地球深部速度结构是固体地球物理学的一个重要研究方面，其对于人们认识地球深部物质运移过程以及相关的物性特征具有非常重要的科学意义.一般而言，下地幔指的是深度800~2600 km范围内的地幔部分^[1]，在现有的径向球对称的标准地球模型PREM^[2]，IASP91^[3]或者AK135^[4]中，该深度范围内没有明显的速度界面，这样的结构特征并不意味着下地幔是一个速度上简单光滑变化的结构区域，而可能是因为我们对其了解不充分.

20世纪初期，利用主要的体波震相，Geiger & Gutenberg^[5]及Mohorovicic^[6]发现1200和1700 km附近可能存在速度界面，Repetti^[7]则推测在970km附近存在速度界面.20世纪下半叶以来，人们发现了来自下地幔速度界面的次生震相，从而推测可能存在下地幔速度界面甚至是间断面.Kawakatsu & Niu^[8]认为汤加、日本和印度尼西亚俯冲区下部920km附近存在着速度界面；Wicks & Richards^[9]发现澳大利亚下部的860、1025和1200 km深度处可能存在速度界面；Niu & Kawakatsu^[10]发现了印度尼西亚下方的来自1080km处的转换震相，Vanacoreet al.^[11]进一步对此界面进行研究，发现由东到西深度上存在930 km到1080 km的变化；Kaneshima & Helffrich^[12]报道了来自马里亚纳海沟下1600km深度附近速度界面的次生震相；Shenetal.^[13]则在冰岛和夏威夷下面发现了来自1050 km深度处界面的次生震相；vanderMeijdeetal.^[14]研究了地中海下部的地幔间断面问题，也发现了下地幔中860，900，1200以及1320 km深度处有间断面存在的迹象且具有很强横向变化.

Tanimoto^[15]和Wen & Anderson^[16]等认为上、下地幔的分界面应该在900~1100 km深度附近，而基于地震层析成像结果以及Benioff带的形态，Kelloggetal.^[17]认为，地幔对流应该是混合型的，相应对流层的下边界则位于1600~1700 km深度附近.因此下地幔间断面，尤其是900~1100 km和1600~1700 km深度附近的速度界面的研究将可以为地幔对流模式的确认提供有力的依据.

由于这些下地幔速度界面很弱，这类迹象大多被归于不可靠的范畴，且根据高温高压的研究结果，人们认为下地幔物质基本是钙钛矿（Mg_0.9Fe_0.1SiO₃，CaSiO₃）以及方镁矿（Mg_0.9Fe_0.1O）组合，但是其中仅有部分可能的组合可以解释这些可能存在的下地幔速度界面.Kurashinaetal.^[18]认为含铝钙钛矿的相变不足以解释800~1200 km深度附近的地震间断面.Anderson^[19]认为该深度范围内存在一个化学界面，其为双层地幔对流的中间边界.现在很多关于下地幔速度界面的研究结果都是基于俯冲带地区的深震来开展研究的，因此其有可能是俯冲板块的残留物所引起的界面.Kawakatsu & Niu^[8]则认为需要进一步对这样的问题进行仔细研究.Shen et al.^[13]给出的冰岛和夏威夷下方接收函数结果则显示在1050 km深度附近应该存在有一个速度界面，而此处基本上不存在俯冲物质残留.因此在更广的范围内或者更多方法来寻求下地幔速度界面的存在并确认其性质是非常有必要的.

南美洲西部的太平洋地区是全球地震带的重要组成部分，在该地区分布着比较多的深震，而美国西部的高密度地震台网可以在比较合适的震中距范围内记录到这些深震，非常有利于我们提取来自下地幔的次生转换震相，从而获取下地幔中速度界面信息.本文利用了美国西太平洋地区地震台网（PNSN，记为UW）和犹他大学地震台网（UUSS，记为UU）记录到的南美太平洋地区区域深震的短周期资料，通过倾斜叠加方法来提取来自下地幔速度界面的转换震相，并据此研究下地幔速度界面的存在及其形态.

转换震相SdP（如图 1所示）是一种常用于研究地幔间断面的次生震相，它是离源的S波在震源下方的速度界面上转换成P波并以P波的形式传播到地表为台站所接受.该震相跟直达P震相之间的到时差和慢度差主要取决于震源和速度界面之间的距离，因此常用于震源下方间断面存在以及形态研究.由于该转换相当弱小，因此使用地震台阵/台网的波形数据并经过叠加处理来提取这样的震相.另外，在收集资料时要特别注意避免震源过程过于复杂以及来自强地表反射的pP和sP震相对其识别的干扰.

图 1

Fig. 1

图 1 SdP震相的射线传播路径[8] 图中实线标识P波，虚线标识的为S波. Fig. 1 Ray path of SdP phase[8] The solid line is for P phase and the dashed line is for S phase.

本文中选用了南美洲震源深度超过500 km中等强度的深地震，相应的地震参数选用了比较可靠的Engdahletal.^[20]地震重新定位的数据库（目前更新到2006年）.由于震源深度确定本身也是一个比较困难的问题，其直接影响到转换点深度的确定，因此在收集资料的时候，我们选用地震的时间不晚于2006年年底.在后续资料筛选中，为了避免复杂源时间函数对次生震相识别的干扰，我们特别注重使用源时间函数简单的地震，这样很多震源复杂的地震资料被舍弃掉了.本文使用地震以及相关参数见表 1，地震位置如图 2所示.考虑到西北太平洋地区地震台网（PNSN）和犹他大学地震台网（UUSS）是美国西部密集且资料质量较高的两个地震台网（图 3），我们自美国地震学联合研究会（IRIS）数据整理中心（DMC）共享波形数据库中提取了这两个地震台网的短周期垂向波形记录.

表 1(Table 1)

表 1 本文所用深震列表 Table 1 Deep events used in the study

表 1 本文所用深震列表 Table 1 Deep events used in the study

图 2

Fig. 2

图 2 本文所用地震分布图及相关转换点分布 震源参数来自Harvard的CMT解，无参数者则以实心圆表示.等值线为Benioff-Wadati带在地球深部的展布[21].三角形，小圆圈和棱形等给了转换点位置. Fig. 2 The distribution of events and the conversion points The focal mechanisms labeled with beach balls are the CMT from Harvard and solid circle for others.The contour lines are for the extension of the Benioff-Wadati slab in the Earth′s interior.The triangles, circles and quadrilaterals respectively for different depths are used to show the locations of conversion points.

图 3

Fig. 3

图 3 PNSN和UUSS的台站分布图 Fig. 3 The distributions of PNSN and UUSS

N次根倾斜叠加方法是一种有效的处理地震台阵/台网资料以提取弱信号的有效方法^{[22, 23]}.简单介绍本文使用该方法处理数据的步骤：首先将收集到的波形数据进行初选，有突跳等明显干扰或者基本上看不到的有效直达P波信号时直接去除掉；然后利用FFT分析波形记录中的纯噪声和包含噪声部分的信号频谱特性，确定出带通滤波窗范围：0.2~1.0 Hz，并据此对原始波形数据进行带通滤波处理；对滤波后的波形资料，分地震-台网进行人工拾取直达P震相走时，基于直达P震相最强的峰值对齐.少量波形记录由于台站记录的原因而出现极性的错误，而我们是使用叠加方法来提取次生震相的，因此需要基于相近台站直达P波形形态对比进行的倒转处理，使得不造成叠加上的干扰；以直达P波为参考震相（基于直达P震相最强幅度对齐）进行4次根倾斜叠加处理，并利用Hilbert变换求取叠加波形的包络线，进而获得特定参考震中距上相对于直达P走时差-慢度差的叠加灰度图.由于非线性的叠加方法对于突出一致性信号是非常有效，但在噪声存在的情况下，也会对叠加后的震相幅度有相当大的抑制效应^[23]；而资料量少的情况下因噪声本身的存在会带来震相识别较强不确定性，因此为了在信号幅度被压制与可靠性之间寻求平衡，在拾取次生震相过程中不产生误读，我们基于信噪比对信号进行排列，选择最好的40，60，80个（如果资料数量足够多的话）记录分别进行叠加处理；并在此基础上参考相对于直达P的走时差-慢度差理论值，从叠加的灰度图上提取出可能的次生震相SdP，进一步基于IASP91模型反演出次生震相对应的转换点深度以及相关的位置.

转换点深度反演的误差主要由三个部分构成：（1）震源深度的误差大致在±5 km^[24]；（2）相对走时识别误差大致不超过0.5 s，换算成转换深度也就是±5 km^[3]；（3）俯冲板块速度异常会引起±1 km的深度误差^[24]，因此一般地，总的深度反演误差大致在±11 km内.本文中，我们识读走时误差一般小于0.5s，这样转换点深度反演误差在±10 km之内.

图 4给出了表 1所列的15号地震-台网的波形图以及倾斜叠加结果以作示例，各图中横轴均为相对直达P的走时差Δt.图 4a为该地震-台网资料滤波并挑选后的PNSN记录波形，纵轴为震中距Δ，从中可以明显地看到所有记录的直达P均位于零时刻，且基于直达P的峰值进行归一化，同时也能看到明显的pP和PcP震相.图 4（b~d）分别为信噪比最好的前40，60，80个记录的叠加结果，叠加图纵轴为相对的慢度差Δp.叠加图的右侧为不同资料量叠加结果的相对幅度，可以看出不同的数据量会导致叠加幅度值相对于直达P的叠加幅度值存在着明显差异.由于这三个叠加图中除了在波形图中就直接可以见到的直达P和pP震相（因为慢度差的关系，图中没有出现PcP），也都存在着一个明显次生震相S1009P，这是一个相对直达P走时差和慢度差关系符合得很好的震相.所谓走时差-慢度差关系符合得很好，本文中特定时间差上的慢度差的理论值在±0.1s/（°）范围内，符合这一条件的次生震相才是我们识读并在后续处理中使用的震相.三个不同数量波形记录的叠加图上存在着较明显的差异，除了S1009P以外，其他弱的震相均没有明显地同时出现在三个叠加灰度图上，如图 4b中38s附近出现一个明显的“震相”，但是到了（c，d）两图中则不见了，而且相对的走时差-慢度差的关系也不符合我们对于次生震相识读的要求，因此这样的”震相”并不为我们所拾取.

图 4

Fig. 4

图 4 波形图以及倾斜叠加处理得到的灰度图 从左图（a）可以看到明显的P，PcP和pP.右边各图为叠加结果，其中（b）为信噪比最好的40个记录的叠加结果，（c）和（d）分别为60和80个记录的叠加结果，由于不同资料数量的使用，一致性信号的强度也受到明显的抑制，因此各叠加结果右边的灰度标的下限有差别. Fig. 4 The waveforms and the verspegrams from the slant-stack processing There are obvious P, PcP and pP phases in the Fig.4(a).The stacked results are shown on the right panel, Nr is the number of waveform data used in slant stacking.Am is the normalized amplitude of stacked vespegram respect to direct P.(b) gives the stacked result from 40 records with highest SNR, and (c) and (d) are respectively for the stacked results with 60 and 80 records. Because of different number of data used, the intensity of consistent signals is suppressed obviously, so the lower limitations for the color-bars are different.

我们把19组叠加灰度图上读取到的下地幔间断面的转换震相对应的转换点深度列在表 1的最后一列.由于本文更多的是关注来自下地幔的SdP次生震相，因此主要选用了震源深度超过500 km的深震，相应的转换点深度基本上超过800 km.从表 1中所列出的转换点深度的情况，我们可以比较简单地看出，该区域下地幔的转换点在800~1200 km深度范围内存在着比较明显的特定深度的转换点集中.为了了解其区域特性，本文根据转换点相对集中深度的情况，将900，1000和1100 km三个深度±50 km范围内的转换点分布进行了水平投影处理，以分析其在横向上的变化特性，从而对该区域可能的间断面分布进行分析讨论.

图 5给出了900 km深度附近（875~946 km）的转换点分布.图中在南纬12°到南纬14°之间的中部区域下方转换点深度分布显示了速度界面形态相对复杂，似有两个层面，分别位于900 km附近和940 km附近.结合南边的两个875 km以及北边的904 km处的转换点，可以看出，该区域在900km深度上存在一个速度界面，而且这个速度界面略显南高北低的态势.由Benioff-Wadati带在地幔中的展布形态（等值线所示）来看，中部区域处俯冲板块以比较陡的角度俯冲到地幔中，从而使得该区域的速度结构受到了俯冲物质的影响，体现了复杂结构.这一影响在Li，et al.^[25]的最新层析成像结果中也有体现（参见Li，et al.^[25]的图 9），因此940km附近存在的这一结构可能是俯冲物质与地幔物质间的速度界面.

图 5

Fig. 5

图 5 900 km深度附近（875~946 km）转换点分布 Fig. 5 The distribution of conversion point around 900 km (875~946 km)

图 6给出了962~1045之间的转换点在水平投影面上的分布.除了北边的962 km和南边的1045处的转换点深度上显得比较异常外，该图给出了一个比较好的1000 km附近的界面，转换点的深度位于995~1017之间，深度差异仅有22 km，在这样一个南北跨度内，应该算一个比较明显的速度界面.南北两个分别位于962和1045 km处的转换点是比较异常的，应该对应着下地幔散射体的边界.

图 6

Fig. 6

图 6 1000 km深度附近（962~1045 km）转换点分布 Fig. 6 The distribution of conversion point around 1000 km (962~1045 km)

1083~1156 km之间的转换点被投影到图 7所示的水平面上.南北两个深度位于1153和1156 km处的转换点超出了我们最初设定分析下地幔间断面所设定的深度范围，主要在于考虑到这两个点的转换点深度几乎一样而补充进来对比的.如果不考虑这两个转换点，则研究区域内1100 km深度附近的转换点分布体现了一定的起伏：南北深，中间略浅的形态，相应的起伏达到50 km，这应该体现了比较强的地球动力学过程或者深部物质组成上比较大的变化，而深度异常的两个转换点应与下地幔散射体的存在有关系.

图 7

Fig. 7

图 7 1100 km深度附近（1083~1156 km）转换点分布 Fig. 7 The distribution of conversion point around 1100 km (1083~1156 km)

本文所发现的900，1000和1100 km三个深度上的速度界面是比较明显的，而且1000和1100 km深度处在南北两侧均有深度差别较大的转换点存在，可能与下地幔散射体有关.Bina^[26]在总结下地幔速度界面研究时指出，下地幔中强度大（Vs越变超过2%）且尺度大（约200 km）散射体是比较稀疏的^[27]，而尺度小于8 km的且强度不大的小散射体则普遍存在^[28].Kawakatsu & Niu^[8]给出了汤加地区南纬17.74~26.31°之间的900~925km深度上存在间断面，Niu & Kawakatsu^[10]以及Vanacore et al.^[11]对于印尼以及伊豆-小笠原的研究结果给出了940~1080 km深度上的清晰转换点的存在，特别是印尼下方930~1080km深度倾斜的下地幔间断面的存在.而Wen & Anderson^[29]指出长波长的大地水准面，地表的动态起伏以及板块运动需要900 km附近的化学间断面来解释，而这也可以确认分层地幔对流这样一个重要的地球动力学问题；而Montager & Guillot^[30]从地幔各向异性结构也认定地幔是双层对流，而双层对流的界面则位于900~1000 km.

因此，如果不考虑可能是散射体边界的南北两端深度异常的转换点存在的影响，本文所得到的三个速度界面在研究区域这么大的尺度上只有不超过50km的起伏，可以认为这三个界面不是散射体造成的，而且至少是区域尺度上的速度界面.下地幔800~1200 km深度处的间断面相对比较弱，相应的次生震相也比较弱，较难提取.如Anderson^[19]所指出的那样，由于1000 km深度附近的间断面是化学界面，且起伏可能达数百公里，其探测的难度要比660 km这样的相变界面难得多.从我们^[30]此前关于伊豆-小笠原地区下地幔间断面的结果来看，来自下地幔速度界面的转换震相确实比660 km间断面要弱不少.但是由于（1）下地幔间断面转换震相的菲涅尔区要比660 km间断面的大，相对地，因叠加而产生的平滑效应也会强一些；（2）基于不同震源机制的震源辐射能量的方位性差异也会带来转换震相的幅度存在差异（参见Vinnik，et al，^[31]），以及（3）不同地震强度相对的信噪比差异也会导致叠加结果差异，精确给出下地幔间断面强度以及转换宽度是有一定困难的.Liuetal.^[32]基于接收函数结果所提出的南美下部的915km附近存在着可能的界面，通过对比660km间断面的叠加幅度，认为该界面的速度差异大致在3%；而Castle & vanderHilst^[33]对于包括南美在内的下地幔散射界面搜索结果的评估，他们认为下地幔中不存在S波速度跃变超过2%且转换宽度小于20 km的界面.本文给出的速度界面在900，1000，1100 km三个深度上的存在意味着更复杂的化学结构或者动力学过程，这需要进一步展开工作，特别是对于比较强深震（源时间过程相对也就复杂）的台网资料使用，同时也需要进一步考虑利用其他的一些震相的前至震相（precursor）来获取非俯冲区的1000 km深度附近间断面存在及其状态.

本文基于美国西北太平洋地震台网和犹他大学地震台网所记录的1987~2002年间南美洲深震的短周期垂向波形资料的4次根倾斜叠加处理获得的灰度图上所识读得的SdP下地幔转换震相，发现南美洲西部下方下地幔中800~1200 km深度范围内存在明显的转换点集中，主要分布在900，1000和1100 km三个深度上.位于900 km深度附近的界面具有南高北低的形态，且在该区域中部有一个小区域的俯冲板块物质界面存在于940 km处.1000和1100 km深度附近的界面也比较明显，但需要更多的工作来对其进一步确认.