周鵬程 雷 軍,

(中國(guó)北京100871北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院)

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太平洋大型橫波低速帶東部邊界地幔最下部各向異性研究

(中國(guó)北京100871北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院)

針對(duì)太平洋大型橫波低速帶(Large Low Shear Velocity Province， 簡(jiǎn)寫(xiě)為L(zhǎng)LSVP)東部邊界的D″各向異性強(qiáng)度的問(wèn)題， 利用中美洲和南美洲部分臺(tái)站的地震記錄， 通過(guò)對(duì)SKS和SKKS震相進(jìn)行橫波分裂分析， 得到22個(gè)SKS-SKKS震相對(duì)的橫波分裂結(jié)果， 其中有6個(gè)震相對(duì)存在顯著差異． 對(duì)比分析震相對(duì)的橫波分裂結(jié)果差異， 可以保守地估計(jì)D″各向異性． 橫波分裂結(jié)果顯示, 地幔最下部存在各向異性; 對(duì)D″各向異性成因的分析結(jié)果認(rèn)為， 如果LLSVP邊界上的地幔最下部物質(zhì)存在變形以及內(nèi)部存在小尺度的非均勻體， 則有助于解釋這些觀測(cè)， 但是本文在LLSVP邊界上并沒(méi)有看到大量的有差異震相對(duì)聚集． 結(jié)合前人的觀測(cè)研究推測(cè)， 該研究區(qū)域下方的LLSVP及其周?chē)蒯５倪吔缈赡懿皇呛芏盖停?邊界附近沒(méi)有積累強(qiáng)烈的變形， 并在此基礎(chǔ)上討論了地幔最下部各向異性結(jié)構(gòu)的研究意義．

各向異性 太平洋LLSVP SKS-SKKS震相對(duì)

引言

橫波分裂已經(jīng)成為檢測(cè)地殼和地幔各向異性的主要手段(Keith， Crampin， 1977; Andoetal， 1983; Fukao， 1984; Vinniketal， 1984; 鄭斯華， 高原， 1994; Silver， Chan， 1998; 王瓊等， 2013)． 在地幔各向異性研究中， 轉(zhuǎn)換橫波顯示出了突出的優(yōu)越性， 例如, 穿過(guò)外核的SKS和 SKKS震相， 與直達(dá)波S震相相比更適合探測(cè)接收臺(tái)站一側(cè)的地幔各向異性， 這些震相在穿過(guò)液態(tài)外核后轉(zhuǎn)換為徑向偏振的P波， 消除了震源一側(cè)地震各向異性的影響． 然而， 由觀測(cè)記錄得到的橫波分裂測(cè)量結(jié)果反映的是射線路徑上介質(zhì)各向異性影響的積分效應(yīng)， 并不能簡(jiǎn)單地區(qū)分射線路徑上不同分段的各向異性差異， 且缺少深度分辨率， 因此SKS和SKKS震相從核幔邊界穿出點(diǎn)到接收臺(tái)站之間任意位置的各向異性結(jié)構(gòu)對(duì)橫波分裂結(jié)果均有貢獻(xiàn)． 顯然， 僅通過(guò)SKS或SKKS震相的橫波分裂測(cè)量結(jié)果來(lái)了解下地幔以及D″各向異性是有缺陷的， 這是由于不能很好排除上地幔各向異性的影響所致(Lynner， Long， 2014)． 若各向異性僅存在于上地幔， 那么來(lái)自同一地震事件和同一接收臺(tái)站、 由SKS和SKKS組成的震相對(duì)在上地幔的相近路徑所產(chǎn)生的橫波分裂結(jié)果應(yīng)該是相同的． 因此， 由觀測(cè)獲得的橫波震相對(duì)分裂參數(shù)之間的任何明顯差異均有可能意味著地幔最下部存在各向異性．

Nowacki等(2011)總結(jié)了地幔最下部D″各向異性的觀測(cè)結(jié)果； James和Assump?ao (1996)首次觀測(cè)到SKS和SKKS震相對(duì)分裂參數(shù)的差異； Niu和Perez (2004)通過(guò)對(duì)全球76個(gè)臺(tái)站記錄到的SKS-SKKS震相對(duì)波形進(jìn)行分析， 觀測(cè)到了異常的SKS-SKKS分裂， 認(rèn)為地幔最下部的各向異性結(jié)構(gòu)對(duì)這兩個(gè)震相產(chǎn)生了不同的影響， 但其觀測(cè)結(jié)果顯示這種差異很少能被觀測(cè)到(全球數(shù)據(jù)的5%都不到)． Restivo和Helffrich (2006)研究了大量SKS-SKKS震相對(duì)偏振方向的異常， 將其歸因于核幔邊界(core-mantle boundary， 簡(jiǎn)寫(xiě)為CMB)的起伏和D″結(jié)構(gòu)． Wang和Wen (2007)認(rèn)為非洲底部D″內(nèi)超低速帶(ultra-low velocity zone， 簡(jiǎn)寫(xiě)為ULVZ)邊界上的各向異性區(qū)域會(huì)影響SKS和SKKS震相的分裂結(jié)果． 馮力理等(2014)通過(guò)對(duì)非洲中東部地區(qū)的各向異性研究認(rèn)為， 非洲東南部下方D″各向異性可能存在， 這一推測(cè)隨后被Lynner和Long(2014)所證實(shí)． Lynner和Long(2014) 對(duì)非洲及其周邊地區(qū)34個(gè)臺(tái)站記錄的SKS-SKKS震相對(duì)進(jìn)行了橫波分裂測(cè)量， 發(fā)現(xiàn)通過(guò)非洲大型橫波低速帶(Large Low Shear Velocity Province， 簡(jiǎn)寫(xiě)為L(zhǎng)LSVP)內(nèi)部的震相很少或幾乎不分裂， 而穿過(guò)LLSVP邊界附近的震相有顯著分裂， 由此推測(cè)， 緊挨LLSVP邊界上的D″發(fā)生強(qiáng)烈變形， 而其內(nèi)部的下地幔沒(méi)有變形．

(30°S—20°N， 70°E—120°E)范圍內(nèi)的太平洋區(qū)域位于東太平洋底部LLSVP的邊界， 鄰近科科斯板塊下方的古老俯沖板片(Hutkoetal， 2006)， 是一個(gè)潛在的地震復(fù)雜區(qū)域， 該區(qū)域內(nèi)橫波波速的橫向梯度很高， 可能與該區(qū)域深部地幔柱的起源相關(guān)(Thorneetal， 2004; Vanacore， Niu， 2011)． 由于數(shù)據(jù)資料的限制， 目前尚未給出該區(qū)域的精細(xì)幾何結(jié)構(gòu)和速度結(jié)構(gòu)． He和Wen (2012)研究表明， 與太平洋LLSVP的大部分區(qū)域相比， 東太平洋底部LLSVP的ScS-S走時(shí)殘差普遍較小， 故推測(cè)該區(qū)域的下地幔低速異常與周?chē)蒯Ｖg很可能沒(méi)有陡峭的邊界．

本文將選取預(yù)期穿過(guò)太平洋LLSVP東部地幔最下部的SKS和SKKS震相， 將來(lái)自同一地震事件和同一觀測(cè)臺(tái)站的SKS和SKKS震相組成SKS-SKKS震相對(duì)， 研究每一個(gè)震相對(duì)的橫波分裂參數(shù)， 從中找出分裂參數(shù)有差異的震相對(duì)， 并對(duì)這些震相對(duì)的分裂參數(shù)進(jìn)行歸類和分析， 以確定D″各向異性的可能貢獻(xiàn)及其成因．

1 數(shù)據(jù)和方法

本文數(shù)據(jù)引自IRIS DMC在中美洲和南美洲的部分臺(tái)站， 這些臺(tái)站來(lái)自不同臺(tái)網(wǎng)， 既有固定臺(tái)站(例如NNA臺(tái)站)， 也有流動(dòng)臺(tái)站(例如MATN臺(tái)站). 本文選取了地理位置分布合適的50個(gè)臺(tái)站， 收集了相應(yīng)臺(tái)站上截止到2014年7月24日所有的地震記錄， 這些臺(tái)站有地震記錄的時(shí)間為2—26年不等. 本文所選用的地震事件均來(lái)自湯加地區(qū)．

本文應(yīng)用Splitlab軟件 (Wüstefeldetal， 2007) 進(jìn)行橫波分裂參數(shù)測(cè)量. 該軟件基于Matlab編寫(xiě)， 方便用于遠(yuǎn)震震相橫波分裂的研究， 且提供圖形用戶界面， 使用戶在處理數(shù)據(jù)的同時(shí)還可進(jìn)行質(zhì)量控制． Splitlab軟件提供了旋轉(zhuǎn)相關(guān)法、 最小能量法和最小特征值法等3種算法． 旋轉(zhuǎn)相關(guān)法(rotation-correlation method， 簡(jiǎn)寫(xiě)為RC法)通過(guò)對(duì)快波偏振方向和快慢波時(shí)間延遲的網(wǎng)格搜索， 計(jì)算出徑向與切向分量的最大互相關(guān)系數(shù)， 以獲取對(duì)應(yīng)的各向異性參數(shù)(Vinniketal， 1984)； 最小能量法(minimum energy method， 也稱為SC法)采用網(wǎng)格搜索橫波分裂的快波偏振方向和快慢波時(shí)間延遲， 使得依據(jù)快波偏振方向校正后的地震記錄的切向分量能量最小(Silver， Chan， 1991)； 最小特征值法(eigenvalue method， 簡(jiǎn)寫(xiě)為EV法)通過(guò)快波偏振方向和快慢波時(shí)間延遲的網(wǎng)格搜索使得構(gòu)造的兩個(gè)分量的協(xié)方差矩陣的模為零， 從而獲取介質(zhì)各向異性情況(Silver， Chan， 1991)．

為了確保震相分析的可靠性， 本研究選用地震的震級(jí)為MW≥5.8， 震中距為90°—130°； 在該范圍之外的地震記錄， 由于受鄰近的其它遠(yuǎn)震震相混疊影響， SKS或SKKS震相不易分辨． 為了獲得盡可能多的高質(zhì)量數(shù)據(jù)， 針對(duì)每個(gè)臺(tái)站， 震中距的范圍會(huì)有所調(diào)整．

本文首先對(duì)所選臺(tái)站記錄到的所有SKS和SKKS震相分別進(jìn)行測(cè)量， 結(jié)果表明兩震相的主周期均大于5 s， 一般在10 s左右; 然后對(duì)記錄的數(shù)據(jù)進(jìn)行4—25 s的巴特沃斯(Butterworth)帶通濾波． 為了獲取濾波對(duì)結(jié)果影響的敏感程度， 在測(cè)量過(guò)程中也嘗試采用其它濾波頻帶， 例如， 8—25 s和2—25 s， 結(jié)果顯示： 如果將濾波頻帶延展至高頻段會(huì)造成信噪比降低， 從而使SKS或SKKS在地震圖上不易被分辨； 而采用8—25 s的低頻， 對(duì)于一些地震記錄則會(huì)出現(xiàn)不同方法測(cè)量得到的橫波分裂參數(shù)不完全一致的現(xiàn)象， 同時(shí)也增加了橫波分裂參數(shù)測(cè)量結(jié)果的不穩(wěn)定性， 即時(shí)間窗稍有變化則會(huì)引起橫波分裂參數(shù)的誤差變大， 有些甚至超出了合理的范圍．

在進(jìn)行橫波分裂分析之前， 需先測(cè)量每個(gè)SKS-SKKS震相對(duì)的初始偏振方向， 使初始偏振方向與反方位角之差在一個(gè)合適的范圍內(nèi)， 確保沒(méi)有異常的初始偏振方向存在(Long， 2009)． 初始偏振方向是通過(guò)基于協(xié)方差測(cè)量得到的最大特征值所對(duì)應(yīng)的方向， 即校正各向異性之前的質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)的最大線性方向(Vidale， 1986)． 在快慢波時(shí)間延遲遠(yuǎn)比橫波主周期小的情況下， 運(yùn)用該方法得到的初始偏振方向比較準(zhǔn)確(Long， van der Hilst， 2005; Long， 2009)．

鑒于同時(shí)使用多種方法可以獲得更加可靠的測(cè)量結(jié)果(Savage， 1999; Long， van der Hilst， 2005)， 因此本文同時(shí)使用旋轉(zhuǎn)相關(guān)法和最小能量法． 根據(jù)Vecsey等(2008)的討論結(jié)果可知， 在數(shù)據(jù)噪聲較強(qiáng)的情況下， 最小能量法是3種方法中最穩(wěn)定的， 其結(jié)果將在文中給出， 其誤差估計(jì)用置信度為95%的置信區(qū)域來(lái)表示， 具體作法參照Wüstefeld (2007)文章． 最后得到了用兩種方法測(cè)量到的分裂參數(shù)一致性較好的結(jié)果. 本文給出的震相對(duì)均滿足快波偏振方向φ的2σ誤差范圍不超過(guò)±28°， 快慢波時(shí)間延遲δt的2σ誤差范圍不超過(guò)±0.7 s． 校正前質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)軌跡接近線性而且信噪比高的結(jié)果被稱為“無(wú)效”(Null)分裂，其中不包含SKS-SKKS震相對(duì)波形清晰度差和信噪比低的結(jié)果． 經(jīng)過(guò)嚴(yán)格的篩選， 最終保留有SKS-SKKS震相對(duì)的5個(gè)臺(tái)站， 其位置分布如圖1所示； 地震事件分布如圖2所示， 同時(shí)還給出了地震波的大圓弧路徑以及SKS-SKKS震相對(duì)在接收臺(tái)站一側(cè)2700 km深度地幔穿出點(diǎn)位置在地表的投影； 圖3給出了HEL臺(tái)站記錄的一個(gè)SKS震相的測(cè)量結(jié)果．

圖1 5個(gè)地震臺(tái)站(三角形)的分布 Fig.1 Locations of five seismic stations(triangles) used in this study

在NNA臺(tái)站上得到了大量SKS震相的測(cè)量結(jié)果. 為了說(shuō)明測(cè)量的可靠性， 將本文的測(cè)量結(jié)果與Eakin和Long(2013)在該臺(tái)站得到的結(jié)果進(jìn)行對(duì)比， 結(jié)果顯示二者的分裂參數(shù)非常一致， 本文用到的地震事件的方位角和震中距與Eakin和Long(2013)用到的也非常接近； 另外， 本文結(jié)果與Porritt等(2014)得到的HEL臺(tái)站SKS分裂結(jié)果也非常接近．

圖2 地震事件和臺(tái)站的分布

圖3 HEL臺(tái)站得到的SKS震相分裂結(jié)果

(a) 濾波后的徑向和切向分量波形， 灰色區(qū)域?yàn)樗x取的時(shí)間窗； (b) 事件的反方位角分布； (c) 利用旋轉(zhuǎn)相關(guān)法得到的歸一化快慢波波形； (d) 利用旋轉(zhuǎn)相關(guān)法得到的徑向分量與切向分量的波形； (e) 利用旋轉(zhuǎn)相關(guān)法得到的校正前后的水平質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)圖； (f) 互相關(guān)系數(shù)關(guān)于快波偏振方向φ和快慢波時(shí)間延遲δt的分布； (g) 利用最小能量法得到的歸一化快慢波波形； (h) 利用最小能量法得到的徑向分量與切向分量的波形； (i) 利用最小能量法得到的校正前后的水平質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)圖； (j) 切向分量能量關(guān)于快波偏振方向和快慢波時(shí)間延遲的分布

Fig.3 An example showing measurement process of SKS waveform recorded by the station HEL

(a) Filtered radial and tangential components with shaded area showing selected time window； (b) Back-azimuth distribution of the event used； (c) Normalized fast and slow waveforms by rotation correlation (RC) method; (d) Comparison of radial and tangential components by RC method; (e) Particle motion before and after correction of anisotropy by RC method; (f) Distribution of correlation coefficients with respect to delay timeδtand fast wave orientationφ; (g) Normalized fast and slow waveforms by minimum energy (SC) method; (h) Comparison of radial and tangential components by SC method; (i) Particle motion before and after correction of anisotropy by SC method; (j) Distribution of transverse energy with respect to delay time and fast wave orientation

單獨(dú)對(duì)每個(gè)臺(tái)站進(jìn)行橫波分裂測(cè)量之后， 將從同一個(gè)事件得到的所有SKS-SKKS震相對(duì)放在一起， 包括有效的和無(wú)效的． 對(duì)于同一臺(tái)站上記錄的同一事件， 確定一個(gè)SKS-SKKS震相對(duì)的分裂結(jié)果存在差異， 必須滿足以下標(biāo)準(zhǔn)之一： ① 兩震相中一個(gè)不分裂， 而另一個(gè)是分裂的； ② 兩個(gè)震相的橫波分裂參數(shù)， 即快波偏振方向φ和快慢波時(shí)間延遲δt的測(cè)量范圍不重疊， 測(cè)量范圍為測(cè)量值±2σ均方差． 反之， 如果數(shù)據(jù)的測(cè)量結(jié)果不滿足上述兩個(gè)標(biāo)準(zhǔn)， 則被歸為沒(méi)有差異的一類(Lynner， Long， 2014)． 從不同觀測(cè)條件下的地震數(shù)據(jù)中尋找可靠震相對(duì)是比較困難的， 特別是對(duì)于臨時(shí)臺(tái)站， 這是因?yàn)镾KS和SKKS震相僅在一個(gè)有限的震中距離范圍(～95°—120°)內(nèi)振幅突出， 尤其是SKKS震相的能量一般很弱， 很多情況下不容易被識(shí)別． 例如: Niu和Perez(2004)從全球76個(gè)臺(tái)站上1990—2003年的1萬(wàn)多條記錄中最后僅得到104個(gè)SKS-SKKS震相對(duì)； Lynner和Long(2014)從非洲及其周邊地區(qū)34個(gè)臺(tái)站上的所有記錄中也僅得到233個(gè)SKS-SKKS震相對(duì)， 而其中只有36個(gè)震相對(duì)的分裂結(jié)果存在顯著差異， 就整個(gè)研究區(qū)域而言， 除了LLSVP異常體的北部邊界差異震相對(duì)比較集中外， 該邊界的其它位置則呈零星分布．

2 結(jié)果

通過(guò)上述數(shù)據(jù)處理過(guò)程， 按照震相對(duì)分裂參數(shù)測(cè)量結(jié)果的可靠性以及對(duì)誤差范圍的判斷， 最終在圖1所示的5個(gè)臺(tái)站上篩選出了22個(gè)SKS-SKKS震相對(duì)(圖2)， 其中存在明顯差異分裂的6個(gè)震相對(duì)集中在4個(gè)臺(tái)站上， 其分析結(jié)果如圖4所示． 可以看出， 同一震相對(duì)的兩個(gè)震相的分裂參數(shù)差異明顯．

表1列出了本文震相對(duì)測(cè)量所用到的地震事件信息； 表2給出了最終保留的5個(gè)臺(tái)站上的22個(gè)SKS-SKKS震相對(duì)的分裂參數(shù)， 同時(shí)還列出了每個(gè)震相的橫波分裂參數(shù)的測(cè)量值及其誤差范圍， 并用黑體突出顯示了差異震相對(duì)的分裂參數(shù)． 在本文的數(shù)據(jù)中， SKKS震相穿過(guò)的D″位置比SKS更靠西， SKS和SKKS在接收一側(cè)進(jìn)入地幔的入射角不同； 對(duì)于用到的震中距(～95°—130°)， SKKS震相具有較大的入射角(～25°)， 因此與相應(yīng)的SKS震相相比， SKKS在穿過(guò)D″時(shí)具有較長(zhǎng)的路徑， 其快慢波時(shí)間延遲較SKS平均大0.3 s， 即SKS的時(shí)間延遲約為1.2 s， SKKS約為1.5 s， 有些甚至超過(guò)2 s．

表1 本文所使用的地震事件參數(shù)

為了解震相對(duì)的橫波分裂測(cè)量結(jié)果與地幔最下部速度結(jié)構(gòu)之間的關(guān)系， 將本文的結(jié)果在2700 km穿出點(diǎn)的位置(接收臺(tái)站一側(cè))繪制在GyPSuM的S波層析成像模型(Simmonsetal， 2010)底圖上， 如圖5所示． 只有差異分裂的震相對(duì)才給出分裂參數(shù)， 并將其顯示在圖5中． 可以看出， LLSVP邊界上并沒(méi)有大量的有差異震相對(duì)聚集; 太平洋底部LLSVP最東邊邊界(dvS=-2.5%)的形狀和范圍在幾個(gè)常見(jiàn)的S波成像結(jié)果都非常一致(Lekic， 2012)， 因此本文僅使用GyPSuM的S波層析成像模型即可說(shuō)明問(wèn)題．

如果研究區(qū)域存在大尺度的非橫觀各向同性結(jié)構(gòu)， 則SKKS-SKS的快慢波時(shí)間延遲的差異應(yīng)該顯示出一致的差別特征， 即δtSKKS-δtSKS恒為正或恒為負(fù)． 本文分析了同一個(gè)臺(tái)站記錄到的穿出點(diǎn)位置很靠近的震相對(duì)之間快慢波時(shí)間延遲的差異， 觀察到δtSKKS-δtSKS有正有負(fù)， 仍然表現(xiàn)出SKS-SKKS震相對(duì)快慢波時(shí)間延遲差異的復(fù)雜特征， 因此本文數(shù)據(jù)不支持在研究區(qū)下方有大尺度的非橫觀各向同性介質(zhì)存在． Restivo和Helffrich (2006)的觀測(cè)也發(fā)現(xiàn)非橫觀各向同性介質(zhì)有可能在局部D″存在， 但其尺度很?。?圖6給出了接收一側(cè)、 從核幔邊界到2600 km深度之間的大圓弧路徑， 即SKS-SKKS震相對(duì)的單個(gè)震相在D″內(nèi)部的路徑． 有差異和無(wú)差異的震相對(duì)在BLUN， ESPN， MATN， NNA等4個(gè)臺(tái)站均被觀測(cè)到． D″方位各向異性常用來(lái)解釋SKS和SKKS橫波分裂結(jié)果的異常(Restivo， Helffrich， 2006; Wang， Wen， 2007; Long， 2009; Lynner， Long， 2014)， 但由于本文數(shù)據(jù)覆蓋的限制， 其反方位角分布很窄， 看不到方位各向異性的影響． 有趣的是， 本文結(jié)果顯示NNA臺(tái)站上記錄到的兩個(gè)有差異的震相對(duì)SKS和SKKS的D″路徑均在LLSVP內(nèi)部， 這表明LLSVP內(nèi)部呈弱各向異性， 與Lynner和Long(2014)認(rèn)為的LLSVP內(nèi)部是各向同性的結(jié)論不一致．

圖4 有差異的SKS (a)和SKKS (b)震相對(duì)分析結(jié)果示例(a) 第一列為SKS震相校正前(虛線)、 后(實(shí)線)的質(zhì)點(diǎn)振動(dòng)圖， 圖中給出了相應(yīng)的橫波分裂參數(shù)； 第二列為濾波后的地震記錄徑向(虛線)和切向分量(實(shí)線)， 灰色陰影表示選用的時(shí)間窗， 豎直虛線表示橫波震相的理論到時(shí)， 圖中還給出了臺(tái)站名和對(duì)應(yīng)的地震事件時(shí)間； (b) 相同臺(tái)站對(duì)應(yīng)的SKKS震相信息， 圖例說(shuō)明與圖(a)相同

臺(tái)站名稱事件時(shí)間年?月?日反方位角/°震相φ誤差下限/°φ/°φ誤差上限/°δt誤差下限/sδt/sδt誤差上限/s有無(wú)差異BLUN2013?08?28243．7SKKS-74-64-641．11．31．4無(wú)SKS-64-50-461．01．52．0BLUN2013?09?30240．3SKKS-72-62-561．21．51．9無(wú)SKS-80-70-640．91．11．3BLUN2014?05?04246．9SKKS-74-69-681．31．31．3有SKS-78-71-701．41．51．7ESPN2012?01?24246．6SKKS-68-57-541．72．12．4有SKS-82-73-681．21．31．5ESPN2013?06?15237．5SKKS-80-67-621．31．61．9無(wú)SKS-78-65-601．31．82．2ESPN2013?08?12240．7SKKS-62-53-521．72．12．5有SKS-88-73-641．21．51．9ESPN2013?08?28243．6SKKS-76-62-541．42．02．7無(wú)SKS-90-74-681．11．41．8ESPN2013?10?11240．4SKKS-66-60-581．82．02．3無(wú)SKS-78-64-541．21．72．3HEL2013?05?23250．2SKKS-78-50-370．71．31．9無(wú)SKS-54-48-431．11．21．4MATN2012?12?21259．1SKKS-62-51-431．01．11．3無(wú)SKS-84-59-370．81．11．7MATN2014?03?05258．3SKKS-80-60-410．81．31．7無(wú)SKS-78-66-561．11．41．7MATN2014?05?04246．8SKKS-74-65-641．92．22．4有SKS-76-69-681．31．51．6MATN2014?07?03240．2SKKS-74-62-581．41．72．0無(wú)SKS-76-58-500．81．21．7NNA1994?03?09250．1SKKS-82-64-500．81．21．6無(wú)SKS-60-50-480．91．11．3NNA1994?03?31245．7SKKS-56-44-391．11．62．2無(wú)SKS-88-66-560．71．01．2NNA1996?10?19247．5SKKS-84-71-620．91．01．2無(wú)SKS-70-53-460．91．21．5NNA1998?03?29250．1SKKS-68-60-541．51．72．0有SKS-64-48-390．71．01．4NNA1998?05?16245．5SKKS-64-53-501．21．51．7無(wú)SKS-68-59-541．01．11．3NNA2000?12?18246．6SKKS-58-47-431．21．62．0無(wú)SKS-60-53-521．11．21．4NNA2002?08?19246SKKS-66-54-501．21．51．9無(wú)SKS-70-56-500．91．11．4NNA2002?10?04246．8SKKS-70-59-561．41．61．9有SKS-68-55-500．81．01．2NNA2002?10?22247．3SKKS-74-55-480．91．41．9無(wú)SKS-80-67-600．81．01．2

注：φ為快波偏振方向，δt為快慢波時(shí)間延遲.

圖5 GyPSuM成像模型在2700 km深度的剖面底圖的S波層析成像結(jié)果引自Simmons et al(2010). 黑色細(xì)線連接同一個(gè)有差異的SKS-SKKS震相對(duì)， 白色細(xì)線連接同一個(gè)無(wú)差異的SKS-SKKS震相對(duì)； 黑色條棒的方向和長(zhǎng)度分別代表快波偏振方向和快慢波時(shí)間延遲

圖6 GyPSuM成像模型在2600 km深度的剖面(S波層析成像結(jié)果引自Simmons et al， 2010)

3 討論與結(jié)論

本文通過(guò)測(cè)量中美洲和南美洲5個(gè)地震臺(tái)站的SK(K)S震相的橫波分裂參數(shù)， 得到了6個(gè)分裂結(jié)果有顯著差異的震相對(duì)． 通過(guò)對(duì)D″各向異性成因的探討以及該區(qū)域成像結(jié)果的分析和其它證據(jù)， 認(rèn)為L(zhǎng)LSVP邊界上地幔物質(zhì)的變形和內(nèi)部小尺度的不均勻體可以分別解釋局部的觀測(cè)結(jié)果． 然而， 本文未在該邊界上觀測(cè)到大量的有差異震相對(duì)， 結(jié)合He和Wen(2012)的觀測(cè)證據(jù)， 推斷研究區(qū)域下方的LLSVP邊界不是很陡峭， 且沒(méi)有積累強(qiáng)的變形． 鑒于本文的數(shù)據(jù)量有限， 在日后工作中， 需分析來(lái)自不同方位角的數(shù)據(jù)以便更深入地探查地幔最下部各向異性的詳細(xì)信息.

為了更好地約束地幔最下部的貢獻(xiàn)， 必須考慮包括地殼、 上地?；蜻^(guò)渡帶的各向異性的不均勻性和有限頻率效應(yīng)等因素可能對(duì)SKS-SKKS的差異分裂產(chǎn)生的貢獻(xiàn). 地殼內(nèi)有差異的各向異性對(duì)SKS和SKKS震相的影響可能是不同的， 但是由于地殼各向異性引起的快慢波時(shí)間延遲通常都很小， 僅為0.1—0.3 s (Crampin， 1994； 雷軍等， 1997)， SKS-SKKS震相對(duì)的快慢波時(shí)間延遲平均值約為1.3 s(表2). 地殼各向異性理論很難解釋這么強(qiáng)的各向異性， 而且要造成SKS-SKKS震相對(duì)的差異分裂， 還需地殼中存在橫向差異很強(qiáng)的各向異性介質(zhì)， 然而目前尚未有足夠的證據(jù)顯示這樣的介質(zhì)結(jié)構(gòu)在該研究區(qū)域存在， 因此地殼各向異性的貢獻(xiàn)不是主要的． 造成震相對(duì)差異分裂的另一個(gè)可能因素是上地幔或過(guò)渡帶不均勻的各向異性結(jié)構(gòu)． 本研究中使用的SKS和SKKS震相的特征周期約為10 s， 在上地幔和過(guò)渡帶同一震相對(duì)的SKS和SKKS菲涅耳帶大體重合， 故不太可能會(huì)引起兩個(gè)震相分裂結(jié)果的顯著差異． Lin 等 (2014)研究表明， 充分考慮有限頻率效應(yīng)可能會(huì)對(duì)SKS-SKKS分裂參數(shù)差異造成一定影響， 甚至是對(duì)于簡(jiǎn)單的上地幔各向異性模型， 但是在本研究所考慮的震中距范圍(95°—110°)內(nèi)， 有限頻率效應(yīng)的影響很小， 因此， 本文認(rèn)為有限頻率效應(yīng)的影響不是造成震相對(duì)分裂結(jié)果差異的主要原因．

為了排除下地幔各向同性結(jié)構(gòu)的散射可能會(huì)在切向分量上產(chǎn)生能量而被誤認(rèn)為是橫波分裂的情況， 本文又為所有的差異震相對(duì)選擇了不同的濾波頻率(0.02—0.5 Hz)， 結(jié)果表明頻率對(duì)分裂結(jié)果的差異所產(chǎn)生的影響很?。?這是由于引入更高頻率的能量后， 地震記錄的信噪比降低， 然而6個(gè)SKS-SKKS震相對(duì)的測(cè)量結(jié)果均約束得很好； 盡管頻率成分不同， 分裂樣式與原來(lái)的濾波方案仍非常接近．

將每個(gè)臺(tái)站下方上地幔的各向異性對(duì)分裂結(jié)果的影響考慮在內(nèi)， 以更好地約束D″各向異性對(duì)分裂參數(shù)的貢獻(xiàn)． 然而， 進(jìn)行該校正實(shí)屬不易， 尤其是在上地幔各向異性復(fù)雜的情況下(多層各向異性介質(zhì))， 如本文的研究區(qū)域． Eakin和Long(2013)對(duì)固定臺(tái)站NNA的SKS分裂進(jìn)行了詳細(xì)分析. NNA臺(tái)站屬于全球地震臺(tái)網(wǎng)(GSN)， 位于南美利馬附近， 提供長(zhǎng)年的橫波分裂記錄(超過(guò)26年)； 該臺(tái)站的SKS分裂圖案非常復(fù)雜， 既依賴頻率， 又隨方位角的分布而變化． Eakin等(2015)嘗試用多層各向異性介質(zhì)來(lái)解釋該臺(tái)站的觀測(cè)結(jié)果， 雙層模型似乎適合這種情況； 但是Eakin在郵件交流中提醒這一解釋模型并沒(méi)有被很好地約束， 尤其是要考慮到測(cè)量誤差的存在． Lynner和Long(2014)分析了其研究中所用到的記錄差異分裂的SKS-SKKS震相對(duì)的臺(tái)站， 發(fā)現(xiàn)大多數(shù)臺(tái)站均顯示出復(fù)雜的分裂模式， 其中測(cè)得的快波方向和快慢波時(shí)間延遲都依賴反方位角的變化． 本研究中用到的地震事件的反方位角分布很窄， 得到的SKS-SKKS震相對(duì)的數(shù)目不夠多， 尚不能夠得到本文研究區(qū)域下方各向異性結(jié)構(gòu)非常詳細(xì)的信息， 這也是同類研究中普遍面臨的問(wèn)題． 秘魯平板俯沖帶在3°S—15°S之間沿走向延伸了1500 km， 在NNA臺(tái)站下方200 km深度內(nèi)地幔的橫向不均勻性很小(Eakinetal， 2015)， 因此， 上地幔各向異性的差異不太可能會(huì)對(duì)NNA臺(tái)站上兩個(gè)震相的分裂結(jié)果產(chǎn)生很大的影響． 綜上所述， 本文不能完全排除上地幔各向異性的貢獻(xiàn)， 但是通過(guò)參考關(guān)于D″各向異性的同一類研究(Long， 2009; Lynner， Long， 2014)， 本文認(rèn)為這些因素難以對(duì)震相對(duì)分裂結(jié)果的差異造成主要影響．

關(guān)于本研究觀測(cè)到的SKS-SKKS震相對(duì)差異分裂， 其最可能源于地幔底層的各向異性結(jié)構(gòu)的差異． Lynner和Long(2014)在非洲的34個(gè)臺(tái)站上觀測(cè)到SKS-SKKS震相對(duì)的快慢波時(shí)間延遲平均值為0.9 s， 為了解釋這些觀測(cè)結(jié)果， 他們認(rèn)為需要存在各向異性強(qiáng)度為2%的沿邊界200 km厚的各向異性區(qū)域． 一般地， 假定D″上的大部分下地幔物質(zhì)是各向同性的(Meadeetal， 1995)， 在下地幔的底層， SKS和SKKS震相穿過(guò)位置非常不同的區(qū)域(菲涅耳帶不重疊)， 當(dāng)震中距為105°時(shí)， SKKS穿過(guò)D″的路徑要比SKS長(zhǎng)約100 km， 所以可以解釋在本文有差異震相對(duì)中， 測(cè)量得到的SKKS到時(shí)平均要比SKS大0.5 s的結(jié)果， 這至少能夠說(shuō)明SKKS穿過(guò)路徑上的下地幔底層的各向異性與SKS是不同的． 各向異性結(jié)構(gòu)的這種差異， 可能反映了礦物學(xué)變化(例如鈣鈦礦到過(guò)鈣鈦礦)、 變形機(jī)制(例如位錯(cuò)蠕變和擴(kuò)散蠕變)或變形程度的不同(Lynner， Long， 2014)． 為了解釋地震學(xué)觀測(cè)到的LLSVP結(jié)構(gòu)特點(diǎn)， LLSVP具有相對(duì)高的黏度是其必要條件(Sun， Miller， 2013)． 因?yàn)檩^高的黏度使得LLSVP內(nèi)部相對(duì)不易變形， 這些結(jié)構(gòu)就有可能阻礙周?chē)蒯Ａ鲃?dòng)， 使得地幔流動(dòng)在這里偏轉(zhuǎn)， 從而將變形集中在LLSVP的邊界(Garnero， McNamara， 2008)． 相比LLSVP的內(nèi)部及周?chē)蒯＃?在本文的觀測(cè)中并沒(méi)有看到邊界上存在大量的有差異震相對(duì)聚集， 因此本文結(jié)果認(rèn)為得不出緊挨LLSVP邊界的底層地幔有很強(qiáng)的各向異性的結(jié)論． 結(jié)合He和Wen (2012)觀測(cè)到的太平洋LLSVP東部邊界上的ScS-S走時(shí)殘差比太平洋LLSVP的大部分區(qū)域普遍較小的證據(jù)可以看出， 該地區(qū)的下地幔低速異常與周?chē)蒯Ｖg很可能沒(méi)有陡峭的邊界， 由此推斷該區(qū)域下方的LLSVP邊界不是很陡峭， 且沒(méi)有積累強(qiáng)烈的變形．

D″各向異性的機(jī)制尚不清楚， 目前有兩種假設(shè)(Karato， 1998; Kendall， Silver， 1998; Nowackietal， 2011)： 第一種是下插板片觸及核幔邊界引起的高應(yīng)力高應(yīng)變的變形位錯(cuò)蠕變機(jī)制， 導(dǎo)致下地幔礦物的晶格定向排布(lattice preferred orientation， 簡(jiǎn)寫(xiě)為L(zhǎng)PO)； 另一種是在一個(gè)很窄的上涌物質(zhì)流附近的橫向剪切流使得部分熔融物質(zhì)定向分布而產(chǎn)生的形態(tài)定向排布(shape preferred orientation， 簡(jiǎn)寫(xiě)為SPO)． 通常這兩種機(jī)制都可以解釋D″各向異性的主要特性(Longetal， 2006； Long， Becker， 2010)， 因此難以區(qū)分． 在本文的研究區(qū)域內(nèi)， 因?yàn)橐延屑永粮晁谷簫u這樣典型的深部地幔物質(zhì)上涌的證據(jù)(Vanacore， Niu， 2011)， 故本文認(rèn)為第二種機(jī)制更合理． 而對(duì)于NNA臺(tái)站的觀測(cè)結(jié)果， 這兩種機(jī)制則都難以解釋． 在NNA臺(tái)站上觀測(cè)到的兩個(gè)有差異的震相對(duì)在2700 km深度的穿出點(diǎn)位置與該臺(tái)站記錄到的其它無(wú)差異的震相對(duì)非常接近， 這一發(fā)現(xiàn)很有趣． 因?yàn)樵跈M波分裂的測(cè)量中， 無(wú)論是本文數(shù)據(jù)集還是其它數(shù)據(jù)集(Fouchetal， 2001; Garneroetal， 2004; Rokoskyetal， 2006; Wang， Wen， 2007; Long， 2009)， 橫向小尺度的不均勻性(可能是各向異性)結(jié)構(gòu)總能被觀測(cè)到． McNamara等(2002)的模型認(rèn)為非常大的變形梯度會(huì)產(chǎn)生尺度非常小的不均勻結(jié)構(gòu)， 利用該結(jié)構(gòu)可以解釋有差異和無(wú)差異震相對(duì)的路徑非常鄰近甚至混雜的現(xiàn)象． 從圖6可以看出, 有差異與無(wú)差異震相對(duì)的路徑非常相似， 從射線理論上講， 需要?jiǎng)×易兓男∫?guī)模的、 不均勻的各向異性結(jié)構(gòu)才能解釋這些觀測(cè)結(jié)果， 這樣的橫向不均勻結(jié)構(gòu)在其它關(guān)于D″的復(fù)雜各向異性研究中也被提及(Garneroetal， 2004)． 如何找到能夠解釋這種小尺度不均勻體的地球動(dòng)力學(xué)模型， 仍然是對(duì)D″各向異性進(jìn)行研究的一個(gè)巨大挑戰(zhàn)， 尤其是考慮到波傳播的有限頻效應(yīng)之后(Long， 2009)． 不管D″各向異性的機(jī)制是哪一種， 結(jié)合該區(qū)域的其它觀測(cè)結(jié)果(Garnero， Lay， 2003； Heetal， 2006; He， Wen， 2009; Vanacore， Niu， 2011)， 本文的測(cè)量結(jié)果表明底部地幔很有可能存在一定強(qiáng)度的應(yīng)變積累或者地幔流動(dòng)．

受限于臺(tái)站和地震事件的地理分布， 本文僅得到22條可靠數(shù)據(jù)， 且這些地震記錄的反方位角分布很窄， 對(duì)D″的采樣很有限. 在未來(lái)工作中， 分析來(lái)自不同方位角的數(shù)據(jù), 有希望獲取更為詳細(xì)的地幔最下部各向異性信息． 為了更清楚地了解底部地幔的結(jié)構(gòu)， 需要開(kāi)展臺(tái)陣的觀測(cè)， 同時(shí)分析穿過(guò)同一區(qū)域但是幾何方式不同的多種震相， 這項(xiàng)工作很有前景但同時(shí)也充滿挑戰(zhàn)． 在將來(lái)SKS-SKKS差異分裂的研究中， 特別是針對(duì)與俯沖板塊相關(guān)聯(lián)的D″區(qū)域， 結(jié)合其它類型的數(shù)據(jù)， 例如ScS/S等的差異分裂的研究， 應(yīng)有助于促進(jìn)我們對(duì)D″區(qū)域的動(dòng)力學(xué)理解． 通過(guò)實(shí)驗(yàn)室研究和理論模擬可靠地建立D″深度的溫度壓力條件下的應(yīng)變與各向異性之間的關(guān)系， 可為用D″的各向異性觀測(cè)來(lái)推斷地幔流動(dòng)的情況提供理論依據(jù)． 將地球動(dòng)力學(xué)模型計(jì)算結(jié)果與觀測(cè)進(jìn)行比較， 從而了解地幔流動(dòng)對(duì)形成各向異性的影響． 綜合地震學(xué)、 地球動(dòng)力學(xué)及礦物物理學(xué)等多學(xué)科的知識(shí)有助于推動(dòng)關(guān)于地幔最下部各向異性的成因以及與之相關(guān)聯(lián)的地球動(dòng)力學(xué)問(wèn)題的研究．

中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所何玉梅副研究員在數(shù)據(jù)處理等方面給予了指導(dǎo)和建議， 中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)孫道遠(yuǎn)教授對(duì)本文的研究方法提出了建議， 耶魯大學(xué)的Maureen D. Long教授對(duì)本文研究思路給予了很多啟發(fā)， 北京大學(xué)蓋增喜副教授在本文的研究方法和結(jié)果分析等方面提出了有益的建議， 北京大學(xué)于勇和鄧凱同學(xué)對(duì)于軟件使用以及研究結(jié)果的分析等給予了極大的幫助， 北京大學(xué)李世林和賈萌同學(xué)對(duì)本文的作圖和數(shù)據(jù)處理提供了很多幫助， 本文使用的數(shù)據(jù)全部引自IRIS DMC， 本文圖件使用GMT繪制， 作者在此一并表示衷心的感謝．

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Lowermost mantle anisotropy along the boundary of the easternmost Pacific LLSVP

(SchoolofEarthandSpaceSciences，PekingUniversity，Beijing100871，China)

To evaluate the strength of D″ anisotropy beneath the easternmost Pacific Large Low Shear Velocity Province (LLSVP)， SKS and SKKS splitting measurements were conducted separately. We examined SKS and SKKS phases for events (Tonga trench) over the life time of 5 seismic stations located in South America and Central America. These phases sample lowermost mantle of easternmost Pacific LLSVP. Finally， 22 SKS-SKKS phase-pairs were obtained， of which six pairs show significantly different splitting between the two phases. The results showed the existence of lowermost mantle anisotropy. We attempt to account for these observations with deformation along LLSVP boundary and small-scale lateral heterogeneity in anisotropic structures in LLSVP’s interior， respectively. Based on previous observations， the absence of discrepant pairs clustering along the boundary of LLSVP indicates that the LLSVP boundary is not very sharp here and there is no strong deformation accumulated near the LLSVP boundary beneath the studied region. We also discussed the significance of the research on lowermost mantle anisotropy.

anisotropy； Pacific LLSVP； SKS-SKKS phase-pair

國(guó)家自然科學(xué)基金(40521002)資助.

2015-11-23收到初稿， 2015-12-15決定采用修改稿.

e-mail: leij@pku.edu.cn

10.11939/jass.2016.01.001

P315.3+2

A

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