Интересные данные о волноводе были получены М. Берри и Л.Кноповым для западной части Средиземного моря. Под морем слой низких сейсмических скоростей залегает на глубине 50 км. К берегам он погружается до 100 км. Следовательно, под Средиземным морем верхняя мантия построена по океаническому типу.
Судить о составе верхней мантии можно по ряду как прямых, так и косвенных признаков.
На поверхности Земли огромный объем среди пород занимают базальты. Они толстым слоем покрывают все дно океана и широко распространены, в земной коре на материках. Не подлежит сомнению, что базальтовая магма образуется глубже коры — в мантии. Однако представить себе, что верхняя мантия состоит из базальта или его интрузивного аналога — габбро, невозможно, так как этому противоречат скорости сейсмических волн (которые в мантии слишком велики для габбро), плотность (которая тоже слишком: велика) и тепловой поток (в случае габбрового состава мантии он должен был быть значительно выше, чем наблюдаемый).
Часть этих противоречий может быть снята, если предположить, что верхняя мантия состоит из эклогита, имеющего химический состав базальта, но обладающего значительно большими, чем базальт, плотностью и скоростью распространения сейсмических волн. Однако затруднения с размером теплового потока остаются. Кроме того, это предположение опровергается прямым изучением состава пород, имеющих мантийное происхождение. Такие породы образуют ультраосновные интрузии как на материках, так: и в океанах, а также широко представлены в виде ксенолитов в кимберлитовых трубках и в базальтовых излияниях. Особенно интересны с этой точки зрения кимберлитовые трубки: судя по содержащимся в них алмазам и другим минералам, требующим для своего образования высокого давления, они поднимаются с глубины от 70 до 280 км и, следовательно, могут выносить с собой обломки глубоких слоев верхней мантии. Ксенолиты из трубок были специально изучены Б.Г.Лутцем, а также В. С. Соболевым с сотрудниками. Кимберлитовые трубки и базальтовые экструзии на материках содержат включения разного состава. Но этот состав оказывается одинаковым для Сибири, Африки, Австралии и Америки, что свидетельствует о том, что включения не случайны и что по ним можно судить о типичном составе пород в глубоких недрах. Естественно, что среди включений, кроме пород, мантийного происхождения, присутствуют и породы, захваченные из разных слоев земной коры. Так, среди них можно встретить ксенолиты осадочных пород, метаморфические породы гранулитовой фации и эклогитоподобные породы, происходящие из низов коры. Мантия здесь представлена ультраосновными и основными породами.
Изучение последних показывает, что под материками мантия чрезвычайно неоднородна. Среди мантийных ксенолитов выделяются гранатовые лерцолиты, гранатовые гарцбургиты, верлиты, дуниты, пироксениты, а также эклогиты (пироп-диопсидовые и пироп-диопсид-энстатитовые). Если говорить об основных типах пород, то все это разнообразие может быть сведено прежде всего к двум породам: гранатовым перидотитам и эклогитам. Кроме этих типичных глубинных пород, встречаются менее глубинные шпинелевые перидотиты и еще менее глубинные, так называемые альпинотипные ультраосновные породы того же состава, что породы офиолитовой формации в эвгеосинклиналях.
Б. Г. Лутц указывает, что сравнение химического состава этих пород между собой и с составом хондритов, который можно рассматривать в качестве исходного материала Земли, дает важные указания на характер процессов, происходящих в мантии. Хондриты относительно богаты щелочными, щелочноземельными, радиоактивными и редкоземельными элементами. Ближе всего по составу к ним оказываются наиболее глубинные гранатовые перидотиты. Шпинелевые перидотиты и особенно альпинотипные гипербазиты содержат значительно меньше этих элементов. Но земная кора материков, напротив, чрезвычайно обогащена не только кремнием, но и щелочными, щелочноземельными, радиоактивными и редкоземельными элементами. Однако по сравнению с мантийными породами в ней меньше магния, хрома, никеля и некоторых других элементов. Это позволяет видеть в материковой земной коре продукт дифференциации мантийного вещества, а в гипербазитах мантии, залегающих относительно неглубоко (т. е. в шпине левых и альпинотипных перидотитах), — остаток от этой дифференциации.
Породы, представляющие верхнюю мантию под океанами, найдены в обрывах рифтовых долин срединно-океанических хребтов. Это — также перидотиты, но гораздо более однообразного состава, чем ультраосновные породы материковой мантии. Они близки по составу к наиболее глубинным гранатовым перидотитам материковой мантии и, как и последние, богаты щелочными, щелочноземельными, радиоактивными и редкоземельными элементами. В то же время они образуют самые верхние слои мантии под океанами. Отсюда следует, что океаническая мантия значительно менее дифференцирована, чем материковая. Это подтверждается и подсчетами глубины дифференциации для отдельных элементов: максимально она равна 40 км для всех литофильных элементов.
Следует еще раз подчеркнуть наличие существенных различий между океаническими и альпинотипными гипербазитами. Первые по своему составу являются представителями слабо дифференцированного, почти первичного хондритового материала, тогда как вторые должны рассматриваться как остаток от далеко зашедшей дифференциации того же материала, дополнительные составные части которого выделились в кору.
Наблюдаемые в различных зонах разная глубина и толщина волновода, в свете новых данных, определяются разным тепловым режимом: там, где кровля волновода ближе к поверхности и где его мощность больше, температура в верхней мантии, очевидно, выше температуры тех зон, где волновод погружен глубже и имеет меньшую мощность.
Количество жидкости в волноводе по отношению к твердым кристаллам, судя по снижению сейсмических скоростей, может колебаться от 5 до 25%. В качестве средней цифры можно принять 15%. Следует предполагать, что жидкость образует пленки, окутывающие твердые кристаллы.
Такое представление о строении слоя пониженных сейсмических скоростей приводит к выводу, что тот же слой должен отличаться пониженными плотностью и вязкостью. Действительно, присутствие жидкости в количестве 15% должно вести к снижению плотности вещества волновода приблизительно на 0,1 г/см3. При этом плотность материала в кровле волновода, где скапливаются продукты частичного плавления, становится ниже плотности покрывающих волновод самых верхних слоев мантии. В кровле волновода создается обстановка инверсии плотностей, подобная той, которая возникает в коре в связи с процессами регионального метаморфизма или в связи с присутствием толщ соли среди более плотных осадочных пород.
Вязкость при наличии жидкости также должна значительно снизиться, что позволяет рассматривать слой частичного плавления как зону, в которой должны происходить основные перемещения материала при изменении нагрузки на поверхность Земли. Исходя из такого представления, делались попытки вычислить вязкость слоя частичного плавления. Для этого изучали реакцию тектоносферы на снятие ледовой нагрузки после таяния льда на Балтийском и Канадском щитах. Е. В. Артюшков получил для слоя частичного плавления вязкость, равную 1020 П, тогда как вышележащая твердая часть тектоносферы (самые верхние слои мантии и кора) имеет среднюю вязкость на три порядка выше.
Низкая вязкость слоя частичного плавления и подвижность его материала позволили назвать этот слой астеносферой, т. е. геосферой «без прочности». Астеносфера своей подвижностью противопоставлена твердой части тектоносферы, залегающей выше и охватывающей кору и надастеносферные слои верхней мантии. Эта твердая часть тектоносферы называется литосферой. Кроме того, Е. Н. Люстихом был предложен термин «субстрат» для обозначения самых верхних твердых слоев верхней мантии, лежащих сразу под разделом Мохоровичича.
Вернемся к вопросу о дифференциации в тектоносфере Земли. Базальтовая кора океанов могла образоваться непосредственно путем выплавления базальта в астеносфере и подъема его как относительно легкого материала к поверхности. Формирование материковой коры так просто объяснить невозможно. В ней присутствуют очень большие объемы кислых пород, богатых кремнеземом, щелочами, а также редкоземельными и радиоактивными элементами. Происхождение этих объемов гранитной магмы представляет давнюю и трудную проблему. Часть гранитов образовалась путем переплавления находившихся уже в коре более древних гранитов или путем гранитизации осадочных и метаморфических пород с помощью тех химических подвижных реагентов, которые изгонялись нагреванием из нижних слоев коры. Но этот механизм является, конечно, вторичным и не может объяснить появления первых гранитов в коре. Он не объясняет и явления гранитизации, наблюдаемые среди пород гранулитовой фации метаморфизма, ниже которых уже нет гранитов, способных к «мобилизации». Очевидность убеждает в том, что гранитный материал, играющий столь большую роль в строении материковой коры, выделился из перидотитовой мантии. Но он не мог быть прямым результатом гравитационной или ликвационной дифференциации выплавленных из мантии базальтов, так как, во-первых, объем гранитов для этого слишком велик, и, во-вторых, соотношение различных элементов показывает, что здесь действовал специальный избирательный механизм, который привел к особому обогащению коры некоторыми элементами. Среди последних — редкие земли и радиоактивные элементы, помимо таких литофильных элементов, как кремний и щелочи. При образовании коры должны были действовать процессы специального извлечения этих элементов из мантии.