周少贤 薛 梅

1） 中国上海 200092 同济大学海洋地质国家重点实验室

2） 中国上海 200092 上海佘山地球物理国家野外科学观测研究站

引言

阿拉斯加位于太平洋板块与北美板块之间的主动大陆边缘的北部，是一个复杂的地质单元，构造活跃，形成了阿留申—阿拉斯加俯冲带和阿留申岛弧。该地区由不同地质时期的增生地体组成，通过不断的向北汇聚和长距离运移依次叠加增生形成当前的构造分布特征。这些增生地体由一系列右旋走滑断层将其与北美大陆分隔开，由南向北依次形成了南部边缘复合地体（southern margin composite terrane）、兰格尔复合地体（Wrangellia composite terrane）、育空复合地体（Yukon composite terrane）和北极阿拉斯加地体（Arctic Alaska terrane）（图1），所有地体都经历了复杂的内部变形和不同程度的变质作用。

图1 阿拉斯加构造背景图两个箭头分别给出了太平洋板块向北美板块俯冲的速度（DeMets，Dixon，1999）和亚库塔特地体向北美板块俯冲的速度（Sauber et al，1997）。F1：廷蒂纳断层；F2：迪那利断层；F3：塔基特纳断层；F4：接触断层；F5：边界山脉断层，下同Fig. 1 Tectonic settings of AlaskaThe two arrows represent subduction velocity of Pacific Plate to North America Plate （DeMets，Dixon，1999） and Yakutat Plate to North America Plate （Sauber et al，1997）. F1： Tintina fault；F2：Denali fault；F3：Talkeentna fault；F4：Contact fault；F5：Border Range fault，the same below

太平洋板块向阿拉斯加边缘下方的俯冲始于距今55 Ma 前，目前正以约52 mm/a 的速度沿NNW 方向向北美板块推进（DeMets，Dixon，1999），引发了丰富的构造活动，因而地震分布密集，并在西部的阿拉斯加半岛形成岛弧，火山在地表喷发形成阿留申火山岛链。中部的亚库塔特（Yakutat）地体约50 Ma 前形成于北美西海岸（Christensen，Abers，2010），始新世开始在夏洛特皇后-菲尔维特（Queen Charlotte-Fairweather）右旋转换断层作用下向北迁移，与太平洋板块耦合并在约35 Ma 前与阿拉斯加南部边缘碰撞进而向下俯冲，俯冲速度约45 mm/a（Sauberet al，1997）。

亚库塔特地体与太平洋板块耦合形成的复合地体向北美板块下方浅角度俯冲，引起了地壳增厚、楚加奇（Chugach）山脉隆升、阿拉斯加南部广泛变形等一系列构造运动，并形成了迪那利火山空区、亚库塔特地震空区（Pageet al，1989）等特殊构造（Enkelmannet al，2009；Miller，Moresi，2018）。阿留申火山链沿着西部的阿留申岛弧向东延伸，中止于斯普尔（Spurr）和海因斯（Hayes）火山附近，在与兰格尔火山区之间形成迪那利火山空区，其中只有3 000 年前形成的马尔斯（Buzzard Creek Maars）小体积锥形火山爆发，玄武岩岩浆喷出（Eberhart-Phillipset al，2006）。兰格尔火山区从26 Ma 前开始喷发了多次（Richteret al，1990），火山活动活跃。

目前已有许多研究利用不同类型的地球物理数据和方法来研究阿拉斯加区域的俯冲构造特征和壳幔精细结构，其中：体波层析成像（Zhaoet al，1995；Eberhart-Phillipset al，2006；Qiet al，2007；You，Zhao，2012；Gouet al，2019）、背景噪声层析成像（Ward，2015；Jianget al，2018）、瑞雷波相速度层析成像（Wang，Tape，2014）基本给出了阿拉斯加中南部亚库塔特地体的位置和几何形态；SKS 横波分裂及各向异性层析成像给出了阿留申岛弧和亚库塔特地体附近各向异性的分布情况，并为绕板块边缘的环形地幔流模型提供了证据（You，Zhao，2012；Venereauet al，2019）。另外，接收函数研究揭示出不同增生地体的地壳厚度变化（Miller，Moresi，2018；Zhanget al，2019），尤其是迪那利断层两侧变化明显。然而，该区域当前仍有诸多未解决的问题（Jadamec，Billen，2012；You，Zhao，2012；Wang，Tape，2014；Martin-Shortet al，2018），例如太平洋俯冲板块与亚库塔特地体的关系、迪那利空区下方的速度结构及空区成因、兰格尔火山区下方是否存在俯冲板块以及兰格尔火山区的成因等。

在阿拉斯加地区布设的USArray 台网填补了该地区西部和北部区域的大片空白，走时数据由Array Network Facility （ANF）网站提供。该台网的台站分布较为均匀，为精细研究阿拉斯加地下深部结构提供了数据基础。本文拟基于该台网的最新到时数据采用双差层析成像方法进行地震精定位，以此来反演阿拉斯加地区地壳和上地幔三维速度结构。鉴于本研究所用数据丰富，所选用的双差层析成像方法考虑了介质结构的空间变化而使地震定位精度提高，使用相对到时数据可以得到震源区的精细速度结构，因此综合以上因素可以获得该地区较以往结果精度更高的三维速度结构，藉此对该区域所存争议问题提供新的约束。

1 数据和方法

1.1 数据

本次研究从ANF 提供的到时数据中提取出阿拉斯加地区（160°W—138°W，56.5°N—67.5°N）2015 年1 月到2020 年7 月的初至P 波和初至S 波（Pg，Sg，Pn，Sn，P，S）震相数据。原始数据为345 个台站记录到的5 638 个地震事件，图2 为研究中使用的地震和台站分布图。为保证反演的可靠性，我们首先按照以下标准进行数据筛选：① 每个地震事件至少被8 个台站记录到；② 地震事件的震中到台站的距离最大为1 000 km；③ 地震对之间的距离最大为50 km，最小为0.10 km；④ 每个地震事件最多可以组成50 个地震对。根据拟合的地震波走时曲线去除偏差较大的震相数据（Xinet al，2019），筛选前后的数据如图3 所示。然后采用hypoDD 方法（Waldhauser，Ellsworth，2000）提取相对走时数据，这样，最终筛选出用于阿拉斯加地区层析成像的数据为5 556 个地震事件的22 万9 007 条P 波绝对到时数据、5 万9 835 条S 波绝对到时数据、270 万6 502 条P 波相对到时数据和74 万5 667 条S 波相对到时数据。

图2 本文所用的地震和台站分布图Fig. 2 Distribution of events and stations used in this study

图3 筛选前（a）、后（b）的P 波和S 波时距曲线黑线代表拟合的时距曲线，绿线代表观测与拟合的到时差为±10 s，反演中仅保留绿线以内的震相数据Fig. 3 Time-distance curves of P and S waves before （a） and after （b） selectionThe black line represents the fitting time-distance curve，and the green line represents the difference of arrival time between observation and fitting is ±10 s，only the seismic phase data within the green lines are retained to ensure the data quality

1.2 双差层析成像方法

双差层析成像方法（TomoDD）是将双差地震定位法引入层析成像反演，同时进行速度结构反演与地震重定位的方法（Zhang，Thurber，2003），通过使用相对走时数据和绝对走时数据联合反演震源位置参数和三维速度结构。根据射线理论，震源i到地震台站k的观测到时与理论到时之间的残差为

式中，Δm＝（Δx，Δy，Δz）为震源位置扰动，Δτi为发震时刻扰动，Δu为慢度扰动，s为射线路径。设为震源j到地震台站k的观测到时与理论到时之间的残差，将同一观测台站k记录的地震事件i的残差减去地震事件j可以得到双差为

式（1）是用绝对到时数据确定研究区的大尺度速度结构和绝对震源位置，式（2）是用相对到时数据确定震源区附近的精细速度结构和相对震源位置（左可桢，陈继锋，2018），通过式（1）和式（2）对震源位置和速度结构的联合反演可以得到更高精度的地震定位结果和三维速度结构。本文利用区域尺度的双差层析成像方法，用规则网格节点构建初始模型，使用伪弯曲射线追踪技术进行正演走时计算，采用阻尼最小二乘分解算法（least squares QRfactorization，缩写为LSQR）进行反演，使用棋盘检测板测试及节点周围射线空间分布的偏导加权之和（derivate weight sum，缩写为DWS）来检测反演结果的分辨率。

1.3 参数选择

为了减小初始一维速度模型对反演结果的影响，依据前人在该区域地震层析成像研究使用的初始模型和结果进行反复试验和综合分析，最终采用Eberhart-Phillips 等（2006）所使用的走时残差均方根最小的初始一维速度模型（表1），纵横波波速比初始值在0—70 km 深度设置为1.75，在70—200 km 设置为1.71 （van Stiphoutet al，2009）。反演过程中水平方向的网格间隔为0.5°×0.5°，垂向网格位于0—200 km 深度（步长为20 km），任意一点的速度值可以由周围八个节点的速度值插值得到。

表1 本文所采用的初始一维速度模型（Eberhart-Phillips et al，2006）Table 1 Initial ID velocity model used in this study（Eberhart-Phillips et al，2006）

在双差层析成像中采用阻尼LSQR 算法求解反演方程，用阻尼参数和平滑因子的大小约束结果的稳定性。在选取最佳参数的过程中，利用L 均衡曲线（Hansen，O’Leary，1993）在5—5 000 之间搜寻平滑因子，在20—2 000 之间搜寻阻尼参数。经过不同的组合计算，最终选取平滑因子200 和阻尼参数600 作为最佳参数组合（图4）。经过10 次迭代反演，走时残差的均方差从1.878 9 s 降至0.244 9 s，P 波和S 波反演残差较初始值显著降低。

图4 阻尼参数及平滑因子权重均衡曲线Fig. 4 Trade-off curves of damping and smoothing weight parameters

2 反演结果

2.1 模型分辨率测试

为检验速度结构反演的可靠性和空间分辨能力，进行棋盘检测板测试。首先在初始速度模型0.5°×0.5°的网格点中输入±5%正负相间的速度扰动合成理论棋盘模型，然后用棋盘模型计算理论走时并反演模型参数，通过观察反演结果对理论棋盘模型的恢复程度来判断反演结果的可信度（刘伟等，2019），结果如图5 所示，可见：在0—100 km 深度，射线密度较大，具有良好的分辨能力；而在100—200 km 深度由于射线稀疏，分辨率相对较差，仅贝尼奥夫带附近区域的分辨率较高。

图5 研究区不同深度水平剖面的vP 棋盘测试结果（白色实线内部为DWS＞1 000 的区域）Fig. 5 Checkerboard test results of vP at different depths in the studied area where the white solid line delineates the area with DWS＞1 000

除棋盘测试外，成像结果还可以用DWS 值来判断。DWS 值表征节点周围射线的空间分布，对每一段射线路径进行距离加权，因此DWS 反映的是模型节点周围的相对射线密度，较不加权的射线总和更加可靠（莘海亮等，2020）。模型分辨率值与DWS 值的关系图表明DWS 值越大，射线分布越密集，分辨率越高（Thurber，Eberhart-Phillips，1999；Thurberet al，2007；Zhang，Thurber，2007）。本文参考前人双差层析成像研究的参数选择，并结合棋盘测试结果，最终选择保留DWS 值大于1 000 的区域，以确保成像结果的可靠性。下面将以棋盘测试结果为依据，对水平和竖直剖面图中P 波速度的主要特征进行识别和简析.

2.2 水平剖面速度分布

图6 给出了不同深度处P 波速度结构的水平剖面，针对每个深度的水平剖面将重定位后震源深度位于该剖面所在深度以上10 km 至该剖面以下10 km 深度范围内的地震也投影至该深度速度剖面上，可见该区域内地壳和上地幔的P 波速度结构具有很强的横向非均匀性。

对于10 km 深度剖面（图6a）：西部的低速异常对应于阿留申火山链；中部的低速异常对应于阿拉斯加中南部新生代的沉积盆地（图6a 红色虚线所示）（Zhaoet al，1995；Eberhart-Phillipset al，2006；You，Zhao，2012），如库克湾（Cook Inlet ）盆地、铜河（Copper River）盆地、塔纳纳（Middle-Tanana）盆地、育空（Yukon Flat）盆地；剖面上零星散布着高速异常，其中主要三处均与超镁铁岩形成的山脉或岛屿的空间位置相对应，最显著的是楚加奇山脉（图6a 蓝色虚线所示），该山脉被认为与太平洋-亚库塔特复合板块浅俯冲作用引起的激烈造山运动有关（Ferriset al，2003；Jadamecet al，2013）。在25 km 深度剖面上，阿留申火山链之下的低速异常仍然存在，且迪那利空区之下也存在低速异常（图6b）。在45 km和60 km 深度剖面（图6c，6d）上，阿留申火山链下方依然分布着低速异常，与浅部相比范围有所扩大且位置更加偏北；岛弧低速异常的南侧则是大片高速异常，该异常对应于太平洋俯冲板块；东部兰格尔火山区下方则为分布范围较大的低速区（图6c）。

图6 阿拉斯加地区不同深度处P 波速度结构Ⅰ. 育空盆地；Ⅱ. 塔纳纳盆地；Ⅲ. 铜河盆地；Ⅳ. 库克湾盆地Fig. 6 P-wave velocity structure in Alaska at different depthsⅠ. Yukon Flat basin；Ⅱ. Middle-Tanana basin；Ⅲ. Copper River basin；Ⅳ. Cook Inlet basin（a） 10 km；（b） 25 km；（c） 45 km；（d） 60 km；（e） 80 km；（f） 100 km；（g） 120 km；（h） 140 km；（i） 180 km

10 km 和45 km 深度剖面（图6a，6c）上呈现的另一个主要特征是迪那利断层南北两侧形成的明显的P 波速度对比，这与前人的研究结果相一致（Allamet al，2017；Jianget al，2018；Miller，Moresi，2018；Ward，Lin，2018）。在10 km 深度剖面上P 波速度南侧高而北侧低，是构造岩性不一致而造成，北部主要为变质沉积岩，南部为速度较高的火成岩（Allamet al，2017）；在25 km 和45 km 深度剖面（图6b，6c）上，P 波速度北侧高而南侧低，是由于莫霍面的深度由南向北逐渐过渡而导致，南部的兰格尔复合地体莫霍面较深，向北部的育空复合地体逐渐变浅（Allamet al，2017）。

在80—180 km 深度剖面（图6e-6i）上，沿阿留申火山链下方的低速异常范围扩大，其位置正好对应于地幔楔区域，而低速异常南侧的高速异常和60 km 深度剖面上的高速异常相比宽度变窄，推测是由于剖面深度已经到达了海洋岩石圈以下，仅能够对俯冲到这些深度的太平洋海洋岩石圈采样，因而呈现平行于岛链的窄条带状高速异常且随着深度的增加该异常向西北移动，并与地震的空间分布相对应，表明这些高速异常的确对应于俯冲到地幔里的太平洋板块。需要注意的是，对应于前人标识的亚库塔特地体处的高速异常的位置逐渐向北推移，证明该高速体为低角度俯冲。另外在这些深度剖面上，紧邻俯冲板块高速异常的南侧有平行于海沟的低速异常，这种板下低速异常在俯冲带速度层析成像中常见，通常与板块弯曲相关的地幔变形过程有关（Eberhart-Phillipset al，2006）。

2.3 垂直剖面速度分布

为了更好地分析深部速度结构的横向变化特征，我们分别沿垂直和平行于阿留申岛弧方向以及NW-SE 和ENE-WSW 方向穿过兰格尔火山区抽取了10 条垂直剖面的速度图，剖面位置见图6i，并将重定位后剖面两侧各10 km 范围内的地震投影至对应的速度剖面上，以便研究速度结构与地震分布之间的关系，其结果如图7 所示。可见贝尼奥夫带和代表俯冲板块的高速体在海沟不同位置的倾角发生变化，从西部沿阿留申岛弧的倾斜俯冲（图7a-c）转变为中部亚库塔特地体下方的浅角度俯冲（图7d-f）。

在阿拉斯加-阿留申俯冲带中部的亚库塔特地体轮廓区内与俯冲方向及亚库塔特地体边界近平行的剖面DD′，EE′和FF′（图7d-f）上，可以观察到与地震空间分布相符的低速带，对应于亚库塔特地体与太平洋板块发生耦合的板块上地壳，其下的高速板块对应于俯冲板块下地壳和地幔的高速异常。

GG′G′′ 和HH′H′′ 分别是沿着俯冲板块50 km 和100 km 两条等深线做的剖面（图7g 和7h），可以清晰地看到：在50 km 和100 km 深度存在高速异常，且与地震活动性和俯冲板块对应较好；在GG′G′ 剖面上，亚库塔特地体下方50 km 深度的地震主要分布于太平洋板块与亚库塔特耦合地体的低速层里；在HH′H′ 剖面上，50 km 深度处有一个高速体，该高速体可能指示了北美大陆岩石圈的地幔，该高速体在阿留申岛弧下并未被观测到，这与岛弧下地幔楔因流体释放，岩石的熔点降低发生部分熔融从而该处的地震波速度降低有关；在马尔斯火山下方未观察到低速异常。

图7 不同位置的P 波速度垂直剖面图（剖面位置见图6i，白色实线以上代表DWS＞1 000 的区域）Fig. 7 vP models along ten cross sections at different positions （The profile location is shown in Fig. 6i，and the region above the white solid line is the region with DWS＞1 000）

东部的剖面II′和JJ′以交叉的方式穿过兰格尔火山区（图7i 和7j）。ENE-WSW 向的II′剖面穿过亚库塔特地体和兰格尔火山区，亚库塔特的地震分布于低速区内部，其下方的高速异常由西向东延伸，中止于145°W 附近，形成了一个明显的高低速分界线，这可能代表亚库塔特地体东部边界与兰格尔火山区之间的分界；兰格尔火山区下方为低速异常，可达地下75 km深度，这可能代表火山区下方的岩浆室。在平行于地表断裂带走向NW-SE 向的JJ′剖面上，兰格尔火山区下方的低速异常主要集中在NW 侧的火山区下方，而SE 侧的火山下方未观测到低速异常。

3 讨论与结论

3.1 阿留申俯冲带深部速度结构

太平洋俯冲板块在西部的阿留申岛弧附近的俯冲倾角较大：沿NNW-SSE 俯冲方向的剖面AA′，BB′和CC′（图7a-c）上，高速异常与贝尼奥夫带相对应，勾勒出太平洋俯冲板块的形态，且CC′剖面反映太平洋俯冲板块的俯冲倾角沿NE 方向有所减小。从地表到80 km 深度附近，板块俯冲的倾角较缓，80 km 以下板块俯冲的倾角逐渐变陡，与前人的结果（Eberhart-Phillipset al，2006；Qiet al，2007）一致。许多中等深度的地震发生在俯冲板块的上表面边界或者板块上部，终止于200 km 左右深度（图7a-c），其成因可能与俯冲洋壳的脱水有关（Hackeret al，2003）。火山岛弧下方的地幔楔表现为低速异常（图7a-c），可能是由于在该深度范围内的俯冲板块发生脱水反应释放流体，使弧前上地幔楔发生蛇纹石化，并且导致橄榄岩的固相线降低从而引起部分熔融，为地表的火山提供岩浆。

沿阿留申岛弧继续向东，进入太平洋—亚库塔特复合板块俯冲带，俯冲角度变小（图7df），从地表到60 km 深度附近该复合板块的倾角较小，60 km 深度以下倾角变大，与该区贝尼奥夫带的形态一致，其俯冲角度明显小于西侧的太平洋俯冲板块（图7a-c）（Gouet al，2019；Venereauet al，2019），上方成像显示出明显的低速异常，下方为高速异常。该区域亚库塔特地体与太平洋板块发生耦合，形成异常厚的海洋洋壳，厚度达24—27 km （Christesonet al，2010），为正常洋壳厚度的两倍。亚库塔特板块发生脱水反应、释放流体的区域集中于亚库塔特板块的上地壳（Chuanget al，2017）。俯冲板块下地壳和上地幔的结晶基底为镁铁质的海洋高原（Christesonet al，2010），对应于下方的高速异常。从沿着俯冲板块50 km 和100 km 两条等深线的垂直速度剖面（图7g 和7h）看，阿留申岛弧从西侧的太平洋板块过渡到东部的亚库塔特地体是比较平滑的，无明显的板块撕裂现象。

亚库塔特俯冲区的地震主要发生在低速带内部（Kissling，Lahr，1991；Eberhart-Phillipset al，2006），不同于其西侧的太平洋俯冲板块的板内地震主要发生在高速带。该板块上地壳发生脱水反应改变了岩石的应力状态而使其破碎，因此该低速区的地震活动非常强烈（Hackeret al，2003）。再加上铁镁质的下地壳和上地幔普遍无水，缺乏蛇纹石，地震活动性低，因此无法形成双地震带，地震活动仅局限于低速带内部。俯冲带的数值模拟表明，浅角度俯冲通常导致上覆板块压缩，引起岛弧区的地壳增厚和造山运动（Rondenayet al，2010）。此处由于兰格尔复合地体被挤压在南部的阿留申—阿拉斯加俯冲带与北部的迪那利断层之间，亚库塔特浅角度俯冲导致地壳中压应力增加（Schultz，Aydin，1990），引起地壳增厚和楚加奇山脉隆升。

3.2 中部迪那利火山空区速度结构及成因分析

亚库塔特地体的浅俯冲作用还导致阿留申岛弧东部边缘的斯普尔火山与兰格尔火山区之间形成了迪那利火山空区。在25 km 深度剖面上，迪那利火山空区下方存在低速异常，但在45 km 深度剖面上，相较于兰格尔火山区下方大规模的低速异常，迪那利火山空区下方的速度较高，表明此处缺乏岩浆。一方面由于亚库塔特地体不断地向陆地推进，太平洋俯冲板块的地幔楔向陆地迁移，地幔楔循环减弱并发生冷却，产生的熔体减少，且亚库塔特地体与太平洋板块耦合后俯冲板块的脱水反应仅发生在海洋上地壳，流体的释放限制在60—80 km深度（Chuanget al，2017）。由于温度和压力的条件限制，无法产生足够的熔体而引起火山作用（Rondenayet al，2010；Chuanget al，2017）。另一方面由于俯冲带与迪那利断层系统之间的地壳呈压缩状态，地壳压应力增加会引起部分地壳裂隙的闭合，抑制岩浆通过地壳上升，阻断熔体向地表运移（McNamara，Pasyanos，2002）。以上双重作用导致地表形成了火山空区。

3.3 东部兰格尔火山区的深部结构及构造意义

我们在II′剖面中看到俯冲板块高速异常由西向东延伸（图7i），在145°W 附近终止，因此存在一个明显的高低速分界线，这可能代表亚库塔特东部边界与兰格尔火山区之间的界线（Wang，Tape，2014；Feng，Ritzwoller，2019）。兰格尔火山区下方低速异常的深度可达75 km（图7i 和7j），推测与火山下方的岩浆活动有关（Martin-Shortet al，2018；Feng，Ritzwoller，2019；Gouet al，2019），且低速异常主要集中在西北侧的火山区下方，而东南侧的火山下方未观察到，说明岩浆活动主要来源于西北侧。Venereau 等（2019）的横波分裂观测结果显示阿留申海沟附近的快轴方向平行于板块走向，而东北板块边缘附近的快轴方向发生旋转，表明板块边缘附近存在沿逆时针方向的环形地幔流，与Jadamec 和Billen （2010）的模拟结果相似，因此与板块边缘环形地幔流相关的上升流导致了地幔物质上涌，为兰格尔火山区提供岩浆（Martin-Shortet al，2018；Venereauet al，2019）。火山区下方未观测到俯冲板块高速异常，可能是由于该区域的分辨率限于地表下方0—80 km 深度范围内，更深部射线采样不足。也有观点认为由于板块边缘逆时针循环的地幔流使兰格尔俯冲板块的P 波速度异常减弱，不易被观测到（Jianget al，2018）。因此需要更多远震层析成像结果来约束此处的速度结构。

3.4 结论

本文采用双差层析成像方法，利用2015—2020 年ANF 网站提供的阿拉斯加地区的P 波和S 波走时资料进行了地震重定位，并获得了阿拉斯加地区的地壳和上地幔三维速度结构，主要结论如下：

1） 研究区域地壳上地幔速度结构存在明显的横向非均匀性，P 波速度分布与地表地形和地质构造相关。阿留申俯冲带沿岛弧不同位置的俯冲角度发生变化，西侧的俯冲倾角较大，俯冲板块上方地幔楔的低速异常与俯冲板块脱水引起的火山岩浆活动有关；东侧亚库塔特地体向北增生，与太平洋板块发生耦合，板块俯冲倾角减小，地体使中部南端的地壳压应力增加，引起地壳增厚、楚加奇山脉和阿拉斯加山脉隆升；俯冲板块上地壳脱水导致上地幔楔蛇纹石化从而形成低速带，脱水改变应力状态使岩石破碎触发地震。从西侧的深俯冲到东侧浅俯冲过渡平滑，未观测到明显的板块撕裂。

2） 迪那利火山空区下方25 km 深度处存在低速异常，但45 km 深度的P 波速度明显高于东部的兰格尔火山区，表明此处缺乏岩浆。迪那利火山空区的形成与亚库塔特地体向陆地运动所导致的双重结果有关：一是导致阿拉斯加—阿留申俯冲带的地幔楔冷却，减少熔体的产生，且板块上地壳释放流体的深度较浅，温度和压力条件限制了熔体的生成；二是地壳压应力增加引起部分地壳裂隙的闭合，抑制了岩浆通过地壳的上升，阻断了熔体向地表运移。

3） 亚库塔特地体的东部边界与兰格尔火山区低速异常之间存在明显的分界，兰格尔火山区下方与岩浆活动有关的低速区集中在西北侧，与太平洋—亚库塔特板块边缘逆时针循环的环形地幔流相关的上升流成为兰格尔火山区的岩浆来源。