基于三重震相方法探測日本海俯沖區(qū)地幔轉(zhuǎn)換帶的速度結(jié)構(gòu)*

崔輝輝　周元澤,*

1) 中國北京100049中國科學(xué)院計(jì)算地球動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室2) 中國北京100049中國科學(xué)院大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院

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基于三重震相方法探測日本海俯沖區(qū)地幔轉(zhuǎn)換帶的速度結(jié)構(gòu)*

崔輝輝1,2)周元澤1,2),*

1) 中國北京100049中國科學(xué)院計(jì)算地球動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室2) 中國北京100049中國科學(xué)院大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院

本文基于中國數(shù)字地震臺網(wǎng)記錄的發(fā)生于日本北海道地區(qū)的一次中源地震的三重震相資料研究了日本海俯沖區(qū)地幔轉(zhuǎn)換帶的速度結(jié)構(gòu)． 結(jié)果表明，該區(qū)域P波速度結(jié)構(gòu)與S波速度結(jié)構(gòu)的一致性整體上較強(qiáng)． 冷的西太平洋俯沖板塊導(dǎo)致410 km間斷面出現(xiàn)了10 km的抬升，660 km間斷面出現(xiàn)了25 km的下沉； 410 km和660 km間斷面之上均存在與俯沖板塊相關(guān)的高速層； 660 km間斷面下方存在厚度為65 km的低速異常． 縱橫波波速比vP/vS值在210—400 km深度范圍內(nèi)偏低，約為1.827，體現(xiàn)出海洋板塊低泊松比的特征； 在560—685 km深度范圍內(nèi)，該值偏高，約為1.831，可能預(yù)示地幔轉(zhuǎn)換帶底部含有一定量的水．

三重震相地幔轉(zhuǎn)換帶日本海俯沖區(qū)波形擬合

引言

410 km和660 km地幔間斷面(以下簡稱410和660)是地幔轉(zhuǎn)換帶的上下界面，分別區(qū)隔了上、下地幔，其存在形態(tài)和性質(zhì)研究對于理解地球內(nèi)部物質(zhì)運(yùn)移具有重要意義． 一般認(rèn)為，410是橄欖石到瓦茲利石(α→β)的相變面，660則是林伍德石到鈣鈦礦和鎂方鐵礦(γ→pv+mw)的相變面(如, Ringwood, 1991; Lietal, 2000)． 410和660的相變深度對溫度變化敏感(Collieretal, 2001)，例如，在冷俯沖板塊區(qū)域，相變深度分別變淺和加深，地幔轉(zhuǎn)換帶的厚度隨之增大(Bina, Helffrich, 1994; Niuetal, 2005)； 在洋中脊或熱點(diǎn)區(qū)域，相變深度分別加深和變淺，地幔轉(zhuǎn)換帶的厚度隨之減小(Deuss, 2007)． 此外，地幔礦物中鋁、鐵成分以及水的介入會改變間斷面附近的速度結(jié)構(gòu)和密度分布(Weidner, Wang, 1998; Deonetal, 2011)．

作為西北太平洋地區(qū)典型的洋陸俯沖區(qū)，日本海俯沖區(qū)是研究受俯沖影響的地幔物質(zhì)組成及速度結(jié)構(gòu)的天然實(shí)驗(yàn)室． 地震層析成像結(jié)果(如, Huang, Zhao, 2006; Fukao, Obayashi, 2013)顯示西太平洋板塊在日本海溝—日本海西緣呈西向俯沖的特征，而在朝鮮半島、中國東北等地區(qū)近水平停滯于地幔轉(zhuǎn)換帶底部而形成滯留板塊(Huang, Zhao, 2006; Fukaoetal, 2009)． 冷俯沖板塊的存在影響了日本海俯沖區(qū)周邊區(qū)域410和660的形態(tài)特征． 接收函數(shù)研究結(jié)果顯示： 在日本列島地區(qū)410出現(xiàn)窄的抬升(10—30 km)，而660出現(xiàn)寬的下沉(20—50 km)(如, Tonegawaetal, 2005; Niuetal, 2005); 在中國東部和朝鮮半島地區(qū)410和660的變化幅度稍小(Gaoetal, 2010)； 在中國東北地區(qū)660下沉幅度達(dá)35 km(Li, Yuan, 2003)，局部存在可能與石榴子石相變相關(guān)的多重間斷面(Aietal, 2003)．

三重震相方法是探測地球內(nèi)部速度結(jié)構(gòu)的有力工具(Tajima, Grand, 1995)． 基于密集臺網(wǎng)的三重震相波形擬合能有效地揭示間斷面附近的精細(xì)結(jié)構(gòu)(如, Wangetal, 2006; Chuetal, 2012)． 利用P波和S波三重震相對東北亞地區(qū)地幔轉(zhuǎn)換帶速度結(jié)構(gòu)的研究，多數(shù)采用深源地震波形資料揭示該區(qū)域660的多樣性，即660出現(xiàn)了不同程度的下沉(15—70 km) (如, Tajima, Grand, 1995; Wangetal, 2006; Zhangetal, 2012)和梯度間斷面(30—70 km) (如, Wang, Niu, 2010; 葉玲玲, 李娟, 2012)等． 因此，利用中源地震的三重震相資料可同時(shí)約束410和660的形態(tài)特征，更好地揭示地幔轉(zhuǎn)換帶的速度結(jié)構(gòu)．

合適震級的地震可以提供相對簡單的震源時(shí)間函數(shù)，密集且相對均勻分布的地震臺能夠提供高質(zhì)量的地震波形資料． 本文基于中國數(shù)字地震臺網(wǎng)(China Digital Seismograph Network，簡寫為CDSN)記錄的日本北海道地區(qū)2011年10月21日發(fā)生的一次中源地震(Mb6.0)的寬頻帶波形資料(圖1)，利用P波和S波三重震相研究日本海俯沖區(qū)地幔轉(zhuǎn)換帶的速度結(jié)構(gòu)，并以此探討太平洋俯沖板塊對區(qū)域結(jié)構(gòu)的影響以及與板塊俯沖相關(guān)的地球動(dòng)力學(xué)過程．

圖1　本文所用地震位置和臺站分布圖

震源球標(biāo)出了2011年10月21日中源地震的震中位置，黑色和紅色三角形分別表示P波和S波三重震相所用臺站，黑色和紅色圓點(diǎn)分別為P波和S波射線拐點(diǎn)的地表投影； Ⅰ和Ⅱ?yàn)橐苑轿唤?5°為間隔所劃分的兩個(gè)子區(qū)域； 灰色線為板塊邊界(引自DeMetsetal, 1994)，黑色虛線為和達(dá)-貝尼奧夫帶等深線(引自Gudmundsson, Sambridge, 1998)

Fig.1Location of the earthquake and stations used in the study

The beach ball represents the epicentral location of the intermediate-depth earthquake on 21 October 2011. Black and red triangles denote the stations for the P- and S-wave triplications, respectively. Black and red dots are the surface projections of P and S-wave turning points, respectively. I and II label two sub-regions divided by the azimuthal interval of 15°. Gray lines indicate the plate boundaries (DeMetsetal, 1994). Contours shown in black dashed lines represent the Wadati-Benioff Zone (Gudmundsson, Sambridge, 1998)

1　數(shù)據(jù)和方法

1.1三重震相方法

在地震波傳播過程中，地震射線在地球內(nèi)部速度間斷面附近會出現(xiàn)三重震相現(xiàn)象． 本文基于IASP91模型(Kennett, Engdahl, 1991), 利用反射率法(Wang, 1999)計(jì)算了中源地震(震源深度為188.0 km)的射線路徑和理論地震圖，如圖2所示． 可以看到，地震波在向下傳播過程中會遇到410和660兩個(gè)速度間斷面，因此會出現(xiàn)雙三重震相現(xiàn)象，相應(yīng)的折合理論走時(shí)曲線呈“雙回折”形態(tài)． 以410附近的三重震相為例，AB震相的斜率對410之上的速度梯度變化敏感，CM則對410之下的速度梯度變化敏感； 在AB與CM震相交點(diǎn)O所對應(yīng)的震中距Δ=15.8°處，臺站所接收的410上方和410下方的回折波到時(shí)相同(圖2b)，交點(diǎn)O對應(yīng)的震中距對410深度的變化較為敏感． 三重震相的射線路徑差別主要集中在間斷面附近，其相對到時(shí)和波形振幅變化能有效地約束間斷面附近的速度結(jié)構(gòu)(葉玲玲, 李娟, 2012; 李國輝等, 2014)． 三重震相通過地震射線拐點(diǎn)的采樣可對地球深部速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行約束，采樣區(qū)域和拐點(diǎn)深度取決于震源深度和震中距的變化(Wang, Niu, 2010; 眭怡, 周元澤, 2015)． 由于實(shí)際資料中三重震相各分支的到時(shí)拾取較為困難，因此對觀測資料進(jìn)行波形擬合可有效地揭示地幔轉(zhuǎn)換帶的精細(xì)結(jié)構(gòu)(如, Wang, Chen, 2009; Lietal, 2013)．

圖2　中源地震P波三重震相原理圖(a) 三重震相射線路徑，包含了410上方的回折波(AB)、410之上的反射波(BC)、410下方的回折波(CD)、660之上的反射波(DE)和660下方的回折波(EF)； (b) 三重震相的折合走時(shí)及波形圖，圖中字母A--F，M，O和O′是對走時(shí)曲線的標(biāo)記, Δ表示震中距Fig.2　Schematic illustration of the P-wave triplication for an intermediate-depth earthquake(a) The ray paths for the triplication, including the turning wave above the 410 km discontinuity (hereafter as 410) (AB), the reflection on the 410 (BC), the turning wave below the 410 (CD), the reflection on the 660 km discontinuity (hereafter as 660) (DE) and the turning wave below the 660 (EF)； (b) The reduced travel times and synthetic waveforms for the triplication. The traveltime curves are marked with the symbols A--F, M, O and O′，and Δ represents epicentral distance

本文使用延時(shí)法(Buland, Chapman, 1983)計(jì)算理論走時(shí)曲線，并利用反射率法(Wang, 1999)合成理論地震圖； 基于多次正演試錯(cuò)測試，得到最適P波和S波速度模型，并通過縱橫波波速比推測影響地幔物質(zhì)組成和造成速度異常的因素．

1.2數(shù)據(jù)收集及處理

本文選取了中國數(shù)字地震臺網(wǎng)記錄的發(fā)生于日本北海道地區(qū)一次Mb6.0中源地震的寬頻帶波形資料，地震數(shù)據(jù)引自國家測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心(鄭秀芬等, 2009)． 該地震的震源參數(shù)引自國際地震中心目錄(International Seismological Centre, 2012)，具體列于表1； 合成波形所采用的震源機(jī)制解參數(shù)引自全球質(zhì)心矩張量解(global centroid-moment-tensor, 簡寫為GCMT) (Dziewonskietal, 1981; Ekstr?metal, 2012)．

震源深度的不確定性會影響三重震相的形態(tài)，因此需要對震源深度進(jìn)行重新定位． 本文從美國地震學(xué)研究聯(lián)合會(Incorporated Research Institutions for Seismology，簡寫為IRIS)數(shù)據(jù)管理中心下載了震中距處于30°—95°內(nèi)的14個(gè)臺網(wǎng)/臺陣的寬頻帶垂向分量波形數(shù)據(jù)，如全球地震臺網(wǎng)(Global Seismographic Network)、美國國家地震臺網(wǎng)(United States National Seismic Network)等，并從中挑選出69道信噪比較高的波形，如圖3a所示． 考慮到震源機(jī)制解(圖3b)會影響不同方位區(qū)域的P波初動(dòng)方向，在手動(dòng)讀取震相P和pP初至?xí)r將觀測波形(圖3c)與合成理論波形進(jìn)行了對比分析． 基于IASP91模型(Kennett, Engdahl, 1991)和CRUST2.0模型(Bassinetal, 2000)計(jì)算震相pP和P的理論到時(shí). 當(dāng)擾動(dòng)震源深度使pP-P的理論走時(shí)差與觀測走時(shí)差的均方根達(dá)到最小值(圖3d)時(shí)，經(jīng)重定位后的震源深度為188.0 km．

本文首先對中國數(shù)字地震臺網(wǎng)記錄的原始地震資料進(jìn)行去均值、去線性趨勢以及去儀器響應(yīng)處理，針對P波和S波分別采用0.05—1.0 Hz和0.02—0.5 Hz帶通濾波處理，最后將速度記錄通過矩形積分轉(zhuǎn)化為位移記錄． 考慮到區(qū)域速度結(jié)構(gòu)可能存在橫向變化，本文以15°方位角間隔將臺站劃分為I和II兩個(gè)子區(qū)域(圖1)，地震射線拐點(diǎn)的投影主要集中在日本海俯沖區(qū)且呈現(xiàn)與俯沖區(qū)近垂直分布的特征，射線拐點(diǎn)的深度范圍約為208—791 km，可較好地約束地幔轉(zhuǎn)換帶的速度結(jié)構(gòu)．

表1　地震事件震源參數(shù)表

*經(jīng)本文重定位的震源深度

圖3　地震事件震源深度重定位(a) 重定位所用臺站分布； (b) 震源球圖解(Dziewonski et al, 1981; Ekstr?m et al, 2012)；(c) 圖(a)中臺站所記錄到的觀測波形； (d) pP-P相對時(shí)差的殘差均方根隨震源擾動(dòng)深度的變化Fig.3　The focal depth relocation of the earthquake event(a) Distribution of the stations used in the relocation; (b) The focal mechanism (Dziewonski et al, 1981;Ekstr?m et al, 2012); (c) Observed waveforms of the stations in Fig.(a); (d) Root mean square of time residuals of pP-P relative intervals versus focal depth perturbation

2　結(jié)果

本文所用地震與410和660相關(guān)的雙三重震相出現(xiàn)在10°—30°震中距范圍內(nèi)，I和II子區(qū)域的P波、S波波形擬合如圖4和圖5所示． 從I和II子區(qū)域觀測P波資料(圖4a和4c)可以看出： 410附近的三重震相呈“窄AOC區(qū)”和“窄BOM區(qū)”的特征，即OA與OC震相、OB與OM震相之間的相對時(shí)差明顯變?。籄B震相的斜率在震中距處于15°—19.6°范圍內(nèi)時(shí)變大，且其終止震中距(尖端B，19.6°)大于IASP91模型的理論預(yù)測值(18.8°)，這表明410之上存在一高速層；OC與OA震相相對時(shí)差明顯變小，OC震相較預(yù)測震相提前，且兩震相交點(diǎn)O對應(yīng)的震中距(15.3°)小于預(yù)測震中距(15.8°)，這表明410出現(xiàn)了一定程度的上升． 由圖4a和4c還可看到： 660附近的三重震相則呈現(xiàn)“寬MO′E區(qū)”和“窄DO′F區(qū)”的特征，即O′M與O′E震相之間的相對時(shí)差變大，O′D與O′F震相之間的相對時(shí)差變小；MD震相的斜率在震中距處于23.0°—28.4°范圍內(nèi)時(shí)變大，且MD震相的終止震中距(尖端D，28.4°)大于理論預(yù)測值(26.3°)，這表明在660之上存在一高速層；O′M與O′E震相之間的相對時(shí)差變大，O′E震相的起始震中距(尖端E，18.4°)大于理論預(yù)測值(16.2°)，且兩震相交點(diǎn)O′對應(yīng)的震中距(23.4°)大于理論預(yù)測值(21.9°)，這表明660出現(xiàn)了一定程度的下沉．

通過波形擬合(圖4b和4d)獲得的區(qū)域P波最適速度模型JSP(Japan Sea P-wave model)(圖4e)顯示： 410之上存在厚度為85 km的高速層，高速異常最大值為1.1%； 410出現(xiàn)了10 km的小幅抬升，其附近的速度跳變?yōu)?.3%，小于IASP91模型的3.7%； 660之上存在厚度為125 km的高速層，高速異常最大值為1.5%； 660出現(xiàn)了25 km的下沉，其下方存在厚度為65 km的低速異常，速度減低約1.0%； 660附近的速度跳變?yōu)?.7%，小于IASP91模型的5.8%．

圖4?、窈廷蜃訁^(qū)域P波波形擬合 圖(a)和(b)分別為Ⅰ子區(qū)域觀測和合成P波波形圖，圖(c)和(d)分別為Ⅱ子區(qū)域觀測和合成P波波形圖，圖(e)為P波速度模型IASP91(黑線)和JSP(紅線)． 圖(b)和(d)中合成波形為基于JSP模型合成，圖(a)--(d)中黑色和紅色折合走時(shí)曲線分別由IASP91和JSP模型計(jì)算所得Fig.4　The P waveform fitting for sub-regions Ⅰand Ⅱ Figs.(a) and (b) show observed and synthetic P waveforms for the sub-region Ⅰ, respectively, and Figs.(c) and (d)show those for the sub-region Ⅱ, respectively. Fig.(e) shows the P-wave velocity models IASP91 (black line)and JSP (red line). Synthetic waveforms in (b) and (d) are calculated with the JSP model, and in (a)--(d), black and red reduced traveltime curves are calculated with the IASP91 and JSP models, respectively

需要指出的是，三重震相的一些變化特征可能與多個(gè)因素相關(guān)，因此，界定各因素的作用程度時(shí)需考慮與之相關(guān)的三重震相其它變化特征和多次的正演測試分析． 例如： 410上方存在的高速層和410的抬升均會影響OA與OC震相的相對時(shí)差(圖4a)； 相較該變化特征，AB震相的斜率及OB與OM震相的相對時(shí)差對410上方存在高速層這一因素更為敏感，AB與CM震相交點(diǎn)O所對應(yīng)的震中距對410抬升這一因素也更為敏感．

通過擬合觀測S波三重震相(圖5a--d)得到了區(qū)域S波最適速度模型JSS (Japan Sea S-wave model)(圖5e)，與JSP模型相比，二者的一致性整體上較強(qiáng)． JSS模型顯示： 410之上存在厚度為185 km的高速層，速度升高1.4%； 410出現(xiàn)了10 km的小幅抬升，其附近的速度跳變量為3.1%，小于IASP91模型的4.1%； 660之上存在厚度為125 km的高速層，高速異常最大值為1.0%； 660出現(xiàn)了25 km的下沉，其下方存在厚度為65 km的低速異常，速度減低約1.0%； 660附近的速度跳變?yōu)?.4%，小于IASP91模型的6.25%．

圖5　Ⅰ和Ⅱ子區(qū)域S波波形擬合 圖(a)和(b)分別為Ⅰ子區(qū)域觀測和合成S波波形圖，圖(c)和(d)分別為Ⅱ子區(qū)域觀測和合成S波波形圖，圖(e)為S波速度模型IASP91 (黑色線條) and JSS (紅色線條). 圖(b)和(d)中合成波形是由JSS模型合成，圖(a)--(d)中黑色和紅色折合走時(shí)曲線分別是由IASP91和JSS模型計(jì)算所得Fig.5　The S waveform fitting for sub-regions Ⅰand Ⅱ Figs.(a) and (b) show observed and synthetic S waveforms for the sub-region Ⅰ, respectively, and Figs.(c) and (d)show those for the sub-region Ⅱ, respectively. Fig.(e) shows the S-wave velocity models IASP91 (black line)and JSS (red line). Synthetic waveforms in (b) and (d) are calculated with the JSS model, and in (a)--(d), black and red reduced traveltime curves are calculated with the IASP91 and JSS model, respectively

通過區(qū)域最適P波和S波速度模型可得到縱橫波波速比vP/vS, 其結(jié)果顯示： 該值在210—400 km深度范圍內(nèi)偏低，約為1.827，小于IASP91模型對應(yīng)深度范圍內(nèi)的平均值1.844，平均降低約0.92%； 而在560—685 km深度范圍內(nèi)數(shù)值偏高，約為1.831，大于IASP91模型對應(yīng)深度范圍內(nèi)的平均值1.823，平均升高約0.44%．

3　討論與結(jié)論

3.1410附近的速度結(jié)構(gòu)

本文探測到日本海俯沖區(qū)410上方P波和S波均存在高速層，將410之上的P波和S波地震射線反射點(diǎn)分別投影至全球?qū)游龀上馪波速度模型GAP_P4(Obayashietal, 2013)和S波速度模型S40RTS(Ritsemaetal, 2011)不同深度的水平圖像，并對其分布進(jìn)行對比分析． 圖6a和6b分別給出了410之上的P波和S波射線的反射點(diǎn)分布，可以看到，P波和S波射線的反射點(diǎn)均位于地震波高速異常區(qū)，應(yīng)為西太平洋俯沖板塊． Wang (2014)關(guān)于vP和vP/vS聯(lián)合反演結(jié)果顯示，在日本東北地區(qū)，太平洋俯沖板塊為一高vP、高vS和低vP/vS的異常區(qū)； Xia等(2008)的獨(dú)立走時(shí)層析成像結(jié)果也顯示出太平洋俯沖板塊低泊松比的特征． 本文探測到在210—400 km深度范圍內(nèi)低vP/vS(約1.827)的特征，體現(xiàn)了海洋板塊低泊松比的特征，與層析成像反演結(jié)果相一致．

圖6　410和660之上的P波和S波反射點(diǎn)分布圖 圖(a)和(c)中黑色圓點(diǎn)分別為410和660之上的P波反射點(diǎn)，背景圖像分別為GAP_P4模型(Obayashi et al,2013)在400 km和685 km深度的水平圖像； 圖(b)和(d)中紅色圓點(diǎn)分別為410和660之上的S波反射點(diǎn)，背景圖像分別為S40RTS模型(Ritsema et al, 2011)在400 km和685 km深度的水平圖像Fig.6　The location of P- and S-wave reflected points on the 410 and 660 In Figs.(a) and (c), black dots are the P-wave reflected points on the 410 and 660, respectively; background images are the horizontal images from the GAP_P4 model (Obayashi et al, 2013) at the depth of 400 km and 685 km, respectively. In Figs.(b) and (d), red dots are the S-wave reflected points on the 410 and 660, respectively; background images are the horizontal images from the S40RTS model(Ritsema et al, 2011) at the depth of 400 km and 685 km, respectively

410附近的克拉伯龍(Clapeyron)斜率為2.7—2.9 MPa/K(Bina, Helffrich, 1994)，10 km的抬升則大概對應(yīng)于120—129 K的理論低溫異常． Kawakatsu和Yoshioka(2011)由數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)得到的日本海俯沖區(qū)溫度剖面顯示，在400 km深度處俯沖板塊內(nèi)部最冷處約為600 K，板塊周圍的地幔溫度約為1200 K，兩者溫差約為600 K． 本文所換算的地幔低溫異常小于數(shù)值模擬的實(shí)驗(yàn)結(jié)果，偏低的低溫異常值反映了冷俯沖板塊所導(dǎo)致的平均地幔低溫效應(yīng)．

部分研究顯示在西太平洋部分地區(qū)410上方存在低速層或低速異常體，例如黃海和中國東部地區(qū)(Revenaugh, Sipkin, 1994)、揚(yáng)子克拉通(李國輝等, 2014)、東海地區(qū)(眭怡, 周元澤, 2015)等，這可能與水及其它揮發(fā)分物質(zhì)的介入引起橄欖石出現(xiàn)部分熔融有關(guān)； 南千島地區(qū)(Wang, Chen, 2009)和日本本州地區(qū)(Obayashietal, 2006)的結(jié)果則顯示可能與俯沖板塊下方的下地幔上升熱源有關(guān)． 本文中410之上的地震射線拐點(diǎn)集中于太平洋俯沖板塊上(圖5a和5b)且410出現(xiàn)了10 km的抬升，這表明近冷俯沖板塊區(qū)域的地幔低溫效應(yīng)較為明顯，而遠(yuǎn)離俯沖板塊的區(qū)域由于受揮發(fā)分物質(zhì)介入或者熱物質(zhì)上涌的影響，410之上可能會出現(xiàn)低速層或低速異常體．

3.2660附近的速度結(jié)構(gòu)

本文研究結(jié)果顯示： 在560—685 km深度范圍內(nèi)存在高速層，P波和S波高速異常的最大值分別為1.5%和1.0%，660附近的地震射線反射點(diǎn)集中在日本海西緣、朝鮮半島北部以及中國東北等地區(qū)(圖6c和6d)； 太平洋俯沖板塊在此拐點(diǎn)集中區(qū)域由俯沖下降的形態(tài)過渡至近水平停滯于地幔轉(zhuǎn)換帶底部(Zhaoetal, 2007; Fukaoetal, 2009)． 本文探測到660之上的高速層厚度為125 km，明顯大于俯沖大洋板塊的厚度(76—77 km) (周春銀等, 2010)，這可能與俯沖或滯留板塊在地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)發(fā)生堆積和內(nèi)部變形的過程有關(guān)(Fukaoetal, 2009; Tangetal, 2014)．

660附近的克拉伯龍斜率為-2.8 MPa/K (Hirose, 2002)，25 km下沉所對應(yīng)的理論低溫異常約為313 K，大于410附近的低溫異常(120—129 K)，這可能是由于滯留板塊在地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)與周圍地幔的接觸面積較大所致．

本文所探測到的縱橫波波速比vP/vS在560—685 km深度范圍內(nèi)顯示為高值，約1.831． 由于S波波速較P波波速對水的介入更為敏感，水的存在可降低S波波速且使vP/vS值增大(Smythetal, 2004; Wang, Chen, 2009)． Jacobsen等(2004)的高溫高壓實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示，含水1.0wt%的Fo11林伍德石的vP/vS值為1.740±0.040，而不含水的Fo10林伍德石的vP/vS值為1.706±0.002． 假定vP/vS值與林伍德石中的含水量之間呈線性關(guān)系，則可推算在560—685 km深度附近地幔轉(zhuǎn)換帶約含水0.24wt%．

在660—750 km深度附近存在地震波低速異常，P波和S波波速均降低約1.0%． Zhao等(2007)的層析成像結(jié)果顯示，在太平洋板塊下方存在低速異常，并認(rèn)為這是由于受太平洋板塊俯沖以及部分板塊碎片崩塌進(jìn)入下地幔的影響，在板塊下方出現(xiàn)下地幔熱物質(zhì)上涌所致． 利用700 km深度附近的地幔熱膨脹系數(shù)?lnvP/?T=-0.28×10-4/K (Cammaranoetal, 2003)，低速異常區(qū)附近的高溫異常約為355 K． 此外，俯沖板塊可在下地幔頂部通過超水相B分解而釋放一定量的水(Ohtani, 2005)，俯沖或滯留板塊下方所釋放的水可壓入下地幔頂部(Fukaoetal, 2009)． 因此，本文推測660下方的低速異常可能與下地幔頂部的熱物質(zhì)上涌有關(guān)，俯沖板塊深脫水所產(chǎn)生的少量水可能對此低速異常也有所貢獻(xiàn)． 關(guān)于下地幔頂部低速異常的來源，尚需進(jìn)一步研究和探討．

中國地震局地球物理研究所國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心(doi: 10.7914/SN/CB)和美國地震學(xué)研究聯(lián)合會數(shù)據(jù)管理中心為本研究提供了地震波形數(shù)據(jù)，審稿人提出了寶貴的修改意見和建議，作者在此一并表示感謝．

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Detecting the structure of the mantle transition zone in Japan subduction zone from the waveform triplications

Cui Huihui1,2)Zhou Yuanze1,2),*

1)KeyLaboratoryofComputationalGeodynamics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100049,China2)CollegeofEarthScience,UniversityofChineseAcademyofSciences,Beijing100049,China

This paper applies the triplicated waveforms of an intermediate-depth earthquake at the Hokkaido of Japan, retrieved from the China Digital Seismograph Network, to mapping the structure of the mantle transition zone in Japan subduction zone. The results show that the P-wave velocity structure is consis-tent to S-wave velocity structure for the region as a whole. The cold subduction slab of the western Pacific Plate causes a 10 km uplift of the 410 km discontinuity and a 25 km depression of the 660 km discontinuity; atop the two discontinuities, there are high-velocity layers associated with the slab; below the 660 km discontinuity, there is a low-velocity anomaly with the thickness of 65 km. The seismic velocity ratio (vP/vS) shows a lower value (～1.827) zone at the depth range of 210—400 km, indicating the low Poisson’s ratio signature of the oceanic plate; and the velocity ratio shows a higher value (～1.831) zone at the depth range of 560—685 km, possibly implying the hydrous environment at the base of mantle transition zone.

waveform triplication; mantle transition zone; Japan subduction zone; waveform fitting

10.11939/jass.2016.05.001.

國家自然科學(xué)基金(41274092，41474070)資助.

2015-10-28收到初稿，2016-02-18決定采用修改稿.

e-mail: yzzhou@ucas.ac.cn，yzzhou@gmail.com

10.11939/jass.2016.05.001

P315.3+1

A

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