические исследования Африки [Hadiouche et al 1989] обозначили большую низкоскоростную область, содержащую материал, подпитывающий Африканские горячие точки и Восточно–Африканский Рифт. Глобальные томографические модели [Anderson et al 1992, Zhang & Tanimoto 1993] выявляют плюмовые разливы, ассоциируемые с такими горячими точками, как Гавайи, Исландия, Азоры, Тристан, Афар). Дополнительные свидетельства были получены региональными исследованиями [Roult et al 1994].
Волны Релея с периодом 75 секунд особенно чувствительны неоднородностям, расположенным непосредственно под литосферой. На глобальных картах фазовых скоростей этих волн преобладают длинноволновые вариации, обусловленные утолщением литосферы с увеличением ее возраста. На рисунке 6 показана модель [Ekstrom et al 1997], на которой удалены длинноволновые вариации, обусловленные утолщением литосферы и сохранены гармоники от 10 до 40 градусов (длиной волн менее 4000 км).

Рис 6. Латеральные неоднородности фазовой скорости.

Рисунок № 6.Латеральные неоднородности фазовой скорости С 75-ти секундных волн Релея [Ekström et al 1997.]. Эти волны особенно чувствительны к вариациям скорости поперечных волн непосредственно под литосферой. Сферические гармоники ниже I = 10 исключены. Отметим, что некоторые низкоскоростные участки (теплые цвета) корреспондируют с положением горячих точек. (Обозначены белыми кружками, см. Рис. 3).

Выделенные локальные структуры, кажется, что коррелируют с местоположением следующих горячих точек: Исландия, Азоры, Канары, Тристан, Афар, Пасхи, Фернандес, Галапагос, Bouvet, Crozet и т. д.). Но корреляция далека от совершенной. В частности, такая яркая горячая точка, как Гавайи, имеющая ярко выраженные топографическое и гравитационное поднятия, не получила четкого отражения на этой схеме в форме низкоскоростного региона. Возможно, что это обусловлено несовершенством самой глобальной схемы, не дающей нужного разрешения в этом регионе Земли. Как мы увидим позже в этом разделе, сведения о наличии низкоскоростного материала, разлившегося под Гавайями, поступают из более детальных, региональных исследований.

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.
Недавно 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. Этот проект в рабочей стадии [Laske et al 1999].

Рис 9. Скоростная модель поперечных волн по линии от Оаху до Гаваев.

Рисунок № 9.Скоростная модель поперечных волн по линии от Оаху до Гаваев (Рис. 1) 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. 1.) [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.

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. 1). 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. 9) для двух различных путей. Сравнение дает значение скорости S-волн примерно на 5% ниже нормальных скоростей под Гавайским поднятием вплоть до глубины 200 км. Предварительные результаты эксперимента SWELL [Laske et al 1999] также, кажется, указывают на понижение скоростей поперечных волн относительно нормальных значений на этих глубинах под Гавайским поднятием. Эти предварительные данные могут оказаться полезными, но они требуют более углубленного анализа.
Например, 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 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 1996a,b].

Рис 10. Вариации скорости Р-волн и S-волн под Исландией.

Рисунок № 10.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].

Были представлены скоростные модели P-волн и S-волн [Wolfe et al 1997], которые приведены на рисунке 10. 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 и заявляют, что они могут исключить низкую температуру, большой диаметр в конце (низах – ОЯ) геодинамической модели. А именно, ∆T = 250 K и Ф = 300 км.
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. 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 – ОЯ) 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. Еще одно свойство – сильная модуляция (зависимость – ОЯ) 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).

Рис 11. Сопоставление наблюденных и предсказанных значений для вертикальной аномалии уменьшения скорости.

Рисунок № 11.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].

На рисунке 11 можно видеть достаточно грубое соответствие между предсказанными и наблюденными значениями t* для достаточно узкого и резкого (∆V_S = 12%, Ф = 200 км) плюма. Авторы отмечают, что такие сильные аномалии должны продуцировать суммарные задержки времени S-волн выше, чем наблюдаемые, но они утверждают, что реальные S-волны с конечной частотой будут давать значительно меньшие задержки, так как происходит "залечивание" волнового фронта [Wielandt 1987] за плюмом. Мы вернемся к этому эффекту позже.
Завершая этот раздел, можно сказать, что имеются хорошие свидетельства о плюмоподобных структур с уменьшением скорости в них для верхней мантии под несколькими горячими точками, и континентальными, и океаническими. Типичные размеры от 100 км до 300 км, уменьшение скорости 2% - 4% для Р-волн и 4% - 12% для S-волн. Пересчет аномалий скорости в температурные аномалии неоднозначен. С учетом петрологических и геохимических данных, многие авторы приходят к значению превышения температуры в плюме порядка 300К.
Основные данные получены методами томографии годографов, дающих разрешение в интервале глубин 0 – 400 км. Эти данные не дают ответа на многие вопросы, касающиеся происхождения плюмов. Тем не менее, именно в этом интервале глубин количественная корреляция данных томографии с другими наблюдениями (петрологическими, геохимическими, гравиметрическими и т. д.) будет наиболее плодотворной.
Амплитуды скоростных аномалий не являются хорошо определенными в региональной томографии годографов, так как в этой технологии используются относительные значения (времен, скорости – ОЯ). Поэтому важно развивать и применять на практике технологии, улучшающие разрешающую способность региональных исследований. Гавайская горячая точка и другие заметные океанические горячие точки, такие как Реюньон или Капе Верде, заслуживают отдельных сейсмических экспериментов с широкополосными донными инструментами.

В мантии имеется две главные 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 γ-шпинели в перовскиты и магнезиовюститы. 410-километровая граница характеризуется эндотермическим фазовым переходом (т. е. с поглощением тепла – ОЯ) и поэтому должна наклонится в сторону горячего плюма (т. е. его остужать – ОЯ). 660-километровая граница характеризуется экзотермическим фазовым переходом (т. е. с выделением тепла – ОЯ), и должна отклоняться от горячего плюма (т. е. дополнительно его разогревать – ОЯ). 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 – ОЯ), 660-км граница может препятствовать подъему плюма из нижней мантии в верхнюю мантию. Реальность значительно сложнее, другие фазовые переходы так же могут приводить к изменению плавучести [Weidner & Wang 1998]. В любом случае, полезно посмотреть, имеются ли хоть какие "знаки плюма" в транзитной зоне под горячими точками. Идея заключается в том, чтобы попытаться найти сближения этих двух границ. Наиболее ранняя попытка была предпринята для Гавайев[Neele &Snieder (1991], в которой использовалась волна Р₄₁₀Р, отскакивающая от нижней части 410км границы. Но эта попытка не привела к конструктивным результатам. И это не удивительно, так как зона Френеля этих волн (они показали горизонтальный участок на границе) на порядок шире, чем предполагаемый диаметр плюмов.

Рис 13. Обмен P-волн в S-волну на сейсмической разрывной границе на глубинах 660 км и 410 км.

Рисунок № 13.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 13, 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 P_ds 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 (with appropriate move-out), можно обнаружить и проанализировать эти обменные волны [Vinnik 1977, Paulssen 1988]. Для групп станций с малой апертурой характерны лучшие соотношения сигнал – помеха [Kind & Vinnik 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 лучше, чем несколько сотни километров, в зависимости от азимутального распределения землетрясений, используемых в суммировании.

Похожие исследования были проведены 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 1). Обменная волна P₆₆₀S не очень четкая для Гавайских станций, но записи, кажется, свидетельствуют об уменьшении мощности транзитной зоны на 30-40 км, по сравнению с Оаху, где эта величина не отклоняется от "нормальной".
Был обнаружен еще один эффект [Vinnik et al 1997]. Сравнивая приемные функции нескольких постоянных станций групп Geoscope и IRIS в Тихом океане, они обнаружили 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 "разив" низкоскоростного вещества под 660-километровой разрывной границей, или расширение самой границы за счет увеличения температуры - ОЯ). Так же будет интересно посмотреть, характерно ли расширение 660км границы для горячих точек. В любом случае, оба этих заключения предполагают нижнемантийное происхождение плюмов и под Исландией, и под Гаваями. Позже, в этой статье будут рассмотрены наблюдения, которые поддерживают эту точку зрения.

Нижняя мантия была первым слоем Земли, закартированным глобальной томографией [Dziewonski 1984], и последние модели достигли хорошей разрешенности [(van der Hilst et al 1997, Grand 1994, Grand et al 1997, Bijwaard et al 1998]. Посмотрим, имеются ли на этих моделях элементы, подтверждающие наличие плюмов под горячими точками. И, фактически, такие свидетельства начинают появляться [Bijwaard & Spakman 1999, Goes et al 1999]. Однако размер зоны Френеля для короткопериодных Р-волн на глубинах, соответствующих нижней мантии, имеет порядок 400 км, что определяет размеры объектов в нижней мантии, которые могут быть изучены с помощью этих волн. Ситуация усугубляется для низкоскоростных цилиндрических объектов, каковыми являются плюмы, так как волновой фронт "залечивается" быстро, после пересечения низкоскоростного цилиндра, тем самым значительно снижая амплитуды во временах запаздывания [Wielandt 1987, Gudmundsson 1996, Allen et al 1999, Dahlen et al 2000, Hung et al 1999]. Поэтому плюмы, с предполагаемым размером около 400 км в нижней мантии, будут невидимыми для классической томографии на годографах.
Для решения этой проблемы, исследователи разработали две стратегии. Первая стратегия заключается в выборе региона, геометрии и данных таким образом, чтобы максимально снизить размер зоны Френеля. Что привело к проведению детального анализа Р-волн, пересекающих гипотетический нижнемантийный плюм под горячей точкой Боуи [Nataf & VanDecar 1993]. Вторая стратегия заключается в том, чтобы выйти за границы томографии годографов и использовать более высокоразрешающие методы анализа волновых сигналов. Этот подход был использован [Ji & Nataf 1998a,b] для изучения свойств длиннопериодных Р-волн, рассеиваемых плюмоподобными структурами, с последующим построением подходящего варианта дифракционной томографии, применением этого метода для визуализации Гавайского плюма.

Горячая точка Боуи расположена недалеко от западного побережья Канады и не относится к числу наиболее заметных горячих точек.

Рисунок.Цепочка подводных гор Кодьяк – Боуи. Указан возраст подводных гор. ( Добавлен переводчиком со страницы http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/5/50/Kodiak-Bowie_Seamounts.jpg – ОЯ).

Подводная гора Боуи является последней в линейной цепочке вулканических подводных гор северо-западного простирания, которая характеризуется убедительной возрастной прогрессией [Turner et al 1980]. Отсутствие отчетливого топографического поднятия свидетельствует о небольшом всплывающем потоке (0.3 – 0.8 Mg s^-1), более чем на порядок меньше того же значения для Гавайев (Рис. 3). Выбор горячей точки Боуи обусловлен ее исключительным расположением. Она находится прямо между Аляскинской зоной субдукции (источник сейсмических волн) и Вашингтонской группой короткопериодных сейсмографов. Так как диапазон эпицентральных расстояний 25^о – 30^о, то сейсмические лучи пересекают потенциальный плюм в наиболее глубокой точке, ниже 660-км разрывной границей. При такой геометрии, для Р-волн с периодом в 1 секунду, ширина полупериода зоны Френеля примерно равна 250 км. Более того, так как станции располагаются только в 1000 км за предполагаемым плюмом, то "залечивание" волнового фронта не может окончательно "стереть" (удалить) задержки времени (вызванные низкоскоростным плюмом –ОЯ) [Nataf & VanDecar 1993].
Детальный анализ задержек времени Р-волн (с использованием многоканальной кросс-корреляции) обнаружил область задержек времени примерно на 0.15 секунд (т. е. область уменьшения скорости) для лучей, которые проходят примерно в 150 километрах северо-восточнее положения горячей точки. Это позволило предположить, что обнаружен мантийный плюм под Боуи на глубине около 700 км. Очень небольшая задержка времени соответствует превышению температуры примерно на 300К в плюме диаметром 150 км.
Вопреки предположениям, ширина зоны Френеля оказалась немного больше диаметря обнаруженного плюма. Поэтому, вероятно, лучевая интерпретация не достаточно корректна. Недавно была разработана теория [Dahlen et al 2000] для вычислений в терминах приближения Борна для однократного рассеяния (in the single-scattering Born approximation), чувствительности или ядер Фреше (Frechet kernels) для задержек времени, измеренных при помощи кросс-корреляции. Приложения к эффекту сферических аномалий задержек времени простой Гауссовой формы [Hung et al 2000] показали, что лучевая теория задержек времени колоколообразной формы заменяется малоамплитудными кривыми с двумя максимумами, когда размер объекта меньше по сравнению зоной Френеля (см рис. 7а этой статьи).
Переинтерпретация с учетом вышеизложенной теории результатов по горячей точки Боуи, для которой получена колоколообразная кривая задержек времени, позволяет предположить, что плюм имеет больший диаметр (Ф = 300 км) с большим превышением температуры (∆Т = 400К) и может быть расположен под центром горячей точки.
Горячая точка Боуи была опробована и методом, обсуждаемом ниже, для Гавайев, но связанной аномалии не было обнаружено в нижней мантии [Ji 1996].

Самая главная горячая точка, Гавайи, далеко отстоит от землетрясений и станций, для того чтобы успешно применить упомянутые выше технологии. Фактически, невозможно получить необходимое разрешение при применении глобальной томографии к исследованию нижней мантии под Гавайями вплоть до 2000 км[van der Hilst et al 1997]. Поэтому возникает необходимость в более подходящих технологиях. Были изучены свойства сейсмических волн, рассеянных плюмоподобными структурами [Ji & Nataf 1998a]. Рассеянные Р-волны приходят после прямой Р-волны, и могут наблюдаться даже в случаях, когда прямые лучи не пересекают плюм. Для вертикального плюма рассеянная Р-волна является фазой Эйри, которая вбирает в себя рассеянную энергию со всех частей плюма, лежащих внутри зоны Френеля Р-волны, попавшей в плюм, если путь источник-плюм-станция был обнаружен. Моделирование показало, что амплитуда рассеянных Р-волн с периодом 20 секунд достигают лишь 2% амплитуды прямой Р-волны для плюма с правдоподобными геометрией и термальными свойствами (∆Т = 600К, Ф = 300 км).

Рис 15. Модель плюмоподобных неоднородностей в нижней мантии, рассеивающих длиннопериодные Р-волны в Гавайском регионе.

Рисунок № 15.Модель плюмоподобных неоднородностей в нижней мантии, рассеивающих длиннопериодные Р-волны в Гавайском регионе. Аномалии выражаются в терминах "плюм – единиц", которые связаны с эффектом, расчитанным для стандартного референтного термального плюма. Отметим сильно рассеивающий медленный регион (красный) в северо – западной части Гаваев [Ji & Nataf 1998b.]. Отметим, что некоторые частично результаты откорректированы в работе [Corrieu & Ricard 1999], как показано на Рис. 5.

В принципе, использование рассеянных волн позволяет получить гораздо лучшее пространственное разрешение, чем разрешение, достижимое в томографии на задержках времени. Фактически, дифракционная томография опробует "бока" зоны Френеля, для которых заданное временное разделение (a given time separation) δt переводит в значительно меньшую дистанцию, чем в центре зоны Френеля, который соответствует минимуму времени в пути. В результате, заданное вступление может быть связано с рассеивателем, расположенным в любом месте эллипсоида, связанного с зоной Френеля. Так что положение рассеивателя может быть неопределенным. Однако, если использовать множество сигналов, можно восстановить реальные рассеиватели – что является сущностью дифракционной томографии [Devaney 1984, Revenaugh 1995, Lay & Young 1996]. В приложении к вертикальным плюмам, задача сводится к двумерной.
Несмотря на малые предсказанные амплитуды, дифракционная томография на рассеянных волнах была применена для визуализации региона под Гавайями [Ji & Nataf 1998b], который оказался хорошо представленным (число попаданий в ячейки размером 10х10 находилось в интервале 50 – 200 ). Неожиданным оказался уровень рассеянной энергии (более 15%), которая, казалось постпает от области, расположенной к северо-западу от Гавайев (Рис 15). Такие амплитуды предполагают более чем 20% аномалии скорости Р-волн.
Учитывая, глубинный интервал, представленный в этих исследования, это нижние 1000 км нижней мантии, сильные аномалии могут быть созданы частичным плавлением в стволе плюма (Рис. 4), так как ультра низкоскоростные зоны в самом низу мантии также требуют чрезвычайно низких скоростей (10% для Р-волн и, возможно, 30% для S-волн). Тем не менее, никто не может исключить возможность того, что наблюденное рассеяние имеет отличное происхождение, чем было заложено при моделировании. Поэтому необходимы дальнейшие исследования.

Дифракционная томография была применена в Исландии [Ji 1996]. Попадание в ячейки размером 20х10 было между значениями 70 и 200. Сильно рассеивающая область с пониженными значениями скорости обнаружена к северо-востоку от Исландии. Амплитуда рассеянных волн была значительно выше предсказанной для простого термального плюма.

Рис 16. Модель плюмоподобных неоднородностей в нижней мантии, рассеивающих длиннопериодные Р-волны для Исландии.

Рисунок № 16.То же, что и на Рис. 15, но для Исландии. Отметим сильное медленное рассеивание к северо – востоку Исландии [Ji 1996].

Глобальная томографическая модель на Р-волнах имеет свидетельства наличия низкоскоростной области, распространяющейся через всю мантию под Исландией (Рис. 17) [Bijwaard & Spakman 1999].

Рис 17. Плюм под Исландией на томографической модели Р-волн.

Рисунок № 17.Плюм под Исландией на томографической модели Р-волн [Bijwaard et al 1998, Bijwaard & Spakman 1999].

Аномалия достигает 0.5% (что соответствует ∆Т = 150К). Аномалия протянулась через мантию (возможно влияние "мантийного ветра") и имеет диаметр до 1000 км. Было высказано предположение [Goes et al 1999] о том, что достаточно широкое изображение плюма, обусловлено двумя зонами пониженной скорости, на глубине между 1100 км и 1700 км. Эти зоны залегают под Канарскими островами и Центральной Европой. Последняя зона может быть связана с горячими точками в Эйфеле и в Центральном массиве.
В других попытках визуализировать плюмы в нижней мантии используются сейсмические волны, распространяющиеся в мантии по близким к вертикальным путям (отраженные в ядре волны РсР и S_cS, обменные в ядре волны РКР и SKS). Но эти попытки нельзя назвать успешными, так не было обнаружено аномалий РКР волн, записанных на станциях, расположенных в пределах горячих точек [Helffrich & Sacks 1992].
Очень большие задержки (20 сек.) времени для S_cSS_cS с поверхностной точкой отскока под горячей точкой Тринидад [Okal & Anderson 1975], были результатом ошибок в идентификации фаз [Nataf et al 1981]. Фактически, сомнительно использование отраженных от ядра и преломленных в ядре волн для выявления плюмов в нижней мантии, так как явление залечивания волнового фронта, упомянутое выше, очень значительно в этой геометрии.

Буквально через несколько лет после зарождения гипотезы мантийных плюмов, сейсмологи заявили об имеющихся свидетельствах того, что источник Гавайской вулканической цепи находится в районе границы ядро – мантия. В серии статей были изложены результаты детализации высокоскоростной аномалии залегающей в самых низах мантии в несколькиз градусах северовосточнее Гавайев [Kanasewich et al 1972, 1973; Kanasewich & Gutowski 1975]. Аномалия Р-волн, достигающая 10% была обнаружена в результате анализа фазовых скоростей прямой Р-волны и дифрагированной в ядре Р-волны между двумя короткопериодными сейсмическими группами в Канаде. Реальность этой аномалии подверглась сомнению [Wright 1975], так как 1) такие высокие скорости не согласуются с данными других наблюдений по региону (Гавайев ? – ОЯ); и 2) интерпретация не является однозначной, и эту аномалию можно объяснить, например, особенностями строения литосферы под сейсмическими группами. Так же сам процесс обработки волн Pdiff вызывает ряд вопросов. Авторы были убеждены в своей правоте [Kanasewich et al (1975]. Недавно построенные скоростные модели Р-волн высокого разрешения свидетельствую в пользу пониженных скоростей в том же регионе. Оглядываясь назад, мы должны признать интерпретацию Канасевича неубедительной.
За этой первой попыткой последовали другие попытки и основанием для этого является удачное географическое расположение региона: часть основания мантии Гавайев располагается посередине, между зоной субдукции Тонга (один из наиболее активных сейсмических регионов) и Северной Америкой (одно из наиболее активных сейсмологических сообществ).
Недавно была обнаружена область быстро меняющихся скоростей S-волн в 1000 км юго-восточнее Гавайев [Russell et al 1998]. Так же было сообщено об изменениях в анизотропии S-волн для того же региона, которые согласуются со схемой течения потока от субгоризонтального, в удалении от плюма, до субвертикального внутри плюма. Авторы не сильно озабочены тем фактом, что аномалия располагается довольно далеко от Гавайев, так как именно такое взаимное расположение предсказывается моделью "мантийного ветра" [Steinberger & O’Connell 1998].
Сведения остаются противоречивыми. Недавно не было найдено явных свидетельств существования низких скоростей в этом регионе, но значительно южнее [Bre´ger & Romanowicz 1998].
Заманчиво связать эту аномалию с суперподнятием в южной части Тихого океана. В любом случае, трудно согласовать расположение плюма несколькими градусами северо-западнее Гавайев [Ji & Nataf 1998b] c местоположение в 1000 км юго-восточнее Гавайев [Russell et al 1998], если последнее связано с Гавайями.

Горячие точки – это ключ ко многим вопросам динамики мантии. Для сейсмологов очень важно решить задачу выявления плюмов. Всего лишь 10 лет назад это казалось невозможным. На сегодня выполнено несколько наблюдений, которые подтверждают существование плюмов в пределах всей мантии (Рис. 5). Ни одно из рассмотренных наблюдений, по отдельности, не кажутся абсолютно убедительным, но все вместе они свидетельствуют о наличии плюмов. Сегодня можно сказать, что плюмы существуют, а некоторые из них зародились в самых низах мантии. Но на многие вопросы еще нужно будет найти ответы. Мы не знаем, какой ширины могут быть плюмы. Большинство исследований свидетельствуют о том, что в верхней мантии скоростные аномалии имеют порядок -2% для Р-волн и -4% для S-волн, а диметр около 200 км. Но это в верхней мантии, что же касается амплитуды скоростных аномалий в самом плюме, то томография на годографах не подходит для получения ответа на этот вопрос. Несколько попыток использовать рассеянные волны для лучшего определения скоростных аномалии привели к значениям от больших (12% для S-волн [Allen et al 1999]), до очень больших (30% и выше [Ji & Nataf 1998b]). Если эти значения принять, то их величина не может быть объяснена только влиянием температуры.
Поэтому, становится весьма трудным определять изменения температуры в плюме по наблюденным изменениям скорости, хотя это очень заманчиво с точки зрения геодинамики. Существует расхождение между оценками перепада температур в нижнем термальном пограничном слое. Этот перепад предполагается приблизительно равным 1000К. Но если попытаться оценить этот перепад путем экстраполирования приповерхностных данных в плюме (около 250К) на глубины основания мантии, то получается оценка порядка 500К. То есть различие в два раза. Это трудно объяснить, если не привлечь возможность поглощения тепла в процессе химических реакций. Еще один вопрос. Существуют ли различные типы плюмов, и все ли плюмы зарождаются на одной и той же глубине. Большие различия в сплывающих потоках различных плюмов делает затруднительным предположение о том, что все плюмы зарождаются при одинаковых превышениях температуры. Слабые плюмы, такие как Боуи, при подъеме с больших глубин остынут до такой степени, что не смогу продуцировать расплав. Слабые плюмы должны подниматься вверх "мантийным ветром" – и отсюда идея о том, что некоторые плюмы должны зарождаться на термальных границах, залегающих на меньшей глубине. Геохимические данные так же указывают на существование нескольких типов плюмов. Надо изучать не только Гавайи и Исландию. И применять томографию годографов с большей разрешающей способностью.
Необходимо улучшить наши знания о взаимодействии плюма с литосферой. Это междисциплинарная задача, в решении которой роль сейсмологии возрастает. Под зрелой океанической плитой плюмы продуцируют хорошо выраженные поднятия, но в эти регионы бедны необходимой сейсмологической информацией. Поверхностные волны свидетельствую о мощных низкоскоростных слоях под литосферой между Оаху и Гавайями.
Возле океанических рифтов имеются надежные геохимические свидетельства о том, что материал плюма течет вдоль основания литосферы по направлению к рифту на расстояния, превышающие 1000 км [Schilling 199]. Но пока не существует подтверждающих это явление сейсмических данных. Под континентами ситуация еще более сложная. Единственный плюм под Восточной Африкой может питать все Африканские горячие точки (Афар, Hoggar, Tibesti и т. д.), так как материал плюма распространяется под толстой и неровной литосферой [Ebinger & Sleep 1998]. Когда плюм находит путь вверх в литосферные ослабленные зоны, плюмный материал поднимается, происходит декомпрессия и расплавление. Это вновь предоставляет возможность сейсмологам задокументировать подобное удивительное поведение. Региональные томографические модели под континентальными горячими точками не предоставляют свидетельств горизонтального распространения материала плюмов под литосферой [Granet et al 1995b, Saltzer & Humphreys 1997]. Отсутствие подобных свидетельств под Йелоустоном привело исследователей к сомнению относительно правомочности самой модели плюмов в этих условиях [Saltzer & Humphreys 1997]. Однако одно необходимо принимать во внимание, что этот тип сейсмических исследований довольно нечувствительный к объектам с большим латеральным распространением. Если наблюдения этих исследователей надежны, то они могут означать, что материал плюма под Йелоустоном растекается сложным способом.
Изучение ископаемых плюмов обозначает место, где материал плюма впервые проник сквозь литосферу, и дает неожиданный поворот в вопросе взаимодействия плюма и литосферы [VanDecar et al 1995, Kennett & Widiyantoro 1999].
Сейсмологи в недостаточной мере осознают геодинамическое значение горячих точек. На сегодня мы имеем хорошие сейсмические свидетельства для мантийных плюмов, но много вопросов еще остается без ответов. Если сейсмологические исследования мантийных плюмов будут продолжены в том же темпе, что и последние годы, то я не сомневаюсь, что эти вопросы будут заменены новыми, а это и есть реальный признак научного прогресса.

Albers M, Christensen U.R. 1996. The excess temperature of plumes rising from the coremantle boundary. Geophys. Res. Lett. 23:3567–70
Allen R.M., Nolet G., Morgan W.J., Vogfjord K., Bergsson B.H., Erlendsson P., Foulger G.R., Jakobsdottir S., JulianB.R., Pritchard M., Ragnarsson S., and R. Stefansson. (1999) The thin hot plume beneath Iceland, Geophys. J. Int. 137, 51-63.
Anderson D. L, Tanimoto T, Zhang Y. S. (1992) Plate tectonics and hotspots: the third dimension. Science 256: p.1645–50
Bjarnason I. T, Wolfe C, Solomon S. C, Gudmundson G. 1996a. Initial results from the ICEMELT experiment: body-wave delay times and shear-wave splitting across Iceland. Geophys. Res. Lett. 23:459–462
Bjarnason I. T, Wolfe C, Solomon S. C. Gudmundson G. 1996b. Correction. Geophys.Res. Lett. 23:903
Bijwaard H, Spakman W, Engdahl E. R. (1998) Closing the gap between regional and global travel time tomography. J. Geophys. Res. 103:30055–78
Bijwaard H, Spakman W. (1999) Tomographic evidence for a narrow whole mantle plume below Iceland. Earth Planet. Sci. Lett. 166:121–26
Boehler R. 1993. Temperatures in the Earth’s core from melting point measurements of iron at high static pressures. Nature 363:534–36
Breger L., and B. Romanowicz, (1998) Three-dimensional structure at the base of the mantle beneath the central Pacific, Science 282 718-720.
Campbell I.H., Griffiths R.W. 1990. Implications of mantle plume structure for the evolution of flood basalts. Earth Planet. Sci. Lett. 99:79–93
Capdeville Y, Stutzmann E, Montagner J.P. 2000. Effect of a plume on long period surface waves computed with normal mode coupling. Phys. Earth Planet. Inter., v. 119, issues 1-2, April 2000, pages 57-74.
Corrieu V, Ricard Y. 1999. Hotspots and mantle dynamics. Accepted in Geophys. J. Int. Dahlen, F., Hung, S.-H. & Nolet, G., 2000. Frechet kernels for finitefrequency traveltimes. I. Theory, Geophys. J. Int., 141, 157–174.
Davies G.F. (1988) Ocean bathymetry and mantle convection: 1. large-scale flow and hotspots, J. Geophys. Res. v. 93, p. 10467-10480.
Devaney A. J. (1984) Geophysical diffraction tomography. IEEE Trans. Geosci. Remote Sensing 22:3–13
Dziewonski, A. M. Mapping the lower mantle: determination of lateral heterogeneity in P velocity up to degree and order 6, J. Geophys. Res., 89, 5929–5952, 1984.
Ebinger C. J., Sleep N. H. 1998. Cenozoic magmatism throughout east Africa resulting from impact of a single plume. Nature 395:788–91
Ekstrom G, Tromp J, Larson EWF. 1997. Measurements and global models of surface wave propagation. J. Geophys. Res. 102:8137–57
Ellsworth W.L. 1977. PhD thesis. Massachusetts Institute of Technology. Ellsworth W. L., Koyanagi R. Y. (1977) Threedimensional crust and mantle structure of Kilauea volcano, Hawaii. J. Geophys. Res. 82:5379–94
Evans J. R. 1982. Compressional wave velocity structure of the upper 350 km under the eastern Snake River Plain near Rexburg, Idaho. J. Geophys. Res. 87:2654–70
Farnetani C.G. 1997. Excess temperature of mantle plumes: the role of chemical stratification across D". Geophys. Res. Lett. 24:1583–86
Garnero E. J., Helmberger D. V. (1995) A very slow basal layer underlying large-scale lowvelocity anomalies in the lower mantle beneath the Pacific: evidence from core phases. Phys. Earth Planet. Inter. 91:161–76
Garnero E. J., Revenaugh J. S., Williams Q, Lay T, Kellogg L. H.1998. Ultralow velocity zone at the core-mantle boundary. In The Core-Mantle Boundary, ed. M Gurnis, ME Wysession, E Knittle, BA Buffett, pp. 319–34. Washington, DC: AGU
Garnero E.J. (2000) Heterogeneity of the lowermost mantle. Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 28 509-537.
Goes S, Spakman W, Bijwaard H. 1999. A lower mantle source for central European volcanism. Science 286:1928–31
Grand S. P. 1994. Mantle shear structure beneath the Americas and surrounding oceans. J. Geophys. Res. 99:11,591–11,621
Griot D. A, Montagner J. P, Tapponnier P. 1998. Phase velocity structure from Rayleigh and Love waves in Tibet and its neighbouring regions. J. Geophys. Res. 103:21215–32
Grand S.P., van der Hilst R.D., and S. Widiyantoro (1997) Global seismic tomography: a snapshot of convection in the mantle. GSA Today v.7 p.1-7.
Granet M, Stoll G, Dorel J, Achauer U, Poupinet, Fuchs K. 1995a. Massif Central (France): new constraints on the geodynamical evolution from teleseismic tomography. Geophys. J. Int. 121:33–48
Granet M, Wilson M, Achauer U. 1995b. Imaging a mantle plume beneath the French Massif Central. Earth Planet. Sci. Lett. 136:281–96
Gudmundsson, O. (1996). On the effect of diffraction on traveltime measurements, Geophys. J. Int. 124, 304–314.
Hadiouche O, Jobert N, Montagner J. P. 1989. Anisotropy of the African continent inferred from surface waves. Phys. Earth Planet. Inter. 58:61–81
Helmberger D. V., Wen L., Ding X. 1998. Seismic evidence that the source of the Iceland hotspot lies at the core-mantle boundary. Nature 396:251–55
Helffrich G, Sacks S. 1992. Are plumes visible to seismic waves? EOS (Trans. AGU) 73(suppl.):403
Hung,S.-H., F.A. Dahlen and G. Nolet, 2000 Frechet kernels for finite-frequency traveltimes -- II. Examples, Geophys. J. Int., 141 , 175-203, 2000.
Iyer H. M., Evans J. R., Zandt G., Stewart R. M., Coakley J. M., Roloff J. N. 1981. A deep lowvelocity body under the Yellowstone caldera, Wyoming: delineation using P-wave residuals and tectonic interpretation: summary. Geol. Soc. Am. Bull. 92:792–98
Ji Y. 1996. Tomographie par diffraction et de?tection de panaches mantelliques dans le manteau infe?rieur. The`se. Univ. Paris 7. 108 pp.
Ji Y., Nataf H. C. 1998a. Detection of mantle plumes in the lower mantle by diffraction tomography: theory. Earth Planet. Sci. Lett. 159:87–98
Ji Y., Nataf H. C. 1998b. Detection of mantle plumes in the lower mantle by diffraction tomography: Hawaii. Earth Planet. Sci. Lett. 159:99–115
Jordan T.H. 1975. The continental tectosphere. Rev. Geophys. 13:1–12
Kanasewich E. R., Ellis R. M., Chapman C. H., Gutowski P. R. 1972. Teleseismic array evidence for inhomogeneities in the lower mantle and the origin of the Hawaiian islands. Nature 239, p. 99-100.
Kanasewich E. R., Ellis R. M., Chapman C. H., Gutowski P. R. 1973. Seismic array evidence of a core boundary source for the Hawaiian linear volcanic chain. J. Geophys. Res. v. 78, p. 1361–1371
Kanasewich E.R., Ellis R.M., Chapman C.H., Gutowski P.R. 1975. Reply. J. Geophys. Res. 80:1920–22
Kanasewich E. R., Gutowski P. R. 1975. Detailed seismic analysis of a lateral mantle inhomogeneity. Earth Planet. Sci. Lett. v. 25, p. 379–384, doi: 10.1016/0012-821X(75)90256-3.
Katzman, R., L. Zhao, and T. H. Jordan (1998). High-resolution, two-dimensional vertical tomography of the central Pacific mantle using ScS reverberations and frequency-dependent travel times, J. Geophys.Res. v.103, 17,933–17,971, doi: 10.1029/98JB00504
Kennett B. L. N., Widiyantoro S. 1999. A low seismic wavespeed anomaly beneath northwestern India: a seismic signature of the Deccan plume? Earth Planet. Sci. Lett. 165:145–55
Kind R, Vinnik L. P. 1988. The upper-mantle discontinuities underneath the GRF array from P-to-S converted phases. J. Geophys. 62:138–47
Kulakov I.Yu., Tychkov S.A., Keselman S.I. 1995. Three-dimensional structure of lateral heterogeneities in P-velocities in the upper mantle of the southern margin of Siberia and its preliminary geodynamic interpretation. Tectonophysics 241:239–57
Laske G., Phipps Morgan J, Orcutt J. A. 1999. First results from the Hawaiian SWELL pilot experiment. Geophys. Res. Lett. 26:3397–400
Lay T., Helmberger D. V. 1983. A lower mantle S wave triplication and the shear velocity structure of D". Geophys. J. R. Astron. Soc. 75:799–837
Lay T., Young C. J. 1996. Imaging scattering structures in the lower mantle by migration of long-period S waves. J. Geophys. Res. 101:20023–40
Li X, Kind R, Priestley K, Sobolev S.V., Tilmann F, Yuan X, Weber M. 1999. Mapping the Hawaii plume conduit with receiver functions. Submitted to Nature
Matte P., Mattauer M., Olivet J. M., Griot D. A. 1997. Continental subductions beneath Tibet and the Himalayan orogeny: a review. Terra Nova 9:264–70
McNutt M, Fischer K. 1987. The South Pacific superswell. In Seamounts, Islands and Atolls, Geophys. Monogr. Ser., Vol. 43, ed. B Keating, R Batiza, pp. 25–34. Washington, DC: AGU
Morgan W.J. (1971) Convection plumes in the lower mantle, Nature 230 42-43
Morgan W. J. 1972. Plate motions and deep mantle convection. Mem. Geol. Soc. Am.132:7–22
Nataf H.C., Lay T., Anderson D.L., Okal E.A. 1981. Reassessment of a reported S-delay under Trinidade. Geophys. Res. Lett. 8:1027–30
Nataf H. C., Houard S. 1993. Seismic discontinuity at the top of D": A world-wide feature? Geophys. Res. Lett. 20:2371–74
Nataf, H.-C., and Y. Ricard, (1996) 3SMAC: an a priori tomographic model of the upper mantle based on geophysical modeling, Phys. Earth Planet. Inter., 95, 101 – 122, 1996.
Nataf H. C., VanDecar J. 1993. Seismological detection of a mantle plume? Nature 364:115–20
Neele F, Snieder R. 1991. Topography of the 400 km discontinuity from observations of long-period P400P phases. Geophys. J. Int. 109:670–82
Nishimura C., Forsyth D. 1989. The anisotropic structure of the upper mantle in the Pacific. Geophys. J. Int. 96:203–29
Okal E.A., Anderson D.L. 1975. A study of lateral heterogeneities in the upper mantle by multiple ScS travel-time residuals. Geophys. Res. Lett. 2:313–16
Olson P, Singer H. A. 1985. Creeping plumes. J. Fluid Mech. 158:511–31
Priestley K., Tilmann F. 1999. Shear-wave structure of the lithosphere above the Hawaiian hot spot from two-station Rayleigh wave phase velocity measurements. Geophys. Res. Lett. 26:1493–96
Paulssen H. 1988. Evidence for a sharp 670-km discontinuity as inferred from P-to-S converted waves. J. Geophys. Res. 93:10489–500
Raikes S., Bonjer K. P. 1983. Large-scale mantle heterogeneity beneath the Rhenish Massif and its vicinity from teleseismic P-residuals measurements. In Plateau Uplift: The Rhenish Shield—A Case History, ed. K Fuchs et al, pp. 315–31. Berlin: Springer-Verlag. 411 pp
Revenaugh J. 1995. A scattered-wave image of subduction beneath the transverse ranges. Science 268:1888–92
Richards M. A., Griffiths R. W. 1988. Deflection of plumes by mantle shear flow: experimental results and a simple theory. Geophys. J. Int. 94:367–76
Ritter J.R.R., EIFEL working group. 1997 Investigation of the seismic structure below the lower Rhine Graben and the Eifel volcanic fields. Proc. IGCP 400 Meeting, Dublin, Communications of the Dublin Institute for Advanced Studies, Series D Geophysical Bulletin 48:117–19
Ritter J.R.R., Christensen U.R., Achauer U., Bahr K., Weber M.H. 1998. Search for a mantle plume under central Europe. EOS Am. Union Trans. 79:420
Roult G., Rouland D., Montagner J. P. 1994. Antarctica II: Upper-mantle structure from velocities and anisotropy. Phys. Earth Planet. Inter. 84:33–57
Russell S. A, Lay T., Garnero E. J. 1998. Seismic evidence for small-scale dynamics in the lowermost mantle at the root of the Hawaiian hotspot. Nature 396:255–58
Saltzer R. L., Humphreys E. D. 1997. Upper mantle P wave velocity structure of the eastern Snake River Plain and its relationship to geodynamic models of the region. J. Geophys.Res. 102:11829–41
Shen, Y., S. C. Solomon, I. Th. Bjarnason, and C. J. Wolfe, 1998 Seismic evidence for a lower mantle origin of the Iceland plume, Nature, 395, 62-65, 1998.
Schilling J.G. 1991. Fluxes and excess temperatures of mantle plumes inferred from their interaction with migrating mid-ocean ridges. Nature 352:397–403
Sidorin I, Gurnis M, Helmberger DV. 2000. Dynamics of a phase change at the base of the mantle consistent with seismological observations. J. Geophys. Res. In press
Sleep N.H. 1990. Hotspots and mantle plumes:some phenomenology. J. Geophys. Res. 95:6715–36
Steinberger B. M., O’Connell R. J. 1998. Advection of plumes in mantle flow; implications on hotspot motion, mantle viscosity and plume distribution. Geophys. J. Int. 132:412–34
Tilmann F.J., McKenzie D., Priestley K.F. 1998. P and S wave scattering from mantle plumes. J. Geophys. Res. 103:21145–63
Tilmann J.T. 1999. The seismic structure of the upper mantle beneath Hawaii. PhD thesis. Univ. Cambridge. 177 pp.
Tryggvason K, Husebye ES, Stefansson R. 1983 Seismic image of the hypothesized Icelandic hot spot. Tectonophysics 100:97–118
Turner D.L., Jarrard R.D., Forbes R.B. 1980. Geochronology and origin of the Pratt-Welker seamount chain, Gulf of Alaska: a new pole of rotation for the Pacific plate. J. Geophys. Res. 85:6547–56
VanDecar J.C., James D.E., Assumpcao M. 1995. Seismic evidence for a fossil mantle plume beneath South America and implications for plate driving forces. Nature 378:25–31
Van der Hilst, R. D., Widiyantoro, S., & E. R. Engdahl. (1997) Evidence for deep mantle circulation from global tomography. Nature, v. 386, 10 Apil, 1997, 578 - 584.
Vinnik L. P. 1977 Detection of waves converted from P to SV in the mantle. Phys. Earth Planet. Inter. 15:39–45
Vinnik, L., S. Chevrot and J. P. Montagner, (1997) Evidence for a stagnant plume in the transition zone?, Geophys. Res. Lett. , 24, 1007-1010, 1997.
Watson S, McKenzie D.P. 1991. Melt generation by plumes: a study of Hawaiian mechanism. J. Petrol. 32:501–37
Weidner DJ, Wang Y. 1998. Chemical- and Clapeyron-induced buoyancy at the 660 km discontinuity. J. Geophys. Res. 103:7431–41
Wessel P, Smith W.H.F. 1991. Free software helps map and display data. EOS Trans. AGU 72:441 Wielandt E. 1987. On the validity of the ray approximation for interpreting delay times, In Seismic Tomography, ed. G Nolet, pp. 85–98. Dordrecht, The Netherlands:Reidel
Williams Q., Garnero E.J. 1996. Seismic evidence for partial melt at the base of Earth’s mantle. Science 273:1528–30
Williams Q., Revenaugh J.S., Garnero E.J. 1998. A correlation between ultra-low basal velocities in the mantle and hotspots. Science 281:546–49
Wilson, J.T. (1963), A possible origin of the Hawaiian Islands: Canadian Journal of Physics, v. 41, p. 863–870.
Wittlinger G, Masson F, Poupinet G, Tapponnier P, Jiang M, et al. 1996. Seismic tomography of northern Tibet and Kunlun: evidence for crustal blocks and mantle velocity contrasts. Earth Planet. Sci. Lett. 139:263–80
Wolfe C.J., Bjarnasson I.T., VanDecar J.C., and S.C. Solomon. 1997 Seismic structure of the Iceland mantle plume, Nature 385 245-247.
Woods M, Leveque J.-J., Okal E, Cara M. 1991 Two-station measurements of Rayleigh wave group velocity along the Hawaiian swell. Geophys. Res. Lett. 18:105–8
Woods M, Okal E. 1996. Rayleigh-wave dispersion along the Hawaiian swell: a test of lithospheric thinning by thermal rejuvenation at a hot spot. Geophys. J. Int. 125:325–39
Wright C. 1975, Comment on 'Seismic array evidence of a core boundary source for the Hawaiian linear volcanic chain by E.R. Kanasewich et al'.: Journal of Geophysical Research, v. 80, p. 1915–1919.
Zerr A, Diegeler A, Boehler R. 1998. Solidus of Earth’s deep mantle. Science 281:243–46 Zhang Y. S., Tanimoto T. 1993. High resolution global upper mantle structure and plate tectonics. J. Geophys. Res. 98:9793–823
Zhao, L., and T. H. Jordan (1998). Sensitivity of frequency-dependent traveltimes to laterally heterogeneous, anisotropic Earth structure, Geophys. J. Int. 133, 683–704.

СЕЙСМИЧЕСКОЕ ИЗОБРАЖЕНИЕ МАНТИЙНЫХ ПЛЮМОВ.

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

Оглавление: