上地幔间断面的存在及其性质一直是地球内部结构研究的重要内容，它涉及到地球内部的物质组成和运动，对理解地球内部动力学过程具有重要意义，而且对地球化学和矿物物理学具有较好的约束作用(Bagley and Revenaugh, 2008; Cammarano et al.，2009，2011; Deuss, 2009; Gao et al.，2010; Xu et al.，2011).汤加-斐济俯冲区位于西南太平洋板块与印度-澳大利亚板块的交汇处，是世界上最典型的俯冲带之一.该地区的动力学过程、应力场特征及构造运动是地学家们研究地球内部物质组成及其运移过程的切入点(Bina, 1991; Zhao et al.，1994，2012; Collier et al.，2001; 臧绍先等，2003; Abdelwahed and Zhao, 2007).冷的板片向下俯冲的过程中携带有大量的水分，会与地幔中的间断面产生各种地球化学作用，导致地幔间断面的形态起伏及其物性的改变(Ritsema et al.，2009)，因此俯冲区一直作为研究板块俯冲对上地幔结构影响的天然实验室.

上地幔结构研究一般是指研究上地幔间断面的起伏形态和物性变化.目前，在地震学中被广为接受的间断面是410 km间断面(此下称为410)和660 km间断面(此下称为660).这两个间断面作为速度跃变面出现于目前常用的地球参考模型PREM(Dziewonski and Anderson, 1981)、IASP91(Kennett and Engdahl, 1991)和AK135(Kennett et al.，1995).

一般认为410是α相橄榄石到瓦兹利石(β相橄榄石)的相变面(Collier et al.，2001).由于正的克拉伯龙斜率，该间断面在冷俯冲板块的作用下会上升(Collier et al.，2001)，而在洋中脊或热点地区则呈现下降的趋势(Deuss, 2007).层析成像结果显示俯冲板块在地幔中的存在形态比较复杂(Li and Van der Hilst, 2010；Zhao et al.，2011)，它不仅引起温度变化，还带来内部成分异常.铁、水或者其他挥发分的介入可以引起410上升且变为具有一定厚度的层状物质(Smyth and Frost, 2002; Deon et al.，2011)，并在410上方形成部分熔融低速层(Li et al.，2014)，因而410在俯冲区的存在及其形态要比一般认为的复杂得多.

660是上下地幔的分界面，充分地认识该间断面在俯冲板块作用下的起伏情况，对于探讨地球动力学中的地幔对流形式，即是全地幔对流还是双层地幔对流，具有非常重要意义.660一般认为是林伍德石到钙钛矿和镁方铁矿的相变面(Ito and Takahashi, 1989)，其深度变化约为30~40 km(Revenaugh and Jordan, 1991).在俯冲区，由于冷的俯冲板片的影响，660的深度会变深，而在洋中脊或热点地区则会变浅.

300 km间断面(此下称为300)在常用的地球标准模型中并没有明确给出，被认为是柯石英到斯石英的转换面或者是含过量二氧化硅的单斜辉石中析出斯石英的相变面(Williams and Revenaugh, 2005).Matsukage等(2005)则认为，斜方辉石到单斜辉石的相变对应着300 km深度速度界面.

随着全球地震数字台网覆盖面变广以及观测质量的不断提高，地震波形资料不断积累，特别是来自高密度地震台网的短周期及宽频带地震波形资料的增加，人们利用台网/台阵资料提取特定强震相的弱前驱波(Revenaugh and Jordan, 1991)、弱次生转换震相(Ai and Zheng, 2003; Eagar et al.，2010; Xu et al.，2011)来精细地研究地幔弱间断面的存在及其性质成为可能(Rost and Thomas, 2002).Gilbert等(2001)用接收函数的共转换点叠加方法得到了汤加俯冲区上地幔结构成像结果，研究了410和660的起伏形态，但是对于300 km间断面的研究没有得出明确的结论；Tibi和Wiens(2005)利用汤加俯冲带附近地震的区域近震宽频带台阵资料，提取了上地幔间断面的一些反射和转换震相，详细研究了这些间断面的起伏特性和厚度跃变，认为目前矿物物理学上对410的相变解释过于简单，对于410复杂性的研究还有待进一步地深入；对于660km间断面，他们发现其具有双重下降的特征，这主要归因于该地区地震的复杂性；谢彩霞等(2012)利用日本Hi-net台网地震波形资料，提取了SdP震相，确认了汤加-斐济下方的300 km深度附近的速度界面，并且倾向于将这一间断面解释为辉石的斜方相到高压单斜相变界面；Schmerr等(2013)用SS或者PP偏移成像以及速度谱分析的方法研究了环太平洋地区300 km间断面的存在和性质，并给出其深度范围为250~310 km, 速度跃变比约为4.7~5.0%，并将其解释为由洋中脊玄武岩组成的洋壳残余的榴辉岩物质.总的来说，由于数据和研究方法的限制，汤加-斐济地区上地幔间断面结构的研究还很有限.

现有的上地幔地震波速结构工作主要是基于低频的地震波信息展开的，限制了上地幔间断面性质和形态精细刻画的能力.汤加俯冲带是西太平洋俯冲速度最快的地区之一，其下方发育有大量的中深源地震，并且能够很容易地被四周密布的地震台网诸如日本Hi-net台网(Tonegawa et al.，2006)、中国数字测震台网(CDSN)、澳大利亚台网、美国台网等所记录，为研究地球内部速度结构提供了丰富的高质量的台阵/台网资料.

本文利用CDSN和日本Hi-net台网记录到的发生在汤加-斐济地区的3个中深源地震(如图 2)，拾取了在上地幔间断面透射转换的SdP震相和反射转换的sdP、pdP震相，对汤加-斐济地区上地幔的结构进行了小尺度形态特征的研究，以分析由于俯冲板块的存在而引起的温度异常和物质差异对间断面存在及其形态的影响.

目前主要通过提取间断面上产生的前驱波、转换波等次生震相来研究相关的地幔间断面.本文所使用的震相是离源下行的透射转换震相SdP和离源上行的反射转换震相sdP, pdP(图 1).用不同的弱次生震相对间断面进行约束，需要避免较强的多次波和反射波pP和sP等强震相的可能干扰，同时要求波形资料有相对小的Fresnel区(Helffrich, 2000)以保证波形资料叠加效果.因此我们所选用地震的震源深度为270~600 km, 且体波震级Mb=5~7，以保证波形资料有较高的信噪比且震源时间函数相对简单.

我们使用的波形资料是由CDSN和日本Hi-net台网记录到的宽频带短周期数据.中国数字测震台网从2003年起由中国地震局进行的“中国数字地震观测网络” 项目开始建设，到2007年底完成了由国家数字地震台网、区域数字地震台网、火山数字地震台网和流动数字地震台网组成的新一代中国数字地震观测系统.中国数字测震台网是在近几年才开始对外提供地震资料，从而保证本文所使用的数据资料是比较新的.日本Hi-net具有高密度的地震台站覆盖.日本防灾科学技术研究所通过网络(http://www.hinet.bosai.go.jp)实时提供2004年以来该台网约800个地震台站的连续波形记录.这些资料对认识地球深部物质运移过程有很大的帮助，尤其是周边的西北太平洋地区(Kawakatsu and Watada, 2007).

图 1

Fig. 1

图 1 射线路径示意图。红色虚线代表离源的S波，蓝色实线代表转换的P波 Fig. 1 Schematic illustration of ray paths. The red dotted lines represent S wave form the earthquake and the blue solid lines represent the converted P wave

图 2

Fig. 2

图 2 本文使用台站和地震分布图 紫色三角形表示中国数字测震台网台站分布图；棕色三角形代表日本Hi-net台网台站分布图；三个震源球代表本文使用的发生在汤加地区的地震. Fig. 2 The distribution of stations and earthquakes used in this paper Purple triangles represent CDSN network; brown triangles represent the Hi-net seismic network; Three beach balls are the earthquakesused in this paper.

图 3

Fig. 3

图 3 事件1中国数字测震台网各子台网台站分布图 Fig. 3 Sub-networks of China Digital Seismic Network for Ev. 1

图 4

Fig. 4

图 4 事件1的日本Hi-net台网各子台网台站分布图 Fig. 4 Sub-network of Hi-net for the Ev. 1

图 5

Fig. 5

图 5 事件1、2和3的中国数字测震台网及日本Hi-net台网部分子台网台站4次根倾斜叠加灰度图。左列的图是三个地震用CDSN数据的叠加结果，右列是用Hi-net台网数据叠加的结果。各子图中倾斜的黑色线为来自不同深度的SdP、sdP、pdP震相理论走时差和慢度差关系曲线；横坐标和纵坐标分别代表观测到的次生震相相对于直达P波的时间差和慢度差；箭头指向识读震相的位置，相应的数字为可能的转换震相在IASP91模型中转换点深度值；色标代表识读震相相对于P幅度值的大小 Fig. 5 The vespegrams from the 4-th root slant stacking of waveforms of the some sub-networks of CDSN(left column) and Hi-net(right column)for the events used. The black lines are the theoretical values of relative slownesses vs. relative times for up-going sdP, pdP and down-going SdP from different depths to P. Horizontal and vertical coordinates are the difference of the horizontal slowness and travel time respectively between the phase we observed and the direct P. The arrows with numbers to the sdP or SdP phases and their conversion depths(in km)inverted with the reference model of IASP91. The color bar represents the relative amplitude values

我们对中国数字台网和日本Hi-net台网收集的发生在汤加-斐济地区的3个中深源地震(3个地震的地震参数如表 1所示)的波形资料进行了如下处理：

(1)滤波处理.考虑到0.05~1.0 Hz频带范围内的信号对地幔速度界面具有较好的分辨能力以及很好的噪声压制能力，在波形资料预处理中，我们对所收集到的资料进行0.05～1.0 Hz的带通滤波处理，并人工筛选去除信噪比<3的波形记录.

(2)P波相关的处理.由于目标震相介于直达P和pP之间，我们选取直达P作为参考震相，将每组数据基于直达P的峰值进行对齐，并对波形做归一化处理.

(3)N次根倾斜叠加.由于我们所用的次生震相都比较弱，在波形图上很难被识别，所以我们要对波形记录进行N次根倾斜叠加处理，以突出弱震相，压制较强的噪声.

(4)绘制叠加灰度图.为了更清楚地显示所要提取的弱次生震相，我们将叠加波形进行希尔伯特变换以获取波形包络线，并进一步对波形包络线求以10为底的对数，然后再做乘上20倍的处理，最后绘制出走时差和慢度差域的灰度图.

(5)识别震相.基于IASP91模型计算可能出现震相相对于直达P波震相的理论慢度差和理论走时差，并将计算得出的SdP震相和sdP、pdP震相理论慢度差标注在灰度图上，对我们的目标震相进行识别.我们识别震相主要根据以下两个标准：目标震相与直达P波的理论慢度差和走时差，且相对幅度最大的震相作为目标震相.

(6)求取转换点的位置.基于IASP91模型，利用识读出的转换震相相对于参考震相的走时差，沿射线逐次积分求得相应的转换点空间位置.

(7)识别间断面.通过各个地震-台网/台阵给出的转换点空间分布，确定可能存在的间断面.

(8)根据各间断面相关的转换点空间分布，进一步讨论间断面存在的区域性差异.更详细的处理和分析过程请参考臧绍先和周元泽(2002)和Rost和Thomas(2002).

需要注意的是，转换点深度的求取是存在误差的，其主要来源于震源深度的误差、次生震相的走时拾取误差和俯冲 板块造成的局部速度异常而引起的走时偏差.本文用到的震源深度是由ISC通过全球地震台网的P与pP震相的时差确定的，具有较高的精度.一般地，震源深度误差可以限制在5 km之内(Kennett and Engdahl, 1991).另外，我们手动拾取震相造成的走时误差大致为0.5 s以内，换成转换点深度大约为5 km(周元泽和眭怡，2010)；而俯冲板块的局部速度异常造成的深度误差一般在1 km之内，据此，转换点深度误差大约在11 km之内(Collier and Helffrich, 1997).

经过波形资料的预处理，每个地震保留的台网记录都非常多，如果把每个台网所有可用的波形数据都用于叠加，对弱震相将会产生平滑效应，不利于次生震相的提取，所以我们对两个台网的所有台站分别进行了分区处理(图 3和图 4)，分区之后的每一个区块内的所有台站组成一个子台网.子台网的划分是根据合适的震中距、方位角范围以及足够的资料三个原则进行.我们一般取(震中距一般选在10°以内，方位角大约也为10°)的网格，但由于台站的分布是不均匀的，所以每个区块网格内的台站个数是不一样的.为了获得较好的叠加效果又不至于出现平滑效应，所以我们要求每一个区块内的台站个数一般为60个.在这个条件的约束下，震中距和方位角也可以做适当的调整，以保证有较小的Fresnel区(Helffrich, 2000)以提高叠加效果.我们要对每一个区块内的地震数据进行上述8个步骤的处理，从而获得每个区块的叠加结果，因而可以利用分区的子台网资料来分析特定深度上速度界面的存在及可能的起伏形态.

由于震级和背景噪声的差异，我们将2个地震台网记录的3个地震波形资料分成了56个子区域(图 3和图 4)，通过叠加处理，获得了相应的叠加灰度图(图 5).基于SdP、sdP和pdP等次生震相与直达P震相的理论走时差和慢度差，对各个子台网叠加灰度图上一致出现的震相进行识别，可以明显地看到300、410和660的存在.根据实际观测到的次生震相的到时差与慢度差，反演出相应的转换点位置和深度(如表 1所示).

我们将CDSN(图 3)和日本Hi-net台网(图 4)分别分为10个子台网，相应的子台网记录中选择信噪比>3的波形资料进行4次根倾斜叠加处理.对于每一个地震的各子台网的叠加结果中，我们挑选直达P严格对齐到0时刻，pP较明显，且P和pP之间的次生震相清晰，而其他次生震相干扰较小，叠加结果较清晰干净的子台网结果图进行分析.如图 5所示，给出的是效果较好的子台网的叠加结果图.叠加灰度图中倾斜的黑线为来自不同深度的SdP、sdP、pdP震相理论走时差和慢度差关系曲线，该曲线可为震相识别提供有效参考.由图上黑色的标识线可知，离源上行的sdP和pdP反射转换震相与直达P波的慢度差为正值，而离源下行的SdP震相与直达P的慢度差为负值.

图 5中1、2两行的四个灰度图为事件1的倾斜叠加结果图，左侧为CDSN子台网的叠加结果，右侧为日本Hi-net台网子台网的叠加结果.结果显示在大约45 s的地方有一个比较明显的且具有相当一致性的震相，我们通过时间差和慢度差判断此震相为s410P, 其深度大约是388~389 km；在大约75 s处，也有一个比较强的震相，类似地，我们确定此震相为s300P, 其深度范围在280~297 km.每个子图上获得的次生震相对应的转换点的深度差异与地球内部局部速度跃变的起伏以及走时差数据读取造成的误差有一定的关系.该地震的两个不同台网得出了比较一致的结果，即410抬升了约22 km, 并且在局部区域发现了300 km间断面，其起伏变化较小.

表 1 (Table 1)

表 1 本文所用地震及相关参数列表 Table 1 Events used and parameters estimated 编号 发震时刻 纬度(°) 经度(°) 震源深度 (km) 震级 (mb) Net 转换点深度/(km) 300 410 660 1 C1 — 388 — 2 C2 — 388 — 3 C3 — 388 — 4 C4 297 388 — 5 C5 297 388 — 6 C6 — 388 — 7 C7 — 388 — 8 C8 289 388 — 9 C9 — 388 — 10 (Ev.1)2011-02-21 10:57 -26.0435 178.4765 552 6.3 Ca 290 388 — 11 H1 291 388 — 12 H2 — 389 — 13 H3 286 389 — 14 H4 280 388 — 15 H5 281 389 — 16 H6 281 389 — 17 H7 — 389 — 18 H8 — 388 — 19 H9 — 389 — 20 Ha — 388 — 21 C1 — 383 — 22 C2 — 397 690 23 C3 — — 678 24 C4 — 383 690 25 C5 — — — 26 C6 — — — 27 C7 — 383 658 28 C8 — — 653 29 (Ev.2)2010-04-10 16:54 -20.1887 -176.1483 273 5.5 C9 — — 654 30 H1 — 411 695 31 H2 — 411 705 32 H3 — 422 705 33 H4 — 422 707 34 H5 — — 706 35 H6 — 420 — 36 H7 — 422 — 37 H8 — 404 — 38 C1 — — 661 39 C2 — — — 40 C3 — — 661 41 C4 — — 659 42 C5 — — 661 43 C6 — — 659 44 C7 — — 659 45 C8 — — 659 46 C9 — — 659 47 (Ev.3)2011-04-03 14:07 -17.6066 -178.5336 547 6 Ca — — 661 48 H1 — — 672 49 H2 — — 672 50 H3 — — 672 51 H4 — — 668 52 H5 — — 669 53 H6 — — 662 54 H7 — — 664 55 H8 — — 668 56 H9 — — 663 注：本文所用地震震源深度是由国际地震中心(ISC)基于P与pP震相时差确定的.“—”表明此子台网没有发现相应的震相，即无法得出转换点的深度.

表 1 本文所用地震及相关参数列表 Table 1 Events used and parameters estimated

图 6

Fig. 6

图 6 410 km间断面转换点分布图。左图中黑色的方框代表事件1和事件2的410 km间断面相关的转换点分布；圆圈代表CDSN子台网资料给出的转换点位置，小方框代表日本Hi-net子台网资料给出的转换点位置。右侧两个图代表不同地震转换点分布图局部放大图，上面的图是事件2，下面的图为事件1；色标代表的是转换点的深度范围。具体深度值见表 1中第二列 Fig. 6 Scattergrams for conversion points related to the phases from 410 km discontinuity. The black boxes in the left represent the locations of conversion points related to the phases from 410 km discontinuity. Two maps in the right are enlarged views for the black boxes in the left. The upper one is for the Ev. 2 and another is for the Ev. 1. The color bar shows depth range for conversion points. The depth values can be read at the second column in table 1

图 7

Fig. 7

图 7 660转换点分布示意图 左图中黑色的方框代表事件2和事件3的660相关的转换点分布；圆圈代表CDSN子台网资料给出的转换点位置，小方框代表日本Hi-net子台网资料给出的转换点位置。右侧两个图代表不同地震转换点分布图局部放大图，上面的图是事件3，下面的图为事件2；色标代表的是转换点的深度范围。具体深度值见表 1中最后一列. Fig. 7 Scattergram for conversion points related to the phase from 660 km discontinuity The black boxes in the left represent the location for conversion points related to the phase from 660 km discontinuity. Two maps in the right are enlarged views for the black boxes in the left. The upper one is for Ev.3 and another is for Ev.2. The depth values can be read at the last column in table 1.

图 8

Fig. 8

图 8 300 km间断面转换点分布示意图 左图中黑色的方框代表事件1的300 km间断面相关的转换点分布；圆圈代表CDSN子台网资料给出的转换点位置，小方框代表日本Hi-net子台网资料给出的转换点位置。右侧的图代表地震转换点分布图局部放大图；色标代表的是转换点的深度范围。具体深度值见表 1中第一列. Fig. 8 Scattergram for conversion points related to the phase from 300 km discontinuity The black boxes in the left represent the location for conversion points related to the phase from 300 km discontinuity. The right map is the enlarged view for the black boxes in the left for the Ev.1. The depth values can be read the first column in table 1.

对于事件2，由于筛选之后可用的台站个数不一样，所以我们将CDSN和日本Hi-net台网资料分别分为9个和8个子台网组做叠加处理.同样，我们对每一个台网的数据都选取了叠加效果最好的两个子台网进行分析，如图 5中3、4两行的叠加结果.结果显示在大约10 s左右和40 s左右的位置，分别有一个较强且一致性存在的震相，判断其为S410P和S660P, 其深度范围分别为383~422 km和653~707 km.CDSN子台网的结果表明410深度上升了约13~27 km, 而日本Hi-net台网部分子台网得出的结果表明该间断面下降了约12 km.对于660，CDSN子台网结果显示660的深度变化由抬升7 km到下降30 km, 日本Hi-net台网子台网结果则表明其下降了约35~47 km.

对于事件3，我们将CDSN和日本Hi-net台网分别分为10个和9个子台网.与前两个地震一样，我们对每一个台网的数据都选取了叠加效果最好的两个子台网进行分析，如图 5中5、6两行的叠加结果.结果显示大约在10s左右的位置有一个较强和一致性存在的震相，判断其为S660P, 其深度659~672 km.CDSN子台网的结果表明660深度基本不变，而日本Hi-net台网部分子台网得出的结果表明该间断面下降了约2~12 km.

为了较为详细地分析汤加-斐济地区上地幔间断面的区域分布和起伏特征，我们绘制了各间断面相关的转换点在地表投影的分布图(如图 6，7和8).

(1)对于410 km间断面，主要在事件1和事件2的两个台网的叠加灰度图中观察到了，但是其深度并不是在俯冲区出现上升那么简单，而是在有些区域上升有些区域则下降的复杂起伏特征.Flanagan和Shearer(1998)用Sp, pP, sS前驱震相得到该区域410的起伏范围为394~432 km；Gilbert等(2001)认为在汤加板片周围约500m的范围内该间断面能上升到390 km；Tibi和Wiens(2005)用倾斜叠加的方法得到该区域410的起伏范围为380~435 km, 与Flanagan and Shearer(1998)得出的结果是一致的.各项研究所显示的深度的差异主要是因为不同研究所用方法的分辨率不同造成的.我们的结果表明该区域的410的深度范围为382~422 km, 这与前人的研究大体是一致的，在误差范围之内.从转换点的分布图(如图 6)也可以看出，在汤加-斐济俯冲区，该间断面遇到冷的俯冲板片并没有出现一致变浅的现象，这与橄榄石到瓦兹利石相位转变热动力学模型(在俯冲区，410遇到冷的物质会上升)具有明显的冲突，而且也没有证据证明该间断面一致变深，所以汤加-斐济俯冲区410的形态特征较为复杂.

(2)由于汤加-斐济是全球俯冲最快的俯冲地区，又加上Lau洋脊以240mm/a(Contreras-Reyes et al.，2011)的速度扩张，导致研究区横向温度异常的变化比较大.一些科学家通过氦同位素的地球化学分析和剪切波分裂研究表明来自Samoan地幔柱浅部的热地幔通过汤加北部地区俯冲的太平洋板块内部形成的管道，平行于海沟流入Lau海盆(Turner and Hawkesworth, 1998; Smith et al.，2001)，这些热的物质可能改变了汤加板片下面的热结构，同时带入了较轻的物质，造成高速率扩张的Lau洋盆下面的高温异常，从而造成410复杂的起伏形态.

(3)相对410来讲，观测到的660的形态没有那么复杂.我们主要是通过事件2和事件3的叠加灰度图观察到了660的存在，虽然少数结果显示其深度上升1~7 km, 但总体上，发现其在研究区呈现下降的趋势，起伏范围为661~705 km.从两个地震转换点的分布(如图 7)可以看出，660在研究区内呈现出分区下陷的特征.这种横向变化的现象被认为是由于板片经历了小尺度的挤压，形成了褶皱，弯曲的两个部分分别与660相互作用，从而造成其不同程度的下陷.另外一种说法就是，本区域660的异常形态特征是由存在于这个区域的两个板片引起的：汤加板片和沿Vityaz海沟俯冲的岩石圈的残余物质(Hamburger and Isacks, 1987; Chen and Brudzinski, 2001).这种说法似乎是可信的，因为660的两个下陷大致位于两个板片与间断面作用的位置，我们的结果也进一步证实了这种说法.从转换点分布(图 7)可以看出，随着转换点的位置越靠近汤加海沟，660下降越大，即距离海沟较近的区域平均下降深度要大于远离海沟的区域，表明660确实受到西南太平洋俯冲板片的低温异常的影响.

(4)目前对于300 km间断面的研究还不够充分.通过事件1的部分子台网结果，我们发现该间断面主要位于研究区的东南部，结合谢彩霞等(2012)的结果，还发现该间断面是区域性存在的.地幔中榴辉岩以及水合物质的存在都会引起这些小尺度变化的结构(Xu et al.，2008).上地幔中的榴辉岩可能来自于洋中脊玄武岩组成的洋壳残余.300 km间断面的间断性主要是由于洋壳沿着海沟俯冲的过程中受到周围物质的抵挡作用，榴辉岩物质会由于黏度差异而分离出来，形成很多“斑迹”，而且这些“斑迹”没有充分融入到周围的地幔中，从而形成了局部的300 km间断面.从转换点分布图(如图 8)上可以看出，300 km间断面的深度范围为282~297 km.如前所述，转换点深度误差大致在11 km, 因此，相对而言，我们观察到的300 km间断面的起伏变化是很小的.鉴于汤加俯冲区是全球俯冲速度最快的地区之一，该区深部的温度横向变化较大，导致300 km间断面对深度比较敏感而对温度则相对不敏感.从高温高压矿物物理学的角度看，先前的一些研究表明300 km间断面是柯石英转化为斯石英(Williams and Revenaugh, 2005)或者斜方顽辉石(orthoenstatite)到高压相斜顽辉石(high-clinoenstatite)的相变面(Deuss and Woodhouse, 2004)，根据岩石物理计算所得，前者的Clapeyron斜率为2.5~3.1 MPa/k(Akaogi et al.，1995; Liu et al.，1996；Zhang et al.，1996)，而后者为1.4 MPa/k(Angel et al.，1992; Mendelssohn and Price, 1997; Woodl and ，1998)，因而这一界面更有可能是斜方辉石到高压相单斜辉石的相变面，而这与Matsukage等(2005)的看法是一致的.不难发现，由于数据和方法的局限性，我们还不能对300 km间断面的存在范围及性质给出充分的判定及解释，相信随着数据的增多和技术的增强，对其的研究会有更丰富的结果.

本文收集了CDSN和日本Hi-net台网记录到的2010年以来发生在汤加地区深度不等且体波震级Mb介于5~7之间的3个地震的短周期波形资料，对这些波形资料分区进行了的N次根倾斜叠加处理，获得了56个分辨率较高的叠加灰度图.通过走时差和慢度差理论和观测值的对比，提取出了来自上地幔间断面反射转换的sdP、pdP震相和透射转换的SdP震相，从而得到来自上地幔不同间断面的转换点的深度与位置.据此发现410和660存在形态，并发现了更多的310 km速度跃变面的证据.具体为：

(1)汤加-斐济地区东南部的410深度上升了约20 km, 而在俯冲拐弯的北部区域，该间断面靠俯冲板块一侧出现上升现象，约13~27 km, 而离俯冲板块较远区域该间断面出现了下降现象，最大下降深度约12 km, 表明汤加地区的410非常复杂，不仅受到冷俯冲板片的影响，同时还受到自俯冲板块脱水引起的挥发分或浅部弧后地幔柱物质的影响.

(2)660深度在汤加-斐济地区北部呈现出下降的趋势，最深可达47 km, 并存在双重下陷现象，且越靠近汤加海沟，其下降的深度越大，表明汤加地区660确实受到太平洋板片深俯冲的影响.

(3)在汤加地区的东南部存在300 km间断面，其深度变化为282~297 km, 其可能由来自于洋中脊玄武岩组成的洋壳残余的榴辉岩物质滞留所形成的且为斜方辉石到高压相单斜辉石的相变面.

致 谢 感谢中国地震台网中心、国家数字测震台网数据备份中心和日本国家防灾科学技术研究所提供的数据支持.