Detecting the structure of the mantle transition zone in Japan subduction zone from the waveform triplications
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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.
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引言
410 km和660 km地幔间断面(以下简称410和660)是地幔转换带的上下界面，分别区隔了上、下地幔，其存在形态和性质研究对于理解地球内部物质运移具有重要意义．一般认为，410是橄榄石到瓦兹利石(α→β)的相变面，660则是林伍德石到钙钛矿和镁方铁矿(γ→pv+mw)的相变面(如，Ringwood，1991; Li et al，2000)．410和660的相变深度对温度变化敏感(Collier et al，2001)，例如，在冷俯冲板块区域，相变深度分别变浅和加深，地幔转换带的厚度随之增大(Bina，Helffrich，1994; Niu et al，2005)；在洋中脊或热点区域，相变深度分别加深和变浅，地幔转换带的厚度随之减小(Deuss，2007)．此外，地幔矿物中铝、铁成分以及水的介入会改变间断面附近的速度结构和密度分布(Weidner，Wang，1998; Deon et al，2011)．
作为西北太平洋地区典型的洋陆俯冲区，日本海俯冲区是研究受俯冲影响的地幔物质组成及速度结构的天然实验室．地震层析成像结果(如，Huang，Zhao，2006; Fukao，Obayashi，2013)显示西太平洋板块在日本海沟—日本海西缘呈西向俯冲的特征，而在朝鲜半岛、中国东北等地区近水平停滞于地幔转换带底部而形成滞留板块(Huang，Zhao，2006; Fukao et al，2009)．冷俯冲板块的存在影响了日本海俯冲区周边区域410和660的形态特征．接收函数研究结果显示：在日本列岛地区410出现窄的抬升(10—30 km)，而660出现宽的下沉(20—50 km)(如，Tonegawa et al，2005; Niu et al，2005); 在中国东部和朝鲜半岛地区410和660的变化幅度稍小(Gao et al，2010)；在中国东北地区660下沉幅度达35 km(Li，Yuan，2003)，局部存在可能与石榴子石相变相关的多重间断面(Ai et al，2003)．
三重震相方法是探测地球内部速度结构的有力工具(Tajima，Grand，1995)．基于密集台网的三重震相波形拟合能有效地揭示间断面附近的精细结构(如，Wang et al，2006; Chu et al，2012)．利用P波和S波三重震相对东北亚地区地幔转换带速度结构的研究，多数采用深源地震波形资料揭示该区域660的多样性，即660出现了不同程度的下沉(15—70 km)(如，Tajima，Grand，1995; Wang et al，2006; Zhang et al，2012)和梯度间断面(30—70 km)(如，Wang，Niu，2010; 叶玲玲，李娟，2012)等．因此，利用中源地震的三重震相资料可同时约束410和660的形态特征，更好地揭示地幔转换带的速度结构．
合适震级的地震可以提供相对简单的震源时间函数，密集且相对均匀分布的地震台能够提供高质量的地震波形资料．本文基于中国数字地震台网(China Digital Seismograph Network，简写为CDSN)记录的日本北海道地区2011年10月21日发生的一次中源地震(Mb6.0)的宽频带波形资料(图 1)，利用P波和S波三重震相研究日本海俯冲区地幔转换带的速度结构，并以此探讨太平洋俯冲板块对区域结构的影响以及与板块俯冲相关的地球动力学过程．
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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)1. 数据和方法
1.1 三重震相方法
在地震波传播过程中，地震射线在地球内部速度间断面附近会出现三重震相现象．本文基于IASP91模型(Kennett，Engdahl，1991)，利用反射率法(Wang，1999)计算了中源地震(震源深度为188.0 km)的射线路径和理论地震图，如图 2所示．可以看到，地震波在向下传播过程中会遇到410和660两个速度间断面，因此会出现双三重震相现象，相应的折合理论走时曲线呈“双回折”形态．以410附近的三重震相为例，AB震相的斜率对410之上的速度梯度变化敏感，CM则对410之下的速度梯度变化敏感；在AB与CM震相交点O所对应的震中距Δ=15.8°处，台站所接收的410上方和410下方的回折波到时相同(图 2b)，交点O对应的震中距对410深度的变化较为敏感．三重震相的射线路径差别主要集中在间断面附近，其相对到时和波形振幅变化能有效地约束间断面附近的速度结构(叶玲玲，李娟，2012; 李国辉等，2014)．三重震相通过地震射线拐点的采样可对地球深部速度结构进行约束，采样区域和拐点深度取决于震源深度和震中距的变化(Wang，Niu，2010; 眭怡，周元泽，2015)．由于实际资料中三重震相各分支的到时拾取较为困难，因此对观测资料进行波形拟合可有效地揭示地幔转换带的精细结构(如，Wang，Chen，2009; Li et al，2013)．
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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-wavetriplication 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本文使用延时法(Buland，Chapman，1983)计算理论走时曲线，并利用反射率法(Wang，1999)合成理论地震图；基于多次正演试错测试，得到最适P波和S波速度模型，并通过纵横波波速比推测影响地幔物质组成和造成速度异常的因素．
1.2 数据收集及处理
本文选取了中国数字地震台网记录的发生于日本北海道地区一次Mb6.0中源地震的宽频带波形资料，地震数据引自国家测震台网数据备份中心(郑秀芬等，2009)．该地震的震源参数引自国际地震中心目录(International Seismological Centre，2012)，具体列于表 1；合成波形所采用的震源机制解参数引自全球质心矩张量解(global centroid-moment-tensor，简写为GCMT)(Dziewonski et al，1981; Ekström et al，2012)．
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 震源深度的不确定性会影响三重震相的形态，因此需要对震源深度进行重新定位．本文从美国地震学研究联合会(Incorporated Research Institutions for Seismology，简写为IRIS)数据管理中心下载了震中距处于30°—95°内的14个台网/台阵的宽频带垂向分量波形数据，如全球地震台网(Global Seismographic Network)、美国国家地震台网(United States National Seismic Network)等，并从中挑选出69道信噪比较高的波形，如图 3a所示．考虑到震源机制解(图 3b)会影响不同方位区域的P波初动方向，在手动读取震相P和pP初至时将观测波形(图 3c)与合成理论波形进行了对比分析．基于IASP91模型(Kennett，Engdahl，1991)和CRUST2.0模型(Bassin et al，2000)计算震相pP和P的理论到时. 当扰动震源深度使pP-P的理论走时差与观测走时差的均方根达到最小值(图 3d)时，经重定位后的震源深度为188.0 km．
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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本文首先对中国数字地震台网记录的原始地震资料进行去均值、去线性趋势以及去仪器响应处理，针对P波和S波分别采用0.05—1.0 Hz和0.02—0.5 Hz带通滤波处理，最后将速度记录通过矩形积分转化为位移记录．考虑到区域速度结构可能存在横向变化，本文以15°方位角间隔将台站划分为I和II两个子区域(图 1)，地震射线拐点的投影主要集中在日本海俯冲区且呈现与俯冲区近垂直分布的特征，射线拐点的深度范围约为208—791 km，可较好地约束地幔转换带的速度结构．
2. 结果
本文所用地震与410和660相关的双三重震相出现在10°—30°震中距范围内，I和II子区域的P波、S波波形拟合如图 4和图 5所示．从I和II子区域观测P波资料(图 4a和4c)可以看出：410附近的三重震相呈“窄AOC区”和“窄BOM区”的特征，即OA与OC震相、OB与OM震相之间的相对时差明显变小；AB震相的斜率在震中距处于15°—19.6°范围内时变大，且其终止震中距(尖端B，19.6°)大于IASP91模型的理论预测值(18.8°)，这表明410之上存在一高速层；OC与OA震相相对时差明显变小，OC震相较预测震相提前，且两震相交点O对应的震中距(15.3°)小于预测震中距(15.8°)，这表明410出现了一定程度的上升．由图 4a和4c还可看到：660附近的三重震相则呈现“宽MO′E区”和“窄DO′F区”的特征，即O′M与O′E震相之间的相对时差变大，O′D与O′F震相之间的相对时差变小；MD震相的斜率在震中距处于23.0°—28.4°范围内时变大，且MD震相的终止震中距(尖端D，28.4°)大于理论预测值(26.3°)，这表明在660之上存在一高速层；O′M与O′E震相之间的相对时差变大，O′E震相的起始震中距(尖端E，18.4°)大于理论预测值(16.2°)，且两震相交点O′对应的震中距(23.4°)大于理论预测值(21.9°)，这表明660出现了一定程度的下沉．
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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 ⅡFigs.(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 ⅡFigs.(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通过波形拟合(图 4b和4d)获得的区域P波最适速度模型JSP(Japan Sea P-wave model)(图 4e)显示：410之上存在厚度为85 km的高速层，高速异常最大值为1.1%；410出现了10 km的小幅抬升，其附近的速度跳变为3.3%，小于IASP91模型的3.7%；660之上存在厚度为125 km的高速层，高速异常最大值为1.5%；660出现了25 km的下沉，其下方存在厚度为65 km的低速异常，速度减低约1.0%；660附近的速度跳变为3.7%，小于IASP91模型的5.8%．
需要指出的是，三重震相的一些变化特征可能与多个因素相关，因此，界定各因素的作用程度时需考虑与之相关的三重震相其它变化特征和多次的正演测试分析．例如：410上方存在的高速层和410的抬升均会影响OA与OC震相的相对时差(图 4a)；相较该变化特征，AB震相的斜率及OB与OM震相的相对时差对410上方存在高速层这一因素更为敏感，AB与CM震相交点O所对应的震中距对410抬升这一因素也更为敏感．
通过拟合观测S波三重震相(图 5a-d)得到了区域S波最适速度模型JSS(Japan Sea S-wave model)(图 5e)，与JSP模型相比，二者的一致性整体上较强．JSS模型显示：410之上存在厚度为185 km的高速层，速度升高1.4%；410出现了10 km的小幅抬升，其附近的速度跳变量为3.1%，小于IASP91模型的4.1%；660之上存在厚度为125 km的高速层，高速异常最大值为1.0%；660出现了25 km的下沉，其下方存在厚度为65 km的低速异常，速度减低约1.0%；660附近的速度跳变为5.4%，小于IASP91模型的6.25%．
通过区域最适P波和S波速度模型可得到纵横波波速比vP/vS，其结果显示：该值在210—400 km深度范围内偏低，约为1.827，小于IASP91模型对应深度范围内的平均值1.844，平均降低约0.92%；而在560—685 km深度范围内数值偏高，约为1.831，大于IASP91模型对应深度范围内的平均值1.823，平均升高约0.44%．
3. 讨论与结论
3.1 410附近的速度结构
本文探测到日本海俯冲区410上方P波和S波均存在高速层，将410之上的P波和S波地震射线反射点分别投影至全球层析成像P波速度模型GAP_P4(Obayashi et al，2013)和S波速度模型S40RTS(Ritsema et al，2011)不同深度的水平图像，并对其分布进行对比分析．图 6a和6b分别给出了410之上的P波和S波射线的反射点分布，可以看到，P波和S波射线的反射点均位于地震波高速异常区，应为西太平洋俯冲板块．Wang(2014)关于vP和vP/vS联合反演结果显示，在日本东北地区，太平洋俯冲板块为一高vP、高vS和低vP/vS的异常区；Xia等(2008)的独立走时层析成像结果也显示出太平洋俯冲板块低泊松比的特征．本文探测到在210—400 km深度范围内低vP/vS(约1.827)的特征，体现了海洋板块低泊松比的特征，与层析成像反演结果相一致．
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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 660In 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，respectively410附近的克拉伯龙(Clapeyron)斜率为2.7—2.9 MPa/K(Bina，Helffrich，1994)，10 km的抬升则大概对应于120—129 K的理论低温异常．Kawakatsu和Yoshioka(2011)由数值模拟实验得到的日本海俯冲区温度剖面显示，在400 km深度处俯冲板块内部最冷处约为600 K，板块周围的地幔温度约为1200 K，两者温差约为600 K．本文所换算的地幔低温异常小于数值模拟的实验结果，偏低的低温异常值反映了冷俯冲板块所导致的平均地幔低温效应．
部分研究显示在西太平洋部分地区410上方存在低速层或低速异常体，例如黄海和中国东部地区(Revenaugh，Sipkin，1994)、扬子克拉通(李国辉等，2014)、东海地区(眭怡，周元泽，2015)等，这可能与水及其它挥发分物质的介入引起橄榄石出现部分熔融有关；南千岛地区(Wang，Chen，2009)和日本本州地区(Obayashi et al，2006)的结果则显示可能与俯冲板块下方的下地幔上升热源有关．本文中410之上的地震射线拐点集中于太平洋俯冲板块上(图 5a和5b)且410出现了10 km的抬升，这表明近冷俯冲板块区域的地幔低温效应较为明显，而远离俯冲板块的区域由于受挥发分物质介入或者热物质上涌的影响，410之上可能会出现低速层或低速异常体．
3.2 660附近的速度结构
本文研究结果显示：在560—685 km深度范围内存在高速层，P波和S波高速异常的最大值分别为1.5%和1.0%，660附近的地震射线反射点集中在日本海西缘、朝鲜半岛北部以及中国东北等地区(图 6c和6d)；太平洋俯冲板块在此拐点集中区域由俯冲下降的形态过渡至近水平停滞于地幔转换带底部(Zhao et al，2007; Fukao et al，2009)．本文探测到660之上的高速层厚度为125 km，明显大于俯冲大洋板块的厚度(76—77 km)(周春银等，2010)，这可能与俯冲或滞留板块在地幔转换带内发生堆积和内部变形的过程有关(Fukao et al，2009; Tang et al，2014)．
660附近的克拉伯龙斜率为-2.8 MPa/K(Hirose，2002)，25 km下沉所对应的理论低温异常约为313 K，大于410附近的低温异常(120—129 K)，这可能是由于滞留板块在地幔转换带内与周围地幔的接触面积较大所致．
本文所探测到的纵横波波速比vP/vS在560—685 km深度范围内显示为高值，约1.831．由于S波波速较P波波速对水的介入更为敏感，水的存在可降低S波波速且使vP/vS值增大(Smyth et al，2004; Wang，Chen，2009)．Jacobsen等(2004)的高温高压实验结果显示，含水1.0wt%的Fo11林伍德石的vP/vS值为1.740±0.040，而不含水的Fo10林伍德石的vP/vS值为1.706±0.002．假定vP/vS值与林伍德石中的含水量之间呈线性关系，则可推算在560—685 km深度附近地幔转换带约含水0.24wt%．
在660—750 km深度附近存在地震波低速异常，P波和S波波速均降低约1.0%．Zhao等(2007)的层析成像结果显示，在太平洋板块下方存在低速异常，并认为这是由于受太平洋板块俯冲以及部分板块碎片崩塌进入下地幔的影响，在板块下方出现下地幔热物质上涌所致．利用700 km深度附近的地幔热膨胀系数lnvP/T=-0.28×10-4/K(Cammarano et al，2003)，低速异常区附近的高温异常约为355 K．此外，俯冲板块可在下地幔顶部通过超水相B分解而释放一定量的水(Ohtani，2005)，俯冲或滞留板块下方所释放的水可压入下地幔顶部(Fukao et al，2009)．因此，本文推测660下方的低速异常可能与下地幔顶部的热物质上涌有关，俯冲板块深脱水所产生的少量水可能对此低速异常也有所贡献．关于下地幔顶部低速异常的来源，尚需进一步研究和探讨．
中国地震局地球物理研究所国家数字测震台网数据备份中心(doi: 10.7914/SN/CB)和美国地震学研究联合会数据管理中心为本研究提供了地震波形数据，审稿人提出了宝贵的修改意见和建议，作者在此一并表示感谢．
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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)
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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
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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
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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
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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
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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 
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