研究焦点：美国黄石热点——到底是不是地幔柱？ （翻译 周春银；原文作者 Matthew J. Fouch ；来源： Geology ） （ from Wikipedia ： Yellowstone hotspot ） 板内热点（ intraplate hotspots ），通常表现为随地质年代递进喷发的中心，长期以来被认为起源于深部上升的炽热而具浮力的地幔物质所组成的圆柱状的地幔柱，它甚至深达核幔边界（ e.g. Morgan,1971 ；译者注： Morgan 于 1971 年正式提出 plume 的概念，见 Nature 原文）。从地幔动力学的角度来看，沿大洋岩石圈分布的热点具有一个深部地幔柱源是显而易见的，因为对流失稳（ instability ）产生于边界层位置（即核幔边界），大洋岩石圈相对于大陆岩石圈更薄更容易穿透，而且巨大的板块内部下面的上地幔流应该比板块边界处的简单得多。因此地幔柱模型非常适用于大洋热点的追踪，如夏威夷 - 皇帝海山（ Hawaiian-Emperor ）、马克萨斯（ Marquesas ）、佛得角（ Cape Verde ）体系，尤其是在了解了它们延伸至更深部的热地幔的地震学特征之后（ e.g. Wolfe et al.,2009 ）。 但是，将深部地幔柱简单解释为大陆热点的源头却面临更大的挑战。一个显著的例子就是黄石 - 蛇河平原（ Yellowstone-Snake River Plain ， YSRP ）体系，部分观测得出的结论认为 YSRP 起源于一个深部地幔柱正在不断上升的柱尾 (e.g. Armstrong et al.,1975; Smith and Braile,1994; Camp,1995; Pierce and Morgan,2009) 。 YSRP 是一个呈地质年代递进的流纹质火山岩组合，其年龄至少可以追溯至 12 百万年以前（ Shervais and Hanan,2008 ），并且其运动和北美板块现今的移动速度是一致的（ e.g. Pierce and Morgan,1992 ）。而且，连续相伴生的玄武质火山作用具有高 3 He/ 4 He 比值（ e.g. Graham et al.2009 ）以及较高的区域大地水准面（ e.g. Smith and Braile,1994 ）也指示着深部地幔源。 关于 YSRP 体系起源的各种争论持续了几十年，但是已有的大量数据并非都支持深部地幔源之说，在某些情况下甚至与其相反。岩石学证据指示了上地幔源（ e.g. Carlson and Hart,1987; leeman et al.,2009 ）。构造和动力学模型包括对流卷曲模型（ convective roll, Humphreys et al.2000 ）、递进裂谷模型（ propagating rift, Christiansen et al.,2002 ）、边缘驱动对流模型（ edge-driven convection, King,2007 ）、岩石圈控制模型（ lithospheric control, Tikoff et al.,2008 ）以及俯冲板片控制的上升流模型（ subducted slab-controlled upwelling, Faccenna et al.,2010 ）。然而当每个模型来解释 YSRP 体系的各个方面时，要对该地区建立起一个综合概念模型则仍然非常困难。 Kelbert 等（ 2012 ）展示了非常重要而有趣的结果，为 YSRP 体系下的深部岩浆上升体系提供了重要的新证据。 Kelbert 等（ 2012 ）的 3-D 电导模型是由 EarthScope USArray Transportable Array （ TA ）（ http://www.usarray.org ）的大地电磁 (MT) 数据而建立的。他们的图像显示高导电地壳和上地幔区，其中导电性最高的是中央蛇河平原下面的上地幔顶部并一直延伸至大约 100 km 深度。但是 Kelbert 及其同事们发现在黄石下面是低导值，因此他们认为与蛇河平原地区相关的黄石火山口下面的下地壳和上地幔顶部中部分熔融程度要小很多。 USArray TA 地震体的孔径可以为完成 Kelbert 等的新 3-D MT 模型提供足够的分辨率，同时也在更深的深度探测了地幔（ e.g. Lin et al.,2010; Obrebski et al.,2010; Schmandt and Humphreys,2010; Wagner et al.,2010; James et al.,2011; Sigloch,2011; Burdick et al.,2012 ）。这些模型显示在整个 YSRP 下面存在一个明显的地震波速强烈减小的地带，与 YSRP 地壳和延伸至大约 125 km 深度甚至更深的上地幔中的部分熔融区一致，和广泛分布的区域性第四纪玄武质火山作用也一致。但是，与 Kelbert 等（ 2012 ）所发现的黄石下面的深部地壳和上地幔顶部中的低导相反，地震波速在黄石下面最低说明部分熔融程度高。显然，还没有任何深部采样体波成像模型显示，在黄石下面具有可以延伸至深部下地幔的由地幔柱而导致地震波速减小的连续管道的确凿证据。 深部地幔柱模型所面临的一个巨大挑战就是 YSRP 热点正好分布于一个长期活动的俯冲体系中。地幔柱如何能在一个具有极大的动力学复杂性的区域中存在呢？部分概念模型提出存在直接的板片 - 地幔柱相互作用，其中当深部地幔柱遇到俯冲板片的某个裂缝时，会在板片上形成一个弱化区域甚至穿过板片（ e.g. Obrebski et al.,2010 ）。还有一种情况，上升的地幔柱会遇到俯冲的 Juan de Fuca 板片暴露的南端，或者卷入东边海沟向西的后退和 Farallon 板片的解体。这些模型都难于解释板片的固有强度和由于俯冲作用而整体强烈下降的地幔流域。 或者，复杂的俯冲驱动的地幔动力学过程可能在产生热点和其他区域性火山作用中具有重要的作用。有一个并不含有深部地幔柱的概念模型，地幔流在 Juan de Fuca 板块的一个近水平的、滞留的断块附近流动，该板块的东缘正在黄石下面，这与层析成像模型是一致的。深部地幔在该下沉板片残余附近的流动将形成整个 YSRP 下面的上升地幔，并且还可以解释哥伦比亚河洪流玄武岩的构造岩浆作用以及和 YSRP 火山作用同时代的 High Lava Plains 的连续火山活动（ e.g. James et al.,2011; Sigloch,2011 ）。连续的板块驱动形成的上升流将消耗黄石玄武岩高 3 He/ 4 He 比值源区的下地幔岩石，并形成更深部的强地温梯度，该地温梯度可以解释大约 900 km 深度甚至更深深度的低地震波速。该模型或许还可以解释高区域大地水准面，如果这是由动力学作用（ e.g. Moucha et al.2009 ）而非深部正浮力源所形成的。这一概念模型的某些部分可以直接由数值模拟而得出（ e.g. Faccenna et al.,2010 ）。 在较浅的深度， Kelbert 等的结果为板内热点的上升体系提供了重要的新证据。其中一种可能性就是 Eagar 等（ 2011 ）针对 High Lava Plains/central Cascades 地区所提出的模型。在该地区可观测到东 Cascades 下地壳和上地幔顶部具有高导体，但是在 Newberry 热点附近导电性降低，这里是 High Lava plains 的最西段（ Patro and Egbert,2008 ）。高导地区还具有高 Vp/Vs ，而 Newberry 下的低导区也具有较低的地壳 Vp/Vs （ Eagar et al.,2011 ）。综合而言，这些地球物理证据与一个远离相对活跃的火山作用的壳内部分熔融区是一致的，这说明现今的热点火山作用代表了一个缺乏地壳熔融的区域。 Kelbert 等的结果也说明地壳和上地幔中熔体的大量横向运输作用可能是大陆岩石圈热点相关的岩浆上升体系演化的一个重要部分。 总之，哥伦比亚河洪流玄武岩、 High Lava Plains 以及黄石 - 蛇河平原体系在地表所形成的大量而广泛的构造岩浆体系需要一个地幔动力学的整体构架来解释，而不是由一个简单的深部地幔柱来解释。一些前沿的成果可以帮助我们来建立一个改进的关于该地区的概念模型： （1） 提供关于高 3 He/ 4 He 比值玄武岩源区深度的进一步证据； （2） 得出区域尺度的地壳 Vp/Vs 和电导模型，这些模型可以解释文中所提的 High Lava Plains/Cascadia 地区观测结果。 （3） 增进对高区域大地水准面的进一步认识。 USArray 的新层析成像模型应该在其中具有意义。 （4） 加强对区域性地幔流区的约束。一部分地幔流动图像可以利用大陆尺度的地震各向异性数据来观测（ e.g. Lin et al.,2010; Zandt and Humphreys,2008 ），但是它们只能提供地幔上部大约 400 km 范围的流动的粗略信息。 （5） 综合各种成像技术，包括地震学的、重力的以及大地电磁数据，不论是通过直接的联合解释还是正 / 反演模拟方法。一个主要的挑战在于物理参数（如密度，传导率，地震波速）间的转换。 （6） 继续努力开发下一代地球动力学数值模型，这些模型会将 EarthScope 数据和区域构造与火山历史综合起来。目前这一方向的研究已经展开（ e.g. Liu and Stegman,2011 ）。 综合以上这些新的地球物理的、地质学的以及地球化学数据，将提高我们对黄石热点及其与区域构造岩浆体系的关系的认识，以及对世界范围内大陆热点的形成和演化的认识。 原文引用： Matthew J. Fouch, The Yellowstone Hotspot: Plume or Not? Geology, May 2012; v. 40; no. 5; p. 479–480; doi: 10.1130/focus052012.1. 地址： http://geology.geoscienceworld.org/content/40/5/479.full （ open access article ！！） 参考文献（略）：以下仅列文章中所介绍的 Morgan （ 1971 ）提出地幔柱（ mantle plume ）的论文以及本文所重点介绍的 Kelbert 等（ 2012 ）的文章 Kelbert, A., Egbert, G.D., and deGroot-Hedlin, C., 2012, Crust and upper mantle electrical conductivity beneath the Yellowstone Hotspot Track: Geology, v. 40, p. 447–450, doi:10.1130/G32655.1. Morgan, W.J., 1971, Convection plumes in the lower mantle: Nature, v. 230, p. 42–43, doi:10.1038/230042a0.
地幔转换带不连续面地震成像结果指示夏威夷西部存在热地幔 Seismic imaging of transition zone discontinuities suggests hot mantle west of Hawaii Q. Cao 1 , * , R. D. van der Hilst 1 , * , M. V. de Hoop 2 , and S.-H. Shim 1 太平洋中部夏威夷热点通常都被认为是来自深部地幔物质穿越上地幔在地表形成的，但是要在地震学上对plume进行严格的约束却是比较困难的事情。来自美国麻省理工大学（MIT）的van der Hilst研究小组（ http://quake.mit.edu/hilstgroup/robspage/ ），通过地球物理方法，对夏威夷周围地区地幔转换带的结构（不连续面深度，转换带厚度）进行了研究，并对转换带边界的异常进行了讨论分析，他们认为这些异常是由于高温条件下的地幔矿物相变(橄榄石和石榴石体系相变)形成的，但是这些热物质并不是来自于下地幔，这与传统地球化学研究观点是不同的。这一研究成果发表在2011年5月27日最新一期Science杂志上。 (延伸阅读)： Hawaii heat source debated ： http://www.sciencenews.org/view/generic/id/74845/title/Hawaii_heat_source_debated Science原文链接： http://www.sciencemag.org/content/332/6033/1068.full Supporting Online Material ： www.sciencemag.org/cgi/content/full/332/6033/1068/DC1 PDF文档： http://quake.mit.edu/hilstgroup/robspage/PapersPDF/2011Science_Hawaii_I.pdf 全文翻译：周春银 夏威夷热点 (hotspot) 通常被认为是由来自地幔深部的热物质形成的，但是要通过地震学方法来探测这样一个热柱却是很困难的。为了研究这样的热异常，我们利用 SS 波逆散射方法对太平洋中部之下的地震不连续面进行了成像，这些不连续面我们可以用地幔岩成分的地幔中的橄榄石和石榴石的相变来解释。 在夏威夷西部地幔转换带中出现的 800-2000 km 的热异常 (ΔT max ~300-400 K) ，说明这些热物质并不是从下地幔通过较细的垂直热柱 (plume) 上升上来的，而是在其进入流向夏威夷或者其他岛屿地区的热流之前就已堆积在转换带底部。这说明夏威夷熔岩的地球化学特征并不能直接约束下地幔(地球化学)域。 地幔柱 (mantle plume) 仍然是地球深部研究 (studies of Earth’s deep interior, SEDI) 中尚未完全解决的问题，作为与地幔柱有关的热点活动的原型，夏威夷长期以来都是争论的焦点。在运动的太平洋板块下面有一个来自下地幔的细细的热柱 (1-5) ，这样的经典观点已经被广泛运用于夏威夷熔岩 (6-7) 、地幔柱 - 板块相互作用 (8) 以及对流地幔风对地幔柱形态和海山链发育的影响作用 (9,10) 等方面的研究。深源地幔柱的经典一直都受到质疑，但是，仍有一些其他的代表性的解释，如来自转换带底部附近热边界处的上升流 (11) 和浅部地幔过程 (12) 。有关传说中的地幔柱的存在、定位和起源深度的层析成像证据仍然是比较模糊的 (13-17)(SOM text 1) 。 与深源地幔柱相关的温度异常会影响到矿物相边界 ( 压力引起的 ) 的深度，这可以通过地震波的反射或转换来确定 (18) 。非常重要的成像目标为在 410km 和 660km 深度附近 (Mg,Fe) 2 SiO 4 体系的橄榄石 - 瓦兹利石相变和后尖晶石相变 (19) 。由于他们具有相反的克拉伯龙斜率 (Clapeyron slope) ，高温将会使前者下降而使后者抬升 (SOM text 2) 。接收函数方法研究 (P-S 转换 ) 显示在夏威夷西南部 (20-22) 以及夏威夷岛链 (23) 之下存在较薄的地幔转换带。这表明存在高温环境，但是这些异常在侧向上的范围还难于确定，因为在岛屿及其周围地区地震台网还不够。 在超出接收函数方法之外，转换带不连续面可以利用下面的 S d S 反射 (d 是反射深度 ) 来成像确定，它在远离研究区域之外作为接收器面反射 SS 波的前驱波 (precursors) 而到达 (Fig.1) 。传统方法通过沿大范围 (10 -20 ) 区域叠加镜像 ( 像镜子一样 )SS 反射来提高较弱的信号 (24-28) 。这样的平均化会导致较低的空间分辨率，但是还并未得到夏威夷之下明显的 410 和 660km 不连续面 (SOM text 1) 。本文我们使用了 SS 波场的三维 (3D) 逆散射方法，以及被称为 GRT(generalized Radon transform)(29)(SOM text 3) 的方法 ( 改自碳氢化合物勘探方法 ) 。这也会产生数据冗余，但是不再在立体空间 (bins) 内叠加静态相，它结合了与单一成像点散射波相关的信号。利用 SS 前驱波进行 GRT 成像的可行性最早是在一个远离已知的热上涌和下降的大洋区域得到证明的 (30) 。 Fig. 1 Left: (Top) Map of study region (175° to 214°E; 12° to 26°N; Mercator projection, perspective view); (middle) geographical distribution of ~170,000 surface mid-points of SS waves (the darker the shading, the denser the coverage (SOM text 3.2); (bottom) path geometry of underside reflections at the surface ( SS ) and an upper-mantle discontinuity ( S 410 S or S 660 S ); precursor stack showing signal associated with S 660 S , S 410 S , and SS waves . Right: (Top) Geographical distribution of ~4800 sources (red symbols) and ~2250 receivers (blue) from which data are used, and which produces the data coverage shown on the left; (bottom) schematic view of ray geometry of SS , S 410 S, and S 660 S sampling the upper-mantle transition zone below the imaging area (UM, upper mantle; TZ, transition zone; LM, lower mantle). 我们利用 SS 波场 ~170000 宽频带 (20-50s) 记录来对夏威夷及其附近区域的转换带进行成像，这些记录来自于太平洋地区附近总共 ~2250 地震台站 ~4800 次地震记录 ( 震级 m b 5.2, 震源深度 75km)(Fig.1, SOM text 3.1) 。数据覆盖在大多数研究区域都是足够的，但是向西南方向会降低 (SOM fig.S6, C and F) 。在 250-950 km 深度范围、 0.5×0.5 经纬度格子内 GRT 得到弹性差异的 1D 剖面 (SOM text 3.2 and 3.3) 。这些图像，经过 3D 地幔不均一性 ( 利用不同的层析成像模型 ) 和 SS 反射点深度区域变化的校正，可以在与接收函数方法相当的辐射分辨率条件下确定边界。这些紧密隔开的反射剖面显示了 410km 和 660km 不连续面的深度变化 (topography) ，并阐明了在其他深度可能会被当作噪声而处理的构造。我们利用抽样分析来了解这些成像结果的可靠性 (SOM text 3.5) 。 3D 成像的横截剖面如穿过夏威夷的剖面 (Fig.2) 显示了多个散射水平面。除了 410km 附近和 650-700km 深度范围内的反射体之外，在大约 350 、 500 、 550 以及 800-900km 深度附近也有散射产生。大多数都是连续的并具有明显的 topography ，但是有些仍然是断断续续的或者分散的。我们这里主要关注转换带的通常边界。在 Fig.2B 中我们追踪横截剖面中的 410km 和 660km 不连续面，从所有网格点选取的深度得出不连续面深度 (Fig.3A and B) 、转换带厚度 (Fig.3C) 和深度相关性 (Fig.3D) 图像。 Fig. 2 Seismic section (E-W) across Hawaii (see Fig. 3 for section location). ( A ) Seismic image superimposed on tomographically inferred wave-speed variations ( 13 ). ( B ) Enlargement of image between 370- and 760-km depth, with interpretation of 410 (dashed green line), 520 (blue), and 660 (red) discontinuities. The depth profiles are corrected for 3D mantle heterogeneity (from tomography) and for the depth to the ocean floor where SS reflections occur. Inverse scattering does not assume contiguous reflectors (SOM text 3.2), but alignment suggests lateral continuity. Interfaces appear as a pulse with sidelobes, the width of which depends on frequency of the data and the angle at which image points are sampled ( 30 ). Horizontal resolution (which depends on illumination) is estimated to be on the order of a few hundred kilometers in the center of the study region (degrading to ~500 km toward the southwest owing to reduced sampling). I, II, and III mark regions discussed in the main text. The image gathers at 190°E and 200°E (highlighted in section on the right) are discussed in SOM text 3.3 and fig. S7). 410km 不连续面深度变化于 395-430km 之间 ( 侧向范围 500-750km) ， 660km 不连续面深度变化于 640-705km 之间 ( 侧向上更平滑一些 ) 。夏威夷下面之下及以东 ( 区域 I) ， 660km 不连续面比全球平均值 (~650km) 略浅一点。夏威夷和 165 W 之间 ( 区域 II) ， 660km 不连续面更加异常 (~640km) ，这证实了 P-S 转换的观测结果 (20-23) ，但是将异常延伸到比原来更向西的区域。 167 W-179 W 之间 ( 区域 III) ， 410km 不连续面达到了 430km 而 660km 不连续面出现在异常深度 (~700km) 。 180 以西区域界面接近全球平均深度 (29) 。 410km 和 660km 不连续面的区域平均深度分别为 413km 和 665km ，后者在区域 III 中具有较大值。转换带在夏威夷之下以及西北部较薄而在区域 III 中较厚 (Fig.3C) 。 410km 和 660km 不连续面在区域 I 和 II 中呈负相关关系，而在区域 III 中呈正相关关系 (Fig.3D) 。 Fig. 3 Discontinuity depths, transition zone thickness, and depth correlations in the study region. ( A ) Topographic map of 410 (regional average 413 km) and ( B ) 660 (regional average 665 km). Thick black solid line depicts location of E-W cross section in Fig. 2 , and thin black line in (B) indicates the location (at 700-km depth) of the mantle plume identified in ( 16 ); see also fig. S2B. I, II, and III mark the regions discussed in the main text. ( C ) The difference between 410 and 660 depths suggests that a relatively thin transition zone (passing through Hawaii) surrounds a thick transition (between 180° and 195°E, Region III). ( D ) Correlation between 410 and 660 depth variations (in regions where 410 and 660 topography exceeds 2.5 and 5 km, respectively). Interface depths are (weakly) negatively correlated beneath Hawaii, but conspicuous positive correlation appears in region III. In (A) to (C), regions where the 410 or 660 could not be identified unambiguously are left blank, and light shading indicates areas of relatively poor data coverage. 有两种类型的人为因素会影响成像的质量和准确性。首先，如果体积波速与我们用来作走时计算的值不同时，边界深度就会出现偏离 (Something text 3.4) 。这一效应非常小而难于解释区域 II 和 III 内较大的深度变化，但也可能存在某种平衡 (trade-off) 。在空间上连续的深度变化达 10km 或以上则被认为是有意义的 (30) ，但是作为保守的解释，对界面深度的估计被当作上限。其次，较稀疏的采样 ( 如夏威夷西部 ) 会降低降噪作用和空间分辨率。目测显示收集的图像 (Something text 3.3) 在大多数研究区域都是可靠的，抽样表明在区域 I 、 II 和 III 内一级观测在 95%(2σ) 自信度条件下都是可靠的 (SOM text 3.5) 。但是夏威夷西部部分深部构造处于在目前有效数据条件下可分辨的边缘。 即使存在这些不确定性因素，一级观测仍表明，夏威夷位于一个由异常较深的 410km 和 660km 不连续面以及很厚的转换带 ( 区域 III) 所构成区域东缘之上，周围是较浅的 660km 不连续面和减薄的转换带 ( 区域 I,II) 。这一预料之外的结构复杂性表明，夏威夷及其周缘地区下地幔上部边界处存在着较大的温度变化 ( 以及可能的成分变化 ) 。为了估算转换带顶部 (ΔT 410 ) 和底部 (ΔT 660 ) 的原位 (in situ) 地幔温度，我们使用的是地幔岩成分地幔中橄榄石和石榴石相变的压力 - 温度关系 ( 即克拉伯龙斜率 Γ)(SOM text 2) 。在这里并不需要非地幔岩成分来解释一级观测结果。 我们首先利用 (Mg,Fe) 2 SiO 4 橄榄石相变来解释观测结果，即橄榄石 - 瓦兹利石相变 (31) ，瓦兹利石 - 林伍德石相变 (32) ，林伍德石 - 钙钛矿 + 铁方镁石相变 ( 后尖晶石相变 ) (33) 。根据这些斜率所得到的温度地图显示，在夏威夷下面及以东地区 ( 区域 I) 存在较弱的扰动 (ΔT 410 ≈ΔT 660 ≈150K) ，但是更远的西部存在较大的异常。如果认为区域 II 较浅的 660km 不连续面是后尖晶石相变边界的上拱引起的，那么可以得到 ΔT 660 ≈300K ，与前人估计 (20,21) 一致，而较低的 ΔT 410 则说明比较明显的异常仅仅局限于转换带底部。但是 3D 结构却是很复杂的，更北地区较深的 410km 不连续面和较浅的 660km 不连续面则说明夏威夷岛链下面上地幔中具有很高的温度 (23) 。 较深的 660km 不连续面 ( 区域 III) 仍然是难于解释的谜团。对于上述 Γ p-sp 来说， 640-700km 之间的后尖晶石相变深度变化意味着温差达 ~850K 。在远离板块边缘的地区存在这样巨大的梯度是不现实的。如果 660km 不连续面之上 ( 或下 ) 波速比 3D 地幔校正中根据层析成像所推测的值要更低 ( 或高 ) ，那么 660km 不连续面可能会被高估。也有可能存在某些平衡，但是用这种方法来解释所有信号特征则需要一些似是而非的地震波和 ( 可能 ) 热异常 (SOM text 3.4) 。对于 Γ p-sp 、 ΔT 660 和上地幔波速真实值来说，后尖晶石相变并不能很好的解释 700km 深度附近的界面。 较大的 410km 和 520km 不连续面深度说明区域 III 转换带温度升高。多顶砧 (multi-anvil) 实验结果 (34-36) 证明，在高温条件下存在不同的相关系以及 Al 分配作用会增加后石榴石相变 (post-garnet transitions) 时的 ( 地震波 ) 突变。这类实验都是非常具有挑战性的，但是相关系的一些重要方面，如该正克拉伯龙斜率 (Γ p-gt ) 的大小、化学成分对其位置的影响以及 ( 相对于后尖晶石相变而言 ) 后石榴石相变的地震学可探测性 (seismic detectability) ，仍然不是特别清楚 (SOM text 2) 。后石榴石相变可能存在于热地幔中比正常地幔后尖晶石相变更深的位置，这已经被用来解释深部 660km 不连续面的发现 (24,27) 。我们的图像则描述了从后尖晶石相变 ( 区域 II) 到后石榴石 ( 区域 III) 的侧向变化。考虑到可能存在的某种平衡 (trade-off) 以及克拉伯龙斜率和 ( 地幔岩中 )Al 2 O 3 含量的不确定性，对后石榴石相变的 ΔT 660 的估计仍然带有很多不确定性，但是 Γ p-gt =3.0 MPa/K (37) 将会产生一个 450K 的上限 ( 下限由区域 II 后尖晶石相变温度所确定 ) 。 夏威夷西部地幔 660km 深度附近是很热的，该区域至少有 800km 宽 ( 如果局限于区域 II) ，但是也可能宽达 2000km ( 如果包括区域 III) ，该界面说明热物质在下地幔顶部堆积并扩散开来，热点火山作用可以由转换带底部的次级上升流 (5,38)(SOM text 5) 提供物质来源 (Fig.4) 。这与夏威夷西南下地幔地幔柱的层析成像观点 (16,17) 是不同的，但是目前还没有可用的走时数据来解释地幔中连续的地幔柱似的结构和不同深度的分散的异常 (SOM text 1) 。 Fig. 4 Cartoon of broad anomaly near base of the transition zone west of Hawaii, superimposed on a scattering image ( Fig. 2 ). Green, blue, and red lines depict interfaces near depths of 410, 520, and 660 km. The deep 410 and 520 west of Hawaii suggest higher-than-average temperatures (Δ T 410 ≈ 200 K) in the upper mantle and transition zone, but with current data coverage we cannot distinguish between a large single anomaly and multiple smaller ones. Updoming of the 660 beneath region II is consistent with elevation of post-spinel transition in hot mantle regions (with Δ T 660 ≈ 300 K), whereas deepening to ~700 km beneath III (red dashed line) may indicate change of dominant transition system to garnet (with Δ T 660, max ≈ 450 K). The positive Clapeyron slope of the latter may aid flux of lower mantle material into the transition zone (thin red arrows). Pathways of flow from the deep anomaly to Earth’s surface are not resolved by the data used, but Hawaii volcanism may result from upwellings from the (edge of the) broad anomaly (for instance, just east of Hawaii, region I, Fig. 3 ). 不连续面层析成像反应的是局部环境，其自身并不能确定热异常的来源、寿命和深度范围。但是温度差异以及地表火山作用所需要的持续热流 ( 如果他们的确是相关的话 ) 表明这并不是一个孤立的、短暂的结构，它可以从下面如通过热柱或者大尺度 ( 热化学的 ) 地幔穹窿来更新 (5) 。如果存在联系，由转换带产生的短暂的失稳特征将有助于解释夏威夷 - 皇帝海山链演化 ( 随年代推进 ) 过程中的不规则性 (10) 。此外，主要相变体系在侧向上的变化可以影响上下地幔之间的物质交换。根据后石榴石相变的宽度、每个高温相变的密度差异 ( 即尖晶石相 ↔ 石榴石 + 镁方铁矿 ↔ 钙钛矿 + 镁方铁矿 ) 、 Γ p-gt 的值和化学成分的综合作用，后石榴石相变可以促进次级上升流的形成，因而也有助于形成区域 III 上地幔温度的提高、正大地水准面异常以及可能的远离海山链的深海测量特征的富集。最后，任何在 660km 不连续面处的下地幔流动临时富集都表明存在管流或者说地幔柱的成带分布 (7,39-41) 肯定是浅部地幔现象，而地表熔岩的同位素特征并不能用来构建下地幔中的地球化学域。 References and Notes 1. J. T. Wilson , Can. J. Phys. 42 , 893 (1963). 2. W. J. Morgan, Convection plumes in the lower mantle. Nature 230 , 42 (1971). doi:10.1038/230042a0 CrossRef 3. G. F. Davies, Ocean bathymetry and mantle convection 1. Large-scale flow and hotspots. J. 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