2017, Vol. 60
2. Department of Earth Science, MS-126, Rice University, Houston, Texas 77005, USA
2. Department of Earth Science, MS-126, Rice University, Houston, Texas 77005, USA
地震学方法在探测地球深部的低速体时具有极大的限制.影响地幔深处低速异常体成像分辨率的主要因素有两个：(1) 观测技术原因，例如地震台站分布不均、台阵孔径太小，研究区射线覆盖太少造成地震成像分辨率低下；(2) 波前愈合现象造成了地表台站可能记录不到低速异常体引起的地震波的走时变化，因而不能有效探测地幔深部低速体(Rickers et al., 2012).波前愈合指的是地震波在低速体的边缘发生绕射，绕射波和直达波相互干扰从而缩减甚至消去由低速体造成的走时异常的一种现象.
常见的地幔深处低速异常体一般认为是热点/地幔柱的深部起源.由于现有的利用远震走时层析成像技术对地幔深处低速体成像时存在的缺陷，人们关于地幔柱的形态和起源并没有达成一致认识.例如，数值模拟、地震成像等研究结果指出，地幔柱形态异常复杂，难以用简单统一的模型描述(Montelli et al., 2004；Lin and van Keken, 2006；Ballmer et al., 2013)；部分学者认为地幔柱确实深入下地幔深处，低速体从地表一直延伸到下地幔(Montelli et al., 2004；Tang et al., 2014；French and Romanowicz, 2015)，也有学者认为部分热点仅局限于上地幔(King and Ritsema, 2000).
进一步提高地幔深处低速体的成像精度是研究热点/地幔柱成因和起源的基础.然而，由于波前愈合现象会随着第一菲涅尔带以及传播距离的增加而变强，在地表往往难以精确测量地幔深处低速体造成的直达波走时异常(Malcolm and Trampert, 2011).因此，探测位于地幔深部的地幔柱细长的尾巴，对于层析成像方法是一个极大的挑战.数值模拟研究指出，走时地震层析成像对于体积较小的异常体的反演结果会有很大误差，甚至探测不到地幔低速体(Hung et al., 2001；Hwang et al., 2011；Liu and Dong, 2012；Malcolm and Trampert, 2011).
因此，利用地震波走时以外的信息来探测地幔深处低速体显得更加重要.当地震波经过低速异常体的边缘时会发生绕射现象，绕射波和直达波相互干扰造成地震波形畸变.越来越多的学者提出利用这种波形畸变信息来研究地幔低速体，并获得了良好的应用效果.例如，通过二维数值模拟波形畸变研究俯冲板块、热物质通道等结构(Chu et al., 2012；Sun et al., 2014；Zhan et al., 2014)，研究核幔边界处超低速体(倪四道, 2007；Hung et al., 2001；He et al., 2015；To et al., 2016；Vanacore et al., 2016).
本文通过三维数值模拟的方法研究地幔深处低速体对地震波形的影响，通过理论地震图特征来讨论波形畸变现象在改善地幔深处低速体成像分辨率的优势.文章进一步通过对中国东北长白山火山以及美国西部黄石火山地区记录到的地震波形拟合，来讨论波形畸变在探测地幔深处低速体中的有效性.
2 远震地震波形畸变现象地震波在穿过速度边界时，如果速度梯度足够大，地震波就会在它的边缘发生绕射现象.绕射波和直达波相互干扰，会造成两种现象：(1) 波前愈合现象，即绕射波和直达波相互干扰从而缩减甚至消去由低速体造成的走时异常的一种现象；(2) 波形畸变现象，绕射波和直达波相互干扰叠加造成地震波形发生变化，例如振幅、相位、波列宽度等变化.
2.1 波前愈合与波形畸变本文利用二维有限差分方法(Vidale et al., 1985)模拟了SH地震波穿过一个低速体后的波场(图 1).为了避免速度间断面处反射波的影响，模拟过程采用了均匀速度梯度模型.该模型在地表处S波速度是4.5 km·s-1，按照0.002 km·s-1·km-1的梯度随深度逐渐增加.在该背景模型上，于1680 km深处安置一个50 km宽、150 km长的低速异常体，S波速度异常大小-6%.有限差分计算过程中采用4 km的均匀网格，地震波采样间隔0.2 s.震源深50 km，距离低速异常体的水平距离为30度，采用半宽20 s的高斯子波.
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图 1 SH地震波穿过低速体后的波场快照.不同颜色代表波场位移.黑的曲线指示了穿过低速体中心的射线路径 (a)地震发生后14分2秒后的波场快照.x，y和z分别代表了地震波穿过低速体后绕射波与直达波相互干扰造成波形畸变现象的三个特征区域；(b) 8分48秒的局部波场快照.SH波在穿过低速体时振幅放大，走时延迟；(c) 9分2秒时的局部波场快照.SH波穿过低速体后波前恢复现象明显. Fig. 1 Snapshot of SH wavefield when it encounter a slow velocity anomaly The black curves denote raypaths that propagate through the slow velocity anomaly. The maximum of the wavefront in region y has been delayed and magnified. However, the wavefront in region x and region z are more complex, which could be interpret as the stack of two waveforms with different amplitude and traveltimes. (b) The wavefront distort in and around the slow anomaly. The traveltime is delayed and the amplitudes of waveforms are magnified. (c) The wavefront healing after the wavefront propagate through slow anomaly. The complexity of the wavefront can be reserved in longer distance than the traveltime of the first peak. |
图 1a是模拟结果在14分2秒时的波场快照.为了便于观测SH波穿过低速异常体后的波前变化，图 1也给出了8分48秒和9分2秒时的局部波场快照(图 1b和图 1c).模拟结果显示，地震波穿过低速体后的波前愈合现象十分明显，低速异常体造成的波前走时异常随着传播距离的增加逐渐减弱，直至不可探测.
模拟结果显示低速体造成的波形畸变有两个主要特征：(1) 直接穿过低速异常体的地震波(图 1a中的y区域)，由于聚焦作用，直达波和绕射波同时到达而叠合在一起，地震波振幅放大，并且波脉冲变窄；(2) 穿过低速异常体两侧的地震波(图 1a中的x和z区域)，由于散焦作用，地震波振幅减小，并且由于后续绕射波的干扰叠加，使得SH波脉冲变宽.
2.2 三维低速体的地震波形畸变现象为了研究波形畸变现象对地幔深处低速异常体的探测精度，本文在三维介质中模拟了地震波穿过深度为分别670 km(Model 1) 和2000 km(Model 2) 的细长圆柱形低速体后的波形畸变现象(图 2)，并据此讨论地幔深处低速体的成像精度.
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图 2 地震波穿过圆柱形低速体的数值模拟的速度模型，颜色代表速度异常大小，红色五角星代表震源位置 (a)速度模型和地震台站位置俯视图.绿色三角形代表地震台站位置，蓝色虚线代表穿过低速异常体中心的射线路径在地表的投影; (b)穿过速度模型Model 1中心的垂直剖面图(图 2a蓝色虚线所示).蓝色曲线代表射线路径，绿色曲线代表穿过异常体底部的射线路径; (c)穿过速度模型Model 2中心的垂直剖面图(图 2a蓝色虚线所示).蓝色曲线代表射线路径. Fig. 2 Sketch map of raypaths that propagate through a plume-like slow velocity anomaly (a) The region with red color denote the slow anomaly in map view. Red star denotes the earthquake source. Green triangles denote seismic stations. Blue dashed line denotes the raypath that propagate through the center of a plume-like slow velocity anomaly; (b) cross section of Model 1 along the blue dashed line in Fig. 2a. Blue curves denote raypaths. Green curve denotes the raypath that propagates through the bottom of the slow anomaly; (c) cross section of Model 2 along the blue dashed line in Fig. 2a. Blue curves denote raypaths. |
模拟过程采用目前国际上较为流行的一款谱元法程序(SPECFEM3D)(Tromp et al., 2008)进行地震波在三维速度结构中的传播模拟.速度模型为在一维PREM速度模型(Dziewonski and Anderson, 1981)上叠加一个直径约3度的圆柱形低速异常体(图 2)，S波、P波速度和密度异常分别为-4%、-2.4%和-1.6%.速度异常为关于圆柱中心对称的高斯函数分布.模型网格点平均距离约2 km，震源深度为637 km，共利用TACC中心的4056个CPU核心进行运算.
模拟结果如图 3所示，图中数据进行了2.4 s的低通滤波.由于图 2a中地震记录关于Y轴对称，因此图 3只画出了Y轴坐标不小于零的地震台站.图 3显示地幔低速异常体对地震波的影响主要有两点：(1) 地震波走时异常；(2) 地震波形畸变.
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图 3 地震波畸变现象数值模拟结果.由于对称性，只画出了Y轴坐标不小于零的地震台站.绿色虚线代表射线路径穿过低速异常体中心的地震波的初至走时.红色竖线是没有低速异常时的地震波初至走时 (a)地震波穿过Model 1后的地震波形畸变现象; (b)地震波穿过Model 2后的地震波形畸变现象.蓝色地震图标出了地震波振幅增加、波脉冲变窄的记录.红色地震图标出了地震波脉冲变宽、波形变复杂的记录.绿色箭头标出了Model 1中穿过低速体底部边缘的射线所对应的位置. Fig. 3 Modeling of waveform distortion when it propagates through a plume-like slow velocity anomaly. Only half of the anomaly is shown because of symmetry. Green dashed line denotes the traveltimes of waveforms that propagate through the center of the slow anomal (a) Synthetic waveforms from Model 1; (b) Synthetic waveforms from Model 2. |
(1) 地震波走时异常.对于地幔柱较浅的模型Model 1，直接穿过低速异常体的地震波具有明显的时间延迟(图 3a)，但是时间延迟随着传播距离的增加而迅速减小.对于震中距大于45°的地震波，由于射线路径不再穿过地幔低速体(图 2b)，因而时间延迟不再明显.对于地幔柱较深的模型Model 2，我们同样观测到，直接穿过低速异常体的地震波具有明显的时间延迟(图 3b)，时间延迟随着传播距离的增加而迅速减小.尽管震中距大于45°的地震波依然穿过地幔低速体，但是由于射线路径穿过低速异常体的路程减小，以及波前愈合现象的影响，地震波时间延迟逐渐变小直至不可测量.
(2) 地震波形畸变.直接穿过低速异常体的地震波(Y轴坐标为0的地震记录)，由于聚焦作用，直达波和绕射波同时到达而叠合在一起，地震波振幅明显增加，并且波脉冲变窄(图 3中蓝色曲线所示地震波形)；而穿过低速异常体两侧的地震波，由于散焦作用，地震波振幅减小，并且由于后续绕射波的干扰叠加，使得地震波脉冲变宽(图 3中红色曲线所示地震波形).对于Model 1，震中距46°~47°的地震波射线路径穿过了地幔柱底部低速与高速的边界过渡带，仍然受到绕射波的影响，地震波形依然呈现低振幅、宽脉冲形态(图 3a)；但是，这种畸变现象与震中距较近处(41°~44°)的畸变现象有明显不同.对于Model 2，在震中距较远处(＞45°)地震波仍然穿过地幔柱低速体，波形畸变现象并没有随着穿过距离的增加而减弱，受波前愈合影响较小.
地震波模拟结果显示，利用地震波形畸变现象，可以很好的探测深地幔低速体，并且对低速体的深度有较好的分辨率.
2.3 地幔深处低速体的探测低速体在地震波上的表现主要是走时异常和波形畸变(图 3).
(1) 地震波走时异常探测地幔深处低速体
由于波前愈合现象，地震波穿过低速异常体后的走时异常随着观测距离的增加很快减小(图 3).基于射线理论的层析成像一般只拾取地震波初至走时，忽略了绕射波的影响.因而在远距离观测的情况下，如果仅利用直达波的走时异常，地震层析成像对于体积较小的异常体的反演结果会有很大误差，甚至探测不到地幔低速体(Hung et al., 2001；Liu and Dong, 2012；Maguire et al., 2016；Malcolm and Trampert, 2011).数值模拟结果也显示地震波走时异常很难分辨下地幔的地幔柱(Hwang et al., 2011；Rickers et al., 2012).
因此，利用地震波探测地幔深处低速体，必须要考虑绕射波的影响.
(2) 地震波形畸变探测地幔深处低速体
有限频层析成像在一定程度上考虑到了绕射波的影响(Hung et al., 2001)，因而有限频层析成像比基于射线理论的层析成像在低速体成像(例如地幔柱)方面具有一定优势(Maceira et al., 2015).
但是，有限频层析成像一般依赖于互相关拾取地震波的走时差.互相关方法假定不同地震波在给定时窗内有一个恒定的走时差，难以区分直达波和绕射波的走时.由于绕射波的影响范围较大，有限频层析成像倾向于用一个体积足够大(第一菲涅尔带)的异常体去拟合观测值.随着观测距离的增加，第一菲涅尔带逐渐增加，走时差逐渐减小.因而，有限频层析成像反演的深部地幔柱成像会被拉宽，速度异常值被低估.
因此，如何利用绕射波信息对于探测地幔深处低速体显得尤为重要.瞬时相位差方法仅仅增加了绕射波的相位信息，在地幔柱成像中已表现出很大优势(Rickers et al., 2012).如果我们利用绕射波与直达波的全部信息，即绕射波和直达波相互干扰的波形畸变，将会大幅提高地幔深处低速体的探测精度.本文第3部分通过对长白山、黄石地区进行三维地震波模拟，利用绕射波与直达波相互干扰产生的地震波形畸变现象，说明波形畸变在探测地幔深处低速体中的有效性，并对有限频层析成像结果进行标定.
3 波形畸变探测地幔低速体实例长白山火山和美国黄石火山地区都是研究板内火山的热点地区，火山下低速异常体一直延伸至地幔过渡带以下(Schmandt et al., 2012；Tang et al., 2014)，但是，低速体的精确深度和速度异常大小需要进一步研究.这两个地区都曾有密集的宽频带地震台阵覆盖，为我们利用波形畸变信息研究地幔低速体提供了丰富的地震资料，而且已经观测到了明显的地震波形畸变现象(Sun and Helmberger, 2011；Tang et al., 2014).本研究在这两个地区分别选取一个地震事件用以地震波形畸变分析，地震信息见表 1.地震数据从IRIS网站(Incorporated Research Institute for Seismology)下载.
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表 1 三维地震模拟所用地震信息 Table 1 Earthquake source parameters used in 3D seismic wave simulations |
长白山火山是板内火山的研究热点之一，火山下方的地幔低速体深度是确定其成因的重要证据.有学者认为长白山火山下方低速体一直延伸至下地幔(Tang et al., 2014)，也有学者认为低速体局限于上地幔(Lei et al., 2013).本文将在Tang等(2014)的研究基础上，进一步利用波形拟合的方法确定长白山下方低速体的深度.
模拟过程所用三维速度模型由一维PREM模型(Dziewonski and Anderson, 1981)叠加层析成像结果构成.研究区内S波速度扰动为S波层析成像结果(Tang et al., 2014)，研究区以外为一维PREM模型(图 4a).P波速度扰动和密度扰动分别为S波速度扰动的60%和40%.地壳采用接收函数结果和ETOPO地形数据建立的速度模型(Tang et al., 2014).模拟过程中速度模型网格点平均距离约5.79 km，共利用TACC中心的648个CPU核心进行运算.图 4a给出了所用地震以及地震台站的分布.
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图 4 长白山地区波形畸变现象拟合(改变自Tang et al., 2014) (a)插图是地震和地震台站位置分布图.红色五角星是震源位置.黑色点是NECESSArray地震台站.彩色图是沿着插图红线的层析成像结果.虚线代表射线路径; (b)基于层析成像速度模型的SH波形拟合; (c)层析成像速度模型390 km深以下速度异常放大2倍后的SH波形拟合.绿色椭圆标出了振幅放大的区域.在振幅放大的台站两侧，SH波形振幅变小，但是波形脉冲变宽.粉红色区域代表长白山下方低速体在地表的投影位置.浅蓝色背景区域显示波形拟合明显改善的台站. Fig. 4 Distortions of waveforms when propagate through the slow velocity anomaly beneath Changbaishan volcanoes, Northeast China (a) Dashed lines denote raypaths from the earthquake used in waveform modeling along the red line in the insert. Red stars denote the locations of the earthquake and black dots indicate the NECESSArray stations. (b) show SH waveforms based on a tomography model. (c) show SH waveforms based on the same tomography model but the anomaly below 390 km depth has been inflated by a factor of 2. Green ellipses mark the stations that have simple pulses with anomalously large amplitudes. To the east and west of this region, the waveforms are complex with two pulses and smaller amplitude. The pink region denotes the geographic location of the strong slow anomaly in the transition zone. |
模拟地震波与观测波形具有较强的一致性(图 4b).地震波形畸变现象明显(图 4b椭圆所示)，属于地震波穿过低速异常体的典型特征：穿过地幔低速体的地震波振幅具有明显的放大作用(例如图 4b中台站NE96)，而穿过两侧速度过渡带的地震波具有低振幅、宽脉冲的特征(例如图 4b中NE95).这一现象说明了长白山火山下方地幔过渡带内确实存在低速异常体.
尽管模拟地震波与观测波形拟合程度较高，但是，仍有部分台站拟合程度有系统偏差，尤其是振幅差异明显(图 4b中浅蓝色区域所示).因此，我们测试了不同速度扰动对地震波形的影响.研究发现如果将390 km以下的速度扰动放大到原来的两倍，地震波形拟合情况有明显改善(图 4c)，特别是北纬45°以北的地震波形(图 4浅蓝色区域)拟合程度有大幅提高.地震波形拟合程度的改善主要体现在振幅和波形复杂度，走时并无明显变化.
另外，我们设计了三个实验，通过改变地幔低速体的延伸深度(如图 5绿色椭圆所示)，来研究地表地震波形畸变对于探测地幔低速异常体深度的分辨率.三个实验中，分别将图 5中绿色椭圆所示低速异常体400 km、500 km以及600 km以下部分改为高速异常体，并将速度扰动降为原来的0.8倍.
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图 5 三个实验模型的垂直速度模型剖面 剖面位置如图 4a插图红色线所示.虚线代表射线路径.绿色椭圆指示速度模型改变的区域.(a)、(b)和(c)分别是绿色椭圆内400 km、500 km、600 km深度以下低速改为高速的模型. Fig. 5 Cross sections for three testing models along the red line in Fig. 4a Dashed lines denote raypaths. Green ellipses denote the region where the velocities are different for the three models. The low velocity anomaly below 400 km, 500 km and 600 km in green ellipses have been changed to high velocity anomaly for (a), (b) and (c), respectively. |
如果将400 km深以下低速异常改为高速异常(图 5a)，地震波拟合情况明显变差，特别是图 6a中浅蓝色区域.该区域地震波的射线路径通过了原来的低速区以及其周围速度梯度带，因此，图 5a中绿色椭圆内速度变化会导致该区域波形拟合出现较大偏差(图 6a).
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图 6 地震波形畸变现象拟合，(a)、(b)和(c)分别对应于图 5中的(a)、(b)和(c)模型 浅蓝色背景区域显示模拟波形和观测波形拟合有较多偏差的台站. Fig. 6 Synthetic SH waveforms in (a), (b) and (c) based on the velocity models in Fig. 5a, Fig. 5b and Fig. 5c, respectively. Light blue color mark the regions where the waveforms fitting are obviously different. |
如果将500 km深以下低速异常改为高速异常(图 5b)，地震波拟合情况较差区域会向北压缩(图 6b浅蓝色区域).北纬46°以北地的震台站，其射线路径经过了速度扰动的由低速变为高速的区域(图 5b绿色椭圆所示)，因此，波形拟合出现较大偏差(图 6b).
如果将600 km深以下低速异常改为高速异常(图 5c)，地震波拟合情况与没有改变速度扰动时的结果基本一致(图 6c).因为对于该地震，能够记录到射线路径穿过600 km以下速度改变区的地震台站需位于北纬48°以北，而研究区域却没有相应台站.仅有部分台站(图 6c浅蓝色区域所示)波形拟合情况受到影响，与其射线路径穿过速度改变区周围速度梯度带有关.如果需要进一步确定图 5绿色椭圆所示区域600 km以下的速度异常，需要别的地震数据来约束.
上述三个实验结果显示，如果改变地幔低速体的延伸深度(如图 5绿色椭圆所示)，地表能够观测到明显的波形变化，因此，根据波形变化反演地幔深处低速体速度结构的分辨率可以达到100 km.
3.2 黄石地区地震波形拟合黄石火山下方地幔低速体的深度是研究黄石下方地幔柱的重要途径(James et al., 2011；Schmandt et al., 2012).层析成像结果显示，黄石下方下地幔存在一个低速异常，并且一直延伸至1000 km深处(Schmandt et al., 2012)(图 7).本文将在Schmandt等(2012)的研究基础上，进一步利用波形拟合的方法确定该低速体的结构.
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图 7 美国黄石地区波形畸变现象拟合 (a)地震和地震台站位置分布图.红色五角星是震源位置.黑色点是地震台站; (b)是研究区750 km深处的层析成像结果.红线和图 7a中红线所示同样大圆弧路径.蓝色五角星代表黄石国家公园; (c)层析成像垂直剖面(沿着图 7a红线).虚线代表射线路径. Fig. 7 Distortions analysis based on waveforms modeling beneath Yellow Stone, US (a) Map of earthquake and stations. Red star denote the earthquake. Black dots denote the seismic stations; (b) Tomography velocity at 750 km depth. Blue star denote Yellowstone National Park. The red line shows the same great circle as the red line shows in Fig. 7a. (c) Cross section of tomography along the red line in Fig. 7a. Dashed lines denote raypaths from the earthquake used in waveform modeling along the red line in Fig. 7a. |
模拟过程所用三维速度模型的构建与长白山地区一致，区别是P、S波速度扰动来自层析成像结果(Schmandt et al., 2012)，地壳速度模型为Crust2.0模型.模拟过程中速度模型网格点平均距离约10 km，共利用中国石油大学(北京)地震波理论和应用研究中心的240个CPU核心进行运算.图 7a给出了所用地震以及地震台站的分布.
模拟地震波与观测波形具有较强的一致性(图 8a).地震波形畸变特征与长白山地区一致，这一现象说明了黄石火山下方700~1000 km深处确实存在低速异常体.
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图 8 黄石地区波形畸变现象拟合 (a)基于层析成像速度模型的SH波形拟合; (b)层析成像速度模型600 km深以下速度异常放大2倍后的SH波形拟合.绿色椭圆标出了振幅放大的区域.在振幅放大的台站两侧，SH波形振幅变小，但是波形脉冲变宽.黄色区域代表黄石下方低速体在地表的投影位置.虚线代表穿过低速体的射线路径，如图 7b红线所示. Fig. 8 Distortions of waveforms when propagate through the slow velocity anomaly beneath Yellow Stone, US (a) show SH waveforms based on a tomography model. (b) show SH waveforms based on the same tomography model but the anomaly below 600 km depth has been inflated by a factor of 2. Green ellipses mark the stations that have simple pulses with anomalously large amplitudes. To the east and west of this region, the waveforms are complex with two pulses and smaller amplitude. The yellow region denotes the geographic location of the strong slow anomaly around 750 km depth. Dashed line shows the same great circle as the red line shows in Fig. 7b. |
尽管模拟地震波与观测波形拟合程度较高，但是，仍有部分台站拟合程度有系统偏差，尤其是振幅和波脉冲宽带差异明显(图 8)，但是，地震波走时差异并不明显.和长白山地区模拟情况类似，我们将600 km以下的速度扰动放大为原来的两倍，地震波形拟合情况有明显改善(图 8b)，特别是绿色椭圆所示区域拟合程度有大幅提高.地震波形拟合程度的改善主要体现在振幅和波形复杂度，走时并无明显变化.但是，部分地区波形拟合程度有所降低(红色椭圆区域)，这可能是速度矫正过度引起的.和长白山地区不同的是，黄石地区上地幔速度较复杂(图 7c)，单纯靠简单改变下地幔速度扰动，难以完全拟合观测数据.
模拟结果能够很好地拟合黄石地区观测到的波形畸变现象，属于地震波穿过地幔低速异常体的典型特征；而且改变该地区的低速体，波形变化明显，说明黄石下方700~1000 km深处确实存在低速体.
4 讨论数值模拟以及长白山、黄石地区实际数据表明，地震波形畸变现象在地幔深处低速体成像方面具有明显优势.但是，波形畸变信息的利用受到许多因素的影响.下面主要探讨一下初始速度模型以及地震波模拟精度的影响.
4.1 初始速度模型的影响一维PREM模型主要影响模拟地震波的走时，由于定位和发震时刻的误差，模拟地震波和观测地震波存在系统偏差.如果不考虑这种系统偏差，将模拟地震波在时间轴上整体移动相应偏差量，则模拟地震波和观测地震波在时间上是非常吻合的(图 4、图 6和图 8).本文主要研究低速体对地震波形畸变现象的影响，因此，这种地震波走时的系统偏差对本文研究结果影响不大.
地震波模拟过程中将层析成像结果以外区域设置为一维PREM模型，忽略了研究区域以外可能存在的速度异常体，可能会对地震波模拟精度产生一定的影响.为了更清晰的展示低速异常体所产生的波形畸变现象，图 4、图 6和图 8所画区域远远小于层析成像研究区域，即在本文研究区域以外相当距离处仍有层析成像结果来约束速度模型.根据波前愈合现象，距离研究区更远的速度异常体产生的波形畸变现象会影响到更广范围内的地震台站，而我们观测到的波形畸变现象集中在一个较小的区域之内.因此，我们有理由相信，研究区内的波形畸变现象来自于研究区下方.
尽管我们将深处的速度扰动放大到层析成像结果的2倍，仍有部分台站波形拟合情况不理想.黄石地区上地幔速度较长白山地区复杂(图 4a和图 7c)，因此速度扰动调整后的波形拟合情况是长白山地区要优于黄石地区.由于黄石地区上地幔速度的影响，部分台站波形拟合情况不理想，单纯靠简单改变下地幔速度扰动，难以完全拟合观测数据.
4.2 地震波模拟精度的影响三维地震波模拟需要海量计算，必须在大型计算机阵列上面运行.黄石地区下方的低速异常体比长白山地区下方的低速异常体深，要研究地震波穿过低速体的波形畸变现象，因此黄石地区所用地震震中距(82°)远比长白山地区所用地震震中距(39°)大，因此黄石地区模拟地震波的区域也大很多.由于计算机的限制，黄石地区模拟地震波的最高频率(0.14 Hz)比长白山地区的最高频率(0.5 Hz)要低.因此，黄石地区的地震波形畸变(图 8)与长白山地区的波形畸变(图 4)相比，缺失了很多高频信息，减小了不同台站波形畸变的差异，不能精确刻画低速体的精细结构.
如果要利用波形畸变信息来探测深地幔低速体，必须提供足够的计算能力以保障模拟足够高频率的地震波，才能达到探测地幔低速体精细结构的目的.
5 结论本文通过三维地震数值模拟来拟合长白山、黄石公园地区绕射波和直达波相互干扰造成的波形畸变现象.模拟结果显示：
(1) 基于互相关测量的有限频层析成像结果的速度模型对深部速度异常有明显的低估现象；基于该速度模型的模拟地震波的走时与观测值吻合较好，但是波形振幅和复杂度有明显差异.如果将有限频层析成像结果在深部的速度异常值放大到原来的2倍，数值模拟可以很好的拟合观测到的地震波形畸变现象.
(2) 利用绕射波和直达波相互干扰造成的波形畸变现象，对于探测地幔深处的低速体具有较高分辨率；数值模拟结果显示，台站间距在70 km左右的二维地震台站，对于地幔过渡带内的低速异常体的深度分辨率可以达到100 km.
(3) 通过对长白山地区、黄石公园地区记录的地震波形畸变现象的拟合，我们进一步确认了长白山、黄石地区下方分别在400~600 km、700~1000 km处存在地幔低速体，并对低速体速度异常值进行了矫正.
致谢感谢国家自然科学基金(41404040) 与中国石油大学(北京)科研基金(2462013YJRC014) 的共同资助.在研究工作中，受益于美国德州大学奥斯汀分校的Steve Grand教授的指导.感谢美国德州高性能计算中心the Texas Advanced Computing Center (TACC)提供的计算资源.
Ballmer M D, Ito G, Wolfe C J, et al.
2013. Double layering of a thermochemical plume in the upper mantle beneath Hawaii. Earth and Planetary Science Letters, 376: 155-164.
DOI:10.1016/j.epsl.2013.06.022 |
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