Nghiên cứu quá trình tạo mẫu phục vụ đo sóng địa chấn trong các pha ngậm nước có áp suất và nhiệt độ cao với mô hình đới hút chìm

 191
33(2)[CĐ], 191-199 Tạp chí CÁC KHOA HỌC VỀ TRÁI ĐẤT 6-2011 
NGHIÊN CỨU QUÁ TRÌNH TẠO MẪU 
PHỤC VỤ ĐO SÓNG ĐỊA CHẤN TRONG 
CÁC PHA NGẬM NƯỚC CÓ ÁP SUẤT 
VÀ NHIỆT ĐỘ CAO VỚI MÔ HÌNH ĐỚI HÚT CHÌM 
PHAN THIÊN HƯƠNG 
E-mail: huongpt@hotmail.com 
Bộ môn Địa Vật Lý - Trường Đại học Mỏ - Địa chất 
Ngày nhận bài: 25-3-2011 
1. Đặt vấn đề 
Sự lưu trú và trữ nước trong lòng đất (core 
mantle) là vấn đề tranh luận giữa các nhà nghiên 
cứu Trái Đất trong thời gian dài và hiện nay vẫn 
chưa ngã ngũ. Nước trên mặt đất chỉ chiếm 0,025% 
khối lượng toàn thể nước có thể tồn tại trên Trái Đất. 
Ngoài ra, nó cũng chỉ chiếm một phần mười lượng 
nước được chứa trong magma tholeit trong quyển 
mềm dưới các dãy núi ngầm giữa đại dương hay chỉ 
một nửa trong manti [8]. Đới hút chìm chuyển nước 
vào trong manti khoảng 8,7*1011 kg/năm, nhiều gấp 
6 lần nước được trả lại trong quá trình phun trào 
(1,4*1011kg/năm) [16]. Điều đó chỉ ra rằng nước ở 
trên Trái Đất được luân chuyển trong phần trên của 
manti và thậm chí còn có thể xuống đến phần sâu 
của manti trong quá trình hút chìm. Tuy nhiên, cho 
đến nay, việc trả lời câu hỏi “trong manti, nước có 
thể tồn tại dưới dạng nào và sự phân bố ra sao?” vẫn 
còn tồn tại nhiều ý kiến tranh luận. 
Theo nhiều nhà nghiên cứu, nước trong manti 
có thể tồn tại dưới ba dạng: nước tự do [22]; nước 
dưới dạng liên kết (hydrous phases - [24]); hoặc 
nước tồn tại đồng hành trong cấu trúc tinh thể của 
các khoáng vật cấu thành manti như olivin, 
pyroxen, granat [1, 7]. Lớp thạch quyển của vỏ đại 
dương trong đới hút chìm cấu thành từ manti 
peridotit serpentin hóa, các tập hợp mafic/siêu 
mafic pluton, gabro, phun trào basalt và các trầm 
tích từ pelit tới carbonat. Trước kia, người ta cho 
rằng chỉ có đá gabro và đá phun trào của lớp 
magma vỏ đại dương và đá pelit đặc trưng cho 
trầm tích đáy đại dương trong đới hút chìm đại 
dương là có triển vọng chứa nước [4, 15, 20, 22]. 
Tuy nhiên, những nghiên cứu gần đây đã làm thay 
đổi quan điểm trên bởi các lý do sau: (1) Đá siêu 
bazo serpentin hóa tồn tại nhiều trong ophiolit và 
đáy biển; các mẫu khoan đáy biển khẳng định sự 
tồn tại của đá peridotit serpentin hóa trong các hoạt 
động kiến tạo khác nhau; (2) Serpentin antigorit 
tồn tại bền vững hơn amphibol trong điều kiện áp 
suất cao; (3) Khả năng đới hút chìm lạnh (cold 
subduction) sẽ mang những pha ngậm nước xuống 
sâu trong điều kiện tồn tại bền vững của serpentin 
antigorit và chlorit [23]. 
Một loạt các thí nghiệm tiến hành trong điều 
kiện nhiệt độ và áp suất cao [9, 10, 24, 26] đã chỉ 
ra một số khoáng vật chứa nước (hydrous minerals) 
của đá có thành phần siêu bazơ khá bền vững trong 
điều kiện nhiệt độ và áp suất của đới hút chìm 
(hình 1). Theo biểu đồ ta thấy rõ, trong điều kiện 
của đới hút chìm lạnh, hoặc đới hút chìm có nhiệt 
độ trung bình (với sự có mặt của một số nguyên tố 
như Al3+ [5], Ti4+[11] và F [21] (đường mũi tên A, 
B - hình 1) thì các pha giàu Mg, Si có chứa nước 
(HDMS-hydrous dense magnesium silicates) tồn 
tại bền vững. 
Đó là quan điểm của các nhà địa chất thạch 
học, câu hỏi đặt ra là liệu các nhà địa vật lý có thể 
dự đoán được sự phân bố của nước trong manti 
không? Để làm sáng tỏ vấn đề này, các tham số cần 
quan tâm là: vận tốc truyền sóng, sự tắt dần của 
biên độ sóng, tính dị hướng và mật độ trong đó, 
vận tốc là tham số có nhiều triển vọng dùng để 
nghiên cứu cấu trúc của Trái Đất vì thời gian 
truyền sóng trong lòng đất có thể đo được với độ 
chính xác tương đối cao. 
 192
Hình 1. Biểu đồ biểu diễn các pha hình thành theo nhiệt độ và áp suất của peridotit chứa nước. 
A, B, C, D- đặc trưng cho các đường P-T trên bề mặt của đới (slab). X1, X2, X3 - các điểm xác định 
trạng thái của nước trong đới hút chìm [13] 
Đã có nhiều tác giả nghiên cứu đới hút chìm 
theo tài liệu địa chấn như Iwamori và Zhao [6] 
Roth [18], Sato [19], Van der Lee [26]. Hình 2 chỉ 
ra sự phân bố bất đồng nhất của vận tốc trong đới 
hút chìm và khu vực xung quanh. Hiện tượng này 
không thể giải thích đơn thuần bằng địa nhiệt hay 
thành phần địa hóa tổng (bulk composition) mà 
phải tính đến sự tham gia của nước: (1) đới vận tốc 
thấp ở trên tấm hút chìm (subducting slab) hình 
thành do nước được giải phóng từ dải hút chìm; 
(2) sự tăng vận tốc bên trong tấm hút chìm là do sự 
tồn tại của những pha ngậm nước. Tuy nhiên đó 
mới chỉ là giả thuyết, cho tới nay chưa có một giá 
trị đo trực tiếp nào để khẳng định giả thuyết đó là 
đúng. Đó chính là động lực thúc đẩy chúng tôi 
nghiên cứu phương pháp và tiến hành đo sóng địa 
chấn truyền qua các pha ngậm nước trong điều 
kiện nhiệt độ và áp suất cao của đới hút chìm. 
Độ ngậm nước của các thành tạo đá ảnh hưởng 
rất lớn vận tốc truyền sóng. Giải quyết mối tương 
quan này có ý nghĩa rất lớn trong nghiên cứu cấu 
trúc sâu, đặc biệt trong khu vực đới hút chìm. Bài 
toán nghiên cứu thực nghiệm ở đây là tạo ra các 
mẫu tiêu chuẩn và trên các mẫu đó xác định mối 
tương quan giữa độ ngậm nước với các tham số vật 
lý vận tốc, sự tắt dần của biên độ sóng, tính đẳng 
hướng và mật độ đá, hay nói cách khác là sự khác 
nhau của vận tốc truyền sóng trong đá có độ ngậm 
nước khác nhau. 
 193
Hình 2. Sự phân bố vận tốc của sóng P theo chiều từ đông sang tây và độ sâu đạt tới 700km 
dưới vòng cung Tonga. Ký tự “sọc dọc” và “ô gạch” tương ứng với vận tốc chậm và nhanh 
2. Phương pháp nghiên cứu 
Để tiến hành đo sóng địa chấn truyền qua các 
đá ngậm nước trong điều kiện nhiệt độ và áp suất 
cao của đới hút chìm, việc đầu tiên là phải tạo được 
mẫu đo. Trong bài báo này tác giả đề cập tới các 
yêu cầu của mẫu đo và sự thành công trong việc 
nghiên cứu phương pháp tạo mẫu. Việc đo sóng địa 
chấn bằng thiết bị Hệ thống khối đe (multi-anvil 
system) sẽ được trình bày trong bài báo khác. 
2.1. Tiêu chí mẫu thực nghiệm 
Các tiêu chí mẫu đo thực nghiệm bao gồm kích 
thước hạt, mật độ hạt, tỷ số giữa độ dài và đường 
kính mẫu, tỷ  ... iá trị đo được 
S
ự
 g
iả
m
 b
iê
n 
độ
 (d
B/
fo
ot
) 
S
ự
 g
iả
m
 b
iê
n 
độ
 (d
B/
fo
ot
) 
 195
nứt dọc theo ranh giới của các hạt cũng cần phải 
khắc phục. Các vết nứt này có thể gây nhiều rắc rối 
cho quá trình đo. Sự khắc phục sẽ được giải thích 
trong phần thực nghiệm. Ngoài ra, nếu mật độ hạt 
thấp, hay nói cách khác độ rỗng cao sẽ làm vận tốc 
đo được giảm giá trị và tín hiệu đo được bị yếu do 
tính chất hấp thụ không đàn hồi trong mẫu. 
(iii) Tỷ số giữa độ dài và đường kính của mẫu 
(l/φ). Sóng dọc truyền trong môi trường đồng 
nhất vô hạn được biểu diễn theo công thức: 
Vp = [(λ+2µ)/ρ]1/2 (2). Trong đó λ = hệ số Lamé, 
µ = module trượt, ρ = mật độ. Để giá trị đo được 
đúng là giá trị của sóng truyền trong môi trường vô 
hạn và đẳng hướng, theo Birch [2], tỷ số giữa độ
dài (l) và đường kính hạt (φ) không được quá giá 
trị 4 hoặc 5. Nếu l/φ vượt quá giá trị đó thì sóng đo 
được sẽ bị ảnh hưởng rất lớn do hiệu ứng ranh giới 
và khi đó năng lượng thu được chỉ có một phần 
nhỏ là của sóng phản xạ và có xu hướng rơi vào 
phông nhiễu. Vận tốc đo được khi này chính là vận 
tốc của thanh (rod/bar velocity) V= (E/ρ)1/2, với E 
là modul Young. 
(iv) Tỷ số giữa đường kính mẫu (φ) và bước 
sóng (λ): theo Tu và các tác giả khác [24], để vận 
tốc đo được không phải là vận tốc của sóng truyền 
trong một khối có dạng thanh hay dạng đĩa mà 
trong môi trường vô hạn tương đương với điều 
kiện mà chúng ta đo trong môi trường tự nhiên thì 
(φ/λ) phải nhỏ hơn 2,4 (hình 4). 
Hình 4 biểu diễn kết quả thực nghiệm cho một 
số mẫu kim loại và cho thấy chỉ khi φ/λ đạt đến giá 
trị 2,4 thì vận tốc đo được mới đạt được vận tốc 
thực trong môi trường vô hạn. 
2.2. Tổng hợp mẫu 
Việc đo vận tốc cho những pha ngậm nước có 
vai trò giống như cầu nối từ kết quả đo địa chấn tới 
những giả thuyết địa chất, kiểm định tính đúng đắn 
của những giả thuyết này. Dựa theo kết quả phân 
tích của các nhà thạch học [21, 25], tác giả đã chọn 
hai đối tượng giàu magnesi và là silicate ngậm 
nước có tính đại diện thành phần cho các thành 
tạo đới hút chìm để nghiên cứu, đó là clinohumit 
(Mg9Si4O16(OH)2) và pha A (Mg7Si2O8(OH)6) 
(phase A dùng để phân biệt với phase E và D cùng 
là thành phần giàu hydro của các đá magnesium 
silicat. Dựa vào điều kiện nhiệt độ, áp suất mà tại 
đó tồn tại phase A, D hay E). 
Có 3 công đọan tiến hành trong quá trình tạo 
mẫu, gồm: 
Bước 1: Quá trình hòa tan-đông khô (solution 
and gelation). Đây là một phương pháp khá phổ 
biến trong khoa học vật liệu, nhưng hầu như chưa 
được các nhà thạch học thực nghiệm ứng dụng. Chỉ 
sau khi các thí nghiệm của tác giả thành công thì 
phương pháp này mới bắt đầu được chú ý đến 
nhiều hơn. 
Đầu tiên, dùng máy rung siêu âm và máy quay 
từ tính để hòa tan Mg(NO3)2.6H2O vào ethanol. 
Sau đó rót TEOS - viết tắt tetraethylorthosilicate 
[Si(OC2H5)4] vào dung dịch trên và tiếp tục hòa 
tan. Quá trình thủy phân bắt đâu rồi đến quá trình 
polymer hóa (hình 5). Tiếp tục sấy nhẹ dung dịch ở 
nhiệt độ khoảng 70°C. Sau khoảng 8 giờ thì quá 
trình đông khô (gelation) bắt đầu [17] và kết thúc 
sau 24 giờ. 
← Hình 4. Mối quan hệ giữa 
vận tốc đo được và tỷ số 
giữa đường kính mẫu 
và bước sóng φ/λ [24] 
 196
Hình 5. Quá trình hòa tan - đông khô (R- gốc C2H5) 
Ưu điểm của phương pháp này là: (i) Phản ứng xảy ra giữa 
các hạt có kích thước phân tử nên bề mặt tiếp xúc để xảy ra 
phản ứng rất lớn, dẫn đến điều kiện nhiệt độ và áp suất để xảy 
ra phản ứng thấp; (ii) Phản ứng giữa các hạt có kích thước phân
tử được trộn lẫn nên tính đồng nhất của 
chất tạo thành sau phản ứng là rất cao, 
đặc biệt khi so sánh với các chất được 
thành tạo bởi phản ứng giữa các oxit 
hoặc khoáng vật; (iii) Loại bỏ được 
nhiều tạp chất; (iv) Kích thước của các 
hạt đồng đều. Điều này có thể giải 
thích như sau: do kích thước ban đầu 
của các hạt rất nhỏ nên khi tiến hành 
giai đoạn 2 là ép nóng (hot-presing) 
mẫu đã tránh được hiện tượng phát 
triển bất thường một số tinh thể làm 
cho kích thước của các hạt trong mẫu 
không đồng đều, chênh lệch nhau lớn, 
ảnh hưởng nhiều đến mật độ hạt cũng 
như thành tạo các vi nứt (micro-crack). 
Bước 2: Quá trình tổng hợp mẫu. 
Sau khi đã có hỗn hợp bột với kích 
thước phân tử, MgO và SiO2 được trộn 
lẫn rất đều, quá trình tạo khoáng vật 
clinohumite và pha A được tiến hành 
theo biểu đồ biểu diễn trên hình 6. Kết 
qủa được kiểm tra bằng phương pháp 
nhiễu xạ rơnghen (X-ray diffraction - 
XRD) và phổ Raman (micro-Raman 
spectroscopy). Thí dụ cho clinohumit: 
hình 7a và 7b. 
Hình 6. Biểu đồ biểu diễn điều kiện nhiệt độ và áp suất để tồn tại chum (clinohumit) và pha A. 
Fo - forsterit; Br - brucit; En - enstatit 
Điều kiện phản 
ứng chum 
Á
p 
su
ất
 (G
pa
) 
Điều kiện phản 
ứng pha A 
 197
Hình 7. a- Giản đồ XRD của mẫu , b- Phổ Raman của mẫu , c- Ảnh chụp trên thiết bị Microprobe 
mẫu clinohumit và pha A sau khi nén ở nhiệt độ cao 
2θ (độ) 
Đường liền là số liệu đo được của mẫu clinohumite, 
đường gạch là số liệu của mẫu chuẩn 
a) 
Bước sóng (cm-1) 
b) 
C
ư
ờ
ng
 đ
ộ 
c) 
C
ư
ờ
ng
 đ
ộ 
(c
ps
) 
 198
Bước 3: Quá trình nén mẫu tại nhiệt độ cao 
(hay là quá trình ép nóng/ hot-pressing), đây là quá 
trình tăng áp suất và nhiệt độ đồng thời sao cho 
khoáng vật không thay đổi, chỉ có mật độ hạt tăng 
lên. Ưu điểm của phương pháp là vi cấu trúc của 
vật chất hoàn toàn được kiểm soát. Trong trường 
hợp này ta có thể làm tăng mật độ hạt của mẫu mà 
vẫn bảo đảm kích thước hạt không lớn. Trên hình 7 
có thể thấy một vài lỗ trống, thực chất đó không 
thể hiện độ rỗng của mẫu vì chúng được tạo ra do 
hạt khoáng vật bị bong trong quá trình mài nhẵn 
mẫu cho thí nghiệm. 
2.3. Kết quả nghiên cứu 
Kết hợp phương pháp hòa tan - đông khô và ép 
nóng, nhóm tác giả đã tạo được các mẫu có chất 
lượng cao, thỏa mãn các yêu cầu cho việc tiến hành 
thực nghiệm đo sóng trong điều kiện nhiệt độ, áp 
suất cao. Cụ thể là mẫu hình trụ có kích thước 
khoảng 2mm đường kính; chiều cao từ 1,5 đến 
2mm; kích thước hạt nhỏ hơn 20μm. Các thí 
nghiệm đã chỉ ra rằng, nhiệt độ, áp suất và thời 
gian là ba yếu tố kiểm soát sự thành công của quá 
trình ép nóng. Nếu quá trình ép nóng được chia 
làm hai giai đoạn, giai đoạn đầu nhiệt độ thấp để 
khuyến khích nảy sinh nhiều mầm tinh thể 
(nucleation) sau đó mới tăng nhiệt độ để các mầm 
phát triển, thì kết quả làm tăng mật độ của mẫu lên 
đáng kể trong khi kích thước hạt không tăng nhiều. 
Tuy nhiên, nếu thực hiện theo quá trình này thì 
nhiều vết nứt xuất hiện dọc theo ranh giới giữa các 
hạt, không thích hợp cho việc đo sóng siêu âm. Do 
đó, tác giả đã chọn chu trình nén nóng (hot-
pressing) theo kiểu một giai đoạn. Kết quả là hạt to 
hơn, nhưng vẫn trong giá trị chấp nhận được, 
không có vi nứt, độ rỗng thấp. Chu trình cho 
clinohumit là 24giờ, với áp suất là 3,3 GPa và nhiệt 
độ là 800°C, cho pha A là 24giờ, áp suất là 6 GPa 
và nhiệt độ là 700°C 
3. Kết luận 
Việc tạo mẫu thành công có ý nghĩa quan trọng, 
đáp ứng các yêu cầu cho bước tiếp theo là đo sóng 
siêu âm trong điều kiện nhiệt độ và áp suất cao. 
Các nghiên cứu này mở ra một phương hướng 
nghiên cứu mới về thành phần, cấu trúc sâu của trái 
đất. Kết quả của thí nghiệm cũng chứng tỏ sự phối 
hợp không thể tách rời giữa các ngành khoa học 
khác nhau như địa hóa, thạch học, tinh thể, địa vật 
lý, địa chất trong việc nghiên cứu Trái Đất. 
 Ở Việt Nam, bao xung quanh là các đới hút 
chìm Philippin, Indonesia, đới đụng độ Hymalaya, 
nơi thành tạo các đới sinh khoáng phong phú và 
cũng là nguồn phát sinh các tai biến động đất. Việc 
tăng cường hiệu quả của phương pháp nghiên cứu 
đo sóng siêu âm trong điều kiện nhiệt độ và áp suất 
cao có thể đóng góp cho việc nghiên cứu các cấu 
trúc này . 
TÀI LIỆU DẪN 
[1] Bell, D. R. and Rossman, G. R., 1992: 
Water in the Earth's mantle: the role of nominally 
anhydrous minerals. Science 255: 1391-1397. 
[2] Birch F., 1960: The velocity of 
Compressional Waves in Rocks to 10 kilobars, part 
1. Journal of Geophysical Research 65 (4): 
1083-1102. 
[3] Bose K. and Ganguly, J., 1995: 
Experimental and theoretical studies of the 
stabilities of talc, antigorite and phase A at high 
pressures with applications to subduction 
processes. Earth and Planetary Science Letters 
136(3-4): 109-121. 
[4] Davies, J. H. and Stevenson D. J., 1992: 
Physical model of source region of subduction 
zone volcanics. Journal of Geophysical Research 
97: 2037-2070. 
[5] Fockenberg, T., 1998: An experimental 
study of the pressure-temperature stability of 
MgMgAl-pumpellyite in the system MgO-Al2O3-
SiO2-H2O. American Mineralogist 83: 220-227. 
[6] Iwamori, H. and Zhao, D., 2000: Melting 
and seismic structure beneath the northeast 
Japan arc. Geophysical Research Letters 27(3): 
425-428. 
[7] Jacobsen, S. D., Jiang, F., Mao, Z., Duffy, 
T. S., Smyth, J. R., Holl, C. M., Frost, D. J., 2008: 
"Effects of hydration on the elastic properties of 
olivine." Geophysical Research Letters 35: 
doi:10.1029/2008GL034398. 
[8] Jacobsen, S. D. and Van der Lee, S., 2006: 
Earth's Deep Water Cycle. American Geophysical 
Union, Washington D.C. 
[9] Kawamoto, T. and Holloway, J. R., 1997: 
Melting temperature and partial melt chemistry of 
H2O -saturated mantle peridotite to 11 gigapascals. 
Science 276: 240-243. 
[10] Kawamoto, T., Hervig, R. L. and 
Holloway, J. R., 1996: Experimental evidence for a 
hydrous transition zone in the early Earth's mantle. 
Earth and Planetary Science Letters 142: 587-592. 
[11] Khodyrev, O. V., Agoshkov, V. M., 
Slutskiy, A. B., 1992: The system peridotite- 
 199
aqueous fluid at the upper mantle parameters. 
Trans. USSR Acad. Sci.: Earth Sci. Sect. 312: 
255-258. 
[12] Liebermann, R. C., Ringwood, A. E., 
Mayson D.J., Major A., 1974: Hotpressing of 
polycrystalline aggregates at very high pressure for 
ultrasonic measurements. Proceedings of the 4th 
International Conference on High Pressure 
(Kyoto): 495-502. 
[13] Maruyama, S. and Okamoto, K., 2007: 
Water transportation from the subducting slab into 
mantle transition zone. Gondwana Research 11: 
148-165. 
[14] Mason, W.P. and McSkimin, H.J., 1947: 
Attenuation and scattering of high frequency sound 
waves in metals and glasses. Journal of the 
Acoustical Society of America 19: 464-473. 
[15] Massone, H. J. and Schreyer, W., 1989: 
Stability field of the high-pressure assemblage 
talc+phengite and two new phengite barometers. 
European Journal of Mineralogy 1: 391-410. 
[16] Peacock, S. M., 1990: Fluid processes in 
subduction zones. Science 248: 329-337 
[17] Phan, T. H., and Ulmer, P., 2006: 
Fabrication of dense forsterite, clinohumite and 
phase A aggregates for ultrasonic wave propagation 
measurement. Extended abstract, EMPG XI, Bristol. 
[18] Roth, E., Wiens, D., Dorman, L., 
Hildebrand, J., Webb, S., 1999: Seismic 
attenuation tomography of the Tonga-Fiji region 
using phase pair methods. Journal of Geophysical 
Research 104 (B3): 4795-4809. 
[19] Sato, H., 1992: Thermal structure of the 
mantle wedge beneath north-eastern Japan: 
Magmatism in an island arc from the combined 
data of seismic anelasticity and velocity and heat 
flow. Journal of Volcanology and Geothermal 
Research 51(3): 237-252. 
[20] Schmidt, M. W., 1996: Experimental 
constraints on recycling of potassium from 
subducted oceanic crust." Science 272: 1927-1930. 
[21] Stalder, R. and Ulmer, P., 2001: Phase 
relations in the MSH-system between 5 and 14 
GPa - Significance of clinohumite and phase E as 
water carriers. Contributions to Mineralogy and 
Petrology 140: 670-679. 
[22] Tatsumi, Y., 1986: Origin of subduction 
zone magmas based on experimental petrology. In 
Physics and Chemistry of Magmas (eds. L. 
Perchuk and I. Kushiro), Springer, 268-301. 
[23] Thompson, A. B., 1992: Water in the 
Earth's upper mantle." Nature 358: 295-302. 
[24] Tu, L. Y., Brennan J.N., Sauer J. A., 1955 : 
Dispersion of ultrasonic pulse velocity in 
cylindrical rods." Journal of the Acoustical Society 
of America 27: 550. 
[25] Ulmer, P. and Trommsdorff, V., 1999: 
Phase relation of hydrous mantle subducting to 300 
km. In: Fei Y., Bertka, C. M. & Mysen, B. (Eds): 
Mantle petrology: Field observations and high-
pressure experimentation. Special Publication in 
honor of Francis R. Boyd. Geochemical Society 
Special Publication: 259-281. 
[26] Van der Lee, S. and James, P. S. D., 2001: 
Upper mantle S velocity structure of central and 
western South America. Journal of Geophysical 
Research 106(B12): 30821-30834. 
[27] Yamamoto, K. and Akimoto, S., 1977: The 
system MgO-SiO2-H2O at high pressures and 
temperatures; stability field for hydroxyl-
chondrodite, hydroxyl-clinohumite and 10 Å-
phase. American Journal of Science 277: 288-312. 
[28] Zhao, D., Maruyama, S., Omri, S., 2007: 
Mantle dynamic of Western Pacific and East Asia: 
Insight from seismic tomography and mineral 
physics. Gondwana Research 11: 120-131. 
SUMMARY 
Measurement elastic velocity of hydrous phases at high P-T of subduction slab by multi-anvil apparatus 
The relationship between seismic wave propagation velocities and water content of hydrous rock has been identified 
by a study at Swiss Federal Institute of Technology Zurich (ETHZ). As a result, the Earth’s deep structure can be studied 
by combination of seismic tomography and petrological experiment. The result was achieved by applying ultrasonic 
techniques under ultra high temperature - pressure condition in multi-anvil apparatus. In this paper, the study is 
presented including the selection of represented samples, an important requirements for hydrous samples and their 
synthesis method that assure the sample quality suitable for the measurement of elastic velocity in condition 
corresponding with high P-T in subduction slab.