阿留申—阿拉斯加俯沖帶及周邊地區地幔過渡帶結構研究

肖勇， 張瑞青， 況春利

中國地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

地幔過渡帶是指410 km和660 km間斷面之間的區域，其中660 km間斷面是上、下地幔的分界線.礦物物理和高溫高壓實驗表明，410 km間斷面是橄欖石(α相)到瓦茲利石(β相)的相變，其克拉伯龍斜率為正；而660 km間斷面是林伍德石(γ相)到鈣鈦礦(perovskite)和鎂方鐵礦(magnesio-wustite)的相變，其克拉伯龍斜率為負(Ito and Takahashi, 1989; Ringwood, 1991; Ita and Stixrude, 1993; Irifune et al., 2008).由于這兩個間斷面具有相反的克拉伯龍斜率，因而在低溫異常環境中(如冷的俯沖板塊)，410 km間斷面將抬升，而660 km間斷面會出現下沉，從而使得過渡帶厚度增厚；與之相反，在高溫異常環境中(如熱的地幔柱)，410 km間斷面將下沉，而660 km間斷面會出現抬升，因而過渡帶厚度會變薄(Bina and Heiffrich, 1994).為此，常通過410 km和660 km間斷面的埋深和起伏，以及過渡帶厚度的橫向變化，來探測過渡帶內溫度的分布情況(Bina and Helffrich, 1994; Irifune et al., 1998)，進而了解板塊的俯沖形態、地幔對流模式和深地震發生機理(臧紹先，1989；張瑞青等，2006；Lawrence and Shearer, 2008; Fukao and Obayashi, 2013; Zhang et al., 2017; Wu et al., 2019).

目前，接收函數是研究上地幔間斷面形態結構的重要手段.隨著大規模寬頻帶密集流動臺陣的布設，利用接收函數可對臺陣下方的間斷面進行精細結構的探測，但該方法受限于地震臺站的空間分布情況(劉啟元等，1996；吳慶舉和曾融生，1998；Ai and Zhang, 2003).其次，通過區域地震波形記錄中三重震相的波形模擬，可同時得到過渡帶內的速度結構和間斷面的起伏特征(Tajima and Grand, 1998; Tseng and Chen, 2004; Wang and Niu, 2010; Zhang et al., 2012; Wang et al., 2018)，但三重震相研究的局限性在于深源地震空間上的有限分布(張瑞青等，2011).此外，還可利用短周期近源S-P轉換波(臧紹先等，2003；Castle and Creager, 2000)和ScS多次波(Niu et al., 2000)來獲得上地幔間斷面的結構.例如，利用近源S-P轉換波可直接對間斷面的剪切波速度比進行約束(Collier and Helffrich, 1997; Castle and Creager, 2000; Li et al., 2008a; Tibi and Wiens, 2005).又如，通過ScS多次波可對臺站、震源及射線路徑中心下方的間斷面結構進行探測(Tono et al., 2005; Wang et al., 2017).

除上述幾種方法外，SS/PP前驅波是獲取上地幔間斷面大尺度起伏變化的主要手段.前驅波主要對反射點下方的結構較敏感，因而可對海洋區域(Schmerr and Garnero, 2006; Cao et al., 2011； Wei and Shearer, 2017)和臺站布設稀疏的大陸區域下方的間斷面結構進行有效探測(Schmerr and Garnero, 2007; Heit et al., 2010)，從而填補了其他研究方法的許多空白區，實現對全球上地幔間斷面的研究(Shearer and Masters, 1992; Flanagan and Shearer, 1998; Gu et al., 2003; Houser et al., 2008).但值得注意的是，目前多數前驅波研究都是基于射線理論(Yu et al., 2017; 馬宇巖和蓋增喜，2018)，但也有一些研究(Lawrence and Shearer, 2008; 宮健華和蓋增喜, 2016)指出考慮有限頻效應時，利用前驅波方法可對上地幔間斷面進行小尺度結構的探測.

1 研究區域

阿留申—阿拉斯加俯沖帶位于環太平洋俯沖帶的最北端.該俯沖帶西起勘察加半島，向東延伸至阿拉斯加灣，是由太平洋板塊北向俯沖至北美板塊下方形成的(Lizarralde et al., 2002).在俯沖帶最東邊，太平洋板塊以48 mm·a-1的速率向北俯沖，俯沖方向與海溝方向近乎垂直.但在俯沖帶最西邊，匯聚速率明顯增大(78 mm·a-1)，且俯沖方向與海溝方向也基本平行(劉仲蘭等，2018).

阿留申—阿拉斯加俯沖帶是北美構造運動最活躍的地區，震級8.0以上的大震每13～14年發生一次.因此，它是地學棱鏡計劃開展“裂谷與俯沖帶邊緣的地球動力學過程”研究的首選地區之一(GeoPRISMS Office, 2013).近年來地學家對阿留申—阿拉斯加俯沖帶及鄰區下方的殼幔結構已開展了大量研究，如全球/區域尺度的體波走時層析成像研究(Fukao et al., 2001; Koulakov et al., 2011; Zhao et al., 2013; 柳存喜和王志, 2014；Martin-Short et al., 2016; Burdick et al., 2017; Van Der Meer et al., 2018)和接收函數等研究(Dahm et al., 2017; Van Stiphout et al., 2019).但不同方法所揭示的太平洋俯沖板片的俯沖形態存有不一致的現象，特別是阿留申—阿拉斯加俯沖帶東段下方太平洋板片的俯沖深度，具有明顯爭議.例如，一些全球P波走時層析成像認為在白令海下方，太平洋板塊已俯沖到了地幔過渡帶內(Zhao et al., 2013)，甚至到達下地幔(Van Der Meer et al., 2018).但也有一些研究認為，在阿拉斯加東部地區下方，太平洋板片僅俯沖到90 km深度附近(Qi et al., 2007).需要提及的是，在這些研究中，由于所用的地震臺站大多位于阿拉斯加地區，因而對阿留申—阿拉斯加俯沖帶北部的白令海和阿拉斯加西部地區的射線覆蓋明顯要少.

本文利用國家測震臺網固定臺站近十年來的波形記錄，結合“ChinArray”項目部分寬頻帶流動臺陣觀測數據，采用SS前驅波共反射點疊加方法，獲取阿留申—阿拉斯加俯沖帶及周邊地區下方410 km和660 km間斷面起伏特征和過渡帶厚度分布情況，為北太平洋板塊的俯沖深度，以及阿拉斯加西部地區下方過渡帶內存在庫拉板塊殘留等提供地球物理學證據.

2 數據與方法

2.1 數據

本文所使用的地震觀測數據來自兩部分，一部分來源于國家測震臺網中心，收集了2010—2018年全國885個寬頻帶固定臺站記錄的波形資料(鄭秀芬等，2009)；另一部分來源于2014—2017年“中國地震科學臺陣探測(ChinArray)”項目在南北地震帶北段布設的676個流動地震臺站的波形記錄.從上述波形記錄中，我們篩選震級大于5.5、震中距在106°～174°之間，且震源深度小于75 km的極遠震地震事件.選取淺源地震事件，主要是想避免其他深度震相(例如：sS410S和sS660S)對SS前驅波震相識別的干擾(Yu et al., 2017).經過人工挑選后，共選取到195個P波系列震相(Pdiff、PKP等)初至清晰的極遠震事件(圖1a).

圖1 (a) 本文研究區域(藍框)及所用臺站(綠色三角形)和地震事件(紅色圓形)分布圖； (b) SS前驅波震相的反射點(黑色圓點)及四條測線(紅色虛線)位置示意圖Fig.1 (a) Map showing study area (blue box), seismic stations (green triangles) and selected events (red circles)； (b) Map showing SS precursors bounce points (black dots) and seismic profiles (red dashed lines)

對所選地震事件的三分量波形記錄，我們首先將水平分量旋轉至徑向和切向分量.接著，對切向分量記錄，以SS理論震相到時(TSS)為參考，截取前720 s至后120 s之間的波形數據，并用帶通為15～100 s的Butterworth濾波器進行濾波.為進一步挑選高信噪比的波形記錄，我們計算SS震相時窗([TSS-40]～[TSS+40])與前驅波時窗([TS660S-30]～[TS410S+30])內波形的最大振幅比，并篩選出振幅比大于5的波形數據.然后，對所選的每一條高信噪比的波形數據，進行人工拾取SS震相，將其最大振幅對應的時刻標定為震相的到時，同時剔除SS震相不清晰的波形記錄.此外，當SS震相的最大振幅為負極性時，將對整個波形進行反轉.最終，本文獲得了30418條高質量的切向分量數據，其SS震相在地表的反射點較好地覆蓋了阿留申—阿拉斯加俯沖帶及周邊地區(圖1b).這些高質量的波形數據，為本文研究的可靠性提供了堅實的基礎.

表1 李家峽臺站記錄到的發生在墨西哥南部海岸的地震事件信息Table1 Seismic event at the coast of southern Mexico recorded by the Lijiaxia station

圖2 (a) SS波和前驅波震相的射線路徑示意圖，其中紅色三角形代表臺站，紅色五角星表示地震事件； (b) 青海區域臺網李家峽臺站記錄到的切向分量波形圖Fig.2 (a) Sketch showing ray paths of SS and its precursors. Red triangles represent the seismic stations. Red star represents the event； (b) Transverse component waveform recorded by Lijiaxia station of Qinghai Regional Network

2.2 方法

SS前驅波(SdS，其中d表示間斷面深度)是指離開震源后的下行S波，在上地幔間斷面底部反射后，繼而被臺站接收到的震相.它們比在自由地表發生反射的SS波早到(見圖2a).當震中距較大時，SS震相與其前驅波的射線路渡帶的厚度，即如公式(1)所示：

(1)

其中：δTTSS-TSdS為SS波與前驅波震相(TSdS)之間的到時差，p為SS波的慢度，d為間斷面深度，VS(z)為隨深度變化的S波速度.

圖2b給出的是青海區域臺網的李家峽(LJX)臺站記錄到的墨西哥南部海岸發生的一個極遠震事件(具體信息見表1)的切向分量波形圖.從圖2b中可以看到，SS震相清晰可見.其次，在SS前驅波的理論到時附近，發現兩個相對較大的波形振幅，推測是S410S和S660S震相.由于在單個臺站記錄中，前驅波震相的振幅較小，通常處于或低于噪聲水平(一般小于SS主脈沖振幅的10%)，因而難以辨識.為此，常通過大量地震事件的疊加來壓制噪聲、增強前驅波信號.

利用不同震中距的SS前驅波數據疊加之前，需首先進行時差校正(亦稱動校正).為了說明時差校正對前驅波震相識別的有效性，我們利用理論地震圖來進行驗證.圖3a是利用頻率域波數法(F-K方法)(Zhu and Rivera, 2002)，基于IASP91速度模型(Kennett and Engdahl, 1991)計算得到的震中距在100°～180°之間的理論地震圖.如圖3a所示，隨著震中距的增大，前驅波(S410S或S660S震相)與SS震相之間的到時差也逐漸增大.此外，還可觀測到Sdiffs410660s震相.對比震中距分別為100°和180°的兩個理論地震圖，發現S410S(S660S)前驅波與SS震相之間相對到時差的變化可約達20 s(40 s).為此，需要對不同震中距的前驅波震相進行時差校正.在本文中，我們選取140°為參考震中距，并以SS震相為參照，將其他震中距的理論地震圖，利用IASP91速度模型將其校正到參考震中距(圖3b).圖3b顯示，不同震中距的理論地震圖經過時差校正后，其S410S/S660S震相與SS主震相之間的到時差幾乎保持不變.將動校正后的所有理論地震圖進行疊加(圖3b)，發現S410S/S660S的振幅比校正前的明顯增強，因而有助于前驅波震相的識別.

圖3 (a)、(b)分別為時差校正前、后的SS波及其前驅波震相的理論地震圖其中最上部為波形疊加圖，紅線表示參考震中距(140°)對應的理論地震圖.Fig.3 Synthetic seismograms of SS and its precursors before (a) and after (b) moveout correctionTop traces are stackedwaveforms. Red lines are the waveforms with a reference distance of 140°.

接下來我們給出實際觀測波形資料進行時差校正前后的比較.對本文篩選出的所有高信噪比的切向分量波形記錄，我們以SS震相為參考，將其到時標記為“0”時刻，并對波形記錄做歸一化處理后，沿震中距排列的走時圖見圖4a.由圖4a可以看出，沿著整個震中距，在SS震相前約140～170 s和220～240 s的時窗范圍內，可以清晰的追蹤到兩個傾斜的S410S和S660S震相.同時，在圖4a中，還可以識別到ScS410ScS和ScS660ScS震相.圖4b是本文觀測波形記錄經過時差校正后沿震中距排列的走時圖.如圖4b所示，經過時差校正處理后，S410S/S660S震相近似平行于SS震相，表明他們之間的相對到時差基本不隨震中距的變化而變化.將校正后的波形記錄進行疊加，發現S410S/S660S震相的振幅明顯加強，與前面理論地震圖時差校正后的測試結果相吻合.由上可知，對不同震中距的時差校正處理大大提高對前驅波震相的識別，為下一步共反射點疊加處理提供了基礎.

圖4 (a)、(b) 分別為時差校正前、后的實際觀測資料波形沿震中距排列的走時圖其中頂部為波形疊加圖，黃色虛線表示SS前驅波的理論到時差值，紅色表示正振幅，藍色表示負振幅.Fig.4 Observed waveforms arranged by epicentral distances before (a) and after (b) moveout correctionTop traces are stacked waveforms. Red dots represent the max amplitude of SS precursors. Yellow dashed lines represent the theoretical travel time. The positive amplitudes are in red and the negative in blue.

在對不同震中距的SS前驅波進行時差校正后，為改善空間分辨率，我們接著進行了共反射點疊加(共面元疊加)分析.類似于勘探地球物理中的共中心點疊加方法，共反射點疊加的基本原理是：將研究區域劃分成相鄰(可重疊)的許多面元，將反射點落在同一面元上的所有波形數據進行線性疊加.在本文研究中，根據前驅波震相反射點的分布情況(圖1b)和第一菲涅爾原則，選取面元半徑為2°，間距為0.5°，因此相鄰面元之間重疊范圍為1.5°.與其他前驅波成像研究相比(Gu et al., 1998; Schmerr and Garnero, 2007)，本文選取的面元半徑要小，因而利于間斷面小尺度起伏特征的探測.同時，為保證疊加結果的可靠性，每個共面元內至少有30條疊加波形.在共反射點疊加處理后，我們最后利用IASP91速度模型，將疊加記錄進行時深轉換，從而得到410 km和660 km間斷面埋深和過渡帶厚度信息.

3 結果

為探測阿留申—阿拉斯加俯沖帶及周邊地區下方地幔過渡帶結構，根據研究區SS前驅波反射點的密度分布情況(圖1b)，我們構建了四條測線進行疊加成像.對每一條時深轉換后的疊加剖面，我們在380～440 km和620～720 km的范圍內分別選取最大振幅對應的深度，來作為410 km和660 km間斷面的埋深.下面詳細介紹這幾條測線的疊加剖面結果.

測線AA′大致沿北緯63°N，穿過部分白令海地區，然后自西向東橫穿阿拉斯加地區.圖5是沿測線AA′的共反射點疊加剖面圖.由圖可知，在整個剖面上，410 km間斷面的反射波震相清晰、可連續追蹤，且其埋深無明顯起伏，約在410～420 km左右.與410 km間斷面不同，660 km間斷面在經度160°W—163°W附近，即阿拉斯加西部地區下方，出現明顯下沉，最深處可達710 km左右；而剖面的其他地區，如阿拉斯加中南部和東部地區下方，其間斷面埋深基本在660 km附近，接近于全球平均值.

圖5 (a) 沿AA′測線的SS前驅波共反射點疊加剖面圖，其中頂部數字表示每個面元中疊加的波形數，粉色圓點表示地震分布； (b)和(c) 分別表示疊加剖面中410 km和660 km間斷面對應的深度值分布Fig.5 (a) Depth section of stacked tangential components along profile AA′ aligned on the SS arrivals. The top numeral is the number of records within one cap. Pink dots represent earthquakes. The depths of the 410 km and 660 km discontinuities are shown in (b) and (c), respectively.

測線BB′位于阿留申俯沖帶的北部，主要穿過白令海和阿拉斯加半島，其走向基本與阿留申俯沖帶平行.測線BB′的疊加剖面見圖6.圖6顯示，410 km和660 km間斷面在整個剖面上均表現出強反射界面特征，且具有相似的形態特征.例如，在白令海下方(165°W以西地區)，410 km和660 km間斷面均出現小尺度抬升，其埋深分別約在400 km和640～650 km.而在剖面東部的阿拉斯加半島下方，兩間斷面埋深均無明顯異常，基本接近于全球標準模型.

圖6 沿BB′測線的SS前驅波共反射點疊加剖面圖(圖中標注同圖5)Fig.6 Depth section of stacked tangential components along profile BB′ aligned on the SS arrivals(other explanations are same as Fig.5)

測線CC′與測線BB′走向近乎垂直，該測線由南向北依次穿過北太平洋板塊、阿留申海溝及火山群，然后進入白令海地區.從測線CC′剖面的疊加結果可以看出，沿著整個剖面，410 km和660 km間斷面反射波震相清晰且較為連續(圖7).同時，兩間斷面的形態結構也具有很好的對應性.例如，在剖面的南端(北太平洋板塊下方)可以觀測到，兩間斷面深度無明顯起伏異常.向北，到達白令海中部地區，即52°N—57°N范圍之間，兩間斷面同時出現抬升，抬升幅度基本相同，接近約10～20 km，與測線BB′結果一致.再繼續向北，到達剖面北端(白令海峽下方)，兩間斷面埋深又都恢復到全球平均值.

圖7 沿CC′測線的SS前驅波共反射點疊加剖面圖(圖中標注同圖5)其中，AASZ表示阿留申—阿拉斯加俯沖帶(Aleutian-Alaska subduction zone).Fig.7 Depth section of stacked tangential components along profile of CC′ aligned on the SS arrivals (other explanations are same as Fig.5)AASZ represents Aleutian-Alaska subduction zone.

近南北走向的測線DD′基本沿著西經160°W，主要穿過北太平洋板塊、阿拉斯加半島和阿拉斯加西部地區，與測線AA′走向近乎垂直.從圖8所示的DD′疊加剖面可以看到，在整個剖面上，410 km間斷面深度無明顯橫向變化，接近于全球平均值.但660 km間斷面起伏劇烈，特別是阿拉斯加西部地區，即在60°N—65°N的范圍內，660 km間斷面出現大幅度的下沉，下沉幅度約達40 km，最深處約在710 km附近.660 km間斷面下沉區域沿南北向的展布范圍約為400 km.除此異常區域外，剖面其他地區下方的660 km間斷面埋深則無明顯異常.

圖8 沿DD′測線的SS前驅波共反射點疊加剖面圖(圖中標注同圖5)其中灰色波形表示面元疊加條數少于30，NPP表示北太平洋板塊(North Pacific Plate).Fig.8 Depth section of stacked tangential components along profile of DD′ aligned on the SS arrivals (other explanations are same as Fig.5)Gray waveforms represent the number of stacking waveforms within one cap is less than 30. NPP represents North Pacific Plate.

4 討論

通過對大量SS前驅波震相進行時差校正和共反射點疊加，本文獲得了阿留申俯沖帶東段及周邊地區下方的410 km和660 km間斷面的形態特征.同時利用它們之間的深度差獲得了過渡帶厚度信息.與兩個間斷面的埋深變化相比，過渡帶厚度對溫度的橫向變化具有更好的指示作用.這是因為在對SS疊加波形進行時深轉換時，使用的是IASP91模型，而實際SS反射點覆蓋區域的地殼和上地幔速度結構是橫向非均勻的，因而所得的間斷面深度存在一定的偏差，但上述因素對過渡帶厚度影響不大.

從測線BB′剖面結果來看，在阿留申俯沖帶的北部，即白令海南部地區下方，410 km和660 km間斷面均表現為小尺度的抬升，但抬升幅度基本相當(約10 km)，因而過渡帶厚度約250 km，接近于全球平均值.與此同時，與阿留申俯沖帶走向垂直的測線CC′上可以看到，在俯沖帶東段以北的白令海下方，410 km和660 km間斷面起伏基本呈正相關關系，也表明過渡帶厚度無明顯異常.

測線AA′和測線DD′近乎垂直，且都穿過阿拉斯加西部地區.這兩條測線疊加剖面的一個共同特征是，在阿拉斯加西部地區(160°W—163°W和60°N—65°N)均觀測到660 km間斷面大幅度的下沉，且下沉幅度基本相同，約達40 km.而對應的410 km間斷面埋深無明顯下沉，因而導致過渡帶明顯增厚.同時，測線AA′和DD′的剖面結果還顯示，在阿拉斯加南部和東部地區，以及阿拉斯加半島下方，410 km和660 km間斷面埋深接近于全球平均值，因而這些地區具有正常的過渡帶厚度.

4.1 阿留申—阿拉斯加俯沖帶東段北太平洋板塊俯沖深度

本文結果顯示，在阿留申俯沖帶東段以北的白令海、阿拉斯加半島、以及阿拉斯加南部和東部地區下方，其過渡帶厚度無明顯異常.這與以往的一些SS前驅波震相研究結果基本一致(Chambers et al., 2005; Zheng et al., 2015; Huang et al., 2019).例如，利用美國USArray流動臺陣記錄到的西南太平洋俯沖帶發生的遠震地震事件，采用SS前驅波震相傾斜疊加濾波方法，Zheng等(2015)獲得了夏威夷島至西北太平洋下方過渡帶的厚度.該研究結果顯示，阿留申俯沖帶西段過渡帶明顯加厚，其幅度可約達20 km；而俯沖帶東段過渡帶厚度基本正常.其次，最近全球大尺度的SS前驅波成像結果也顯示，阿留申俯沖帶下方過渡帶結構存在明顯的東西向橫向變化；在西段靠近勘察加半島下方過渡帶明顯增厚，而在東段下方過渡帶厚度接近平均值(Huang et al., 2019)，與本文觀測結果也基本相符.

毗鄰阿留申俯沖帶東段的白令海、阿拉斯加半島、阿拉斯加中南部和東部地區均具有正常厚度的過渡帶，暗示其過渡帶內的溫度處在穩定界限之內.因此，一種可能就是北太平洋板塊還沒有俯沖到過渡帶深度范圍內.地震活動性研究表明，在阿拉斯加南部以及阿留申群島一帶下方，地震的震源深度通常都在100～150 km深度.自地震記載以來，該地區還沒有發生過震源深度大于300 km的深源地震事件(Hédervári, 1975).阿留申俯沖帶的幾何學數據表明，在俯沖帶東段(約165°W)，俯沖板片的傾角約為30°(劉仲蘭等，2018).而P波層析成像研究顯示，在上地幔頂部，北太平洋板塊近乎垂直向下俯沖(Burdick et al., 2017).如果太平洋板塊沿阿留申俯沖帶持續向北俯沖，以俯沖角度60°來計算，則在靠近俯沖帶以北300 km的范圍內，應該觀測到過渡帶明顯增厚區域，這與本文觀測結果明顯不符.為此，我們推測在阿留申—阿拉斯加俯沖帶東段下方，北太平洋板塊可能僅俯沖到上地幔頂部的深度范圍內，還未到達過渡帶內.

此外，本文觀測到的阿拉斯加南部地區過渡帶厚度基本正常的結果，與最近的接收函數研究存在一些不同.利用USArray在阿拉斯加布設的流動臺陣和區域臺網資料，采用接收函數共轉換點疊加的結果顯示(Van Stiphout et al., 2019)，在阿拉斯加中部地區下方，410 km間斷面出現局部抬升，深度約在390～395 km，而下覆的660 km間斷面埋深接近于全球平均值.據此，Van Stiphout等(2019)認為北太平洋板片已經俯沖到阿拉斯加中南部地幔過渡帶內，但還未到達過渡帶底部.該結果似乎得到了一些體波走時層析成像結果的支持(Martin-Short et al., 2016; Burdick et al., 2017; Gou et al., 2019).例如，最近三維P波速度和各向異性成像研究認為，阿拉斯加半島下方上地幔頂部約到450～500 km深度范圍內存在高速異常體(Gou et al., 2019).該高速異常體近乎東西走向，基本與阿留申俯沖帶東段平行，且一直向東延伸到阿拉斯加中南部地區下方.上述結果也被用來支持北太平洋板塊已經俯沖到了阿拉斯加半島和阿拉斯加中南部下方的過渡帶內.

值得注意的是，上述接收函數和體波走時層析成像研究中，探測到的均是小尺度的構造特征.例如，接收函數結果中，阿拉斯加中部地區下方410 km間斷面抬升幅度要小，僅約10 km(Dahm et al., 2017).同時，P波走時層析成像在阿拉斯加半島下方觀測到的線性高速異常體，其在南北方向的空間展布尺度僅約100 km(Burdick et al., 2017)，與其橫向分辨率基本相當(Zhao et al., 2013).而在本文SS前驅波疊加中，我們選取的疊加半徑為2°，不利于這些更小尺度構造的分辨.因此，還不能完全排除阿留申俯沖帶下方北太平洋板片已俯沖到地幔過渡帶內的可能.但總體而言，考慮到白令海和阿拉斯加半島下方正常厚度的過渡帶，我們認為在阿留申俯沖帶東段，北太平洋板塊還沒有大量的俯沖到過渡帶內.

4.2 阿拉斯加西部過渡帶內庫拉板塊殘留

與研究區其他區域相比，本文在阿拉斯加西部地區下方觀測到660 km間斷面大幅度的下沉(幅度約達40 km)和過渡帶明顯增厚.高溫高壓實驗研究顯示，660 km間斷面的克拉珀龍斜率在-2.8～-1.3 MPa·K-1之間(Ito and Takahahsi, 1989; Fei et al., 2004).以克拉珀龍斜率為-2 MPa·K-1計算(Ohtani et al., 2006)，660 km間斷面下沉40 km對應的低溫異常約450 K.這與一些體波成像的結果基本相符(Gorbatov et al., 2000; Qi et al., 2007).例如，利用阿拉斯加的一些固定臺站和流動臺站，近震和遠震聯合P波走時成像研究顯示，阿拉斯加西部地區下方400～600 km深度內觀測到明顯的高速異常體(Qi et al., 2007)，且高速異常體的空間位置與本文觀測到的過渡帶增厚區域具有很好的對應性.

地幔過渡帶內的高速異常體通常解釋為與冷的海洋板片的俯沖有關(Li et al., 2008b; Simmons et al., 2012).關于阿拉斯加西部地區過渡帶內低溫異常的成因，以往的研究結果主要有兩種觀點.一種觀點認為，在白令海和阿拉斯加西部地區下方，北太平洋本片已經俯沖到過渡帶內，并近水平的停滯在660 km間斷面上方(Zhao et al., 2013).另一種觀點認為，阿拉斯加西部地區下方過渡帶內存在部分庫拉板塊殘留(Gorbatov et al., 2000; Qi et al., 2007).根據前面4.1節的討論，阿留申俯沖帶東段下方北太平洋板片還沒有大規模俯沖到過渡帶內.同時考慮到在本文整個研究區，僅在局部地區，即阿拉斯加西部地區下方，可觀測到過渡帶明顯增厚.且過渡帶增厚區域距阿留申俯沖帶前緣遠約達700 km左右.為此，我們傾向于認同后一種觀點，即阿拉斯加西部地區下方過渡帶的增厚是由于庫拉板塊的殘留引起的.

5 結論

利用國家測震臺網固定臺站近十年來的波形記錄，以及2014—2017年“中國地震科學臺陣探測”項目在南北地震帶北段布設的寬頻帶流動臺陣觀測資料，對3萬多條切向分量記錄的SS前驅波震相進行時差校正和共反射點疊加分析，獲得阿留申—阿拉斯加俯沖帶東段及周邊地區下方410 km和660 km間斷面的起伏形態特征.結果顯示，在阿留申—阿拉斯加俯沖帶以北的白令海下方，410 km和660 km間斷面同時出現小尺度抬升，但抬升幅度基本相同，因而過渡帶厚度接近于全球平均值.在阿拉斯加半島、以及阿拉斯加中南部和東部地區下方，兩間斷面埋深無明顯異常，表明具有正常的過渡帶厚度.這些結果暗示在阿留申—阿拉斯加俯沖帶的東段，北太平洋板塊還沒有大規模的俯沖到過渡帶內.其次，在阿拉斯加西部地區下方，觀測到660 km間斷面明顯下沉，下沉幅度約40 km，而對應的410 km間斷面埋深無明顯異常，因而過渡帶顯著增厚.結合以往的研究結果，我們推測，在阿拉斯加西部地區下方過渡帶的增厚是由于庫拉殘留板塊所致.

致謝感謝中國地震局地球物理研究所國家測震臺網數據備份中心為本研究提供固定臺站的地震波形數據(doi:10.11998/SeisDmc/SN)，感謝中國地震局地球物理研究所“中國地震科學探測臺陣數據中心”為本研究提供流動臺站的地震波形數據(doi:10.12001/ChinArray.Data)，感謝兩位匿名審稿人提出的寶貴意見.