基于sdp轉換震相的多尺度地震間斷面對比研究

間斷面在進行地震層析成像中的應用地球內部的詳細結構一直是地球物理研究的主題。在分析了太平洋和其他區域的地震圖像結果后，形成了不同區域和不同類型的彎曲板塊與660km擾動的界面。有些區域的彎曲板塊穿過660km的擾動面，而另一些區域則位于660km的擾動面上。根據不同地區和不同類型的彎曲板塊與660km的擾動面之間存在重大差異。一些區域的彎曲板塊穿過660km的擾動面，而另一些區域則停滯在660km的中斷面上。然而，在某些情況下，這是更復雜的。660公里的中斷面是上地幔的邊界之間的界面，充分了解了滑動面的軸對流的影響，并討論了地球動力學中地幔的對稱無論是全地幔還是雙地幔的對稱。同時，對該擾動面屬性的理解也非常重要。通過研究主波的地震相位、次地震相位的軌跡時間和波形的反演，在66公里的擾動面上進行了許多研究（bina，1991；fuka什么樣，2001）。太平洋俯沖帶在伊豆—小笠原地區下方地幔中的存在具有相當的復雜性(臧紹先,寧杰遠,1996).Fukao等(1992)和VanderHilst等(1991)的地震層析成像結果認為,伊豆—小笠原中部俯沖板塊停留在660km之上,形成了一個較厚的高速異常區.許多研究者對該地區的660km間斷面的存在進行了研究,Collier和Helffrich(1997)利用N次根傾斜疊加方法,發現了伊豆—小笠源地區俯沖板塊處660km間斷面下陷到690km處;Vidale和Benz(1992)、Wicks和Richards(1993)以及Castle和Creager(1997,1998,2000)認為,伊豆—小笠原地區下方660km間斷面的變化范圍為650～745km.本研究利用N次根傾斜疊加方法處理德國、瑞士、美國西北太平洋、南加州和北加州地震臺網/臺陣記錄的伊豆—小笠原地區的數字地震波形資料,提取近源一側的SdP下行轉換震相,詳細地研究了俯沖板塊作用下660km間斷面存在的區域性差異.1數據和記錄本研究所使用的地震波形記錄分別取自美國南加州地震中心數據中心(SCEDC)、美國北加州地震中心數據中心(NCEDC)、地震學聯合研究所(IRIS)、德國地震觀測中心(SZGRF)以及瑞士地震學資料服務中心[SED:SchweizerischerErdbebendienst(SwissSeismologicalService)]等地震數據中心的短周期/寬頻帶的數字記錄.表1列出了本研究所使用的1981～2000年伊豆—小笠原地區的37次中、深源地震,所用地震到達圖1中各臺站的震中距在70°～95°之間.所用臺網/臺陣的臺站分布和震中分布見圖1,2.2資料處理和震相識別來自間斷面的次生震相是研究地幔間斷面存在的重要工具.本研究使用了近源一側來自間斷面下行轉換震相SdP.圖3為該震相射線路徑圖,其中d為間斷面的深度.N次根傾斜疊加方法是提取SdP震相的有效方法(臧紹先,周元澤,2002;周元澤,臧紹先,2001),本研究利用該方法對地震資料按下面幾個步驟進行了處理:1)對各組地震資料的噪聲部分和信號部分分別進行頻譜分析,選擇適當頻帶對資料進行帶通濾波處理,以提高資料信噪比.濾波處理選用0.2～1.0Hz的頻帶進行.2)選取信噪比大于3的資料做相對于直達P震相的相關處理.3)進行N次根傾斜疊加處理.4)對疊加結果的包絡線取對數,并繪制成相對幅度圖.相對幅度圖的橫軸是相對于直達P震相的走時差,縱軸是相對于直達P的水平慢度差.5)通過相對幅度圖提取可能的SdP震相,圖4給出的是識別出的SdP震相示例.震相的識別主要依據可能的震相與直達P震相的理論走時差和水平慢度差,以及疊加后的相對幅度強弱來判別.在震相識別中,我們選取了觀測水平慢度差與理論水平慢度差的差異絕對值不大于0.06s/(°),走時差的差在-10～10s以內,且相對幅度最大的震相作為目標震相.6)基于PREM模型,利用識讀出的轉換震相相對于參考震相的走時差,沿射線逐次積分求得相應的轉換點空間位置.7)通過各個地震-臺網/臺陣給出的轉換點空間分布,確定可能存在的間斷面.8)根據對應于660km間斷面的可能的轉換點空間分布,進一步討論該間斷面存在的區域性差異.366和達-本尼奧夫帶的400km間斷面伊豆—小笠原地區是研究俯沖板塊對660km間斷面存在影響的重要地區.此前這方面的研究由于很多臺站啟用時間較晚等因素的影響,地震記錄資料較少,研究不夠詳細,而且不同研究者給出的結果存在較大差異.目前各地震臺網/臺陣提供了大量高質量波形資料,為研究俯沖板塊對660km間斷面存在影響提供了較充分的資料.為了研究俯沖板塊對660km間斷面影響的區域性差異,我們利用Engdahl等(1998)提供的重新定位的震源位置資料中Mb≥4.0的地震投影到圖2中的5個剖面上,同時將深度范圍在640～760km內的轉換點也投影到這些剖面上(圖5).這樣,一方面可以了解到和達-本尼奧夫帶在地幔中存在的區域性差異,另一方面則可以觀測到俯沖板塊影響下660km間斷面存在的區域性差異.下面逐一分析各剖面上和達-本尼奧夫帶的660km間斷面的情況:A—A′剖面(圖5a).剖面上對應于660km間斷面的轉換點數目不多,但較平坦地出現在700km深度處.從和達-本尼奧夫帶分布來看,研究區域中俯沖板塊并沒有俯沖到660km深度(只達到460km),而是在660km間斷面的上方越過,繼續向更西方向俯沖,此處的660km間斷面沒有受到俯沖板塊的直接作用.什么原因使該地區下方660km間斷面整體下陷40km,是一個值得進一步研究的問題.B—B′剖面(圖5b).660km間斷面的存在似乎沒有受到俯沖板塊的直接影響,大多數轉換點出現在660km附近.和達-本尼奧夫帶自本剖面起向南顯示為傾角逐步加大,震源深度的下限也有加大的趨勢.該剖面上最大的震源深度不到460km.C—C′剖面(圖5c).和達-本尼奧夫帶上最大震源深度達到520km.地震層析成像結果認為,此處俯沖板塊穿透了660km間斷面(Fukaoetal.,1992).此處相當于660km間斷面的轉換點分布于660～720km,且似乎表現出較為明顯的由西向東傾斜的趨勢,與板塊的俯沖方向一致,但由于臺站分布的限制,沒有給出間斷面變化的完整形態.D—D′剖面(圖5d).和達-本尼奧夫帶在深部轉折并水平延展最為明顯,在600km深度上形成一個長度為三百多公里的水平方向震源分布條帶.轉換點比較均勻地分布于660～720km之間,但在板塊的俯沖方向上660km深度附近缺少轉換點.此處,660km間斷面受到俯沖板塊堆積作用普遍下沉.E—E′剖面(圖5e).和達-本尼奧夫帶在320～550km相當復雜,而且俯沖板塊的底端仍有很強的水平延展跡象.660km間斷面的存在相對復雜,轉換點分布于660～720km,在俯沖板塊方向轉換點更少,但要將660km間斷面理解為在俯沖板塊作用下的下陷則仍需要進一步的證據.4深度誤差根據上面的結果,我們進行一些討論:1)由圖5給出的各剖面上660km間斷面相對應的轉換點分布,可以看出這些分布離散性較大.造成這種離散的原因有以下幾種:①震相判讀的錯誤.由于地球結構的復雜性,會產生一些與SdP震相強度相當的弱震相,而我們是基于一維地球模型計算轉換震相的理論走時差和水平慢度差,并將其用作識別轉換震相的參考,這樣會造成震相誤判,但由于660km間斷面的轉換震相是最強的,所以這樣的誤讀數量不會太多;②計算對應于起伏界面的轉換點深度時仍使用一維地球模型,也會造成深度誤差,這種誤差一般不超過十幾公里;③轉換點分布本身具有復雜性,這一點非常重要.從以往的經驗來看,660km間斷面可能不是單一界面,特別是在有俯沖板塊作用其上時,其結構會更復雜(周元澤,臧紹先,2001).不同地震,其射線穿過間斷面的部位和方位不同,因而產生轉換波的深度可能就會有差異.對于前兩點,需要對一維地球模型假定進行修改,提高震相識別的正確率,并降低深度反演的誤差.第③點是需要深入研究的問題.2)660km間斷面的區域差異性.A—A′剖面是位于日本海下,而B—B′、C—C′、D—D′、E—E′剖面則位于伊豆—小笠原俯沖帶地區(圖2).A—A′剖面的結果提出的問題將在以后工作中研究.這里主要討論伊豆—小笠原俯沖帶下方660km間斷面的差異.從圖5可以看出,從B—B′剖面到E—E′剖面,和達-本尼奧夫帶有明顯差異:B—B′剖面上,和達-本尼奧夫帶淺,C—C′剖面和達-本尼奧夫帶深.D—D′和E—E′剖面上,和達-本尼奧夫帶在接近600km附近轉折成水平延伸,這與地震層析成像結果一致.在C—C′剖面處,俯沖板塊穿透660km間斷面,而D—D′和E—E′剖面處,俯沖帶在660km間斷面之后.這種