Marile provincii cu viteză redusă de forfecare ( LLSVP ) sunt structuri din partea inferioară a mantalei Pământului, adiacente miezului exterior al planetei . Provinciile sunt caracterizate de viteze lente ale undelor de forfecare și au fost detectate prin tomografie seismică . [2]
Există zone mari din Africa și Pacific ( ing. superplumes ), care în direcția transversală au o dimensiune de câteva mii de kilometri, distribuția verticală a zonelor de la miezul exterior până la adâncimea mantalei ajunge la mii de kilometri. Volumul total al regiunilor este de 8% din volumul mantalei, sau 6% din volumul total al Pământului. [3]
Regiunile LLSVP au fost detectate în modelele tomografice seismice pe toată mantaua ca elemente de undă de forfecare cu viteză redusă în mantaua inferioară, situată sub Africa și sub Oceanul Pacific. Granițele regiunilor se dovedesc a fi destul de consistente în toate modelele luate în considerare [4] . Grosimea regiunilor este de aproximativ 200 km și sunt adiacente graniței manta-nucleu [5] . Regiunile sunt situate de-a lungul ecuatorului în cea mai mare parte în emisfera sudică. Modelele tomografice globale arată tranziții netede de la regiunile LLSVP la mantaua înconjurătoare, cu toate acestea, modelarea locală arată că LLSVP-urile au granițe ascuțite [6] . Diferența de viteză indică faptul că LLSVP-urile diferă în compoziție, dar claritatea limitelor face dificilă explicarea existenței LLSVP-urilor doar prin temperatură. Zonele mici cu viteză ultra joasă (ULVZ) [7] au fost, de asemenea, găsite la marginile LLSVP-urilor .
Densitatea regiunilor LLSVP a fost determinată prin metoda mareelor solide. S-a dovedit a fi cu 0,5% mai dens decât partea principală a mantalei. Cu toate acestea, tomografia cu maree nu poate spune exact cum este distribuită masa în exces. Densitatea crescută poate fi explicată prin proprietățile materialului primar sau prin prezența plăcilor oceanice subduse [8] .
În prezent, ipoteza principală pentru formarea LLSVP-urilor este acumularea de plăci oceanice subduse. Aceasta corespunde locației cimitirelor de plăci cunoscute din jurul Pacificului LLSVP. Se crede că aceste cimitire sunt, de asemenea, cauza zonei de mare viteză din jurul anomaliilor LLSVP din Pacific și se crede că s-au format din zone de subducție care au existat cu aproximativ 750 de milioane de ani în urmă, cu mult înainte de destrămarea supercontinentului Rodinia . Datorită temperaturii ridicate, placa se topește parțial, formând o topitură grea densă, care formează zone cu viteză ultra-scăzută a undei de forfecare situate între zonele de subducție și regiunile LLSVP. Restul materialului se ridică apoi din cauza flotabilității chimice și contribuie la conținutul ridicat de bazalt din creasta mijlocie a oceanului . Ca rezultat al acestor procese, la limita miez-manta se formează grupuri mici de penari mici, care se unesc pentru a forma penari mai mari și apoi se unesc în superpene. În acest scenariu, LLSVP-urile din Pacific și Africa sunt inițial create prin ejectarea căldurii din miez (4000 K) în mantaua mult mai rece (2000 K), iar fragmentele litosferice topite ajută la conducerea superpenului convectiv. Deoarece miezul Pământului ar fi dificil să mențină o căldură atât de mare de unul singur, acest lucru indică existența nuclizilor radiogeni în nucleu și, de asemenea, indică faptul că, dacă litosfera încetează să fie subdusă la locurile de formare a suprapenelor, acest lucru va anunța declinul acestui superpene [3] .
A doua ipoteză pentru originea LLSVP explică formarea lor prin ciocnirea Pământului cu o planetă ipotetică numită Theia , formând posibil Luna . Se presupune că LLSVP-urile sunt fragmente din mantaua planetei care s-au scufundat până la limita dintre miezul Pământului și mantaua. Densitatea mare a acestor fragmente este asociată cu un conținut mai mare de oxid de fier(II) comparativ cu restul mantalei Pământului. Conținutul ridicat de oxid de fier (II) este în concordanță cu geochimia izotopică a probelor lunare, precum și bazalților insulelor oceanice situate deasupra LLSVP [9] .