位于地幔过渡带(Mantle Transition Zone, MTZ)上方的低速层(Low Velocity Layer, LVL)是近20年来固体地球物理学领域的一个重要发现.Revenaugh和Sipkin(1994)较早地利用ScS多次反射波震相在日本海、黄海下方330 km深度附近发现S波低速异常，认为其可能是位于410-km间断面之上的熔融层.随后在全球多个区域都陆续发现了该深度附近的低速层结构.例如Song等(2004)利用S波三重震相方法发现美国西北部410-km间断面之上存在约20~90 km厚的低速层，低速异常可达5%；Vinnik等(Vinnik et al., 1996, 2003, 2010; Vinnik and Farra, 2002)利用接收函数方法在加利福尼亚、南非的卡普瓦尔克拉通、西伯利亚通古斯盆地、阿拉伯板块等地均发现了410-km间断面之上的低速结构；Courtier和Revenaugh(2007)利用ScS多次反射波震相发现西南太平洋边缘的塔斯曼海和珊瑚海下方352 km深度处存在厚度大于70 km的低速层.目前已经探测到的410-km间断面上覆低速层结构主要分布在俯冲带地区(如，Jasbinsek and Dueker, 2007；田有等, 2011)和大陆克拉通地区(如，Vinnik and Farra, 2007; Oreshin et al., 2011).

对410-km上覆低速层及其形成机理的探测是深部地幔结构、物性和动力学研究的热点问题.高温异常可以使波速降低形成低速结构，也可促进部分熔融作用产生低速异常；水或二氧化碳的存在可能会诱发部分熔融的发生，进而导致低速层的形成.因此，对低速层的存在、空间分布、横向厚度变化、低速异常值大小等问题的认识对于我们理解地幔对流模式、地球内部物质运移、熔体分布及俯冲板块在地球深部的归宿等问题都有非常重要的意义.

西北太平洋地区是全球最为典型的俯冲地区，深部俯冲形态多样，结构也比较复杂.远震及区域体波层析成像结果显示(Huang and Zhao, 2006; Li and Van Der Hilst, 2010; Fukao et al., 2013)，西北太平洋板块以较低角度(~30°)在日本海沟处俯冲，在东北地区下方到达660-km间断面附近，折曲后继续向西延伸约1500 km，形成了停滞在地幔过渡带中独特的“东亚大地幔楔”构造(如Zhao et al., 2009).这里中深源地震频发，板内火山活动强烈，直接体现了俯冲动力学背景下深部地幔和浅部岩石圈、地壳的相互作用.近年来开展了大量速度结构成像以及地幔间断面起伏的研究: Flanagan和Shearer(1998)利用长周期SS前驱波方法探测到西北太平洋俯冲带地区660-km间断面普遍下沉了约20 km；Li和Yuan(2003)利用接收函数研究发现，我国东北地区660-km间断面在与俯冲板片相交汇处明显下沉约35 km；Li等(2008)利用高频S-P转换波揭示了俯冲板片作用下660-km间断面在非常窄的范围内(130.8°E—131.4°E)由平直到下沉的突然变化；近期在东北地区布设的密集流动台阵，如NECESSArray，NECSaidsArray更为刻画410-km和660-km间断面深度起伏的精细特征提供了数据基础(如，Li et al., 2017; Wang et al., 2017; Zhang et al., 2016).这些研究多集中在410-km和660-km间断面的起伏形态上，对地幔过渡带顶部低速层的存在及其特性的研究较为有限.周元泽和臧绍先(2001)利用牡丹江和海拉尔两个台站记录到的地幔间断面P-SV转换波发现，在350 km附近存在速度间断面；Vinnik和Farra(2007)利用S波接收函数方法研究了海拉尔和北京台下方结构，发现在350 km深度处出现正的Sp震相，对应着低速层的存在.眭怡和周元泽(2015)通过P波三重震相走时曲线分析，认为我国东部海域下方410-km间断面上存在厚110 km、异常值为4%~5%的低速层.

本文聚焦于我国东北及日本海西部地区410-km间断面上覆低速层的探测及其特性研究中.将充分利用密集布设的中国地震观测网络波形资料，采用对地幔间断面速度结构敏感的地震波三重震相波形模拟方法，通过对区域三重震相相对到时和波形的联合约束，获得研究区域下方410-km间断面附近P波速度结构，确证410-km间断面上覆低速层的存在，并对其形成的机理和动力学意义加以探讨.

当地震波遇到尖锐的速度跃变面或高速层时，射线路径回折产生三重震相，即间断面之上的回折波(AB震相)、间断面上的反射波(BC震相)以及穿透间断面的回折波(CD震相)(图 1).在区域震中距范围内，上地幔中两个主要间断面—410-km和660-km间断面都会产生较为明显的三重震相.由于三重震相射线路径在地壳和岩石圈地幔中大致相同，主要差别集中在间断面附近，故三重震相的相对到时和振幅差异，包括按震中距排列后的波列特征点(B、C和O点)出现位置等(Li et al., 2016)，都可以用来有效约束间断面附近速度结构(如，王凯和姚振兴, 1989, 1991; Tajima and Nakagawa, 2006; Wang and Niu, 2010; Li et al., 2013; Zhang et al., 2012；等).下面将利用理论地震图方法对研究区域下方几个典型的410-km间断面速度结构进行分析.

图 1

Fig. 1

图 1 三重震相射线路径(a)及理论走时(b)示意图 震源深度为212 km，理论走时计算基于IASP91模型.三重震相AB、BC和CD分别表示间断面之上传播的直达P波震相，间断面反射P波震相及间断面之下回折P波震相. Fig. 1 Schematic ray paths of the triplicated phases (a) and theoretical travel times of these arrivals (b) A deep event with hypocenter depth of 212 km was used and the IASP91 model was applied in calculating travel times. Triplicated AB, BC and CD branches show the direct wave propagating above the discontinuity, the wide-angle reflection off the discontinuity and the wave diving below the discontinuity, respectively.

间断面速度结构特征主要表现在间断面的深度、尖锐程度以及上覆低速层是否存在等方面(Wang and Niu, 2010; 叶玲玲和李娟，2012).以IASP91模型为基础参考模型，我们设计了三类典型速度结构，分别对应410-km间断面深度变化(410mod0)、存在上覆低速层(410mod1)以及间断面为速度梯度带(410mod2)三种情况.参考后文中地震事件深度(表 1)，将正演模拟中的震源深度统一取为212 km.采用反射率方法计算理论地震图(Fuchs and Müller, 1971; Wang, 1999).由于强调的是三重震相相对到时和波形信息，做图时统一对波形进行了归一化处理，用Taup(Buland and Chapman, 1983)计算相应的理论到时.这些通过波形正演获得的信息是我们根据观测波形提取真实速度结构的基础.

表 1 Table 1

表 1 地震事件信息 Table 1 Information of earthquakes used in triplication waveform modeling 事件 时间 纬度/(°N) 经度/(°E) 震级/MW 深度/km PDE CMT ISC 选定深度 20080604 17:03:07.40 41.53 139.05 5.7 212 204 210 212 20090824 05:25:16.53 41.05 140.18 5.3 176 170 171 171 注：PDE，Preliminary Determination of Epicenters；CMT，Centroid Moment Tensor；ISC，International Seismological Centre.

表 1 地震事件信息 Table 1 Information of earthquakes used in triplication waveform modeling

对于IASP91模型(图 2中黑线)，CD震相在震中距~11.5°出现，AB震相在18.5°附近消失，AB与CD震相在15.5°附近相交.在模型410mod0中，410-km间断面抬升至380 km(图 2a).可以看到此时AB震相在约17.5°消失，CD震相出现的震中距减小到~10.5°，间断面的抬升使得AB与CD交叉点O对应的震中距变小；随间断面的继续抬升，出现明显的“窄AOC宽BOD”波形特征.在模型410mod1中，410-km间断面深度不变，在其上方设置一个厚30 km，幅值为2%的低速层(图 2b).此时一个明显的特征为AB震相与BC震相不再相交，在17°附近出现断点，以B′标示；CD震相提前到11°附近出现，AB震相消失震中距大幅延伸到~21.5°，且BOD宽度明显增加.在模型410mod2(图 2c)中，将410-km间断面设计为20 km厚的速度梯度层，梯度层两侧速度结构与IASP91模型保持一致.可以看出，BC震相对应的射线曲率半径增加导致C点对应震中距明显变大，随着速度梯度的增加，C点对应震中距逐渐减小；当梯度无限大时，恢复到一级速度间断面的情况，此时C点对应震中距最小.

图 2

Fig. 2

图 2 不同速度模型及其对应的P波理论地震图(垂向位移记录) IASP91模型和410mod0模型(间断面抬升至380 km)(a)，410mod1模型(间断面之上存在低速层)(b)，410mod2模型(410-km间断面为一厚20 km的速度梯度带)(c)对应理论走时曲线及位移波形图.黑线对应IASP91模型，红点线对应正演测试模型. Fig. 2 Synthetic seismograms (vertical displacement components) calculated from different models (a), (b), (c) are based on IASP91 model, 410mod0 model (the discontinuity uplifted to 380 km), 410mod1 model (with a layer of low-velocity anomalous just above the discontinuity) and 410mod2 model (a broad 410-km discontinuity with thickness 20 km). The black and red dotted lines show the travelling time curve calculated for IASP91 model and the forward testing models, respectively.

上述正演测试表明，三重震相波形特征，特别是按照震中距排列之后的波列对间断面附近不同形式的速度变化表现出不同的波形特征，完全可以利用波形正演方法分辨结构特征的细节变化，探测410-km间断面上覆低速层的存在及其精细结构.

中国地震观测网络的建成为我们提供了较为丰富的数据资料(郑秀芬等，2009).为避免地表浅部复杂结构及其他间断面(如660-km间断面)的影响，我们选取了发生在日本北海道地区两个位置相近的中等深度地震事件(编号为20080604和20090824)(图 3).选择该区域还有一个重要原因，即对该地区660-km间断面附近的速度结构已有很好的约束(如Li et al., 2013)，可以帮助我们从波形中准确分离出地幔过渡带底部的速度结构影响.这两个事件的矩震级分别为5.7和5.3级，震源时间函数相对简单，区域P波信噪比相对较高.为尽可能减小速度结构横向不均匀性对波形的影响，参考Li等(2013)研究结果，根据波形一致性挑选出方位角分布在10°以内，震中距10°~22°的台站数据.两个事件分别选取了55和34个台站波形记录.事件和台站构成的射线路径近垂直于俯冲带走向，可以有效避免速度结构横向不均匀性的影响(Wang et al., 2014).

图 3

Fig. 3

图 3 地震事件及台站分布 黑色倒三角表示宽频带地震台站，震源机制球给出了两个地震事件的震源位置，蓝线和黄线分别表示两个地震事件与台站间的大圆弧连线，白色散点表示根据IASP91模型计算得到的CD震相反射点在地表投影位置.左上角插图显示了研究区域348~410 km深度范围内P波层析成像结果(Fukao et al., 2013)，白色实线为和达-贝尼奥夫等深线.右下角插图为40°N的速度剖面AB的层析成像结果(Fukao et al., 2013)，白色虚线表示410 km和660 km间断面，410 km间断面上方的红色长方形块体表示最优模型中355~402 km之间的低速层结构(见4.1节). Fig. 3 Map showing location of deep earthquakes and regional seismic stations used in this study Focal mechanisms for two events used in triplication waveform modeling are shown with red beach balls, and regional seismic stations are shown by black inverted triangles. The blue and yellow lines represent rays traveling below the 410-km discontinuity for events 20080604 and 20090824, respectively. White dots are turning locations of CD phases calculated for the IASP91 model. Upper-left inset shows the P-wave velocity perturbation in the depth range 348~410 km (Fukao et al., 2013) and the Wadati-Benioff zone is indicated by white solid contour lines. Across the northern Honshu arc along the profile AB shown in the lower-right inset. The two depth dotted lines indicate the top (410 km) and the bottom (660 km) of the transition zone. The red rectangular block atop the 410-km discontinuity represents the LVL between 355~402 km in our optimal model (see Section 4.1).

表 1列出了地震事件信息.由于事件震级较小，其远场波形信噪比很低，深度震相难以准确拾取，重新精定位比较困难.考虑到全球不同研究机构给出的震源深度较为一致，因此将其深度分别选择在212 km和171 km，不再进行震源深度校正.需要指出由于考虑的是三重震相的相对到时和波形特征，震源深度的影响较小，例如10 km的深度误差只会使15°~21°震中距范围内BOD的宽度产生约0.1~0.2 s的差别.由于S波信号较弱，本文仅对P波进行了详细研究，因而不用考虑台站方位角的影响(Niu and Li, 2011).将原始速度记录去仪器响应转换为位移记录，并进行带宽0.04~1 Hz滤波处理.在计算理论地震图时，震源机制解参考全球CMT(Dziewonski and Anderson, 1981)矩张量解；震源时间函数选取为宽度约1 s的高斯函数.

图 3给出了地震事件、台站及射线路径分布情况，其中黑色倒三角表示宽频带地震台站，白色散点为CD震相反射点在地表的投影，充分采样到了日本海西北部及长白山火山下方地幔过渡带顶界面附近区域.左上角插图显示了研究区域348~410 km范围内P波层析成像结果(Fukao and Obayashi, 2013).考虑到模型的不唯一性，研究中尽可能采用简单的速度模型对观测波形进行拟合.

按震中距排列后的波形在10°~22°震中距范围内呈现出明显的410-km间断面三重震相(图 4).观察发现直达P波绝对到时整体比IASP91模型理论计算值滞后约1.5 s，我们认为是浅部速度结构导致了这种系统偏差.为保证绝大部分观测波形和拟合波形初至P波到时吻合，在上地幔顶部约165 km处设置了一个低速异常结构(李国辉等，2014)，该层的加入明显改善了直达P波的走时.需要指出，三重震相方法对震源深度以上速度结构的约束较弱，所以我们不强调每种震相绝对到时的拟合.事实上浅部速度结构的影响主要体现在15°以前BC和CD震相的幅值大小上，和震源深度以下的速度结构相比，其对15°~21°震中距范围内(即410-km上覆低速层的主要影响范围)波形相对到时和振幅产生的影响可以忽略.

图 4

Fig. 4

图 4 事件20080604(a)和20090824(b)波形拟合图及P波速度模型图(c) (a)、(b)中黑色和红色点线分别为根据IASP91模型和最优模型计算出的理论到时，黑色实线为P波记录，蓝色虚线为最优模型对应理论地震图.(c)中黑色和红色实线分别对应IASP91模型和最优模型P波速度结构，粉色阴影区强调文章中给出的410-km间断面附近速度结构；灰色阴影区表示660-km间断面附近速度结构，取自于Li et al.(2013). Fig. 4 Comparison of the observed (black solid line) and synthetic (blue dashed line) vertical waveforms computed from our preferred P velocity model for events 20080604 (a) and 20090824 (b) Black and red dotted lines are theoretical travel times based on IASP91 and preferred model calculated from Taup, respectively. (c) Preferred P velocity model (red solid line) around the 410-km discontinuity. The black solid line marks the reference model IASP91 for comparison. The pink shadow region emphasizes the velocity structure around 410-km discontinuity, and the deep velocity structure marked in the gray shadow region is from Li et al. (2013).

以事件20080604为例，观测记录中的三重震相波形表现出以下特征：B点对应的震中距约为21.7°，远大于IASP91模型的预测值；C点出现在震中距~10.7°处，远小于IASP91模型的预测值；BOD间距明显变宽(图 4).尽管震级较小，事件20090824也表现出完全类似的特征，说明这一观测到的波形特征不是偶然的，而是采样点下方速度结构所造成的必然结果.由波形正演测试可知，B点的延伸以及BOD明显加宽暗示了410-km间断面上覆低速结构的存在；但同时该低速层会导致远震中距处CD震相的滞后.综合考虑间断面深度、厚度以及低速层厚度和速度异常值后，通过一系列的正演试错模拟，计算和比较拟合波形和观测波形的相关系数，最终得到了能够同时拟合两个地震事件观测波形数据的P波速度模型，如图 4c所示.

该模型最显著的特点在于：410-km间断面之上存在厚~47 km的低速层，速度异常值~2%；410-km间断面略微抬升至402 km处.该模型较好拟合了观测到的三重震相主要特征，尤其是在一些波列特征点(B、B′、C和O点)出现位置上.考虑到台站下方区域结构差异，我们对部分数据(主要是19°~21°震中距范围)进行了绝对到时校正，校正量最大值约1.5 s.

研究中，我们仅关注410-km间断面的三重震相特征，并未对远震中距出现的660-km间断面三重震相波形加以讨论.当采用IASP91参考模型中给出的660-km间断面结构时，一些特征点的拟合不是很好.以事件20080604为例，IASP91模型计算得到的660-km间断面产生的AB和CD震相相交于21.8°附近，CD震相出现于16°附近，均与观测记录不吻合.而Li等(2013)通过对深度大于410 km的地震事件三重震相波形拟合获得了我国东北地区下方660-km间断面附近P波速度结构，其研究区域与本研究有一定的重合.当我们采用Li等(2013)给出的地幔过渡带底部速度结构时，发现远震中距记录波形的拟合程度得到了很大改善.因此在我们的研究中，更深部的速度结构直接采用了Li等(2013)给出的660-km间断面附近的速度特征.

410-km间断面上覆低速层的存在性是研究中的首要问题.两个地震事件波形拟合得到的P波速度模型共同显示了410-km间断面上方存在厚~47 km的低速层结构.在波形上，该低速层的存在主要体现在：较大震中距处(16°~20°震中距范围内)出现断点B′，BOD明显加宽，以及AB震相消失位置(即B点位置)大幅延伸(图 4).大量波形正演模拟表明，在区域震中距范围内，这三个特征主要受到低速层厚度和速度异常值大小的控制，其余因素(如间断面深度，间断面的尖锐程度)的影响相对较小.若去掉低速层结构，则完全不能拟合明显加宽的“BOD”现象及较远的B点位置.因此，410-km间断面上覆低速层的存在是完全必要的，代表了日本海西北部以及我国东北长白火山东部410-km间断面附近稳健的速度结构特征.

为进行定量化比较，我们计算了观测波形和理论波形的相关系数.观测波形中初至波振幅明显大于后至波振幅，在震中距较小的时候(~15°之前)，AB震相为初至波，BC和CD震相为后至波，此时AB震相能量较强.在震中距较大的时候(约16°~22°范围内)CD震相为初至波，因出现断点B′而缺失AB震相，BC震相为后至波，其中BC震相为410-km间断面的反射波，是一种略射波，能量较小，因此它对应的波峰振幅值较小.在波形互相关的过程中，观测波形中的后至波极容易被噪声干扰，发生因拟合宽度不足使拟合波形中后至波波峰正好与观测波形噪声中波谷相对应的情况，降低了波形的相关系数.为排除这一问题的干扰，我们取14°~21°震中距范围内的波形数据，截取IASP91模型对应的P波到时前后2 s及P波到时后2~8 s的时窗波形数据，第一个时窗用于截取初至波，第二个时窗用于截取后至波对应波形，分别计算IASP91模型、最优模型理论地震图与观测波形的相关系数.根据两个时窗波形的振幅比，我们取第一个时窗对应的相关系数权重为0.6，第二个时窗为0.4.在计算之前，人为调整了IASP91模型理论地震图的P波初至，使其和观测到时对齐.图 5中两个地震事件都反映出，从~15.3°起最优模型对应的相关系数显著高于IASP91模型，这与我们预期的低速层主要影响范围是吻合的，进一步说明410-km间断面上覆低速层结构是稳定存在的.

在模型调试过程中我们发现，14°~15°震中距范围内，BC和CD震相相对振幅拟合较差(图 4)，波形相关系数没有明显提高(图 5).我们认为这与局部区域速度横向不均匀性及射线路径的复杂性相关(Tajima and Nakagawa, 2006)，需要考虑俯冲背景下的2D甚至3D速度结构变化带来的影响，这正是以后工作中需要着重考虑的.

图 5

Fig. 5

图 5 事件20080604(a)和20090824(b)观测波形与拟合波形之间的相关系数随震中距变化情况 其中黑色空心点和实心点分别表示IASP91模型和最优模型对应的相关系数. Fig. 5 Cross-correlation between the observation and synthetics for events 20080604 (a) and 20090824 (b) calculated from IASP91 model (hollow symbols) and the preferred model (solid ones)

由于速度变化、间断面深度及低速层厚度之间的“折中效应”，针对速度模型的精确误差分析比较困难.这里，我们采用Brudzinski和Chen(2000)的方法，扰动最优速度模型中的某一参数而尽量保持其他参数不变，通过比较理论地震图中三重震相的特征，如特征点B、C、O、B′点出现的震中距及AB和CD震相到时差等变化，给出速度模型的误差范围.基于模型中的主要特征，我们固定低速层的速度异常值，调整最优模型中低速层深度、厚度及间断面深度等参数，即固定低速层下界面深度，扰动上界面深度，或固定上界面深度，扰动下界面深度，观察三重震相特征点位置及波形变化.当B、C、O、B′点位置与最优模型的误差超过0.3°时，我们认为由这个模型生成的理论地震图与观测波形不匹配，由此给出的扰动范围作为相应速度模型变化的误差值.

通过扰动速度模型可以看到(图 6)，B′点(图 6中用“+”号表示)对低速层上界面位置最为敏感，当低速层上界面抬升时，B′点在较小震中距消失；反之，当低速层上界面下降时，B′点在较大震中距消失.低速层下界面深度发生变化时，O点位置变化最为明显.随低速层下界面深度增加，O点会出现在较大震中距处；相反，当界面抬升时，它对应的震中距减小.结合理论地震图分析，当固定低速层速度异常值为2%，可接受的厚度误差范围为±14 km.需要指出，阈值的选取存在主观性，选取的阈值不同，得到的低速层厚度误差也会不同.

图 6

Fig. 6

图 6 低速层厚度误差分析 B、C、O、+分别表示按照震中距排列起来的三重震相特征点B、C、O和B′点的位置变化，根据选取的阈值范围，可接受的低速层厚度误差为±14 km.黑色五角星表示最优模型对应的界面位置. Fig. 6 Uncertainty estimation of the low-velocity layer thickness We explore the model by perturbing the preferred model until synthetic seismograms show large misfits in the location of cusp-B (B marks), cusp-C (C marks), O point (O marks) and the B′ (+ marks). If the variation of the low-velocity layer thickness is taken into account, the uncertainty is estimated to be ±14 km. Black star indicates the location of low-velocity layer in the preferred model.

利用对速度间断面结构较为敏感的三重震相波形模拟方法，对两个发生在日本海地区的中等深度地震事件区域波形记录相对到时和波形进行拟合，获得西北太平洋俯冲地区过渡带顶界面附近P波速度结构特征.下面我们将针对410-km间断面附近几个主要的速度结构特征—间断面顶部低速层、间断面深度以及尖锐程度等进行讨论并给出相关解释.

通过三重震相波形拟合方法得到的P波速度模型中最主要的特征是—410-km间断面上方存在厚约47±14 km，异常值约2%的低速层.根据CD震相反射点位置可以大致判断出低速层的主要存在范围.图 3右下角插图表明探测到的低速层主要分布在日本海西北部及我国东北长白火山地区(127°E—133°E)，横向展布近700 km.受数据采样点的限制，长白火山以西地区410-km间断面上部是否存在低速层以及该低速层分布的最西端位置并不能给出很好的约束.

区域地震层析成像研究结果(Zhao et al., 2009; Li et al., 2010; Fukao and Obayashi, 2013)表明，俯冲板片停滞在地幔过渡带中，在长白山下方~300 km深度处存在局部低速层.Tang等(2014)的有限频S波层析成像结果则表明，停滞的俯冲板片并不是连续的，而是在长白山西侧存在空缺，俯冲将板片后方的软流圈物质拖拽进入地幔过渡带，并在空缺处上升产生了观测到的低速层.高温异常可以导致低速层的存在，矿物物理实验和研究结果表明，P波速度随温度的变化率约为-4×10^-5~ -5×10^-5 K^-1(Cammarano et al., 2003)，如果~2%的410-km间断面上覆低速异常单纯由热异常产生，则对应需要约400~500 K的高温异常，必然会导致明显的410-km间断面下沉，这与我们的观测不相吻合.另外，层析成像研究中观测到的长白山下方地幔低速异常的横向分布十分有限，且主要集中在长白山西侧区域，不能很好解释横向向东展布的~700 km低速层结构.

熔体的存在也可以显著降低地震波速度(白武明等，2000).诱发部分熔融作用的因素有很多，如水、二氧化碳等(Bercovici and Karato, 2003).水作为典型的挥发分对于地幔岩石部分熔融有着巨大的影响，它能够显著降低熔融发生所需温度，降低熔体黏度、改变熔体成分和密度等(Hirose and Kawamoto, 1995).在410 km深度的温压条件下，上地幔中以橄榄石为主的矿物储水能力一般可以达到0.1~0.2 wt%(Bolfan et al., 2000)；而在类似的温压条件下，过渡带中矿物的储水能力可达~3 wt%(Kohlstedt et al., 1996).Bercovici和Karato(2013)据此提出了“地幔过渡带水过滤模型”(Transition-zone water-filter model)，并预测热柱上升处由于水的析出而形成410-km间断面上覆低速层.Huang等(2005)通过对瓦兹力石和林伍德石电导率的测量，认为西北太平洋地区地幔过渡带中含有约0.1~0.3 wt%的水；Li等(2013)利用采样同一区域的P波和S波速度结构差异以及S波低速异常值得出东北地区下方地幔过渡带内含水量约为0.2~0.4 wt%.Hirschmann等(2005)同时考虑橄榄石的储水能力以及其在橄榄石-辉石-石榴石体系中所占比例，认为上地幔的储水能力可以达到0.4~0.55 wt%.因此，即或像Tang等(2014)模型所推测的，由于板片俯冲带来的软流圈物质在板片空缺处上涌经过了含水的MTZ，也很难因为过饱和而在410-km间断面附近析出水.因此，在该区域“由下至上”的热物质上涌穿过过渡带顶界面脱水诱发部分熔融形成低速层的可能性很小.

考虑到研究地区的俯冲动力学背景，我们认为该区域410-km间断面上覆低速层的形成与板块在俯冲过程中发生的脱水有关.水的存在能够极大地降低熔融发生所需温度.Kawamoto等(1996)的实验结果显示，在15 GPa压力下，若橄榄岩系统中水含量大于0.06~0.18 wt%，且β相橄榄石所占比重约60%，此时橄榄岩的固相线可由原来的~2000 K降低到~1300 K，低于410 km深度处周围地幔约1500 K的温度(Kawamoto et al., 1996)，因此，含水硅酸盐极有可能在此深度发生部分熔融.当水存在的质量比小于6.7%±0.6%时，410-km间断面之上部分熔融导致的低速层密度高于周围上地幔矿物，可以在410-km间断面顶部稳定存在(Sakamaki et al., 2006).

日本海沟处，较老的太平洋板片(~120 Ma)以约8~9 cm·a^-1的速率向西俯冲(臧绍先和宁杰远, 1996).动力学和岩石学计算模拟表明，除去岩石的矿物组分，热参数对板片内部的脱水作用有重要影响，直接关系到脱水作用发生的方式、深度和通量大小(Van Keken et al., 2011).俯冲洋壳脱水发生流体交代作用形成岛弧岩浆岩，以及蛇纹石脱水诱发俯冲带地震等都表明在岩石圈及软流圈顶部的深度范围内，俯冲板片会发生大量的脱水作用，但由于西北太平洋俯冲板片具有较大的热参数值，俯冲板片的地壳以及上地幔矿物有能力把相当一部分水以结构水的方式存储在辉长岩和橄榄岩中并带入到至少240 km以深的地幔中；而对于南美、中美洲等较为年轻的俯冲地区，脱水作用在200 km的深度范围内基本结束，带入到地幔深部的水微乎其微(Van Keken et al., 2011).尽管还很少有定量的动力学和岩石学模型对进入到地幔过渡带内的水通量及脱水量加以估计，但高温高压实验表明，在深部上地幔区域水能够存储在Phase A、E以及名义无水矿物(Nominally Anhydrous Minerals, NAMs)中，即在300~400 km的深度范围内，极可能有水存在(Hidenori and Rebecca, 2016).结合前人对地幔过渡带物性及其水含量的研究，我们认为：较老且快速俯冲的太平洋板片在地幔过渡带顶部发生脱水作用导致硅酸盐矿物部分熔融，熔体密度大于周围上地幔矿物密度，小于过渡带矿物瓦兹力石的密度，可以稳定存在于410-km间断面上方，从而产生了观测到的410-km间断面上覆低速层结构.

此外，二氧化碳作为另一种重要的挥发分，对于部分熔融作用的影响类似于存储在名义无水矿物中的水(Dalton and Presnall, 1998).地幔中观测到的高电导率现象一般被解释为硅酸盐熔体或含水橄榄岩.但实验室研究发现，熔融碳酸盐的电导率是熔融硅酸盐的三倍以上，是含水橄榄岩的五倍以上(Gaillard et al., 2008)，Gaillard等(2008)据此认为软流圈附近观测到的高电导率现象可能与部分熔融的碳酸盐化橄榄岩相关.但有关地幔更深部，例如地幔过渡带温压条件下，碳酸盐化硅酸盐熔体的地球物理特性高温高压实验结果还较少，有关碳通量估计的不确定性还很高(Dasgupta, 2013)，且碳酸盐熔体的密度小于周围典型上地幔矿物密度，在何种条件下能够稳定存于410-km间断面上方还不是很清楚(Dobson et al., 1996).综合考虑前人开展的地震波速、电导率以及动力学方面的研究结果(Van Keken et al., 2011; Li et al., 2013; Huang et al., 2005)，我们更倾向于水的存在诱发了硅酸盐熔体部分熔融，并稳定存在于410-km间断面之上.

我们的观测受限于台站分布，仅在日本海以西~700 km的空间范围内明确探测到410-km间断面上覆低速层的存在，但这并不标示了低速层分布的最西缘位置.如果与俯冲板块相关的脱水机制正确，并且低速层可以在相当长的时间内稳定保留下来，根据板块重构理论(Seton et al., 2012)，新生代以来的太平洋板块发生了明显的东向后撤，以50个百万年计算，日本海沟处太平洋板片的后撤距离大致有1300 km(Miller and Kennett, 2006；Li et al., 2016)，俯冲板片的影响空间将远广于现在的观测范围.因此，我们预期该低速层结构的存在位置还可能继续向西延伸.

我们观测到410-km间断面略微抬升至402 km.间断面深度的变化主要反应在波形AOC的宽度上(图 2)，因为较近震中距(15°以前)的波形受到浅部速度结构及俯冲板片2D结构的影响，BC和CD震相相对振幅拟合不是很好(图 4)，所以对间断面深度变化幅值的约束力度不是很强.Wang等(2017)利用ScS多次反射波方法获取了日本海及毗邻的东北亚陆缘地区地幔间断面起伏形态，并发现在400 km贝尼奥夫等深线以西，42.5°N以北地区，410-km间断面存在广泛下沉现象.我们的研究区域正好位于他们勾勒的410-km间断面受俯冲板块影响从抬升到下沉的过渡区域内.考虑到410-km间断面即为低速层的底界面，而低速层的厚度误差为14 km，因此，我们不对观测到的8 km间断面变化做更多的讨论.

我们的结果还表明研究区域下方410-km间断面表现为速度的跳变，而不是一个速度梯度带.相反，该地区660-km间断面则表现为厚度约44 km的速度梯度带(Li et al., 2013; Wang and Niu, 2010)，这表明橄榄石的α-β相变在相对窄的深度范围内完成.在模型正演过程中，我们曾尝试用速度的梯度变化表示410-km间断面(图 2)，但这样会导致特征点C在较大震中距出现，不能拟合观测到的地震波形.我们预期对该地区的高频接收函数研究也能获得比较明显的410-km间断面P-SV震相.

利用两个发生在日本北海道地区位置相近的中等深度地震波形资料，通过对P波三重震相波形拟合，得到了我国东北以及日本海西北部地区上地幔P波速度结构特征.该区域410-km间断面上方存在一个明显的低速层结构，厚约47±14 km，速度异常值达~2%，西北太平洋板块俯冲从浅表带来的水及其在深部地幔的脱水作用引发的硅酸盐部分熔融是形成该低速层的主要原因.低速层的横向展布近700 km，受限于数据资料，我们无法界定低速层分布的最西缘位置，但如果与俯冲板块相关的脱水机制正确，那么该低速层结构存在位置还可以继续向西延伸.部分震中距处观测波形与理论波形的差异，反映了俯冲板块2D甚至3D结构的影响，在后续工作中将可以用来约束板片内部的速度结构和几何形态.

谨此祝贺姚振兴先生从事地球物理教学科研工作60周年.感谢中国地震局台网中心与国家数字测震台网数据备份中心提供的波形数据支持及两位评审专家对本文提出的宝贵意见.