眭 怡 周元泽

1） 中国北京100049中国科学院计算地球动力学重点实验室2） 中国北京100049中国科学院大学地球科学学院



利用三重震相探测中国东部海域410 km深度低速层

1） 中国北京100049中国科学院计算地球动力学重点实验室2） 中国北京100049中国科学院大学地球科学学院

基于中国数字地震台网记录的日本本州地区2009年发生的一次震源深度为167.2 km、 震级为mb6.0地震的宽频带波形资料， 利用二维射线追踪方法给出P波三重震相的理论时-距曲线， 并采用试错法构建出与观测时-距曲线拟合效果最优的低速异常模型， 发现在中国东部海域下方410 km间断面上、 下均存在局部的P波低速异常： 300—410 km深度范围内低速异常为4%—5%， 而410—460/470 km深度范围内的低速异常则达到4%—7%． 结合前人地震层析成像结果， 发现该区域不存在明确外源热流， 因而， 本文认为该低速异常与俯冲板片脱水引起的部分熔融有关．

P波三重震相 410 km低速层 中国东部海域

引言

地震波速结构对应着地球内部物质构成以及温度分布等物理特性． 全球一维参考速度模型IASP91（Kennett， Engdahl， 1991）、 AK135（Kennettetal, 1995）等都给出了410 km间断面（以下简称为410）． 进一步研究发现， 该界面之上存在一个低速层． Revenaugh和Sipkin（1994）利用ScS混响在中国东部发现了410上方的S波低速层， 指出其可能是由于硅酸盐熔融造成的． Vinnik和Farra（2002）利用接收函数方法在南非东部地区410上方发现S波低速异常， 认为其可能与溢流玄武岩（flood basalts）有关． Song等（2004）利用三重震相方法在美国西北部发现410上方存在20—90 km厚的低速层， 其可能由部分熔融引起， 并指出地幔转换区可能有较高的含水量． Obayashi等（2006）利用三重震相方法， 发现日本本州北部存在410上方的低速异常体并伴随有410下沉， 而该低速异常体及间断面下沉与地幔深部热物质上涌有关． Tauzin等（2010）利用接收函数方法， 发现410上方的低速不仅局限于前人所研究的板块俯冲或者地幔柱活动区域， 而且在全球大陆地区下方均能观测到． 410上方的低速到底是仅存在于某一深度处， 还是有一定厚度的异常体, 其垂向和水平展布以及低速异常体存在下的410下沉形态等均有待于地震波速精细结构的研究．

图1 本文所用地震位置与台站分布图

中国东部及其邻近海域受到西太平洋板块和菲律宾海板块俯冲的影响， 海域从东到西分布有众多的弧后火山、 海沟， 而大陆区域由华北克拉通、 扬子克拉通及中国南部褶皱带等构造块体构成（图1）． 在如此复杂的构造活动区域， 其内部地球动力学过程是非常复杂的， 开展深部地震波速结构研究确有必要． 地震层析成像结果表明， 中国东部及其邻近海域下方上地幔中存在着复杂的P波速度异常（Huang, Zhao, 2006; Xu, Zhao, 2009; Li, van der Hilst, 2010; Fukao, Obayashi, 2013; 郭慧丽等, 2014）．

基于密集台网资料的三重震相时-距曲线能够敏感地反映小空间尺度的弱速度异常结构的存在， 因而广泛应用于地球内部波速异常体精细结构的研究（Oreshinetal, 1998; Songetal, 2004; Tajima, Nakagawa, 2006; Obayashietal, 2006; Chen, Tseng, 2007;

图2 来自410的三重震相射线路径及相应时-距曲线示意图

Chuetal, 2012; Takeuchietal, 2014）．

考虑到异常体的横向结构变化， 将密集的台站按方位角分为几个小区域， 通过分析三重震相时-距曲线形态， 有助于获得垂向的地震波速结构， 并通过对比各子区域（横向）结构特性， 进而得到拟三维速度异常结构． 本文利用中国数字地震台网的密集地震台站记录到的日本九州下方一次中源地震的波形资料， 采用三重震相时-距曲线法对中国东部海域410附近的地震波速度结构进行研究．

1 方法介绍

在震中距10°—20°范围内， 410速度跃变产生三重震相， 其射线路径见图2a， 相应时-距曲线见图2b． 图中射线路径及时-距曲线是利用目前射线追踪效果较好的FM3D工具包（de Kooletal, 2006）基于AK135速度模型给出的． 从图2a中给出的3种射线路径的差异来看， 三重震相带来更多的是射线拐点处的结构信息， 因而三重震相时-距曲线形态特征可敏感地反映410附近速度结构的变化．

2 数据分析及处理

考虑到具有简单震源过程的地震波形资料有助于识别三重震相， 因此本文选用了中国数字地震台网（CDSN）记录到的日本本州地区2009年9月3日发生的一次震源深度为167.2 km、 震级为mb6.0的中源地震的宽频带波形资料． 地震相关参数引自国际地震中心报告（ISC， 2013）， 详见表1． 通过对比该报告中11个地震相关机构定出的震源深度， 发现其中8个机构给出的深度一致性较好， 位于163—169.4 km之间. 结合本文基于AK135模型计算的pP-P走时差确定出的地震深度， 我们选用了ISC报告利用全球地震记录的pP震相所给出的167.2 km， 如表1最后一列以ISC-pP标识． 震中位置和本文所用中国数字地震台网宽频带三分量台站分布如图1所示．

表1 本文所用地震参数表Table 1 Focal parameters

经过初步分析， 我们选用BHZ分量波形分析P波三重震相， 所有波形数据均进行了去平均和去倾斜预处理． 根据滤波效果对比测试， 对P波三重震相资料进行了0.01—5.0 Hz的带通滤波处理以压制噪声干扰． 考虑到速度结构可能带来的横向变化， 按照方位角大小将研究区域分为Ⅰ—Ⅵ 6个子区域（图1）． 经过人工筛选， 最终获得了各子区域台站的波形资料（图3）， 并用于三重震相时-距曲线分析． 具体分析中， 我们首先基于AK135速度模型进行射线追踪， 获得相应的理论时-距曲线； 然后将其与三重震相观测时-距曲线进行对比， 并根据两者的拟合程度， 采用试错法不断改进速度模型， 以获得最佳拟合效果．

2.1 岩石圈-软流圈边界低速层对三重震相时-距曲线的修订

从图3中的6个子区域P波三重震相以及基于AK135速度模型给出的三重震相时-距曲线形态可以看出， 在6个子区域中P波三重震相观测时-距曲线相对于理论曲线均有整体的延迟， 但Ⅰ—Ⅲ子区域观测时-距曲线相对于理论曲线的延迟量明显小于Ⅳ—Ⅵ子区域． 这种整体时间延迟与地球浅部存在的低速层（Fischeretal, 2010; Artemieva, 2011）或/和震源深度确定误差有关， 而这两者是无法区分的（Tajima, Grand, 1998; Wang, Chen， 2009）．

为了消除这一整体延迟， 本文使用位于岩石圈-软流圈边界处的低速层来修改速度模型． 考虑到中国东部岩石圈厚度为100 km（安美建, 石耀霖, 2006）以及岩石圈-软流圈边界处的低速层厚度大致为100 km （Fischeretal, 2010; Artemieva, 2011）， 我们将本文浅部低速层的深度范围选为100—200 km． 以子区域Ⅱ为例， 我们基于AK135模型（图4a中黑色线）在100—200 km深度范围内引入一个低速层（图4a中红色虚线）， 得到修改后的模型（Mod0Ⅱ）． 利用FM3D进行射线追踪， 获得了如图4b所示的AK135速度模型所对应的黑色射线和修改后的模型所对应的红色虚线的射线路径． 通过对比发现， 由于浅部低速层的存在， 在整个震中距范围内， 红色虚线的一部分射线相对于黑色射线均出现了向下弯曲， 而这会导致三重震相的整体走时延迟．

考虑到不同子区域P波三重震相观测时-距曲线与理论曲线的差异略有不同， 我们针对各子区域选用了不同的浅部低速层来消除整体延时． 类似于上面的例子， 我们获得了如图5所示的各子区域P波三重震相的理论与观测时-距曲线的拟合结果， 相应的含浅部低速层模型分别为： Ⅰ—Ⅱ子区域低速异常值为-3%（Mod0Ⅰ， Mod0Ⅱ）； Ⅲ子区域低速异常值为-4%（Mod0Ⅲ）； Ⅳ—Ⅵ子区域低速异常值为-5%（Mod0Ⅳ, Mod0Ⅴ, Mod0Ⅵ）．

图3 6个子区域的P波三重震相及基于AK135速度模型给出的时-距曲线

随着浅部低速层的引入, P波三重震相观测时-距曲线相对于理论曲线的整体延迟消除了， 但仍然存在局部延迟， 这意味着各子区域下方可能存在着局部低速异常体．

2.2 局部低速异常体对三重震相时-距曲线的影响

考虑到三重震相时-距曲线局部延迟的存在， 在各子区域改进模型（Mod0Ⅰ—Mod0Ⅵ）的基础上， 采用试错法构建了二维速度异常模型， 并利用FM3D进行二维射线追踪． 通过

图4 引入浅部低速层的改进速度模型（a）及相应的射线路径图（b）

对比三重震相理论与观测时-距曲线的拟合程度， 最终保留了两者拟合最好的含局部低速异常体的速度模型． 由于速度异常体的尺度与速度异常大小对时-距曲线的影响存在折中（Songetal, 2004）， 可以通过理论和/或观测三重震相时-距曲线的形态特征来确定异常体的尺度和速度异常的合理范围（李国辉等, 2014）． 在测试了速度异常值的基础上， 我们着重讨论二维速度异常体的宽度（震中距方向展布）和厚度（径向展布）两个参量对时-距曲线的影响．

2.2.1 异常体宽度的确定

异常体宽度的确定需要由沿震中距方向射线间的距离进行限定， 距离太窄不足以改变特定震中距范围内三重震相的理论时-距曲线形态， 而距离太宽则受影响的范围过大． 现以子区域Ⅱ为例， 在给定速度异常值的基础上， 调整异常体宽度， 分析异常体对时-距曲线的影响． 在Mod0Ⅱ模型的基础上， 我们将异常体的厚度定为110 km， 即300—410 km深度， 经过试错确定出速度异常为-3%. 宽度不同的异常体分为： ① 震中距为3.0°—6.6°（此模型定义为TMod1， 下同）； ② 震中距为4.0°—6.6°（TMod2）． 通过对比两种路径（图6a, b）可以看出， 速度异常体较宽的模型， 不仅浅部的射线受到影响， 深部的射线也受到了影响． 通过对比3条理论时-距曲线（图6c）可以发现， 浅部低速异常对三者均有类似的影响， 而局部低速异常较宽的模型（TMod1）所对应的绿色时-距曲线中的BC、CD相对于红色时-距曲线（TMod2）则有明显延迟现象． 这进一步说明射线路径受影响的深度范围更大了， 即影响到了更大震中距上的时-距曲线形态．

2.2.2 异常体厚度的确定

异常体厚度由一定深度内射线拐点的深度范围所限定. 与对宽度的影响类似， 异常体太薄不足以改变特定深度范围内的三重震相理论时-距曲线形态， 而异常体太厚则影响范围过大． 我们同样以子区域Ⅱ为例， 分析异常体厚度的改变对P波三重震相理论时-距曲线的影响． 在Mod0Ⅱ基础上， 将异常体宽度定为2.6°， 即在震中距4.0°—6.6°范围内． 经过

图5 引入浅部低速层的改进速度模型（Mod0Ⅰ—Mod0Ⅵ）所对应的P波三重震相理论时-距曲线与观测波形对比

试错， 我们确定出速度异常为-3%. 厚度不同的异常体分为： ① 350—410 km， 即厚60 km （TMod3）; ② 250—410 km， 即厚160 km （TMod4）． 通过对比两种路径（图7a, b）可以看出， 较厚的异常体对于射线路径影响的深度范围更大． 从图7c中可以看出， TModP3模型对应的理论时-距曲线AO段相对于TmodP4模型对应的AO段延迟量要大一些．AO段对

图6 异常体宽度对射线路径（a, b）和三重震相时-距曲线（c）的影响

应着地球更浅部速度结构信息， 进一步说明了浅部射线路径受到较厚异常体的影响比较明显．

2.2.3 410下沉及与之相关的低速异常

Song等（2004）和Obayashi等（2006）指出， 不仅410上方可能存在着低速异常， 而且410本身也可能出现下沉并在下沉区域伴有低速异常． Ⅱ—Ⅳ子区域观测三重震相时-距曲线的OD段中均存在局部滞后的现象， 这意味着本研究区域的410下方也存在着低速异常． 高温高压矿物物理实验结果表明， 在相对高温的地区， 例如在有上升热柱存在的地区（Obayashietal, 2006;Vinnik, Farra, 2007）， 或大量含水的地区（Deuss, 2009）， 都会出现410的下沉， 且下沉区域表现为相对的低速． 一般来讲， 橄榄石的α--β相变线下降则对应着410下沉． 俯冲板块的残留体会给地球深部带来不同的物质， 如石榴子石、 辉石等， 这些矿物在410附近的相变会导致410结构更为复杂．

单纯410下沉意味着在界面下方存在着一个低速异常体， 只是其速度值等于界面之上的值； 而410下方一般存在低速异常， 其速度值可以不等于界面之上的值． 两种异常对

图7 异常体厚度对射线路径（a, b）和三重震相时-距曲线（c）的影响

时-距曲线影响的差别反映在局部延迟量的大小上， 单纯从走时上， 我们无办法简单区分两者的影响．

3 结果

通过前面的测试分析， 根据各子区域P波三重震相的观测与理论走时曲线延迟的具体情况， 我们在410上或410上、 下同时引入局部低速异常， 进行速度模型修改， 并将相应的理论与观测时-距曲线进行对比， 以获得可信的模型． 已有研究结果表明， 全球多个区域410顶部低速层速度下降了5%左右（Revenaugh, Sipkin, 1994; Songetal, 2004）． 为了获得拟合最优的时-距曲线所对应的速度模型， 我们采用试错法在速度降为5%附近来修改速度结构模型．

根据各子区域局部P波三重震相时-距曲线延迟特点， 我们构建了各子区域的P波速度局部低速异常模型（ModⅠ--ModⅥ）， 如表2所示． 图8给出了各P波速度结构模型相应的理论和观测三重震相时-距曲线的对比． 可以看出， 6个子区域修改后模型对应的理论

图8 各子区域P波观测波形与理论三重震相时-距曲线对比

时-距曲线与观测曲线无论从走时还是整体的形态上都拟合得比较好． 当然， 在一两个子区域的部分震中距上还存在细微的时-距曲线偏差， 如在子区域Ⅳ和Ⅵ20°震中距处． 由于更精确的调试需要更大震中距处观测时-距曲线的约束， 本文在此未作进一步分析． 各子区域添加的异常体参数详见表2．

4 讨论与结论

P波三重震相可以带来其拐点处的信息. 在本文的研究区域中， P波的拐点在地面的投影分布如图9所示． 可以看出， 拐点大多分布在中国东海和黄海中， 即本文给出的速度模型反映了中国东部海域下方的速度结构．

表2 各子区域异常体参数Table 2 Parameters of the abnormalities of subregions

注： 最终可接受的6个剖面上的异常体模型分别以厚度、 宽度和异常幅度表示， 括号中的100—200， 300—400， 410—460/470为相应的深度范围， 而4.0—6.6/7.5/8.0为相应的宽度范围.

图9 P波三重震相拐点在地面投影分布图

图中黑色的小圆点表示各台站相应P波三重震相拐点, 其区域划分如图1所示

Fig.9 Distribution of P triplication turning points projected on the ground图中黑色的小圆点表示各台站相应Black dots are the P triplication turning points related to each station, and sub-regions are same as Fig.1

如表2所示， 除了浅部的岩石圈-软流圈边界附近存在厚度为100 km的低速层外， 研究区域下方的410附近存在的低速异常还具有明显的南北差异． 在中国东部海域北部的子区域Ⅳ—Ⅵ下方410附近的低速异常在间断面之上为110 km厚， 而其下方为50—60 km厚， 其宽度略有变化， 表现为浅部窄深部宽的形态， 低速异常值为4%； 而南部的子区域Ⅰ—Ⅲ则相对复杂一些， 410之上110 km厚的低速异常为5%， 而子区域Ⅰ的410下方没有发现低速异常， 子区域Ⅱ和Ⅲ下方则存在着7%的低速异常， 远比北部子区域大． 结合地震层析成像结果看， 这样的局部低速异常的南北差异与俯冲板块在上地幔及地幔转换区的存在形态密切相关．

地幔中低速异常体一般被认为与地幔热流或由水等挥发分引起的地幔物质熔融有关． Obayashi等（2006）针对日本本州北部410上方存在的低速异常体特性指出， 单纯从温度异常角度不足以解释其低速异常的大小， 而是需要200 K的与地幔中上升地幔热柱相关的高温异常和小于1%的部分熔融才能解释2.2%的低速异常体的存在．

前人对本文研究区域的地震层析成像结果表明（Huang, Zhao, 2006; Li, van der Hilst, 2010）， 410上方存在低速异常体， 但没有热柱存在的迹象． 因而， 本文所发现的跨410的低速异常很可能与水等挥发分导致的地幔矿物部分熔融有关（Hirth, Kohlstedt,1996）．

本文研究区域深部水有两种可能的来源： ① 太平洋板块和菲律宾海板块俯冲进入相对高温的地幔脱水（Zhao, Ohtani, 2009）； ② 富含水矿物在410 km深度附近脱水（Bercovici, Karato, 2003）． 对于前者， 板片在俯冲过程中持续脱水， 在小尺度对流过程中， 脱水不断向地表运移， 甚至到达地表形成火山（Zhao, Liu, 2010）； 而对于后者， 正如Bercovici和Karato（2003）所指出， 地幔转换区中的β、 γ相橄榄石相对于α相橄榄石的含水能力强， 当其中的物质穿透410的时候， 如果达到饱和或过饱和， 则会在410上方发生脱水， 并引发地幔矿物的部分熔融． 熔融体经过化学分异， 轻物质形成的低速层是否能够在410上方稳定地存在， 且该低速层厚度是否与地震观测给出的低速异常体厚度相当？ 周晓亚等（2014）对这一问题进行了分析讨论， 认为无论从重力稳定方面还是从熔融体的生成与消耗之间的质量平衡方面考虑， 熔融体都能稳定地存在于410之上； 但是较之地震观测得到的410上方几十千米厚的低速层， 无论是流体力学（Leahy, Bercovici, 2007）给出的3 km， 还是Bercovici和Karato（2003）给出的10 km， 均不足以很好地说明目前地震学的观测结果． 因此， 410之上几十千米厚的低速层稳定存在的机理仍有待进一步研究．

410下方的局部低速异常体的存在和410下沉均可以造成时-距曲线类似的局部延迟． 在没有明显热异常介入情况下， 滞留在地幔转换区的俯冲残留体受到水等挥发分的影响， 发生部分熔融， 进而产生化学分异， 轻的含挥发分的熔融体上升， 直至转换区顶部（Karato, 2011）．

本文基于中国数字地震台网记录的日本本州地区发生的一次震源深度为167.2 km、 震级为mb6.0地震的宽频带波形资料， 利用二维射线追踪方法给出P波和S波三重震相的理论时-距曲线， 并采用试错法构建出与观测时-距曲线拟合效果最优的低速异常模型， 发现在中国东部海域下方410 km间断面上、 下均存在局部的P波低速异常： 300—410 km深度范围内低速异常为4%—5%， 而410—460/470 km深度范围内的低速异常则达到4%—7%． 结合前人地震层析成像结果， 可以发现该区域不存在明确外源热流， 因而， 本文认为该低速异常与俯冲板片脱水而引起的部分熔融有关．

感谢中国地震局台网中心与国家数字测震台网数据备份中心提供的数据支持以及评审专家对本文提出的宝贵意见．

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Low-velocity anomaly around 410 km beneath the Yellow and East China Seas with P wave triplications

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

Broadband waveform data for onemb6.0 earthquake beneath Honshu, Japan, with focal depth of 167.2 km, recorded by China Digital Seismic Network （CDSN） were retrieved. Through trial-and-error method, the anomalous models beneath the Yellow and East China Seas for the six sub-regions were obtained by matching the theoretical travel-time curves of the P triplications from the modified models for the six sub-regions by using 2-D ray tracing with the observed ones. The local lower velocity anomaly appears around the 410 km discontinuity. Above the discontinuity, the P wave velocity decreases by 4%—5% from 300 km to 410 km and below the discontinuty, the velocity decreases by 4%—7% from 410 km to 460/470 km. Because thermal flow was not observed by former seismic tomographic results, the local low velocity anomaly should be due to the partial-melting caused by the dehydrated water from subducting slab.

P wave triplication; low velocity anomaly; Yellow and East China Seas

10.11939/jass.2015.01.001.

国家自然科学基金（41274092）资助.

2014-10-14收到初稿， 2015-01-07决定采用修改稿.

e-mail: yzzhou@ucas.ac.cn

10.11939/jass.2015.01.001

P315.63

A

眭怡， 周元泽. 2015. 利用三重震相探测中国东部海域410 km深度低速层. 地震学报, 37（1）: 1--14.

Sui Y, Zhou Y Z. 2015. Low-velocity anomaly around 410 km beneath the Yellow and East China Seas with P wave triplications.ActaSeismologicaSinica, 37（1）: 1--14. doi:10.11939/jass.2015.01.001.