Detecting the structure of the mantle transition zone in Japan subduction zone from the waveform triplications
-
摘要: 本文基于中国数字地震台网记录的发生于日本北海道地区的一次中源地震的三重震相资料研究了日本海俯冲区地幔转换带的速度结构．结果表明，该区域P波速度结构与S波速度结构的一致性整体上较强．冷的西太平洋俯冲板块导致410 km间断面出现了10 km的抬升，660 km间断面出现了25 km的下沉；410 km和660 km间断面之上均存在与俯冲板块相关的高速层；660 km间断面下方存在厚度为65 km的低速异常．纵横波波速比vP/vS值在210—400 km深度范围内偏低，约为1.827，体现出海洋板块低泊松比的特征；在560—685 km深度范围内，该值偏高，约为1.831，可能预示地幔转换带底部含有一定量的水．Abstract: This paper applies the triplicated waveforms of an intermediate-depth earthquake at the Hokkaido of Japan, retrieved from the China Digital Seismograph Network, to mapping the structure of the mantle transition zone in Japan subduction zone. The results show that the P-wave velocity structure is consis-tent to S-wave velocity structure for the region as a whole. The cold subduction slab of the western Pacific Plate causes a 10 km uplift of the 410 km discontinuity and a 25 km depression of the 660 km discontinuity; atop the two discontinuities, there are high-velocity layers associated with the slab; below the 660 km discontinuity, there is a low-velocity anomaly with the thickness of 65 km. The seismic velocity ratio (vP/vS) shows a lower value (~1.827) zone at the depth range of 210—400 km, indicating the low Poisson’s ratio signature of the oceanic plate; and the velocity ratio shows a higher value (~1.831) zone at the depth range of 560—685 km, possibly implying the hydrous environment at the base of mantle transition zone.
-
引言
浙江珊溪水库位于浙江省温州市飞云江干流上游河段，水库绝对坝高为156.8 m，坝长为308 m，设计最高库容为18.24亿m3，最高水位为154.75 m.该水库于2000年5月12日开始蓄水.自2002年7月28日ML3.5地震发生后，库区地震活动变得频繁(钟羽云等，2011).截至2014年12月31日，珊溪水库共记录到8000多次地震，其中ML≥4.0地震21次，最大地震为2006年2月9日ML4.6地震.库区地震以震群序列活动为主，2006年和2014年曾发生过两次明显的震群序列活动，其它时间相对平静，两次震群均无明显主震，属典型水库诱发地震.前人对2006年震群序列的发震构造、震源机制及波速特性等开展了较多研究：朱新运等(2010)对珊溪水库2006年震群进行了重新定位，并利用P波初动计算了断层面解，讨论了该震群的发震构造；邹振轩等(2010)对水库地震的S波分裂进行了研究，认为库区应力场稳定，应力调整已结束，未来发生强余震的可能性较小；钟羽云等(2011)通过震源位置和速度结构联合反演拟合得到了2006年震群的发震断层面参数，之后利用P波初动法求解了ML≥4.0地震的震源机制解，并结合库区断层活动特性和宏观调查资料，得出珊溪水库地震序列是双溪—焦溪垟断裂右旋走滑的主破裂与南浦—焦溪垟断裂、东坑—章坑断裂、岩上断裂等多个次要破裂共同作用的结果；张帆等(2013)利用P波初动和直达P，S波最大速度振幅比联合求解小震震源机制的方法，得到2006年震群震源机制的主压应力为NS向，主张应力为EW向，应力方向以水平为主，发震断层倾角较大且多为走滑断层；钟羽云等(2015)研究了珊溪水库地震的波速比时空分布特征，认为位于水库淹没区的双溪—焦溪垟断裂西北段的波速比较小，位于水库库岸的双溪—焦溪垟断裂东南段在深度方向上存在两个波速比高、低值相间的区域.为了进一步研究后续震群的发震特征及水库发震趋势，本文拟使用双差地震定位法对2014年9—12月发生的震群序列进行重新定位，并利用Zhu和Helmberger(1996)发展的CAP(cut and paste)方法根据ML≥3.0地震事件的波形数据反演震源机制解，在此基础上进一步研究珊溪水库地震的发震机理，结合水库水位变化和震级-时间关系，对珊溪水库地震的时间序列特征进行分析.
1. 库区地质构造概况
珊溪水库位于浙东南褶皱带内温州—临海坳陷带的南部，即泰顺—温州断坳，库区出露主要为燕山期火山碎屑岩及花岗岩和闪长岩侵入体.新近纪以来库区新构造运动主要表现为大面积间歇性升降运动，以整体性抬升为主，断裂两侧活动差异不明显，地热与地震活动弱.由于库区地块大面积间歇性的强烈上升，形成了构造-侵蚀中低山地抬升区.河流侵蚀作用强烈，河谷深切，多峡谷，并发育四级河流阶地和五级剥夷面.第四纪地层主要由冲洪积砂砾石、细粉砂层组成，厚度仅几米至十余米.
珊溪水库库区内主要有14条规模不大的断裂，长度均在10—25 km之间，多为深度在5 km之内、走向以NE和NW向为主的陡倾角逆冲盖层断裂，且现今活动性不明确(钟羽云等，2011). 2014年震群主要呈NW向分布在双溪—焦溪垟断裂南侧(图 1)，该断裂西北起自云湖双溪村，经涂山、塘垄、东龙，终止于珊溪镇焦溪垟村，全长约20 km，总体走向为NW，倾向为SW，倾角约为80°.该断裂在卫星影像上线性特征明显，断层所过位置表现为沟谷和垭口地貌特征.钟羽云等(2010, 2011)通过对2006年震群序列重新定位并对震源机制进行研究后认为，该断裂为震群活动的发震构造，呈右旋走滑活动性质.
![]()
图 1 2006年和2014年震群台网定位震中分布及库区断层分布图F1:双溪—焦溪垟断裂；F2:百丈坑—蝉头断裂；F3：百丈口—排前断裂；F4:洪口—章坑断裂；F5:江口—汇溪断裂；F6：南浦—焦溪垟断裂; F7：东坑—章坑断裂；F8：岩上断裂Figure 1. Epicenter distribution of the 2006 and 2014 earthquake swarms and the faults in Shanxi reservoir regionF1: Shuangxi-Jiaoxiyang fault; F2: Baizhangkeng-Chantou fault; F3: Baizhangkou-Paiqian fault; F4: Hongkou-Zhangkeng fault; F5: Jiangkou-Huixi fault; F6: Nanpu-Jiaoxiyang fault; F7: Dongkeng-Zhangkeng fault; F8: Yanshang fault2. 地震重定位
珊溪水库2014年震群始于9月12日，截至12月30日共发生4266次地震，最大地震为10月25日ML4.4地震.本文使用双差定位法(Waldhauser，Ellsworth, 2000)重新定位了具有8个及以上震相记录的地震，共获得4184次地震重定位的震中数据(图 2).地震重定位使用了25个台站，震中距均为100 km以内，其中8个台站为震中距小于20 km的近台(图 1).由于有近台控制，定位精度较高，定位残差由重新定位前的0.11 s下降至0.02 s，水平向定位误差为9 m, 垂直向定位误差为12.6 m.记录到的最小地震震级为ML0，由最大似然法估计的完整起始震级为ML0.3.
![]()
图 2 2014年9月12日—12月30日震群重新定位后的地震震中分布图Figure 2. Relocated epicenter distribution of the 2014 earthquake swarm from September 12 to December 30, 20142014年震群经过重新定位后，其震中位置呈NW向线性条带分布在双溪—焦溪垟断裂南侧，地震条带长约10 km, 宽约0.6 km.图 3a，b分别为沿着及垂直于线性条带方向所作的震源剖面，可见，震源深度主要分布在0.7—6 km之间，最大深度接近8 km，与华南地区多数构造地震0—20 km的震源深度分布相比明显偏小，亦与钟羽云等(2010, 2011)对2006年震群重新定位得到的最大9.5 km、平均5.4 km的震源深度相比要浅.
![]()
图 3 2014年震群沿地震条带(a)与垂直于地震条带(b)的震源剖面Figure 3. Cross sectional profiles along (a) and perpendicular to (b) the trend of the 2014 earthquake swarm belt由沿线性条带方向所作的震源剖面AB(图 3a)可见，地震活动分层现象明显，大致在4.5—5 km之间明显缺震.地震活动是由库水渗入断层形成的破裂面增加了孔隙压而产生，这种地震分布样式说明双溪—焦溪垟断裂形成的破裂面在垂向上高度不均匀且不连续.库区断裂发育在上侏罗统火山岩及下白垩统火山沉积岩地层中(钟羽云等，2011)，说明地下物质是由不同力学性质的岩层组成，岩性强度不同决定了变形特性不同，从而导致了地震分布的集中或缺失.沉积岩中可能存在柔性较大的岩层，柔性岩层不易产生脆性破裂，而会起到力学障碍体的作用，阻止流体的扩散(Roche，Baan，2015)，从而导致该层无地震发生，出现缺震现象.垂直线性条带的震源剖面刻画出高角度倾向SW的结构面(图 3b).
3. 震源机制解反演
本文使用CAP方法计算震源机制解.该方法是一种全波形反演方法，对速度模型及介质的横向不均匀性依赖度较低(Zhao，Helmberger，1994；Zhu，Helmberger，1996), 反演时将宽频带地震记录分为体波和面波两部分进行反演，并允许两者相对浮动, 并在适当的时间变化范围内，搜索出合成地震图与观测地震图全局差异最小的震源机制解.本文选取浙江省地震监测预报研究中心记录的2014年9—10月ML≥3.0地震事件进行分析，并从中挑选出震相清晰、对震中包围较好、信噪比较高的32次地震进行反演.
采用Crust2.0双层地壳速度结构模型进行震源机制解反演，该模型将0—33 km的地壳分为两层(表 1).
表 1 Crust2.0地壳速度模型Table 1. The Crust2.0 velocity model层厚
/kmvP
/(km·s-1)vS
/(km·s-1)介质密度
/(g·cm-3)21 6.01 3.5 2.75 12 6.88 3.6 2.80 0(莫霍面) 7.98 4.6 3.35 CAP方法将观测波形分解为5部分，通过移动每部分的波形，分别与理论(合成)地震图进行拟合，使二者吻合得最好.在移动波形时产生了偏移时差，地壳速度模型是影响偏移时差的主要因素.图 4为理论波形与观测波形的相似性对比图，图中仅给出最大事件，即2014年10月25日ML4.4地震的反演结果.图 4中除少数台站的偏移时间差和P波实际到时与理论到时差稍大以外，大部分台站的时间差很小，说明选取的速度模型符合实际情况.理论波形与观测波形的相似性是判断反演结果是否可靠的依据之一.此次地震震源机制反演所选用8个台站的记录中，P波拟合相关系数大于0.6的地震波形记录占81%，面波拟合相关系数大于0.8的地震波形记录占92%，说明反演得到的震源机制解是可靠的.
![]()
图 4 2014年10月25日ML4.4地震观测波形图(黑色)与理论地震图(红色)的比较台站名下方两个数字分别表示震中距(单位：km)和P波实际到时与理论到时差(单位：s), 波形下方第一行数值为观测值与理论到时差(单位：s), 第二行数值为二者的相关系数Figure 4. The comparison between the observed waveforms (black) and the synthetic seismograms (red) of the ML4.4 earthquake occurred on October 25, 2014The station codes are given at the left of the waveforms with epicentral distance (in km) and the difference of the P wave arrival times between observed and calculated values (in s) below. The first line below the waveform is the difference of the arrival times between observed and calculated values (in s), and the second line is the correlation coefficient between the previous two判断反演结果是否可靠的另一个依据是最优深度拟合误差.反演结果显示32次地震中有11次事件的拟合误差均小于或等于0.6%.本文仅从反演结果中选取两次地震的拟合误差随深度的变化关系进行展示(图 5).图中拟合误差曲线光滑，最小误差附近的震源机制解变化很小，说明深度反演结果稳定可靠.经相似度筛选得到11次地震事件中有10次事件的反演深度小于5 km，深度最大的事件为10月26日的ML3.3地震，其深度为9.8 km.综上本文的反演深度与精定位深度基本一致.
![]()
图 5 拟合误差和震源机制随不同震源深度的变化沙滩球上的数字表示矩震级Figure 5. The fit errors of different depths and variations of focal mechanisms with different depthsThe number on the beach-ball represents the moment magnitude利用CAP法对珊溪水库32次ML≥3.0地震事件进行反演，得到最佳深度处的震源机制解，从中挑选地震波形记录中观测波形与理论地震图拟合相关系数大于0.6占80%以上的11次事件(图 6)，其反演结果列于表 2.
![]()
图 6 珊溪水库2014年震群拟合相关系数大于0.6占80%以上的11个ML≥3.0地震震源机制解Figure 6. The focal mechanisms of eleven ML≥3.0 earthquakes that fitting correlation coefficient greater than 0.6 occupied more than 80% in the 2014 earthquake swarm表 2 珊溪水库2014年震群11次ML≥3.0地震震源机制解Table 2. The focal mechanisms of eleven ML≥3.0 earthquakes in the 2014 earthquake swarm of Shanxi reservoir发震时刻 ML 节面Ⅰ 节面Ⅱ P轴 T轴 B轴 月-日 时：分 走向
/°倾角
/°滑动角
/°走向
/°倾角
/°滑动角
/°方位角
/°倾角
/°方位角
/°倾角
/°方位角
/°倾角
/°09-17 20:47 3.5 308.7 72.1 172.6 41.0 83.0 1.0 173.9 7.5 266.1 17.7 61.6 70.7 09-23 13:20 4.2 311.0 81.0 173.0 42.1 83.1 9.1 176.4 1.5 266.7 11.3 79.1 78.6 09-23 17:40 3.7 309.2 83.2 164.9 41.0 75.0 7.0 355.8 5.7 264.3 15.5 105.5 73.5 09-27 08:30 4.1 38.0 83.0 10.0 306.8 80.1 172.9 172.2 2.1 262.6 12.0 72.7 77.8 09-27 08:41 3.5 119.0 60.0 150.0 225.1 64.3 33.7 351.2 2.7 83.6 41.3 258.1 48.6 10-03 11:42 4.0 311.0 71.0 174.0 43.0 84.3 19.1 175.7 9.2 268.5 17.5 58.9 70.1 10-15 15:49 4.0 39.0 83.0 -1.0 129.1 89.0 -173.0 354.3 5.7 263.9 4.2 137.2 82.9 10-25 18:42 4.4 311.0 81.0 -21.0 44.4 69.3 -170.4 266.1 21.5 359.2 8.0 108.8 67.2 10-25 19:29 3.8 310.0 81.0 172.0 41.3 82.1 9.1 175.6 7.1 265.7 12.0 81.9 78.0 10-26 07:03 3.4 118.0 77.0 163.0 211.9 73.4 13.6 165.4 2.4 74.5 21.1 261.7 68.7 10-30 19:25 3.3 130.0 63.0 161.0 228.9 73.1 28.3 357.7 6.7 91.8 31.7 257.2 57.4 由表 2可知，11次事件的震源机制解比较相似，均为走滑型地震，震中均位于双溪—焦溪垟断裂附近(图 6)，这些震源机制解均有一个与该断裂走向一致的NW向节面，该节面倾角较陡，近直立，为右旋走滑错动性质，为地震活动的破裂面.
4. 珊溪水库震群与水库水位的关系
据中国地震台网中心提供的地震目录，2000年以前珊溪水库库区鲜有地震发生.珊溪水库于2000年5月下闸蓄水，库区地震活动始于2002年7月28日的一次ML3.5地震，此后每年均有地震活动，并表现出一定的时间特征(图 7).
![]()
图 7 2000—2016年珊溪水库库区地震M-t图(黑色)及水库水位变化图(红色)Figure 7. M-t diagram (black) of the earthquake records in Shanxi reservoir region and the storage water level (red) from 2000 to 2016从时间序列上看，珊溪水库库区大约每隔4年发生一次震群型地震，即2002，2006，2010，2014年均发生震群活动，其中2006年和2014年的震群序列震级较大，地震频度较高，且2014年震群活动频次明显升高，地震活动有随时间不断加强的趋势.研究表明，长期持续的高水位可诱发地震能量的集中释放，这在广东新丰江水库(华卫等，2012)、湖北丹江口水库(Liu et al, 2011)及陕西石泉水库(陈希圣，1993)等均可观察到类似现象, 而且水库水位的上升或者下降会诱发地震(陈希圣，1993；程惠红等，2013).珊溪水库在2006年ML4.6地震发生前数月，水位降幅约21 m；在2010年震群发生前，水位涨幅约13 m左右；2011年以后水库水位较高且变化平稳；2014年震群发生前水位并无明显变化.总体上，珊溪水库的水位变化与震群活动的关系不明显，震群活动可能是由库水向库底断层破裂面长期渗透扩散使孔隙压增加所致.
5. 震群序列活动与断裂构造关系
震群活动是指没有明显主震事件的地震序列(Lay，Wallace, 1995)，在水库、火山及地热活动区发生的震群活动被认为是由地下流体的流动所诱发的(Johnson，McEvilly, 1995; Noir et al, 1997; Audin et al, 2002; Saccorotti et al, 2002; Parotidis et al, 2003; Yukutake et al, 2008).根据地震活动特征分析，珊溪水库诱发地震大致存在4年一次的爆发规律，未来依然存在发生震群活动的条件. 2006年和2014年两次震群序列的重新定位结果显示震中均呈线性条带平行分布在双溪—焦溪垟断裂南侧，2014年震群序列发生在2006年震群的NW向延伸的方向上(钟羽云等，2011)，两次震群的地震分布连成一条地震条带，在构造图上该条带并未沿已知的NW向双溪—焦溪垟断裂分布，而是分布在其南侧，这可能是由于断裂的研究程度不高，其定位误差较大所导致.一般认为由地下流体引发的震群活动主要沿先存断裂的破裂面活动(Hill, 1977; Sibson, 1987, 1996).由震源机制解结果可知，NW向节面的错动性质呈右旋走滑型，与钟羽云等(2011)所得的2006年震群震源机制解的结果一致，说明两次地震序列可能均为沿NW向双溪—焦溪垟断裂活动的结果, 且地震活动出现沿断裂向西迁移的现象.钟羽云等(2010)认为双溪—焦溪垟断裂为2006年珊溪水库震群的发震构造，即该震群为断裂活动所产生的构造地震.虽然震群活动可能沿双溪—焦溪垟断裂分布，并刻画出了断裂结构面特征及活动性质，但由于没有明显的主震且其震源深度较浅，迄今震群活动并非是断裂活动所导致的结果，仍然是水库诱发地震活动，即断裂产生的破裂面为库水的流动提供了通道，由孔隙压的增加引发了震群活动.未来水库地震活动有激发该断裂活动的可能，而一旦该断裂活动被激发，则有发生构造地震的可能，因此该断裂被激发的条件和现今活动性及未来发生地震的危险性均值得重视，需要进一步深入研究.
6. 讨论与结论
本文通过对珊溪水库2014年9—12月发生的震群序列的重新定位和ML≥3.0地震事件的震源机制解反演，以及对水库水位与地震发生关系的分析，获得了以下结论与认识：
1) 重新定位的珊溪水库2014年震群序列的震源主要在0.7—6 km深度范围内分层分布，在4.5—5 km之间明显缺震. 2014年震群序列分布在2006年震群NW向延伸的方向上，两者构成的同一条地震线性条带极可能分布在双溪—焦溪垟断裂上，震群活动呈现沿断裂向NW迁移的现象.精定位震源分布刻画出双溪—焦溪垟断裂结构面以高角度倾向SW，且在垂向上高度不均匀和不连续，呈右旋走滑活动性质.由于没有明显的主震且多数地震震源深度在6 km以上，因此震群活动仍然属于水库诱发地震，双溪—焦溪垟断裂不是震群序列的发震构造，但其未来有被激发发生构造地震，即破坏性地震的可能.
2) 珊溪水库库区蓄水前鲜有地震发生，说明该水库地震属于水库诱发型地震, 发震周期大约为4年，属震群型地震，水库水位变化与震群活动关系不明显，震群活动可能是由库水沿断层破裂面长期渗透扩散引起孔隙压的增加所致.从发震震级和频度看，地震活动有随时间逐步增强的趋势，断裂被激发发生构造地震的条件及未来发生地震的危险性值得进一步深入研究.
3) 从发震震级和频度看，地震活动有随时间逐步增强的趋势，但这只是一种定性的推测，本文尚未定量估计出震群活动的频度及未来最大震级，同时双溪—焦溪垟断裂被激发发生构造地震即破坏性地震的条件等问题将是下一步研究的重点.
4) 本文所使用的双差定位方法具有较高的定位精度，能细致地刻画发震断层的空间形态，但定位时用到的地震目录所提供的震相、走时存在一定的人为误差，未来可利用波形互相关技术减小人为因素的影响，进一步提高定位精度.另外利用层析成像技术可反演出库区的地下速度结构，对比不同蓄水时期地下速度结构的变化，对于理解水库向地下渗水的过程与地震之间的关系具有十分重要的意义.
-
![]()
图 1 本文所用地震位置和台站分布图震源球标出了2011年10月21日中源地震的震中位置，黑色和红色三角形分别表示P波和S波三重震相所用台站，黑色和红色圆点分别为P波和S波射线拐点的地表投影；Ⅰ和Ⅱ为以方位角15°为间隔所划分的两个子区域；灰色线为板块边界(引自DeMets et al，1994)，黑色虚线为和达-贝尼奥夫带等深线(引自Gudmundsson，Sambridge，1998)
Figure 1. Location of the earthquake and stations used in the study The beach ball represents the epicentral location of the intermediate-depth earthquake on 21 October 2011. Black and red triangles denote the stations for the P- and S-wave triplications，respectively. Black and red dots are the surface projections of P and S-wave turning points，respectively. I and II label two sub-regions divided by the azimuthal interval of 15°. Gray lines indicate the plate boundaries(DeMets et al，1994). Contours shown in black dashed lines represent the Wadati-Benioff Zone(Gudmundsson，Sambridge，1998)
![]()
图 2 中源地震P波三重震相原理图
(a)三重震相射线路径，包含了410上方的回折波(AB)、410之上的反射波(BC)、410下方的回折波(CD)、660之上的反射波(DE)和660下方的回折波(EF)；(b)三重震相的折合走时及波形图，图中字母A-F， M，O和O′是对走时曲线的标记，Δ表示震中距
Figure 2. Schematic illustration of the P-wave
triplication for an intermediate-depth earthquake (a)The ray paths for the triplication，including the turning wave above the 410 km discontinuity(hereafter as 410) (AB)，the reflection on the 410(BC)，the turning wave below the 410(CD)，the reflection on the 660 km discontinuity (hereafter as 660)(DE)and the turning wave below the 660(EF)；(b)The reduced travel times and synthetic waveforms for the triplication. The traveltime curves are marked with the symbols A-F，M，O and O′，and Δ represents epicentral distance
![]()
图 3 地震事件震源深度重定位
(a)重定位所用台站分布；(b)震源球图解(Dziewonski et al，1981; Ekström et al，2012)；(c)图(a)中台站所记录到的观测波形；(d)pP-P相对时差的残差均方根随震源扰动深度的变化
Figure 3. The focal depth relocation of the earthquake event
(a)Distribution of the stations used in the relocation;(b)The focal mechanism(Dziewonski et al，1981;Ekström et al，2012);(c)Observed waveforms of the stations in Fig.(a);(d)Root mean square of time residuals of pP-P relative intervals versus focal depth perturbation
![]()
图 4 Ⅰ和Ⅱ子区域P波波形拟合
图(a)和(b)分别为Ⅰ子区域观测和合成P波波形图，图(c)和(d)分别为Ⅱ子区域观测和合成P波波形图，图(e)为P波速度模型IASP91(黑线)和JSP(红线)．图(b)和(d)中合成波形为基于JSP模型合成，图(a)-(d)中黑色和红色折合走时曲线分别由IASP91和JSP模型计算所得
Figure 4. The P waveform fitting for sub-regions Ⅰand Ⅱ
Figs.(a)and(b)show observed and synthetic P waveforms for the sub-region Ⅰ，respectively，and Figs.(c)and(d)show those for the sub-region Ⅱ，respectively. Fig.(e)shows the P-wave velocity models IASP91(black line)and JSP(red line). Synthetic waveforms in(b)and(d)are calculated with the JSP model，and in(a)-(d)，black and red reduced traveltime curves are calculated with the IASP91 and JSP models，respectively
![]()
图 5 Ⅰ和Ⅱ子区域S波波形拟合
图(a)和(b)分别为Ⅰ子区域观测和合成S波波形图，图(c)和(d)分别为Ⅱ子区域观测和合成S波波形图， 图(e)为S波速度模型IASP91(黑色线条)and JSS(红色线条). 图(b)和(d)中合成波形是由JSS模型合成，图(a)-(d)中黑色和红色折合走时曲线分别是由IASP91和JSS模型计算所得
Figure 5. The S waveform fitting for sub-regions Ⅰand Ⅱ
Figs.(a)and(b)show observed and synthetic S waveforms for the sub-region Ⅰ，respectively，and Figs.(c)and(d)show those for the sub-region Ⅱ，respectively. Fig.(e)shows the S-wave velocity models IASP91(black line)and JSS(red line). Synthetic waveforms in(b)and(d)are calculated with the JSS model，and in(a)-(d)，black and red reduced traveltime curves are calculated with the IASP91 and JSS model，respectively
![]()
图 6 410和660之上的P波和S波反射点分布图
图(a)和(c)中黑色圆点分别为410和660之上的P波反射点，背景图像分别为GAP_P4模型(Obayashi et al，2013)在400 km和685 km深度的水平图像；图(b)和(d)中红色圆点分别为410和660之上的S波反射点，背景图像分别为S40RTS模型(Ritsema et al，2011)在400 km和685 km深度的水平图像
Figure 6. The location of P- and S-wave reflected points on the 410 and 660
In Figs.(a)and(c)，black dots are the P-wave reflected points on the 410 and 660，respectively; background images are the horizontal images from the GAP_P4 model(Obayashi et al，2013)at the depth of 400 km and 685 km，respectively. In Figs.(b)and(d)，red dots are the S-wave reflected points on the 410 and 660，respectively; background images are the horizontal images from the S40RTS model(Ritsema et al，2011)at the depth of 400 km and 685 km，respectively
表 1 地震事件震源参数表
Table 1 Source parameters of the earthquake event
年-月-日 时：分：秒 震源深度*/km 北纬/° 东经/° Mb 2011-10-21 08:02:37.62 188.0 43.8729 142.5315 6.0 *经本文重定位的震源深度 
下载: 导出CSV
-
李国辉, 眭怡, 周元泽. 2014. 基于P波三重震相的下扬子克拉通地幔转换带顶部低速层初探[J]. 地球物理学报, 57(7): 2362-2371. doi: 10.6038/cig20140730. Li G H, Sui Y, Zhou Y Z. 2014. Low-velocity layer atop the mantle transition zone in the lower Yangtze Craton from P waveform triplication[J]. Chinese Journal of Geophysics, 57(7): 2362-2371. doi:10.6038/cig20140730 (in Chinese).
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[J]. 地震学报, 37(1): 1-14. doi: 10.11939/jass.2015.01.001. Sui Y, Zhou Y Z. 2015. Low-velocity anomaly around 410 km beneath the Yellow and East China Seas with P wave triplications[J]. Acta Seismologica Sinica, 37(1): 1-14. doi:10.11939/jass.2015.01.001 (in Chinese).
叶玲玲, 李娟. 2012. 东北地区660 km间断面附近波速结构研究[J]. 地震学报, 34(2): 137-146. http://www.dzxb.org/stat/ShowHtml?ContentID=28739 Ye L L, Li J. 2012. Detecting velocity structure around 660-km discontinuity beneath northeastern China[J]. Acta Seismologica Sinica, 34(2): 137-146 (in Chinese). http://www.dzxb.org/stat/ShowHtml?ContentID=28739
郑秀芬, 欧阳飚, 张东宁, 姚志祥, 梁建宏, 郑洁. 2009. “国家数字测震台网数据备份中心”技术系统建设及其对汶川大地震研究的数据支撑[J]. 地球物理学报, 52(5): 1412-1417. doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.05.031. Zheng X F, Ouyang B, Zhang D N, Yao Z X, Liang J H, Zheng J. 2009. Technical system construction of Data Backup Centre for China Seismograph Network and the data support to researches on the Wenchuan earthquake[J]. Chinese Journal of Geophysics, 52(5): 1412-1417. doi:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.05.031 (in Chinese).
周春银, 金振民, 章军锋. 2010. 地幔转换带: 地球深部研究的重要方向[J]. 地学前缘, 17(3): 90-113. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DXQY201003010.htm Zhou C Y, Jin Z M, Zhang J F. 2010. Mantle transition zone: An important field in the studies of Earth’s deep interior[J]. Earth Science Frontiers, 17(3): 90-113 (in Chinese). http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DXQY201003010.htm
Ai Y S, Zheng T Y, Xu W W, He Y M, Dong D. 2003. A complex 660 km discontinuity beneath northeast China[J]. Earth Planet Sci Lett, 212(1/2): 63-71. doi: 10.1016/S0012-821X(03)00266-8.
Bassin C, Laske G, Masters G. 2000. The current limits of resolution for surface wave tomography in North America[J]. EOS Trans AGU, 81: F897. http://cn.bing.com/academic/profile?id=239093348&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
Bina C R, Helffrich G. 1994. Phase transition Clapeyron slopes and transition zone seismic discontinuity topography[J]. J Geophys Res, 99(B8): 15853-15860. doi: 10.1029/94jb00462.
Buland R, Chapman C H. 1983. The computation of seismic travel times[J]. Bull Seismol Soc Am, 73(5): 1271-1302. http://cn.bing.com/academic/profile?id=2277535123&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
Cammarano F, Goes S, Vacher P, Giardini D. 2003. Inferring upper-mantle temperatures from seismic velocities[J]. Phys Earth Planet Inter, 138(3/4): 197-222. doi: 10.1016/S0031-9201(03)00156-0.
Chu R S, Schmandt B, Helmberger D V. 2012. Upper mantle P velocity structure beneath the midwestern United States derived from triplicated waveforms[J]. Geochem Geophys Geosyst, 13(2): Q0AK04. doi: 10.1029/2011GC003818.
Collier J D, Helffrich G R, Wood B J. 2001. Seismic discontinuities and subduction zones[J]. Phys Earth Planet Inter, 127(1/2/3/4): 35-49. doi: 10.1016/S0031-9201(01)00220-5.
DeMets C, Gordon R G, Argus D F, Stein S. 1994. Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimates of current plate motions[J]. Geophys Res Lett, 21(20): 2191-2194. doi: 10.1029/94gl02118.
Deon F, Koch-Müller M, Rhede D, Wirth R. 2011. Water and iron effect on the P-T-x coordinates of the 410-km discontinuity in the Earth upper mantle[J]. Contr Mineral Petrol, 161(4): 653-666. doi: 10.1007/s00410-010-0555-6.
Deuss A. 2007. Seismic observations of transition-zone discontinuities beneath hotspot locations[J]. Geolog Soc Am Spec Papers, 430: 121-136. doi: 10.1130/2007.2430(07).
Dziewonski A M, Chou T A, Woodhouse J H. 1981. Determination of earthquake source parameters from waveform data for studies of global and regional seismicity[J]. J Geophys Res, 86(B4): 2825-2852. doi: 10.1029/JB086iB04p02825.
Ekström G, Nettles M, Dziewoński A M. 2012. The global CMT project 2004-2010: Centroid-moment tensors for 13017 earthquakes[J]. Phys Earth Planet Inter, 200/201: 1-9. doi: 10.1016/j.pepi.2012.04.002.
Fukao Y, Obayashi M, Nakakuki T, the Deep Slab Project Group. 2009. Stagnant slab: A review[J]. Annu Rev Earth Planet Sci, 37: 19-46. doi: 10.1146/annurev.earth.36.031207.124224.
Fukao Y, Obayashi M. 2013. Subducted slabs stagnant above, penetrating through, and trapped below the 660 km discontinuity[J]. J Geophys Res, 118(11): 5920-5938. doi: 10.1002/2013JB010466.
Gao Y, Suetsugu D, Fukao Y, Obayashi M, Shi Y T, Liu R F. 2010. Seismic discontinuities in the mantle transition zone and at the top of the lower mantle beneath eastern China and Korea: Influence of the stagnant Pacific slab[J]. Phys Earth Planet Inter, 183(1/2): 288-295. doi: 10.1016/j.pepi.2010.03.009.
Gudmundsson , Sambridge M. 1998. A regionalized upper mantle (RUM) seismic model[J]. J Geophys Res, 103(B4): 7121-7136. doi: 10.1029/97jb02488.
Hirose K. 2002. Phase transitions in pyrolitic mantle around 670-km depth: Implications for upwelling of plumes from the lower mantle[J]. J Geophys Res, 107(B4): 2078. doi: 10.1029/2001JB000597.
Huang J L, Zhao D P. 2006. High-resolution mantle tomography of China and surrounding regions[J]. J Geophys Res, 111(B9): B09305. doi: 10.1029/2005JB004066.
International Seismological Centre. 2012. On-line bulletin[EB/OL]. [2015-09-01]. http://www.isc.ac.uk/iscbulletin/search/bulletin/"> http://www.isc.ac.uk/iscbulletin/search/bulletin/.
Jacobsen S D, Smyth J R, Spetzler H, Holl C M, Frost D J. 2004. Sound velocities and elastic constants of iron-bearing hydrous ringwoodite[J]. Phys Earth Planet Inter, 143/144: 47-56. doi: 10.1016/j.pepi.2003.07.019.
Kawakatsu H, Yoshioka S. 2011. Metastable olivine wedge and deep dry cold slab beneath southwest Japan[J]. Earth Planet Sci Lett, 303(1/2): 1-10. doi: 10.1016/j.epsl.2011.01.008.
Kennett B L N, Engdahl E R. 1991. Traveltimes for global earthquake location and phase identification[J]. Geophys J Int, 105(2): 429-465. doi: 10.1111/j.1365-246X.1991.tb06724.x.
Li J, Wang X, Wang X J, Yuen D A. 2013. P and SH velocity structure in the upper mantle beneath Northeast China: Evidence for a stagnant slab in hydrous mantle transition zone[J]. Earth Planet Sci Lett, 367: 71-81. doi: 10.1016/j.epsl.2013.02.026.
Li X Q, Sobolev S V, Kind R, Yuan X H, Estabrook C. 2000. A detailed receiver function image of the upper mantle discontinuities in the Japan subduction zone[J]. Earth Planet Sci Lett, 183(3/4): 527-541. doi: 10.1016/S0012-821X(00)00294-6.
Li X Q, Yuan X H. 2003. Receiver functions in northeast China: Implications for slab penetration into the lower mantle in northwest Pacific subduction zone[J]. Earth Planet Sci Lett, 216(4): 679-691. doi: 10.1016/S0012-821X(03)00555-7.
Niu F L, Levander A, Ham S, Obayashi M. 2005. Mapping the subducting Pacific slab beneath southwest Japan with Hi-net receiver functions[J]. Earth Planet Sci Lett, 239(1/2): 9-17. doi: 10.1016/j.epsl.2005.08.009.
Obayashi M, Sugioka H, Yoshimitsu J, Fukao Y. 2006. High temperature anomalies oceanward of subducting slabs at the 410-km discontinuity[J]. Earth Planet Sci Lett, 243(1): 149-158. doi: 10.1016/j.epsl.2005.12.032.
Obayashi M, Yoshimitsu J, Nolet G, Fukao Y, Shiobara H, Sugioka H, Miyamachi H, Gao Y. 2013. Finite frequency whole mantle P wave tomography: Improvement of subducted slab images[J]. Geophys Res Lett, 40(21): 2013GL057401. doi: 10.1002/2013gl057401.
Ohtani E. 2005. Water in the mantle[J]. Elements, 1(1): 25-30. doi: 10.2113/gselements.1.1.25.
Revenaugh J, Sipkin S A. 1994. Seismic evidence for silicate melt atop the 410-km mantle discontinuity[J]. Nature, 369(6480): 474-476. doi: 10.1038/369474a0.
Ringwood A E. 1991. Phase transformations and their bearing on the constitution and dynamics of the mantle[J]. Geochim Cosmochim Acta, 55(8): 2083-2110. doi: 10.1016/0016-7037(91)90090-R.
Ritsema J, Deuss A, van Heijst H J, Woodhouse J H. 2011. S40RTS: A degree-40 shear-velocity model for the mantle from new Rayleigh wave dispersion, teleseismic traveltime and normal-mode splitting function measurements[J]. Geophys J Int, 184(3): 1223-1236. doi: 10.1111/j.1365-246X.2010.04884.x.
Smyth J R, Holl C M, Frost D J, Jacobsen S D. 2004. High pressure crystal chemistry of hydrous ringwoodite and water in the Earth’s interior[J]. Phys Earth Planet Inter, 143/144: 271-278. doi: 10.1016/j.pepi.2003.08.011.
Tajima F, Grand S P. 1995. Evidence of high velocity anomalies in the transition zone associated with southern Kurile subduction zone[J]. Geophys Res Lett, 22(23): 3139-3142. doi: 10.1029/95GL03314.
Tang Y C, Obayashi M, Niu F L, Grand S P, Chen Y S, Kawakatsu H, Tanaka S, Ning J Y, Ni J F. 2014. Changbai-shan volcanism in northeast China linked to subduction-induced mantle upwelling[J]. Nat Geosci, 7(6): 470-475. doi: 10.1038/ngeo2166.
Tonegawa T, Hirahara K, Shibutani T. 2005. Detailed structure of the upper mantle discontinuities around the Japan subduction zone imaged by receiver function analyses[J]. Earth Planets Space, 57(1): 5-14. doi: 10.1186/bf03351801.
Wang B S, Niu F L. 2010. A broad 660 km discontinuity beneath northeast China revealed by dense regional seismic networks in China[J]. J Geophys Res, 115(B6): B06308. doi: 10.1029/2009JB006608.
Wang R J. 1999. A simple orthonormalization method for stable and efficient computation of Green’s functions[J]. Bull Seismol Soc Am, 89(3): 733-741. http://cn.bing.com/academic/profile?id=2338095465&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
Wang T, Chen L. 2009. Distinct velocity variations around the base of the upper mantle beneath northeast Asia[J]. Phys Earth Planet Inter, 172(3): 241-256. doi: 10.1016/j.pepi.2008.09.021.
Wang Y, Wen L X, Weidner D, He Y M. 2006. SH velocity and compositional models near the 660-km discontinuity beneath South America and northeast Asia[J]. J Geophys Res, 111(B7): B07305. doi: 10.1029/2005JB003849.
Wang Z. 2014. Joint inversion of P-wave velocity and vP/vS ratio: Imaging the deep structure in NE Japan[J]. Appl Geophys, 11(2): 119-127. doi: 10.1007/s11770-014-0437-1.
Weidner D J, Wang Y B. 1998. Chemical- and Clapeyron-induced buoyancy at the 660 km discontinuity[J]. J Geophys Res, 103(B4): 7431-7441. doi: 10.1029/97jb03511.
Xia S H, Zhao D P, Qiu X L. 2008. Tomographic evidence for the subducting oceanic crust and forearc mantle serpentinization under Kyushu, Japan[J]. Tectonophysics, 449(1/2/3/4): 85-96. doi: 10.1016/j.tecto.2007.12.007.
Zhang R Q, Wu Q J, Li Y H, Romanowicz B. 2012. Lateral variations in SH velocity structure of the transition zone beneath Korea and adjacent regions[J]. J Geophys Res, 117(B9): B09315. doi: 10.1029/2011jb008900.
Zhao D P, Maruyama S, Omori S. 2007. Mantle dynamics of western Pacific and East Asia: Insight from seismic tomography and mineral physics[J]. Gondw Res, 11(1/2): 120-131. doi: 10.1016/j.gr.2006.06.006.
-
期刊类型引用(3)
1. 苏慧，崔清辉，李国辉，尹迪，周元泽. 基于波形拟合的日本南部及琉球岛弧下方滞留板片的形态结构研究. 地震学报. 2025(01): 37-53 . 
本站查看
2. 崔冉，周元泽. 地震波三重震相在地幔转换区结构研究中的应用. 地震地磁观测与研究. 2024(05): 11-19 . 百度学术
3. 苏慧，魏荣强，周元泽，崔清辉，李国辉. 东北亚边缘地区地幔过渡带内滞留太平洋板片上界面的三重震相研究. 地球物理学报. 2023(06): 2431-2444 . 百度学术
其他类型引用(4)
计量
- 文章访问数: 451
- HTML全文浏览量: 282
- PDF下载量: 26
- 被引次数: 7
