Введение
На глубинах 410 км и 660 км в мантии Земли обнаружены две, предположительно глобальные и резкие сейсмические границы. Эти сейсмические границы ограничивают Транзитную или переходную зону между Верхней и Нижней мантией. Природа и образование этих границ обусловлены двумя переходами главных минералов мантийных пород из одного устойчивого состояний в другое.
Граница 410 км
По петрологическим данным, граница на глубине 410 км связана с переходом оливина в β – шпинель. 410-километровая граница характеризуется эндотермическим фазовым переходом, то есть на этой границе происходит поглощением тепла. Это приводит к относительному охлаждению пород на этом уровне. Поэтому изотермы, связанные с границей 410 должны прогнуться вниз, вглубь мантии.
Граница 660 км
Граница на глубине 660 км определяется переходом γ-шпинели в перовскиты и магнезиовюститы. 660-километровая граница характеризуется экзотермическим фазовым переходом, то есть на этой границе происходит выделением тепла. Это приводит к относительному разогреву вещества мантии на этом уровне. Соответственно, изотермы, связанные с границей 660 должны приподыматься вверх к поверхности Земли. Возникает отрицательная сила плавучести, то есть разогретое вещество легчает и становится ближе по плотности к веществу плюма (если он имеется под границей), что уменьшает силу плавучести). Поэтому 660-км граница может препятствовать подъему плюма из нижней мантии в верхнюю мантию.
Известно, что имеются и другие экзотермические фазовые переходы, которые так же могут приводить к изменению плавучести [Weidner & Wang 1998].
Сближение границ 410 и 660 по сейсмическим данным
Интересное явление – сближение двух глобальных границ за счёт их встречного прогибания – предмет нескольких попыток экспериментального подтверждения существования этого природного феномена. Использовались как отражённые, так и обменные волны.
По отражённым Р410Р волнам
В 1991 году была предпринята попытка обнаружения сближения границ 410 и 660, а, фактически сужения транзитной зоны под Гавайской горячей точкой[Neele &Snieder, 1991]. В эксперименте использовалась волна Р410Р, отражающейся от 410 границы. Но прогибание границы не было обнаружено, так как зона Френеля волна Р410Р на порядок шире, чем площадь предполагаемого прогибания в районе подъёма плюм (диаметра плюма).
По обменным P660S и P410S волнам
Восходящая продольная Р-волна может обмениваться в поперечную 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). Для надёжного выявления обменных волн была разработана техника “приемных функций”.
На рисунке схематично показан обмен P-волн в S-волну на сейсмических, резких границах 660 и 410. Обменные волны P660S и P410S могут наблюдаться на радиальной компоненте смещения на поверхности наблюдений. Горизонтальная компонента смещения находится в плоскости рисунка.
Техника “Приёмных функций” позволяет обнаружить обменные волны в последующих вступлениях. Суть техники в следующем. Имея функцию в источнике (форма колебаний для конкретного землетрясения) можно попытаться выделить его вступление на широкополосн сейсмограмме (записанной на открытом канале) путём вычисления функции корреляции. Всплески значений этой функции во временном масштабе и фиксируют моменты вступлений волны с заданной формой колебаний. То есть осуществляется процесс деконволюции сейсмограммы. Подобным образом можно обнаружить и 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 временной 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. Технология была использована для изучения транзитной зоны под Исландией – предположительно океанической горячей точкой.
Транзитная зона под Исландией.
Техника приемных функций применена на группе станций ICEMELT в Исландии [Bjarnason et al 1996a,b, Shen et al 1998]. Результатом стала схема, на которой показана мощность транзитной зоны во временном масштабе.
Мощность транзитной зоны под Исландией, заданная в значениях аномалий разности времен между вступлениями волн P660S и P410S в секундах (шкала времени в цвете в нижней части схемы). Выявляется утонченная (тёплые цвета), по сравнению с нормальной мощностью, транзитная зона под юго–восточной частью Исландии [Shen et al 1998]. Транзитная зона имеет толщину около 230 км под центральной и южной Исландией, что примерно на 20 км меньше, чем для “нормальной” мантии. И обусловлено, согласно современным представлениям, схождением границ за счет подхода снизу горячего плюма.
К началу страницы
Источники
– 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
– 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
– Neele F, Snieder R. 1991. Topography of the 400 km discontinuity from observations of long-period P400P phases. Geophys. J. Int. 109:670–82
– 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.
– Weidner DJ, Wang Y. 1998. Chemical- and Clapeyron-induced buoyancy at the 660 km discontinuity. J. Geophys. Res. 103:7431–41
– 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.