利用地震各向異性方法研究地幔底部的形變特征＊

Andy Nowacki，James Wookey，J－Michael Kendall

（Department of Earth Sciences，University of Bristol，Wills Memorial Building，Queen’s Road，Bristol，BS8 1RJ，UK）

利用地震各向異性方法研究地幔底部的形變特征＊

Andy Nowacki，James Wookey，J－Michael Kendall

（Department of Earth Sciences，University of Bristol，Wills Memorial Building，Queen’s Road，Bristol，BS8 1RJ，UK）

地震波在穿過地幔底部（即D″層）時表現(xiàn)出很明顯的各向異性特征（地震波速度隨著方位角變化而變化）[15]。D″層各向異性的形成機制一般認(rèn)為是由D″層的主要相變礦物MgSiO3－post－perovskite（ppv），由于形變導(dǎo)致晶體的晶格定向排列引起的。如果這種解釋機制正確的話，那么先前從單個方向測量D″層的各向異性來推斷ppv晶體的滑動機制就是不充分的，因為ppv晶體是正交晶系。我們根據(jù)美洲北部和中部地區(qū)在核－幔邊界處仍殘留著俯沖海洋板塊的殘片[6]的構(gòu)造特點，挑選了穿過D″層的淺震和深震，來增加射線在D″層的方位覆蓋，處理得到美洲北部和中部D″層的各向異性。我們分別處理了穿過3個研究區(qū)的D″層的700多個剪切波波形數(shù)據(jù)，每一次同時處理來自兩個不同方位的震相，研究發(fā)現(xiàn)，先前假設(shè)的垂直對稱軸的橫向各向同性（波速不隨方位的變化而變化）[23，7]機制是不可能的，需要引入更復(fù)雜的機制。我們將MgSiO3－ppv多種形變機制和觀測結(jié)果進(jìn)行對比，發(fā)現(xiàn)在（001）面上的剪切與觀測到的數(shù)據(jù)和俯沖帶的核－幔邊界處剪切形變的預(yù)期結(jié)果相吻合。利用新的地幔流動模型及改善后的ppv滑移系的實驗觀測確定方法，我們可以對核－幔邊界的形變特征進(jìn)行成像，將D″層中的動力過程（比如，地幔柱的形成）與地幔的其他部位聯(lián)系起來。

由于南美洲經(jīng)常有深震發(fā)生[2－4，7－9]，在北美洲又有很多地震臺站接收，因此對加勒比海（Caribbean）地區(qū)的D″層各向異性有很多研究成果，結(jié)果表明，有近1%的剪切波各向異性。這些研究大部分是在垂直對稱軸的橫向各向同性的介質(zhì)（vertical transverse isotropy，VTI）的假定之下，比較水平偏振的SH波和垂直偏振的SV波波速比，VTI介質(zhì)是一種僅當(dāng)VS傳播方向偏離與對稱軸垂直的情況下波速發(fā)生變化的各向異性介質(zhì)。在VTI介質(zhì)假定下，SH波與SV波偏振夾角應(yīng)該相差±90°（圖1c）。這種方法對當(dāng)穿過D″只有一個方位的射線分布時是有局限性的：即不能辨別出垂直對稱軸的橫向各向同性體和傾斜對稱軸的橫向各向同性體，因為當(dāng)橫向各向同性體的對稱軸朝著接收臺站方向傾斜時地震波波速就不會發(fā)生變化?；谶@種情況，我們采用在D″層內(nèi)相交射線對上面的方法進(jìn)行改進(jìn)，但是這種方法依賴于準(zhǔn)確的源和接收端的幾何形態(tài)，而在北美洲僅利用深震事件是不大可能的。因此本文加入了加勒比海地區(qū)淺震的研究，以減小各向異性對稱的影響。

我們采用了Wookey和Kendall[10]及Wookey等[11]介紹的方法，利用S（直達(dá)波）和ScS（核－幔邊界反射波）震相分裂參數(shù)的差異來研究D″層各向異性。這兩種震相穿過上地幔的射線路徑相同，但只有ScS穿過D″層（圖1a）。假設(shè)下地幔絕大部分是相對各向同性的[12]，那么通過去除上地幔的分裂參數(shù)就可以直接獲取僅在D″層的各向異性分裂參數(shù)（見補充說明）。在美洲南部和中部、夏威夷、太平洋隆起東部和大西洋洋中脊發(fā)生的地震，由北美洲的地震臺站接收，射線路徑在北美洲南部和加勒比海地區(qū)下方的D″層有密集的交叉射線覆蓋（圖1b）。射線覆蓋了3個不同地區(qū)（圖2），每個地區(qū)沿著兩個不同的方位角。其中加勒比海（區(qū)域“S”）已經(jīng)有了很多研究成果[1，4，8]，但美國的東北（“E”）和南西（“W”）仍未被研究。

圖2給出了3個地區(qū)沿著每一方位的剪切波分裂疊加的結(jié)果（數(shù)據(jù)見補充表格3）。我們針對延遲時間（δt）和快波偏振（φ′，圖1c）來對研究結(jié)果進(jìn)行討論。觀測主要結(jié)果為D″層的各向異性度在0.8%～1.5%之間（假設(shè)單一D″層的厚度為250 km）。來自南美洲的深震（大約有200多個），穿過北南（區(qū)域“S”）和東南－西北（區(qū)域“E”）方向的射線剪切波分裂延遲時間δt＝（1.45＋0.55）s，這說明了剪切波的各向異性度大約為0.8%，快波方向與核－幔邊界（φ′≈90°）幾乎平行。這個結(jié)果與先前研究來自相似方位角的剪切波的分裂結(jié)果相一致，包括φ′的一些微小變化，其中最大值為＋15°[4，8]。這種變化可能是研究區(qū)內(nèi)D″層介質(zhì)幾乎為垂直對稱的橫向各向同性引起的，詳細(xì)結(jié)果見補充圖件1和11。與此相反的是，穿過加勒比海的北南向射線，觀測到很明顯的傾斜現(xiàn)象，快波方向至少偏離核－幔邊界的平行方向40°（區(qū)域“S”，δt＝1.68 s，φ′≈－42°；區(qū)域“E”：δt＝1.28 s，φ′≈45°）。在區(qū)域“W”里，每個方位的剪切波結(jié)果都顯示φ′偏移D″層水平方向大約10°～15°，δt≈1.2 s。因此，我們的結(jié)果沒有發(fā)現(xiàn)垂直對稱的橫向各向同性介質(zhì)的特征，因為在每個地區(qū)的兩個方位結(jié)果中，我們沒有發(fā)現(xiàn)在誤差范圍內(nèi)的φ′＝±90°的結(jié)果。

D″層各向異性的形成機制一般認(rèn)為是由各向異性礦物（如核－幔邊界的（Mg，F(xiàn)e）O、MgSiO3鈣鈦礦和MgSiO3后鈣鈦礦）的晶格定向排列（lattice－preferred orientation，LPO）形成的。這種機制產(chǎn)生的各向異性可能要比低對稱性的傾斜的橫向各向同性體要復(fù)雜得多，但與我們采用來自兩個方位的剪切波的處理結(jié)果相符。我們傾向于用ppv而不是其他的相變礦物，形成晶格定向排列來解釋我們觀測到的各向異性結(jié)果，因為在北美洲地幔底部的高速異常區(qū)可能大量富集著ppv礦物，而且它具有相對較強的各向異性。（Mg，F(xiàn)e）O和鈣鈦礦對D″層的各向異性貢獻(xiàn)似乎比較小，因為（Mg，F(xiàn)e）O也同樣富集在D″層上部的下地幔[12]，并表現(xiàn)出各向同性特點，而且鈣鈦礦是下地幔的主要相變礦物。盡管（Mg，F(xiàn)e）O可以有很強的各向異性，并且從力學(xué)上比ppv相對較弱[1315]，從而易于發(fā)生強變形和完全排列，但由于ppv也是一種高強度的各向異性，而且是最富集的相變礦物，因此很小程度的ppv線性排列形成的各向異性強度相當(dāng)于（Mg，F(xiàn)e）O更大程度的線性排列。因此，ppv晶格定向排列是我們更傾向的解釋各向異性的礦物學(xué)機制。

多種不同機制可能用來解釋ppv因位錯蠕動產(chǎn)生的晶格定向排列：[110]（110）滑移系[16，18]和[100]（010）滑移系[19，21]已經(jīng)從實驗和理論研究中得到證實。近期的實驗[22]研究也表明，[100]（001）滑移系的存在也是可能的，因為它與下地幔底部一階各向異性特征最為一致[2326]。

如果我們假設(shè)D″層各向異性大部分是由ppv礦物晶格定向排列形成的話，那么我們的結(jié)果就可以區(qū)分這些可能形成各向異性的機制，而且我們可以從我們得到的D″層各向異性結(jié)果精確地預(yù)測出地幔流動?，F(xiàn)今，地幔形變模型仍處于初期研究階段，但是我們可以從俯沖帶大規(guī)模的伸展趨勢和全球VS速度模型推測得到。我們計算了與我們觀察結(jié)果相符的ppv礦物3個滑移系的剪切面方向和滑動方向。[110]（110）和[001]（001）滑移系的彈性參數(shù)是通過形變實驗[17，20]得到的，同時我們利用第一準(zhǔn)則計算得到單晶彈性參數(shù)來研究[100]（001）滑移系[23，25]。圖3顯示了剪切面和滑動方向。同時我們也計算了鈣鈦礦和Mg O剪切面方向（補充材料圖11）。

現(xiàn)今在不同的ppv初始彈性參數(shù)之間仍有一些爭議[23，27]。為了與實驗研究保持一致，我們采用Stackhouse等[23]的結(jié)果。另外一個不確定因素是，在做巖石變形實驗時，我們給定的條件與真實地幔底部的條件是有差異的[1617，20，22]。

為了理解我們得到的結(jié)果，我們大量地類比了有限形變和在洋中脊下方主動上涌的橄欖巖的LPO的形成條件。模型說明了在靠近上涌的近中心地區(qū)的最大形變的延伸方向偏離中心上涌方向，但是隨著遠(yuǎn)離洋中脊形變方向就變得近乎水平[28]。這種特征與在下降區(qū)的下地幔對流模型相似，表現(xiàn)出形變方向朝著下降中心傾斜[29]。區(qū)域“E”和“S”位于Farallon板塊[6，30]下降的中心地帶的兩邊（圖2和圖3），大致沿著西北－東南伸展，因此我們推測傾斜剪切面的滑動方向為東北－西南方向，與傾斜方向相反（區(qū)域“E”南西向傾斜，區(qū)域“S”東北向傾斜）。區(qū)域“W”遠(yuǎn)離板塊下降區(qū)，流動方向近似為水平，因此在水平剪切平面上表現(xiàn)出沿東北－西南方向滑動的趨勢。

這3個滑移系都可以用來解釋數(shù)據(jù)結(jié)果，其中由[100]（001）滑移系（圖3）得到的預(yù)測結(jié)果最符合上述的標(biāo)準(zhǔn)。[110]（110）滑移系是最不可能的，因為它需要在遠(yuǎn)離下降區(qū)的地方（區(qū)域“W”）有復(fù)雜的流動，但這個區(qū)域一般被預(yù)測為是作簡單水平流動。現(xiàn)在我們還不能完全地得到[100]（010）滑移系的結(jié)果；在這個區(qū)域需要更多的準(zhǔn)確的流動模型才能徹底解決這個問題。

用鈣鈦礦和MgO預(yù)測的滑移系（見補充材料圖件12）似乎不大可能，尤其是當(dāng)測定的分裂參數(shù)很高的時候。比如，在區(qū)域“S”的D″層，鈣鈦礦（與ppv不能共存）的存在不能用來解釋強各向異性，而且MgO的剪切面和滑動方向都是非常不合理的。

D″層的各向異性也有可能是由于性質(zhì)不同的大小小于一個波長的材料的形狀優(yōu)選排列形成的。這有可能形成傾斜的橫向各向同性的特征[2]，如果這樣的話，我們觀察的結(jié)果就可以得到解釋。在這種情況下，我們可以根據(jù)兩個不同的方位角和φ′來尋找與旋轉(zhuǎn)對稱軸垂直的共同剪切面，從而理解我們得到結(jié)果。補充材料圖件2顯示了這些平面。

在每個研究區(qū)，傾斜的橫向各向同性體的傾斜方式與[100]（010）滑移系模型近乎類似，在區(qū)域“W”、“S”和“E”的西南、東南和南部地區(qū)分別各自相差26°～52°（補充圖件2）。但在滑動方向上沒有約束，尤其在“S”區(qū)和“E”區(qū)傾角大約為50°，很難將橫向各向同性的平面與根據(jù)VS速度來推測形變平面聯(lián)系起來，而且形變模型暗示了在這樣的俯沖板片上形變方向相互平行是不可能的。由于這個原因，再加上后鈣鈦礦相變相可以用來解釋其他地區(qū)D″層的性質(zhì)[25]，現(xiàn)今我們趨向于礦物學(xué)的解釋，在所有對ppv形成機制的實驗在一定程度上都與我們的結(jié)果相吻合，但[100]（001）滑移系與我們的觀測結(jié)果最為一致。

圖1 源和接收幾何形態(tài)及φ′示意圖。（a）地球切片，顯示S、ScS和SKS震相的射線路徑。黑點表示上地幔各向異性層，灰色表示D″層的各向異性層，S波在D″層發(fā)生轉(zhuǎn)換。（b）三角形表示地震臺站，黃色圓圈表示地震，黑色線條表示射線路徑，藍(lán)色線條表示射線在250 km厚的D″層內(nèi)部傳播的部分。黑色線段表示源端剪切波分裂參數(shù)（線段長度表示延遲時間，方向表示快波偏振方向，最大延遲時間為2.4 s）。我們發(fā)現(xiàn)在板塊邊界淺震上方上地幔的剪切波分裂偏振方向與板塊伸展方向（太平洋隆起東部和大西洋中脊）或俯沖帶海溝方向（中美洲）幾乎平行。（c）地理坐標(biāo)參考系（φ）和射線坐標(biāo)參考系（φ′）的關(guān)系。由于ScS震相穿過D″層時是近水平的，我們定義φ′＝后方位角－φ，表示偏離快剪切波垂直極化方向的程度。在橫向各向異性介質(zhì)中，φ′＝±90°與垂直對稱軸的橫向各向同性體相一致，當(dāng)－90°＜φ′＜90°時意味著橫向各向同性體的對稱軸發(fā)生傾斜。這也可以理解為垂直于對稱軸的平面相對水平面發(fā)生傾斜，傾斜角度為（90－φ′）°

圖2 3個研究區(qū)內(nèi)多方位角的剪切波的分裂參數(shù)疊加的結(jié)果圖?；疑€條表示ScS穿過D″層的被用來疊加的射線路徑；帶箭頭的黑色線段表示穿過D″層平均射線路徑的疊加結(jié)果，箭頭表示傳播方向；疊加之后的各向異性繪于傳播路徑的起始端（即內(nèi)含有黑色線段的白色圓圈），角度代表φ′，長度代表延遲時間。彩圖表示S20RTS模型與PREM模型在2 750 km（大約在核－幔邊界上方150 km）深度處V S速度的差異結(jié)果。紅色線條X—X′是圖3a剖面的位置。陰影地區(qū)為Farallon板塊在2 500 km的大致走向[6]。3個研究區(qū)（“S”、“W”、“E”）用圓圈表示。補充材料圖2表示ScS震相在有限頻帶內(nèi)對D″層的敏感度

圖3 穿過研究區(qū)的剖面和與ppv滑移系相符合的剪切平面示意圖。（a）通過S20RTS的V S速度模型得到穿過研究區(qū)的速度剖面圖，圖2表示出剖面的位置。圖中畫出了區(qū)域“W”、“S”和“E”在D″層可能存在的位置。與圖2一樣，不同顏色表示V S的速度大小?！癋S”表示由V S高速區(qū)推斷的Farallon板塊滯留的位置。（b）～（j），表示與實際觀測D″層的各向異性結(jié)果相符的可能的彈性模型的方向。顯示沿著可能存在的剪切平面的徑向方向（垂向）往地球看的上半球的等面積投影，彩色線條表示可能存在的剪切面，黑點表示ppv滑移系的滑動方向。剪切面的顏色是根據(jù)任意給定的色標(biāo)來表示要得到這樣的剪切面所需要的應(yīng)力大小。在每個研究區(qū)都測試了這3種滑移系產(chǎn)生機制[110]（110）（b）～（d）、[100]（010）（e）～（g）和[100]（001）（h）～（i）（從左邊到右邊分別為“W”、“S”和“E”）。向上為北。一般情況有兩組平面，因為兩個方位角不足以在正交晶系模型中唯一地確定一個平面

在利用D″層的各向異性來探究地幔底部的形變特征方面，我們?nèi)〉昧艘恍┯幸饬x的進(jìn)展。盡管現(xiàn)今還沒形成詳細(xì)的地幔流動模型，而且在地幔底部滑動平面傾斜和滑動方向上仍存在著很大的疑問，但如果假設(shè)D″層的各向異性是由ppv礦物的晶格定向排列形成的，我們?nèi)钥梢詮闹型茰y哪種滑移系主導(dǎo)著LPO。隨著更多可靠數(shù)據(jù)的出現(xiàn)，我們希望在一些研究比較成熟的區(qū)域能得到可信任的結(jié)果，而且隨著數(shù)值模擬和巖石實驗進(jìn)一步揭示得到D″層形變礦物的形變機制，我們通過地震各向異性所得到的結(jié)果將對核－幔邊界的動力學(xué)成因有很大的幫助。

方法概述

我們利用美洲北部和中部的500個地震臺接收到的S和ScS震相，計算兩種震相的剪切波分裂參數(shù)的差異，選取了震級MW≥5.7和震中距在55°～82°之間的地震（見補充表格3）。地震數(shù)據(jù)經(jīng)過0.001～0.3 Hz的濾波來除去噪聲。我們使用最小特征值法計算得到剪切波分裂參數(shù)（見補充圖件3）。我們在已經(jīng)發(fā)表的SKS（核幔邊界的轉(zhuǎn)換波，穿過整個地幔）結(jié)果中，選取了分裂參數(shù)隨后方位角變化很小的臺站[3132]，以此符合簡單上地幔模型，來校正臺站下方上地幔的各向異性，同時我們使用的S－ScS震相與SKS震相有相似的后方位角（圖1b；見補充表格3）。ScS震相的分裂參數(shù)經(jīng)SKS震相和S震相校正后，就可以直接反映D″層的各向異性。

通過以下比較來確認(rèn)我們得到的分裂參數(shù)表征的是D″層的各向異性：（1）深震S震相得到的分裂參數(shù)與SKS分裂參數(shù)的比較；（2）源端的各向異性與用SKS分裂得到源端的各向異性的比較；（3）S震相的初始極化方向分析與通過Global CMT預(yù)測得到的極化方向比較（http：∥www.globalcmt.org／）；（4）在對SKS震相校正和接收端的隨機誤差校正時，處理方法要保持一致；（5）不管深震還是淺震，φ′和δt要沿著相同的射線路徑，通過校正δt來消除上地幔的影響（詳細(xì)過程見在線方法和補充圖件5～9）。

在每個ppv的滑移系中，剪切面的方向和滑動方向是通過網(wǎng)格搜索彈性參數(shù)得到的（沿3個主軸旋轉(zhuǎn)）[16，20，25]。計算得到剪切波參數(shù)，畫出與實際觀測結(jié)果最符合的方向。通過線性偏離各向同性體的物性參數(shù)與實際觀測結(jié)果進(jìn)行擬合，圖3b～圖3j通過色標(biāo)來表示線性偏移程度，用以定性地表示形變。

（注：方法詳述、相關(guān)參考文獻(xiàn)及補充圖表可以通過此文的在線版獲取，網(wǎng)址：http：∥www.nature.com／nature／journal／v467／n7319／abs／nature09507.html）

譯自：Nature，28 October 2010，Vol.467：1091－1094

原題：Deformation of the lowermost mantle from seismic anisotropy

（中國地震局地球物理研究所 吳萍萍 譯；魯來玉 校）

（譯者電子郵箱，吳萍萍：ppwu1988＠yahoo.cn）

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A；

10.3969／j.issn.0235－4975.2012.05.003

2012－01－09。