地球内部地震波速度结构是地球物理学家关注的重点之一，其为地球内部物质组成的研究提供基本的约束，而确切的物质组成有助于对地球内部物质运移以及地球表面构造运动过程的理解. 地幔转换区410和660km 间断面的全球性存在及其俯冲带作用下的起伏形态与复杂结构都已经得到了很好的了解，相关的高温高压矿物研究也对这样的速度结构所对应的矿物相变或者成分构成及变化给出了较好的解释^[1-3].

与地球浅表构造过程密切相关的上地幔浅部的速度界面也有很多报道，如220 km 深度处的Lehman 面等^[4-6]. 基于特定震相多重路径(triplication)走时曲线、特定强震相的前至震相(precursors)走时与慢度以及接收函数等给出的地幔速度结构信息，人们发现250至330km 深度之间可能存在弱的速度界面^[7-11]. 这样的速度界面与柯石英(coesite)到斯石英(stishovite)的转换或者是含过量二氧化硅的单斜辉石中析出斯石英有关^{[10, 12-13]}. Natsukage 等(2005) ^[14]则进一步指出，斜方辉石到单斜辉石的相变对应着300km 深度速度界面，也即一些研究者给出的250～330km 深度内的X 间断面^{[9, 12]}.

由于此前250～330km 深度附近的速度界面研究所使用地震波形资料的频率相对较低，对该界面存在形态的分辨能力较弱^[13]，从而意味着对该界面起伏形态及相应的性质认识也就缺乏很好的约束. 随着高密度高敏感度地震台网的布设，短周期乃至宽频带台网资料不断积累，对弱间断面进行精细研究成为可能. 基于台网/台阵资料的叠加处理可以有效地增强来自特定速度界面的弱次生震相. 为了更好地研究上地幔间断面的存在，中深源地震资料的使用是一个好的选择. 就中深源地震而言，地震波离开震源到达附近的地幔间断面的深度距离比较小，因而具有较小的Fresnel区，有助于来自同一界面的转换震相通过叠加方法来提取并确认，从而研究相应的速度界面的结构^[15-16].

考虑到汤加—斐济地区具有丰富的中-深源地震可以在70°左右的震中距为日本高密度地震台网(Hi-net)所记录到，本文利用Hi-net台网的波形资料的叠加图像来寻找汤加—斐济地区300km 附近速度界面的SdP离源下行次生转换震相(如图 1所示)，并据此获得间断面速度跃变及起伏，以分析俯冲板块存在而引起的温度异常和物质差异对该界面存在及形态的影响.

图 1

Fig. 1

图 1 射线路径示意图 标有震相P和SdP对应的实线为P波，虚线为S波. Fig. 1 Schematic illustration of ray paths of the direct P and SdP converted at depth d The solid line with arrows is for P wave and the dashed line is for S wave.

Hi-net具有高密度的地震台站覆盖(如图 2) ^[17]. 日本防灾科学技术研究所通过网络(http://www.hinet.bosai.go.jp)实时提供2004 年以来的该台网近800个地震台站连续波形记录. 这些资料对认识地球深部物质运移过程有很大的帮助，尤其是日本及其周边的西北太平洋地区^[18-19].

图 2

Fig. 2

图 2 Hi-net台网的台站分布图[17] Fig. 2 Station distribution of Hi-net[17]

由于本文使用下行SdP 次生转换震相来研究300km 附近的速度界面，这就需要一方面避免较强的多次波和反射震相pP 等强震相的可能干扰，同时相对小的Fresnel 区以保证波形资料叠加效果^[15]，因此，我们选用了源深为145～219km 之间的地震. 一般地，震级较大的地震所具有的复杂源时间过程，其可能会对弱次生震相的识别形成干扰，而地震过弱又会导致相对的背景噪声强，即使使用叠加处理也无法获得清晰可信的次生震相，因此地震震级也受到一定的限制. 本文中，我们选用震级为mb5. 0～6. 0，以保证震源时间函数相对简单且一般时长不超过4s，同时又可以有足够好的信噪比. 基于这些限制，我们收集了2004年以来的6个汤加—斐济地区地震(分布如图 3) 为Hi-net记录到的垂向短周期波形资料，相关的地震参数见表 1. 由于震源深度对转换点深度的确定影响较大，而利用局部地区的地震台网来进行震源深度确定并不能获得很好的深度精度，因而本文中2006年(含2006年)的地震位置及深度参数来自具有较高深度定位精度的EHB^[20]数据库(http://www.isc.ac.uk/EHB/index.html)，而2006年以后的地震参数则来自地震矩张量解报告(http://www.globalcmt.org).

图 3

Fig. 3

图 3 本文使用的地震分布图 其中震源矩张量解来自http://www.globalcmt.org.地震EV. 2没有矩张量解以黑点表示. 等值线给出的是俯冲带在地幔中存在的深度分布[31]. Fig. 3 The distribution of events used The focal mechanisms labeled with beach balls are the CMT from http://www. globalcmt.org and the solid circle for others.The contour lines are for the extension of the Benioff-Wadati slab in the Earth’s interior[31]. The distribution of events used The focal mechanisms labeled with beach balls are the CMT from http://www.globalcmt.org and the solid circle for others. The contour lines are for the extension of the Benioff-Wadati slab in the Earth’s interior[31].

我们从日本防灾科学技术研究所的数据网站提取了表 1 所列6 个地震的Hi-net台网记录的波形资料. 考虑到0. 2～1. 0 Hz频带范围内的信号对于地幔速度界面具有较好的分辨能力^[21]以及很好的噪声压制能力，在波形资料预处理中，我们对所收集到的资料进行0. 2～1. 0 Hz的带通滤波处理，并人工筛选去除受脉冲噪声或者其他干扰影响的波形记录.

表 1(Table 1)

表 1 本文所用地震及相关参数列表 Table 1 Events used and parameters estimated

表 1 本文所用地震及相关参数列表 Table 1 Events used and parameters estimated

相对于一维地球速度模型PREN^[22]，IASP91^[23]以及AK135^[24]模型中的强的速度界面，如Noho面、核幔边界、内外核边界等，地幔间断面相对是比较弱的. 在提取与之相关的SdP 转换震相时，一般利用叠加方法来压制噪声以提高该次生震相的识别能力. N次根倾斜叠加方法能够非常有效地用于提取次生震相^[25-28]. 该方法常用于从单地震的台网波形资料中提取近源一侧的来自地幔间断面的SdP 次生震相^{[1, 29]}；也可以用于从单台站多地震的波形资料中提取近台一侧的PdS 次生转换震相^[30]. 考虑到Hi-net实际可用台站比较多，且资料质量较高，我们将信噪比超过3的波形资料按照质量和台站分布情况进行分组并分别进行叠加处理，以期进行相同地震以及不同地震的叠加结果的对比分析，从而获得速度界面的起伏特性.

本文中，目标震相SdP 位于强的直达P 和pP 震相之间. 在叠加处理过程中，我们选择直达P 为参考震相，其走时值均归为0，因而直达P 在叠加图上出现在走时差和慢度差均为0的位置，而其他后续震相的走时差和慢度差值均是相对于直达P 出现位置而言的. 在具体叠加处理中，我们将各分组的资料基于直达P 最强的峰值进行对齐并分别对各波形资料进行归一化处理，进而据此进行4 次根倾斜叠加处理，可以获得各地震-台网分组的走时差-慢度差域的相对幅度分布. 为了更清晰地显示弱次生震相，我们进一步求取叠加图的包络线并求取20倍的以10底对数值，据此可以绘制出走时差和慢度差域的灰度图(vespegram). 通过比较灰度下限，根据下行次生转换震相SdP 相对于直达P 的理论走时差和慢度差的关系，可以从灰度图中读取出慢度差理论值±0. 1s/(°)范围内的次生震相SdP，进而基于一维全球模型IASP91 反算出相应的转换点深度及位置. 为了更好地进行对比，我们保留了部分超出慢度差范围但深度在300km 附近的转换点作为参考使用. 更详细的资料分析处理过程可以参看臧绍先和周元泽(2002) ^[27].

为了分析整个Hi-net和分区子台网资料的叠加结果的异同，我们选用了表 1中的Ev. 1作为示例来进行分析. 将Hi-net台网分成了7 个子台网，在图 4中以H1—H7表示，相应的子台网记录中选择信噪比最好的60 个波形资料进行4 次根倾斜叠加处理. 同时作为对比，我们自Hi-net台网记录中选用了信噪比最好的60 个波形资料也进行同样的叠加处理，相应的台站分布在图 4中以HI表示. 图 5a为HI子台网资料的倾斜叠加结果，从该图上可以看出在316km 处对应着比较明显的SdP 次生震相. 图 5b—5h给出了由南到北的各子台网资料的叠加结果，从中可以看出310～322km 深度处对应着比较明显的且具有相当一致性的SdP 次生震相. 每个子图上的深度差异与局部小的速度跃变的起伏以及走时差数据读取造成的误差有一定的关系^[16]. 同时我们注意到图 5c，5d，5f分别有一个与410km 速度间断面相关的次生震相SdP. 该震相给出了410km 间断面在冷的俯冲带影响下的抬升形态，即深度在368 和392km 深度附近. 这跟相关研究结果给出的形态^[32-33]是一致的. 从各子图叠加上次生震相强度的差异来看，300km 深度附近的速度界面比410km 间断面的速度跃变量要大.

图 4

Fig. 4

图 4 地震Ev. 1各子台网台站分布图 Fig. 4 The station distributions of the sub-networks for the Ev. 1

图 5

Fig. 5

图 5 地震Ev. 1的Hi-net台网及各子台网最好的60个波形记录的4次倾斜叠加灰度图 灰度图横坐标为相对于直达P震相的走时差△t，纵坐标为相对于直达P震相的慢度差，HI表示Hi-net台网，H1 — H7表示各子台网.各子图中的斜线为下行转换震相SdP相对于直达P震相的理论走时差-慢度差曲线.箭头指向识读震相位置，相应的数字为可能的转换震相在IASP91模型中转换点深度值. Fig. 5 The vespegrams from the 4-th slant-stackings of 60 waveforms with the highest SNR recorded by the Hi-net and sub-networks for Ev. 1 The line in black is the theoretical values of relative slowness vs. relative time for the down-going SdP and the + shows the theoretical value for S420P. The arrows with numbers point to the SdP phases and their conversion depths (in km) inverted with the reference modsl of IASP91.

经过全台网和子台网资料的倾斜叠加结果对比，我们认为子台网资料的叠加结果与全台网的结果具有比较好的一致性，因而可以利用分区的子台网资料来分析特定深度上速度界面的存在及可能的起伏形态. 由于震级以及背景噪声上的差异，我们将6个地震分成了38 组波形资料，通过叠加处理，获得了相应的叠加灰度图. 各SdP 次生震相所给出的300km 深度附近的转换点深度列于表 1最后一列. 图 6给出除Ev. 1外的各地震一个子台网资料的倾斜叠加结果作为典型示例. 为了方便对照，我们选择的灰度图的下限都是一致的，均选为-60. 可能由于震级及震源机制的因素，Ev. 2 的叠加结果不是很好，只有H3和H6 子台网资料的叠加结果给出了清晰的来自318 和325km 的次生震相，其他子台网要不没有看到相关震相，要不就是慢度差和走时差关系不能满足本文对于SdP 震相提取设定的要求，从而与该地震相关的转换点分布存疑. 地震Ev.3记录的噪声较大，我们仅将其分成了5个子台网，其中H1和H3资料的叠加结果给出的深度接近313和314km；而另外三个则比较接近，分别为305，301和302km. 这样的深度差异大致对应于0. 5s左右的走时差读数误差，基本上属于无法避免的. 地震Ev. 4的叠加结果相对一致性好，而且跟地震Ev. 1的结果有很好的对应. 地震Ev. 5的震级相对要小，mb5. 0，资料的信噪比相对也要差一些，因而划分出的子台网是6 个，但是次生震相还是清晰的，转换点深度略浅. 地震Ev. 6的叠加结果给出的转换点深度整体偏深，均超过320km.

图 6

Fig. 6

图 6 地震Ev. 2—6倾斜叠加灰度图示例 相关说明同图 5. Fig. 6 The typical vespegrams from the stacked waveforms from different sub-networks for the events Ev. 2一6 More description are same as Fig. 5.

将300km 深度附近的转换点投影到平面上，见图 7所示. 对比由等值线给出的俯冲板块在地球内部存在的平均形态^[31]，转换点分布于俯冲带右侧下方. 考虑到俯冲板块本身的厚度，速度界面的存在是受到了俯冲板块物质的干扰. 但是由于研究区域比较小，具体的干扰程度尚无法确定.

图 7

Fig. 7

图 7 SDP震相对应的转换点(以空圈表示)分布图 深度数值为各子台网叠加结果给出的转换点深度范围，具体深度数值见表 1最后一列. Fig. 7 Conversion points (labelled with small circles) related to the SdP phases The depths are from the different sub-networks and their values are listed at the last column of Table 1.

基于转换点深度分布来看，300km 深度附近存在着深度大致在300～325km 之间转换点分布. 我们知道，震相识读、震源深度确定及俯冲板块速度异常等带来的转换点深度误差大致在11km^{[1, 23, 34]}. 在这一误差干扰下，本文所获得的300km 处速度界面在研究区域范围内的起伏变化是很小的. 考虑到汤加—斐济是全球俯冲最快的俯冲地区^[35]，横向温度异常的变化比较大，速度界面表现出如此小的起伏形态，这就说明该界面对深度比较敏感而对温度则相对不敏感. 从高温高压矿物物理学的角度看，250～300km 深度范围内存在着柯石英到斯石英的转换或者斜方顽辉石(orthoenstatite)到高压下斜顽辉石(high-clinoenstatite)的相变^{[9, 13]}，前者的Clapeyron斜率为2. 5～3. 1 NPa/K^[36-38]而后者为1. 4 NPa/K^[39-41]. 因而这一界面更有可能是斜方辉石到高压相单斜辉石的相变面，而这与Natsukage 等(2005) ^[14]的看法是一致的.

从地震Ev. 1的叠加灰度图(图 5) 的结果来看，来自300km 深度附近转换震相SdP 的幅度要大于来自受到俯冲带影响而起伏的410km 间断面的SdP的幅度. 与此同时，现有的本区域410km 间断面研究结果显示其速度跃变的深度范围(sharpness) 大致在2～10km^[42]，而本文滤波频带范围能够对这一速度跃变的深度变化范围有很好的反映^[21]. 因此相对而言，300km 附近速度界面的速度跃变幅度要大过410km 间断面的强度，这不同于此前Williams ＆ Revenaugh(2005) ^[13]的看法. 这意味着，相对于全球意义上的300km 间断面而言，汤加—斐济俯冲区域下方的300km 速度界面不只是前人所认为的一般意义上的相变面；这一相变界面还可能对俯冲带的化学分异和脱水过程产生的较轻的物质^{[14, 43-44]}产生一定的阻挡，从而轻的物质可能在该界面处造成聚集，使得该界面变得更容易被探测到.

本文收集日本Hi-net地震台网记录到的2004 以来的、深度在145～219km 之间、汤加—斐济地区震级为mb5. 0～6. 0 之间的地震的波形资料，利用4次根倾斜叠加方法获得的相对幅度灰度图，从中提取了离源下行的SdP 次生转换震相，进而据此发现汤加—斐济地区下方的300km 深度附近的速度界面. 因其速度界面起伏较小，更倾向于该界面为辉石的斜方到高压单斜相变面. 同时考虑到该界面速度跃变量要大于邻近的410km 间断面，因而俯冲带的化学分异和脱水过程产生的较轻物质应该在该界面处形成一定的聚集，使得汤加—斐济地区该界面更容易被观测到.