引言

核幔界面衍射波P_diff是一个极远震弱震相，单脉冲型，振幅较小，仅为PP的1/10—1/5，一般在当M_S≥7.0且干扰背景较小时才能够在长周期地震记录中得以分辨(李克，2007)．丹麦地震学家莱曼1936年首次在地震图上识别出核幔界面衍射波P_diff震相(Lehmann，1936)(图 1)，并讨论了震中距为100°—140°的核幔界面上的衍射波P_diff问题．Rial和Cormier定量地研究了地球对跖点(178°≤Δ≤180°)附近的P_diff，PKIKP及PP等震相的基本特征，发现对跖点附近的P_diff和PP震相具有聚焦效应(振幅放大现象)，而PKIKP没有聚焦效应(Rial，1978； Rial，Cormier，1980)．

图  1  核幔界面衍射波P_diff震相和PKIKP震相射线路径传播示意图

Figure  1.  Schematic diagram of ray paths of seismic phases P_diff and PKIKP

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P_diff震相在全球长周期地震数据叠加的观测走时曲线中的最大记录震中距约150°(Astiz et al，1996)．唐燕娟(1997使用1980—1995年全国地震台网极远震资料得到P_diff震相记录范围在100°—158°附近．据赵荣国(1987观测研究表明，使用长周期763型地震仪可记录到弱幅度的P_diff震相，其最大震中距为175.6°(成都台)．许健生等(2012使用宽频带数字地震记录对兰州地震台记录的极远震进行了分析，得到P_diff震相的记录范围为114.2°—175.7°．

2010年2月27日在智利中南部发生M_S8.8特大地震，甘肃数字测震台网和甘东南野外观测流动台阵记录到该地震丰富的(210个台站)高质量观测波形，其记录震中距范围在170°—180°之间．本文通过读取智利地震初至震相的观测走时，计算该震相的观测慢度，并与P_diff震相理论慢度相比较来判定初至震相是否为核幔界面衍射波震相，进一步探讨P_diff震相的记录特征、最大记录震中距以及不同方位传播的P_diff震相观测走时与核幔界面复杂形态之间的关系．

1.   台网资料

甘肃数字测震台网和甘东南野外观测流动台阵均布设于青藏高原东北缘．甘肃“十五”数字测震台网自2008年6月正式运行，由兰州、高台、安西、嘉峪关和天水等5个有人值守的国家数字地震台和39个区域遥测数字地震台组成(冯建刚等，2012)，目前拥有包括邻省(宁夏、陕西、四川、青海、内蒙)在内的76个数字测震台站； 甘东南野外观测流动台阵由中国地震局地质研究所和中国地震局兰州地震研究所共同合作在甘东南 地区勘址架设，共设有7条测线，150个流动台站，平均台间距约10 km(图 2)．使用REF TEK-130型数据采集器和Guralp公司生产的CMG-3ESPC宽频带地震计，其频带范围为60—0.02 s．甘东南野外观测流动台阵运行期间(2009年11月—2011年12月)积累了连续、可靠、高质量的地震观测波形数据，为深入研究地球内部物理结构提供了宝贵的资料．

图  2  甘肃数字测震台网和甘东南野外观测流动台阵分布图

Gansu temporary observation array(black triangles)，where the red square is the position of the Lanzhou small aperture seismic array

Figure  2.  Distribution of the Gansu Digital Seismic Network(blue triangles) and southeastern

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2.   数据处理

本文选取甘肃数字测震台网和甘东南野外观测流动台阵共同记录的2010年2月27日发生在 智利中南部M_S8.8特大地震(36.12°S、 72.90°W，h=23 km)数字观测波形数据．

首先截取智利特大地震数字观测波形数据，对观测波形数据进行去倾斜、去平均处理，然后作滤波处理，去掉记录畸形、信噪比差的观测波形，最终选取震中距为170°—180°的155条垂直分量的观测波形数据．为了易于读取初至震相走时，更好地显示震相(P_diff和PKIKP)和观测波形数据，我们使用了30 s的低通滤波(图 3)．

图  3  甘肃数字测震台网和甘东南野外观测流动台阵观测到的智利中南部M_S8.8地震波形

Figure  3.  Waveforms of a M_S=8.8 event that occurred in south-central Chile on February 27，2010，recorded by the Gansu Digital Seismic Network and the southeastern Gansu temporary observation array

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结合IASP91理论走时曲线，从图 3中1 215 s 附近很容易识别出极远震PKIKP震相．同时，在PKIKP震相之前存在一个较弱的初至震相，具有单脉冲型、振幅较小，周期约42 s．P_diff震相在IASP91理论模型的最大记录震中距为159°，而本文中台网记录初至震相的震中距范围为170°—180°．为了确定该初至震相是否为核幔界面衍射波震相P_diff，我们分别读取了初至震相的起始观测走时和峰值观测走时，并分别与对应的震中距作了线性拟合(图 4)：

图  4  初至震相(P_diff)起始观测走时(R₁，t₁)和峰值观测走时(R₂，t₂)的线性拟合

Figure  4.  Linear regression of origin and peak observational travel times for the first arrival phase(P_diff). R₁，t₁ and R₂，t₂ are correlation coefficients and linear regression equations of the origin observational travel time and the peak observational travel time，respectively

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式中，t₁为初至震相起始观测走时，t₂为初至震相峰值观测走时，t₃为P_diff震相IASP91理论走时，单位为s； Δ为震中距，单位为度； 相关系数分别为R₁=0.962，R₂=0.975，R₃=1.000．通过线性拟合初至震相起始观测走时t₁和峰值观测走时t₂，得到对应的平均观测慢度值分别为4.104 s/°和3.980 s/°，与P_diff震相的理论慢度4.439 s/°基本一致．由此可以确定，甘肃数字测震台网和甘东南野外观测流动台阵记录的初至震相为核幔界面衍射波P_diff震相，其最大记录震中距为179.7°．图 3中P_diff震相红色地震观测波形的峰值点随震 中距的增大存在明显的观测走时超前和滞后现象，这与核幔界面凹凸不平的复杂形态有关．

3.   讨论与结论

本文选取了2010年2月27日智利M_S8.8特大地震，保证其在全球所有地震台均具有清晰、良好的地震观测波形记录特征； 甘肃数字测震台网和甘东南野外观测流动台阵拥有大量、密集的地震台站(210个)，对此次特大地震有连续、可靠、高质量的地震观测波形，初至震相在台网记录中的震中距为170°—180°．

为了确定初至震相P_diff起始观测走时的可靠性，对智利特大地震甘肃台网SBC台(Δ=170.54°)垂直分量波形分别选用了2—10 s、10—30 s、30—100 s带通滤波和30 s低通滤波，并与原始观测波形进行了比较(图 5). 结果表明，通过30 s低通和30—100 s带通滤波处理后的观测波形与原始观测波形在频率、相位和记录波形特征上具有很好的一致性，30 s低通滤波结果的初至震相P_diff起始更为尖锐，更有利于读取初至震相P_diff起始观测到时，其走时为1 151.1 s．

图  5  原始观测波形与不同频率滤波后的观测波形的比较

Figure  5.  Comparison of the original obser-vation waveform(thick line)with four filtered observation waveforms(thin lines)

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许建生等(2013利用中国数字地震台网11个台的宽频带长周期数字记录对极远震(震源深度≤100 km)震相P_diff走时与震中距关系作了线性拟合，我们利用其拟合关系式计算得到SBC台P_diff震相观测走时为1 147.3 s，与我们读取的起始观测走时仅差3.8 s. 由于本次智利地震震源深度为23 km，这种差别应是震源深度造成的，因为震源深度越浅，走时越大．由本文式(3)计算的SBC台P_diff震相IASP91理论走时为1 136.1 s，与许健生等(2013线性拟合关系计算的走时1 147.3 s 也相差11.2 s．因此，本文中P_diff震相的起始观测到时应该是可靠的．

通过分别进行线性拟合初至震相的起始观测走时、峰值观测走时与震中距的关系，其相关系数分别为0.961 9和0.975 2，获得的平均观测慢度值分别为4.104 s/°和3.980 s/°，与P_diff震相IASP91理论模型的理论慢度值4.439 s/°基本一致，故可确定甘肃数字测震台网和甘东南野外观测流动台阵记录的初至震相为核幔界面衍射波P_diff震相. 由于该震相传播距离很大，高频成分在传播过程中逐渐被吸收，其周期达到42 s，平均幅度不到PP震相的百分之一. 当Δ＞179°时，由于PKIKP震相与P_diff震相的相互叠加作用，P_diff震相表现为约1/2的孤峰(图 3)．本文中P_diff震相最大记录震中距为179.7°，为目前该震相的最大记录震中距，记录台站位于甘肃省庆阳市西南部的镇原台(ZYT)．

以PKIKP震相最大幅度(1 200—1 230 s)归一化观测波形，与P_diff震相最大幅度进行比较. 结果表明，P_diff与PKIKP的相对最大振幅比在震中距为170°—177°时变化不大，在震中距为177°—180°时，最大振幅比随震中距的增大而增大(图 6). 这可能与P_diff震相在地球对跖点的聚焦效应有关(Rial，1978； Rial，Cormier，1980)．

图  6  P_diff震相与 PKIKP震相的最大振幅比

Figure  6.  The maximum amplitude ratio of P_diff to PKIKP

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甘东南野外观测流动台阵关于智利M_S8.8特大地震的记录为我们提供了颇为宝贵的研究资料，结合甘肃数字测震台网观测记录波形本文研究了此次地震不同方位(190°—340°)、震中距在175°—180°之间的148条地震记录波形对P_diff震相起始观测走时(表 1)和峰值观测走时(表 2)的影响．将观测走时按照方位角(190°—340°)划分为7档(表 1，表 2)，分别作了不同方位角走时曲线的线性拟合，如图 7所示. 可以看出，随着方位角的逐渐增大，P_diff震相起始观测走时和峰值观测走时均存在较明显的滞后现象．核幔界面是物理变化极其复杂的地带，是一个凹凸不平的界面(Wysession et al，1992； Arthur，John，1993； Sze，vander Hilst，2003)，下地幔普遍存在超低速区，其P波速度和S波速度分别骤降约10%和30%(Mori，Helmberger，1995； Helmberger et al，1998； McNamara et al，2010)，超低速区之上D″区速度结构都表现为低速，且厚度明显加厚(唐群署，李丽红，2006)．相关研究结果表明，富含铁的氧化物可能分离结晶形成原始海洋岩浆停留在核幔界面之上，并在该界面之上形成高度约100 km的穹状结构，这些少量富含铁的氧化物的存在会明显降低地震波速度(Labrosse et al，2007； Sun et al，2013)．因此，方位角的增大所引起的P_diff震相观测走时差异可能与核幔界面的复杂形态有关．

表  1  不同方位角P_diff震相起始观测走时t_Pdiff与震中距Δ(单位： 度)的线性拟合

Table  1.  Linear regression between origin observational travel time(t_Pdiff) and its epicentral distance Δ(in unit of degree)for P_diff phases with different azimuth range

方位角	线性拟合关系式	相关系数R	台站个数
190°—200°	tPdiff1=4.360Δ+407.716	0.960	20
200°—210°	tPdiff2=4.377Δ+404.167	0.926	17
210°—220°	tPdiff3=4.230Δ+430.856	0.957	31
220°—230°	tPdiff4=3.665Δ+531.317	0.913	22
230°—240°	tPdiff5=5.008Δ+293.715	0.961	16
240°—260°	tPdiff6=4.071Δ+460.087	0.881	25
260°—340°	tPdiff7=3.753Δ+516.724	0.959	17
190°—340°	tPdiff=4.047Δ+463.780	0.927	148

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表  2  不同方位角P_diff震相峰值观测走时t_Pdiff与震中距Δ(单位： 度)的线性拟合

Table  2.  Linear regression between peak observational travel time(t_peak) and its epicentral distance Δ(in unit of degree)for P_diff phase with different azimuth range

方位角	线性拟合关系式	相关系数R	台站个数
190°—200°	tpeak1=4.917Δ+328.445	0.991	20
200°—210°	tpeak2=4.976Δ+318.337	0.982	17
210°—220°	tpeak3=4.186Δ+458.665	0.987	31
220°—230°	tpeak4=4.038Δ+485.454	0.991	22
230°—240°	tpeak5=3.380Δ+602.073	0.955	16
240°—260°	tpeak6=3.811Δ+526.456	0.995	25
260°—340°	tpeak7=4.154Δ+466.125	0.915	17
190°—340°	tpeak=4.070Δ+479.710	0.959	148

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图  7  不同方位角P_diff震相起始观测走时曲线和峰值观测走时曲线与IASP91理论走时曲线延伸部分对比

Figure  7.  Comparison of P_diff origin and peak observed travel time curves in different azimuth ranges with theoretical travel time curve of the IASP91 model

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与IASP91理论模型P_diff震相走时曲线的延伸部分相比，本文线性拟合的P_diff震相起始观测走时曲线存在明显的滞后现象，滞后时间约15 s(图 7)．而利用兰州小孔径台阵(图 2)资料叠加观测走时曲线结果(秦满忠等，2014)表明，远震P震相观测走时滞后于理论P震相走时，并且这种差异在台阵的东部和西部明显不同，西部的观测走时滞后现象更为明显，其中兰州小孔径台阵记录的2003年1月22日墨西哥极远震(18.77°N、 104.10°W，h=24 km，Δ=119.5°，M_S7.6，Az=30.5°)P_diff震相起始观测走时(916.4 s)相对于理论观测走时(909.5 s)滞后6.9 s．而智利M_S8.8特大地震震中位于甘肃数字测震台网西部，其记录震中距(175°—180°)远大于墨西哥地震，且在核幔界面衍射传播的距离更长(75°左右). 因此，P_diff震相起始观测走时的滞后不仅与地震波在低速的上、 下地幔介质中传播有关(Soldati et al，2006； 秦满忠等，2014)，同时与核幔界面存在超低速区及凹凸不平的复杂形态有关．