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]. Была построена скоростная модель Р-волн, на которой 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 1.
Рис 1. 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 и заявляют, что они могут исключить низкую температуру, большой диаметр в конце (низах) 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. 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. Еще одно свойство – сильная модуляция (зависимость) 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* (значение отношения амплитуд высокочастотной и низкочастотной компонент) на различных сейсмостанциях Исландии, в зависимости от азимута прихода телесейсмической S-волны. 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 2 можно видеть достаточно грубое соответствие между предсказанными и наблюденными значениями t* для достаточно узкого и резкого (∆VS = 12%, Ф = 200 км) плюма.
Рис. 2. 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].
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.
Источники информации:
Nataf H.-C.Seismic imaging of mantle plumes.Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2000. v. 28, p. 391–417