利用地震各向异性方法研究地幔底部的形变特征＊

Andy Nowacki，James Wookey，J－Michael Kendall

（Department of Earth Sciences，University of Bristol，Wills Memorial Building，Queen’s Road，Bristol，BS8 1RJ，UK）

利用地震各向异性方法研究地幔底部的形变特征＊

Andy Nowacki，James Wookey，J－Michael Kendall

（Department of Earth Sciences，University of Bristol，Wills Memorial Building，Queen’s Road，Bristol，BS8 1RJ，UK）

地震波在穿过地幔底部（即D″层）时表现出很明显的各向异性特征（地震波速度随着方位角变化而变化）[15]。D″层各向异性的形成机制一般认为是由D″层的主要相变矿物MgSiO3－post－perovskite（ppv），由于形变导致晶体的晶格定向排列引起的。如果这种解释机制正确的话，那么先前从单个方向测量D″层的各向异性来推断ppv晶体的滑动机制就是不充分的，因为ppv晶体是正交晶系。我们根据美洲北部和中部地区在核－幔边界处仍残留着俯冲海洋板块的残片[6]的构造特点，挑选了穿过D″层的浅震和深震，来增加射线在D″层的方位覆盖，处理得到美洲北部和中部D″层的各向异性。我们分别处理了穿过3个研究区的D″层的700多个剪切波波形数据，每一次同时处理来自两个不同方位的震相，研究发现，先前假设的垂直对称轴的横向各向同性（波速不随方位的变化而变化）[23，7]机制是不可能的，需要引入更复杂的机制。我们将MgSiO3－ppv多种形变机制和观测结果进行对比，发现在（001）面上的剪切与观测到的数据和俯冲带的核－幔边界处剪切形变的预期结果相吻合。利用新的地幔流动模型及改善后的ppv滑移系的实验观测确定方法，我们可以对核－幔边界的形变特征进行成像，将D″层中的动力过程（比如，地幔柱的形成）与地幔的其他部位联系起来。

由于南美洲经常有深震发生[2－4，7－9]，在北美洲又有很多地震台站接收，因此对加勒比海（Caribbean）地区的D″层各向异性有很多研究成果，结果表明，有近1%的剪切波各向异性。这些研究大部分是在垂直对称轴的横向各向同性的介质（vertical transverse isotropy，VTI）的假定之下，比较水平偏振的SH波和垂直偏振的SV波波速比，VTI介质是一种仅当VS传播方向偏离与对称轴垂直的情况下波速发生变化的各向异性介质。在VTI介质假定下，SH波与SV波偏振夹角应该相差±90°（图1c）。这种方法对当穿过D″只有一个方位的射线分布时是有局限性的：即不能辨别出垂直对称轴的横向各向同性体和倾斜对称轴的横向各向同性体，因为当横向各向同性体的对称轴朝着接收台站方向倾斜时地震波波速就不会发生变化。基于这种情况，我们采用在D″层内相交射线对上面的方法进行改进，但是这种方法依赖于准确的源和接收端的几何形态，而在北美洲仅利用深震事件是不大可能的。因此本文加入了加勒比海地区浅震的研究，以减小各向异性对称的影响。

我们采用了Wookey和Kendall[10]及Wookey等[11]介绍的方法，利用S（直达波）和ScS（核－幔边界反射波）震相分裂参数的差异来研究D″层各向异性。这两种震相穿过上地幔的射线路径相同，但只有ScS穿过D″层（图1a）。假设下地幔绝大部分是相对各向同性的[12]，那么通过去除上地幔的分裂参数就可以直接获取仅在D″层的各向异性分裂参数（见补充说明）。在美洲南部和中部、夏威夷、太平洋隆起东部和大西洋洋中脊发生的地震，由北美洲的地震台站接收，射线路径在北美洲南部和加勒比海地区下方的D″层有密集的交叉射线覆盖（图1b）。射线覆盖了3个不同地区（图2），每个地区沿着两个不同的方位角。其中加勒比海（区域“S”）已经有了很多研究成果[1，4，8]，但美国的东北（“E”）和南西（“W”）仍未被研究。

图2给出了3个地区沿着每一方位的剪切波分裂叠加的结果（数据见补充表格3）。我们针对延迟时间（δt）和快波偏振（φ′，图1c）来对研究结果进行讨论。观测主要结果为D″层的各向异性度在0.8%～1.5%之间（假设单一D″层的厚度为250 km）。来自南美洲的深震（大约有200多个），穿过北南（区域“S”）和东南－西北（区域“E”）方向的射线剪切波分裂延迟时间δt＝（1.45＋0.55）s，这说明了剪切波的各向异性度大约为0.8%，快波方向与核－幔边界（φ′≈90°）几乎平行。这个结果与先前研究来自相似方位角的剪切波的分裂结果相一致，包括φ′的一些微小变化，其中最大值为＋15°[4，8]。这种变化可能是研究区内D″层介质几乎为垂直对称的横向各向同性引起的，详细结果见补充图件1和11。与此相反的是，穿过加勒比海的北南向射线，观测到很明显的倾斜现象，快波方向至少偏离核－幔边界的平行方向40°（区域“S”，δt＝1.68 s，φ′≈－42°；区域“E”：δt＝1.28 s，φ′≈45°）。在区域“W”里，每个方位的剪切波结果都显示φ′偏移D″层水平方向大约10°～15°，δt≈1.2 s。因此，我们的结果没有发现垂直对称的横向各向同性介质的特征，因为在每个地区的两个方位结果中，我们没有发现在误差范围内的φ′＝±90°的结果。

D″层各向异性的形成机制一般认为是由各向异性矿物（如核－幔边界的（Mg，Fe）O、MgSiO3钙钛矿和MgSiO3后钙钛矿）的晶格定向排列（lattice－preferred orientation，LPO）形成的。这种机制产生的各向异性可能要比低对称性的倾斜的横向各向同性体要复杂得多，但与我们采用来自两个方位的剪切波的处理结果相符。我们倾向于用ppv而不是其他的相变矿物，形成晶格定向排列来解释我们观测到的各向异性结果，因为在北美洲地幔底部的高速异常区可能大量富集着ppv矿物，而且它具有相对较强的各向异性。（Mg，Fe）O和钙钛矿对D″层的各向异性贡献似乎比较小，因为（Mg，Fe）O也同样富集在D″层上部的下地幔[12]，并表现出各向同性特点，而且钙钛矿是下地幔的主要相变矿物。尽管（Mg，Fe）O可以有很强的各向异性，并且从力学上比ppv相对较弱[1315]，从而易于发生强变形和完全排列，但由于ppv也是一种高强度的各向异性，而且是最富集的相变矿物，因此很小程度的ppv线性排列形成的各向异性强度相当于（Mg，Fe）O更大程度的线性排列。因此，ppv晶格定向排列是我们更倾向的解释各向异性的矿物学机制。

多种不同机制可能用来解释ppv因位错蠕动产生的晶格定向排列：[110]（110）滑移系[16，18]和[100]（010）滑移系[19，21]已经从实验和理论研究中得到证实。近期的实验[22]研究也表明，[100]（001）滑移系的存在也是可能的，因为它与下地幔底部一阶各向异性特征最为一致[2326]。

如果我们假设D″层各向异性大部分是由ppv矿物晶格定向排列形成的话，那么我们的结果就可以区分这些可能形成各向异性的机制，而且我们可以从我们得到的D″层各向异性结果精确地预测出地幔流动。现今，地幔形变模型仍处于初期研究阶段，但是我们可以从俯冲带大规模的伸展趋势和全球VS速度模型推测得到。我们计算了与我们观察结果相符的ppv矿物3个滑移系的剪切面方向和滑动方向。[110]（110）和[001]（001）滑移系的弹性参数是通过形变实验[17，20]得到的，同时我们利用第一准则计算得到单晶弹性参数来研究[100]（001）滑移系[23，25]。图3显示了剪切面和滑动方向。同时我们也计算了钙钛矿和Mg O剪切面方向（补充材料图11）。

现今在不同的ppv初始弹性参数之间仍有一些争议[23，27]。为了与实验研究保持一致，我们采用Stackhouse等[23]的结果。另外一个不确定因素是，在做岩石变形实验时，我们给定的条件与真实地幔底部的条件是有差异的[1617，20，22]。

为了理解我们得到的结果，我们大量地类比了有限形变和在洋中脊下方主动上涌的橄榄岩的LPO的形成条件。模型说明了在靠近上涌的近中心地区的最大形变的延伸方向偏离中心上涌方向，但是随着远离洋中脊形变方向就变得近乎水平[28]。这种特征与在下降区的下地幔对流模型相似，表现出形变方向朝着下降中心倾斜[29]。区域“E”和“S”位于Farallon板块[6，30]下降的中心地带的两边（图2和图3），大致沿着西北－东南伸展，因此我们推测倾斜剪切面的滑动方向为东北－西南方向，与倾斜方向相反（区域“E”南西向倾斜，区域“S”东北向倾斜）。区域“W”远离板块下降区，流动方向近似为水平，因此在水平剪切平面上表现出沿东北－西南方向滑动的趋势。

这3个滑移系都可以用来解释数据结果，其中由[100]（001）滑移系（图3）得到的预测结果最符合上述的标准。[110]（110）滑移系是最不可能的，因为它需要在远离下降区的地方（区域“W”）有复杂的流动，但这个区域一般被预测为是作简单水平流动。现在我们还不能完全地得到[100]（010）滑移系的结果；在这个区域需要更多的准确的流动模型才能彻底解决这个问题。

用钙钛矿和MgO预测的滑移系（见补充材料图件12）似乎不大可能，尤其是当测定的分裂参数很高的时候。比如，在区域“S”的D″层，钙钛矿（与ppv不能共存）的存在不能用来解释强各向异性，而且MgO的剪切面和滑动方向都是非常不合理的。

D″层的各向异性也有可能是由于性质不同的大小小于一个波长的材料的形状优选排列形成的。这有可能形成倾斜的横向各向同性的特征[2]，如果这样的话，我们观察的结果就可以得到解释。在这种情况下，我们可以根据两个不同的方位角和φ′来寻找与旋转对称轴垂直的共同剪切面，从而理解我们得到结果。补充材料图件2显示了这些平面。

在每个研究区，倾斜的横向各向同性体的倾斜方式与[100]（010）滑移系模型近乎类似，在区域“W”、“S”和“E”的西南、东南和南部地区分别各自相差26°～52°（补充图件2）。但在滑动方向上没有约束，尤其在“S”区和“E”区倾角大约为50°，很难将横向各向同性的平面与根据VS速度来推测形变平面联系起来，而且形变模型暗示了在这样的俯冲板片上形变方向相互平行是不可能的。由于这个原因，再加上后钙钛矿相变相可以用来解释其他地区D″层的性质[25]，现今我们趋向于矿物学的解释，在所有对ppv形成机制的实验在一定程度上都与我们的结果相吻合，但[100]（001）滑移系与我们的观测结果最为一致。

图1 源和接收几何形态及φ′示意图。（a）地球切片，显示S、ScS和SKS震相的射线路径。黑点表示上地幔各向异性层，灰色表示D″层的各向异性层，S波在D″层发生转换。（b）三角形表示地震台站，黄色圆圈表示地震，黑色线条表示射线路径，蓝色线条表示射线在250 km厚的D″层内部传播的部分。黑色线段表示源端剪切波分裂参数（线段长度表示延迟时间，方向表示快波偏振方向，最大延迟时间为2.4 s）。我们发现在板块边界浅震上方上地幔的剪切波分裂偏振方向与板块伸展方向（太平洋隆起东部和大西洋中脊）或俯冲带海沟方向（中美洲）几乎平行。（c）地理坐标参考系（φ）和射线坐标参考系（φ′）的关系。由于ScS震相穿过D″层时是近水平的，我们定义φ′＝后方位角－φ，表示偏离快剪切波垂直极化方向的程度。在横向各向异性介质中，φ′＝±90°与垂直对称轴的横向各向同性体相一致，当－90°＜φ′＜90°时意味着横向各向同性体的对称轴发生倾斜。这也可以理解为垂直于对称轴的平面相对水平面发生倾斜，倾斜角度为（90－φ′）°

图2 3个研究区内多方位角的剪切波的分裂参数叠加的结果图。灰色线条表示ScS穿过D″层的被用来叠加的射线路径；带箭头的黑色线段表示穿过D″层平均射线路径的叠加结果，箭头表示传播方向；叠加之后的各向异性绘于传播路径的起始端（即内含有黑色线段的白色圆圈），角度代表φ′，长度代表延迟时间。彩图表示S20RTS模型与PREM模型在2 750 km（大约在核－幔边界上方150 km）深度处V S速度的差异结果。红色线条X—X′是图3a剖面的位置。阴影地区为Farallon板块在2 500 km的大致走向[6]。3个研究区（“S”、“W”、“E”）用圆圈表示。补充材料图2表示ScS震相在有限频带内对D″层的敏感度

图3 穿过研究区的剖面和与ppv滑移系相符合的剪切平面示意图。（a）通过S20RTS的V S速度模型得到穿过研究区的速度剖面图，图2表示出剖面的位置。图中画出了区域“W”、“S”和“E”在D″层可能存在的位置。与图2一样，不同颜色表示V S的速度大小。“FS”表示由V S高速区推断的Farallon板块滞留的位置。（b）～（j），表示与实际观测D″层的各向异性结果相符的可能的弹性模型的方向。显示沿着可能存在的剪切平面的径向方向（垂向）往地球看的上半球的等面积投影，彩色线条表示可能存在的剪切面，黑点表示ppv滑移系的滑动方向。剪切面的颜色是根据任意给定的色标来表示要得到这样的剪切面所需要的应力大小。在每个研究区都测试了这3种滑移系产生机制[110]（110）（b）～（d）、[100]（010）（e）～（g）和[100]（001）（h）～（i）（从左边到右边分别为“W”、“S”和“E”）。向上为北。一般情况有两组平面，因为两个方位角不足以在正交晶系模型中唯一地确定一个平面

在利用D″层的各向异性来探究地幔底部的形变特征方面，我们取得了一些有意义的进展。尽管现今还没形成详细的地幔流动模型，而且在地幔底部滑动平面倾斜和滑动方向上仍存在着很大的疑问，但如果假设D″层的各向异性是由ppv矿物的晶格定向排列形成的，我们仍可以从中推测哪种滑移系主导着LPO。随着更多可靠数据的出现，我们希望在一些研究比较成熟的区域能得到可信任的结果，而且随着数值模拟和岩石实验进一步揭示得到D″层形变矿物的形变机制，我们通过地震各向异性所得到的结果将对核－幔边界的动力学成因有很大的帮助。

方法概述

我们利用美洲北部和中部的500个地震台接收到的S和ScS震相，计算两种震相的剪切波分裂参数的差异，选取了震级MW≥5.7和震中距在55°～82°之间的地震（见补充表格3）。地震数据经过0.001～0.3 Hz的滤波来除去噪声。我们使用最小特征值法计算得到剪切波分裂参数（见补充图件3）。我们在已经发表的SKS（核幔边界的转换波，穿过整个地幔）结果中，选取了分裂参数随后方位角变化很小的台站[3132]，以此符合简单上地幔模型，来校正台站下方上地幔的各向异性，同时我们使用的S－ScS震相与SKS震相有相似的后方位角（图1b；见补充表格3）。ScS震相的分裂参数经SKS震相和S震相校正后，就可以直接反映D″层的各向异性。

通过以下比较来确认我们得到的分裂参数表征的是D″层的各向异性：（1）深震S震相得到的分裂参数与SKS分裂参数的比较；（2）源端的各向异性与用SKS分裂得到源端的各向异性的比较；（3）S震相的初始极化方向分析与通过Global CMT预测得到的极化方向比较（http：∥www.globalcmt.org／）；（4）在对SKS震相校正和接收端的随机误差校正时，处理方法要保持一致；（5）不管深震还是浅震，φ′和δt要沿着相同的射线路径，通过校正δt来消除上地幔的影响（详细过程见在线方法和补充图件5～9）。

在每个ppv的滑移系中，剪切面的方向和滑动方向是通过网格搜索弹性参数得到的（沿3个主轴旋转）[16，20，25]。计算得到剪切波参数，画出与实际观测结果最符合的方向。通过线性偏离各向同性体的物性参数与实际观测结果进行拟合，图3b～图3j通过色标来表示线性偏移程度，用以定性地表示形变。

（注：方法详述、相关参考文献及补充图表可以通过此文的在线版获取，网址：http：∥www.nature.com／nature／journal／v467／n7319／abs／nature09507.html）

译自：Nature，28 October 2010，Vol.467：1091－1094

原题：Deformation of the lowermost mantle from seismic anisotropy

（中国地震局地球物理研究所 吴萍萍 译；鲁来玉 校）

（译者电子邮箱，吴萍萍：ppwu1988＠yahoo.cn）

[1] Kendall J－M，Silver P.Constraints from seismic anisotropy on the nature of the lowermost mantle.Nature，1996，381：409－412

[2] Kendall J－M，Silver P G.in The Core－Mantle Boundary Region（eds Gurnis M，Wysession M E，Knittle E，et al）97－118（American Geophysical Union，1998）

[3] Lay T，Williams Q，Garnero E J，et al.in The Core－Mantle Boundary Region（eds Gurnis M，Wysession M E，Knittle E，et al）299－318（American Geophysical Union，1998）

[4] Maupin V，Garnero E J，Lay T，et al.Azimuthal anisotropy in the D″layer beneath the Caribbean.J.Geophys.Res.，Solid Earth，2005，110（B08301）

[5] Long M D.Complex anisotropy in D″beneath the eastern Pacific from SKS－SKKS splitting discrepancies.Earth Planet.Sci.Lett.，2009，283：181－189

[6] Ren Y，Stutzman E，van der Hilst R D，et al.Understanding seismic heterogeneities in the lower mantle beneath the Americas from seismic tomography and plate tectonic history.J.Geophys.Res.，Solid Earth，2007，112（B01302）

[7] Kendall J－M，Nangini C.Lateral variations in D″below the Caribbean.Geophys.Res.Lett.，1996，23：399－402

[8]Garnero E J，Maupin V，Lay T，et al.Variable azimuthal anisotropy in Earth’s lowermost mantle.Science，2004，306：259－261

[9] Rokosky J M，Lay T，Garnero E J.Small－scale lateral variations in azimuthally anisotropic D″structure beneath the Cocos plate.Earth Planet.Sci.Lett.，2006，248：411－425

[10] Wookey J，Kendall J－M.Constraints on lowermost mantle mineralogy and fabric beneath Siberia from seismic anisotropy.Earth Planet.Sci.Lett.，2008，275：32－42

[11] Wookey J，Kendall J－M，Rumpker G.Lowermost mantle anisotropy beneath the north Pacific from differential S－ScS splitting.Geophys.J.Int.，2005，161：829－838

[12] Meade C，Silver P，Kaneshima S.Laboratory and seismological observations of lower mantle isotropy.Geophys.Res.Lett.，1995，22：1 293－1 296

[13] Karki B，Wentzcovitch R，de Gironcoli S，et al.First－principles determination of elastic anisotropy and wave velocities of MgO at lower mantle conditions.Science，1999，286：1 705－1 707

[14] Long M D，Xiao X，Jiang Z，et al.Lattice preferred orientation in deformed polycrystalline（Mg，Fe）O and implications for seismic anisotropy in D″.Phys.Earth Planet.Inter.，2006，156：75－88

[15] Yamazaki D，Karato S.Fabric development in（Mg，Fe）O during large strain，shear deformation：implications for seismic anisotropy in Earth’s lower mantle.Phys.Earth Planet.Inter.，2002，131：251－267

[16] Merkel S.Deformation of（Mg，Fe）SiO3post－perovskite and D″anisotropy.Science，2007，316：1 729－1 732

[17] Merkel S.Plastic deformation of MgGeO3post－perovskite at lower mantle pressures.Science，2006，311：644－646

[18] Oganov A，Martonak R，Laio A，et al.Anisotropy of Earth’s D″layer and stacking faults in the MgSiO3post－perovskite phase.Nature，2005，438：1 142－1 144

[19] Carrez P，FerréD，Cordier P.Implications for plastic flow in the deep mantle from modelling dislocations in MgSiO3minerals.Nature，2007，446：68－70

[20] Yamazaki D，Yoshino T，Ohfuji H，et al.Origin of seismic anisotropy in the D″layer inferred from shear deformation experiments on post－perovskite phase.Earth Planet.Sci.Lett.，2006，252：372－378

[21] Iitaka T，Hirose K，Kawamura K，et al.The elasticity of the MgSiO3post－perovskite phase in the Earth’s lowermost mantle.Nature，2004，430：442－445

[22] Okada T，Yagi T，Niwa K，et al.Lattice－preferred orientations in post－perovskite－type MgGeO3formed by transformations from different pre－phases.Phys.Earth Planet.Inter.，2010，180：195－202

[23] Stackhouse S，Brodholt J P，Wookey J，et al.The effect of temperature on the seismic anisotropy of the perovskite and post－perovskite polymorphs of MgSiO3.Earth Planet.Sci.Lett.，2005，230：1－10

[24] Tsuchiya T，Tsuchiya J，Umemoto K，et al.Phase transition in MgSiO3perovskite in the Earth’s lower mantle.Earth Planet.Sci.Lett.，2004，224：241－248

[25] Wookey J，Stackhouse S，Kendall J－M，et al.Efficacy of the post－perovskite phase as an explanation for lowermost－mantle seismic properties.Nature，2005，438：1 004－1 007

[26] Wookey J，Kendall J－M.in Post－Perovksite：The Last Mantle Phase Transition（eds Hirose K，Brodholt J，Lay T，et al.）171－189（American Geophysical Union，2007）

[27] Wentzcovitch R，Tsuchiya T，Tsuchiya J.MgSiO3postperovskite at D″conditions.Proc.Natl.Acad.Sci.USA，2006，103：543－546

[28] Blackman D.Teleseismic imaging of subaxial flow at mid－ocean ridges：traveltime effects of anisotropic mineral texture in the mantle.Geophys.J.Int.，1996，127：415－426

[29] Mc Namara A，van Keken P，Karato S.Development of finite strain in the convecting lower mantle and its implications for seismic anisotropy.J.Geophys.Res.，Solid Earth，2003，108：2 230

[30] Ritsema J，van Heijst H J，Woodhouse J H.Complex shear wave velocity structure imaged beneath Africa and Iceland.Science，1999，286：1 925－1 928

[31] Evans M，Kendall J－M，Willemann R.Automated SKS splitting and uppermantle anisotropy beneath Canadian seismic stations.Geophys.J.Int.，2006，165：931－942

[32] Wuestefeld A，Bokelmann G，Barruol G，et al.Identifying global seismic anisotropy patterns by correlating shear－wave splitting and surface－wave data.Phys.Earth Planet.Inter.，2009，176：198－212

P315；

A；

10.3969／j.issn.0235－4975.2012.05.003

2012－01－09。