阿留申—阿拉斯加俯冲带及周边地区地幔过渡带结构研究

肖勇， 张瑞青， 况春利

中国地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

地幔过渡带是指410 km和660 km间断面之间的区域，其中660 km间断面是上、下地幔的分界线.矿物物理和高温高压实验表明，410 km间断面是橄榄石(α相)到瓦兹利石(β相)的相变，其克拉伯龙斜率为正；而660 km间断面是林伍德石(γ相)到钙钛矿(perovskite)和镁方铁矿(magnesio-wustite)的相变，其克拉伯龙斜率为负(Ito and Takahashi, 1989; Ringwood, 1991; Ita and Stixrude, 1993; Irifune et al., 2008).由于这两个间断面具有相反的克拉伯龙斜率，因而在低温异常环境中(如冷的俯冲板块)，410 km间断面将抬升，而660 km间断面会出现下沉，从而使得过渡带厚度增厚；与之相反，在高温异常环境中(如热的地幔柱)，410 km间断面将下沉，而660 km间断面会出现抬升，因而过渡带厚度会变薄(Bina and Heiffrich, 1994).为此，常通过410 km和660 km间断面的埋深和起伏，以及过渡带厚度的横向变化，来探测过渡带内温度的分布情况(Bina and Helffrich, 1994; Irifune et al., 1998)，进而了解板块的俯冲形态、地幔对流模式和深地震发生机理(臧绍先，1989；张瑞青等，2006；Lawrence and Shearer, 2008; Fukao and Obayashi, 2013; Zhang et al., 2017; Wu et al., 2019).

目前，接收函数是研究上地幔间断面形态结构的重要手段.随着大规模宽频带密集流动台阵的布设，利用接收函数可对台阵下方的间断面进行精细结构的探测，但该方法受限于地震台站的空间分布情况(刘启元等，1996；吴庆举和曾融生，1998；Ai and Zhang, 2003).其次，通过区域地震波形记录中三重震相的波形模拟，可同时得到过渡带内的速度结构和间断面的起伏特征(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间上的有限分布(张瑞青等，2011).此外，还可利用短周期近源S-P转换波(臧绍先等，2003；Castle and Creager, 2000)和ScS多次波(Niu et al., 2000)来获得上地幔间断面的结构.例如，利用近源S-P转换波可直接对间断面的剪切波速度比进行约束(Collier and Helffrich, 1997; Castle and Creager, 2000; Li et al., 2008a; Tibi and Wiens, 2005).又如，通过ScS多次波可对台站、震源及射线路径中心下方的间断面结构进行探测(Tono et al., 2005; Wang et al., 2017).

除上述几种方法外，SS/PP前驱波是获取上地幔间断面大尺度起伏变化的主要手段.前驱波主要对反射点下方的结构较敏感，因而可对海洋区域(Schmerr and Garnero, 2006; Cao et al., 2011； Wei and Shearer, 2017)和台站布设稀疏的大陆区域下方的间断面结构进行有效探测(Schmerr and Garnero, 2007; Heit et al., 2010)，从而填补了其他研究方法的许多空白区，实现对全球上地幔间断面的研究(Shearer and Masters, 1992; Flanagan and Shearer, 1998; Gu et al., 2003; Houser et al., 2008).但值得注意的是，目前多数前驱波研究都是基于射线理论(Yu et al., 2017; 马宇岩和盖增喜，2018)，但也有一些研究(Lawrence and Shearer, 2008; 宫健华和盖增喜, 2016)指出考虑有限频效应时，利用前驱波方法可对上地幔间断面进行小尺度结构的探测.

1 研究区域

阿留申—阿拉斯加俯冲带位于环太平洋俯冲带的最北端.该俯冲带西起勘察加半岛，向东延伸至阿拉斯加湾，是由太平洋板块北向俯冲至北美板块下方形成的(Lizarralde et al., 2002).在俯冲带最东边，太平洋板块以48 mm·a-1的速率向北俯冲，俯冲方向与海沟方向近乎垂直.但在俯冲带最西边，汇聚速率明显增大(78 mm·a-1)，且俯冲方向与海沟方向也基本平行(刘仲兰等，2018).

阿留申—阿拉斯加俯冲带是北美构造运动最活跃的地区，震级8.0以上的大震每13～14年发生一次.因此，它是地学棱镜计划开展“裂谷与俯冲带边缘的地球动力学过程”研究的首选地区之一(GeoPRISMS Office, 2013).近年来地学家对阿留申—阿拉斯加俯冲带及邻区下方的壳幔结构已开展了大量研究，如全球/区域尺度的体波走时层析成像研究(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)和接收函数等研究(Dahm et al., 2017; Van Stiphout et al., 2019).但不同方法所揭示的太平洋俯冲板片的俯冲形态存有不一致的现象，特别是阿留申—阿拉斯加俯冲带东段下方太平洋板片的俯冲深度，具有明显争议.例如，一些全球P波走时层析成像认为在白令海下方，太平洋板块已俯冲到了地幔过渡带内(Zhao et al., 2013)，甚至到达下地幔(Van Der Meer et al., 2018).但也有一些研究认为，在阿拉斯加东部地区下方，太平洋板片仅俯冲到90 km深度附近(Qi et al., 2007).需要提及的是，在这些研究中，由于所用的地震台站大多位于阿拉斯加地区，因而对阿留申—阿拉斯加俯冲带北部的白令海和阿拉斯加西部地区的射线覆盖明显要少.

本文利用国家测震台网固定台站近十年来的波形记录，结合“ChinArray”项目部分宽频带流动台阵观测数据，采用SS前驱波共反射点叠加方法，获取阿留申—阿拉斯加俯冲带及周边地区下方410 km和660 km间断面起伏特征和过渡带厚度分布情况，为北太平洋板块的俯冲深度，以及阿拉斯加西部地区下方过渡带内存在库拉板块残留等提供地球物理学证据.

2 数据与方法

2.1 数据

本文所使用的地震观测数据来自两部分，一部分来源于国家测震台网中心，收集了2010—2018年全国885个宽频带固定台站记录的波形资料(郑秀芬等，2009)；另一部分来源于2014—2017年“中国地震科学台阵探测(ChinArray)”项目在南北地震带北段布设的676个流动地震台站的波形记录.从上述波形记录中，我们筛选震级大于5.5、震中距在106°～174°之间，且震源深度小于75 km的极远震地震事件.选取浅源地震事件，主要是想避免其他深度震相(例如：sS410S和sS660S)对SS前驱波震相识别的干扰(Yu et al., 2017).经过人工挑选后，共选取到195个P波系列震相(Pdiff、PKP等)初至清晰的极远震事件(图1a).

图1 (a) 本文研究区域(蓝框)及所用台站(绿色三角形)和地震事件(红色圆形)分布图； (b) SS前驱波震相的反射点(黑色圆点)及四条测线(红色虚线)位置示意图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)

对所选地震事件的三分量波形记录，我们首先将水平分量旋转至径向和切向分量.接着，对切向分量记录，以SS理论震相到时(TSS)为参考，截取前720 s至后120 s之间的波形数据，并用带通为15～100 s的Butterworth滤波器进行滤波.为进一步挑选高信噪比的波形记录，我们计算SS震相时窗([TSS-40]～[TSS+40])与前驱波时窗([TS660S-30]～[TS410S+30])内波形的最大振幅比，并筛选出振幅比大于5的波形数据.然后，对所选的每一条高信噪比的波形数据，进行人工拾取SS震相，将其最大振幅对应的时刻标定为震相的到时，同时剔除SS震相不清晰的波形记录.此外，当SS震相的最大振幅为负极性时，将对整个波形进行反转.最终，本文获得了30418条高质量的切向分量数据，其SS震相在地表的反射点较好地覆盖了阿留申—阿拉斯加俯冲带及周边地区(图1b).这些高质量的波形数据，为本文研究的可靠性提供了坚实的基础.

表1 李家峡台站记录到的发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

图2 (a) SS波和前驱波震相的射线路径示意图，其中红色三角形代表台站，红色五角星表示地震事件； (b) 青海区域台网李家峡台站记录到的切向分量波形图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前驱波(SdS，其中d表示间断面深度)是指离开震源后的下行S波，在上地幔间断面底部反射后，继而被台站接收到的震相.它们比在自由地表发生反射的SS波早到(见图2a).当震中距较大时，SS震相与其前驱波的射线路渡带的厚度，即如公式(1)所示：

(1)

其中：δTTSS-TSdS为SS波与前驱波震相(TSdS)之间的到时差，p为SS波的慢度，d为间断面深度，VS(z)为随深度变化的S波速度.

图2b给出的是青海区域台网的李家峡(LJX)台站记录到的墨西哥南部海岸发生的一个极远震事件(具体信息见表1)的切向分量波形图.从图2b中可以看到，SS震相清晰可见.其次，在SS前驱波的理论到时附近，发现两个相对较大的波形振幅，推测是S410S和S660S震相.由于在单个台站记录中，前驱波震相的振幅较小，通常处于或低于噪声水平(一般小于SS主脉冲振幅的10%)，因而难以辨识.为此，常通过大量地震事件的叠加来压制噪声、增强前驱波信号.

利用不同震中距的SS前驱波数据叠加之前，需首先进行时差校正(亦称动校正).为了说明时差校正对前驱波震相识别的有效性，我们利用理论地震图来进行验证.图3a是利用频率域波数法(F-K方法)(Zhu and Rivera, 2002)，基于IASP91速度模型(Kennett and Engdahl, 1991)计算得到的震中距在100°～180°之间的理论地震图.如图3a所示，随着震中距的增大，前驱波(S410S或S660S震相)与SS震相之间的到时差也逐渐增大.此外，还可观测到Sdiffs410660s震相.对比震中距分别为100°和180°的两个理论地震图，发现S410S(S660S)前驱波与SS震相之间相对到时差的变化可约达20 s(40 s).为此，需要对不同震中距的前驱波震相进行时差校正.在本文中，我们选取140°为参考震中距，并以SS震相为参照，将其他震中距的理论地震图，利用IASP91速度模型将其校正到参考震中距(图3b).图3b显示，不同震中距的理论地震图经过时差校正后，其S410S/S660S震相与SS主震相之间的到时差几乎保持不变.将动校正后的所有理论地震图进行叠加(图3b)，发现S410S/S660S的振幅比校正前的明显增强，因而有助于前驱波震相的识别.

图3 (a)、(b)分别为时差校正前、后的SS波及其前驱波震相的理论地震图其中最上部为波形叠加图，红线表示参考震中距(140°)对应的理论地震图.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°.

接下来我们给出实际观测波形资料进行时差校正前后的比较.对本文筛选出的所有高信噪比的切向分量波形记录，我们以SS震相为参考，将其到时标记为“0”时刻，并对波形记录做归一化处理后，沿震中距排列的走时图见图4a.由图4a可以看出，沿着整个震中距，在SS震相前约140～170 s和220～240 s的时窗范围内，可以清晰的追踪到两个倾斜的S410S和S660S震相.同时，在图4a中，还可以识别到ScS410ScS和ScS660ScS震相.图4b是本文观测波形记录经过时差校正后沿震中距排列的走时图.如图4b所示，经过时差校正处理后，S410S/S660S震相近似平行于SS震相，表明他们之间的相对到时差基本不随震中距的变化而变化.将校正后的波形记录进行叠加，发现S410S/S660S震相的振幅明显加强，与前面理论地震图时差校正后的测试结果相吻合.由上可知，对不同震中距的时差校正处理大大提高对前驱波震相的识别，为下一步共反射点叠加处理提供了基础.

图4 (a)、(b) 分别为时差校正前、后的实际观测资料波形沿震中距排列的走时图其中顶部为波形叠加图，黄色虚线表示SS前驱波的理论到时差值，红色表示正振幅，蓝色表示负振幅.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.

在对不同震中距的SS前驱波进行时差校正后，为改善空间分辨率，我们接着进行了共反射点叠加(共面元叠加)分析.类似于勘探地球物理中的共中心点叠加方法，共反射点叠加的基本原理是：将研究区域划分成相邻(可重叠)的许多面元，将反射点落在同一面元上的所有波形数据进行线性叠加.在本文研究中，根据前驱波震相反射点的分布情况(图1b)和第一菲涅尔原则，选取面元半径为2°，间距为0.5°，因此相邻面元之间重叠范围为1.5°.与其他前驱波成像研究相比(Gu et al., 1998; Schmerr and Garnero, 2007)，本文选取的面元半径要小，因而利于间断面小尺度起伏特征的探测.同时，为保证叠加结果的可靠性，每个共面元内至少有30条叠加波形.在共反射点叠加处理后，我们最后利用IASP91速度模型，将叠加记录进行时深转换，从而得到410 km和660 km间断面埋深和过渡带厚度信息.

3 结果

为探测阿留申—阿拉斯加俯冲带及周边地区下方地幔过渡带结构，根据研究区SS前驱波反射点的密度分布情况(图1b)，我们构建了四条测线进行叠加成像.对每一条时深转换后的叠加剖面，我们在380～440 km和620～720 km的范围内分别选取最大振幅对应的深度，来作为410 km和660 km间断面的埋深.下面详细介绍这几条测线的叠加剖面结果.

测线AA′大致沿北纬63°N，穿过部分白令海地区，然后自西向东横穿阿拉斯加地区.图5是沿测线AA′的共反射点叠加剖面图.由图可知，在整个剖面上，410 km间断面的反射波震相清晰、可连续追踪，且其埋深无明显起伏，约在410～420 km左右.与410 km间断面不同，660 km间断面在经度160°W—163°W附近，即阿拉斯加西部地区下方，出现明显下沉，最深处可达710 km左右；而剖面的其他地区，如阿拉斯加中南部和东部地区下方，其间断面埋深基本在660 km附近，接近于全球平均值.

图5 (a) 沿AA′测线的SS前驱波共反射点叠加剖面图，其中顶部数字表示每个面元中叠加的波形数，粉色圆点表示地震分布； (b)和(c) 分别表示叠加剖面中410 km和660 km间断面对应的深度值分布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.

测线BB′位于阿留申俯冲带的北部，主要穿过白令海和阿拉斯加半岛，其走向基本与阿留申俯冲带平行.测线BB′的叠加剖面见图6.图6显示，410 km和660 km间断面在整个剖面上均表现出强反射界面特征，且具有相似的形态特征.例如，在白令海下方(165°W以西地区)，410 km和660 km间断面均出现小尺度抬升，其埋深分别约在400 km和640～650 km.而在剖面东部的阿拉斯加半岛下方，两间断面埋深均无明显异常，基本接近于全球标准模型.

图6 沿BB′测线的SS前驱波共反射点叠加剖面图(图中标注同图5)Fig.6 Depth section of stacked tangential components along profile BB′ aligned on the SS arrivals(other explanations are same as Fig.5)

测线CC′与测线BB′走向近乎垂直，该测线由南向北依次穿过北太平洋板块、阿留申海沟及火山群，然后进入白令海地区.从测线CC′剖面的叠加结果可以看出，沿着整个剖面，410 km和660 km间断面反射波震相清晰且较为连续(图7).同时，两间断面的形态结构也具有很好的对应性.例如，在剖面的南端(北太平洋板块下方)可以观测到，两间断面深度无明显起伏异常.向北，到达白令海中部地区，即52°N—57°N范围之间，两间断面同时出现抬升，抬升幅度基本相同，接近约10～20 km，与测线BB′结果一致.再继续向北，到达剖面北端(白令海峡下方)，两间断面埋深又都恢复到全球平均值.

图7 沿CC′测线的SS前驱波共反射点叠加剖面图(图中标注同图5)其中，AASZ表示阿留申—阿拉斯加俯冲带(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.

近南北走向的测线DD′基本沿着西经160°W，主要穿过北太平洋板块、阿拉斯加半岛和阿拉斯加西部地区，与测线AA′走向近乎垂直.从图8所示的DD′叠加剖面可以看到，在整个剖面上，410 km间断面深度无明显横向变化，接近于全球平均值.但660 km间断面起伏剧烈，特别是阿拉斯加西部地区，即在60°N—65°N的范围内，660 km间断面出现大幅度的下沉，下沉幅度约达40 km，最深处约在710 km附近.660 km间断面下沉区域沿南北向的展布范围约为400 km.除此异常区域外，剖面其他地区下方的660 km间断面埋深则无明显异常.

图8 沿DD′测线的SS前驱波共反射点叠加剖面图(图中标注同图5)其中灰色波形表示面元叠加条数少于30，NPP表示北太平洋板块(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 讨论

通过对大量SS前驱波震相进行时差校正和共反射点叠加，本文获得了阿留申俯冲带东段及周边地区下方的410 km和660 km间断面的形态特征.同时利用它们之间的深度差获得了过渡带厚度信息.与两个间断面的埋深变化相比，过渡带厚度对温度的横向变化具有更好的指示作用.这是因为在对SS叠加波形进行时深转换时，使用的是IASP91模型，而实际SS反射点覆盖区域的地壳和上地幔速度结构是横向非均匀的，因而所得的间断面深度存在一定的偏差，但上述因素对过渡带厚度影响不大.

从测线BB′剖面结果来看，在阿留申俯冲带的北部，即白令海南部地区下方，410 km和660 km间断面均表现为小尺度的抬升，但抬升幅度基本相当(约10 km)，因而过渡带厚度约250 km，接近于全球平均值.与此同时，与阿留申俯冲带走向垂直的测线CC′上可以看到，在俯冲带东段以北的白令海下方，410 km和660 km间断面起伏基本呈正相关关系，也表明过渡带厚度无明显异常.

测线AA′和测线DD′近乎垂直，且都穿过阿拉斯加西部地区.这两条测线叠加剖面的一个共同特征是，在阿拉斯加西部地区(160°W—163°W和60°N—65°N)均观测到660 km间断面大幅度的下沉，且下沉幅度基本相同，约达40 km.而对应的410 km间断面埋深无明显下沉，因而导致过渡带明显增厚.同时，测线AA′和DD′的剖面结果还显示，在阿拉斯加南部和东部地区，以及阿拉斯加半岛下方，410 km和660 km间断面埋深接近于全球平均值，因而这些地区具有正常的过渡带厚度.

4.1 阿留申—阿拉斯加俯冲带东段北太平洋板块俯冲深度

本文结果显示，在阿留申俯冲带东段以北的白令海、阿拉斯加半岛、以及阿拉斯加南部和东部地区下方，其过渡带厚度无明显异常.这与以往的一些SS前驱波震相研究结果基本一致(Chambers et al., 2005; Zheng et al., 2015; Huang et al., 2019).例如，利用美国USArray流动台阵记录到的西南太平洋俯冲带发生的远震地震事件，采用SS前驱波震相倾斜叠加滤波方法，Zheng等(2015)获得了夏威夷岛至西北太平洋下方过渡带的厚度.该研究结果显示，阿留申俯冲带西段过渡带明显加厚，其幅度可约达20 km；而俯冲带东段过渡带厚度基本正常.其次，最近全球大尺度的SS前驱波成像结果也显示，阿留申俯冲带下方过渡带结构存在明显的东西向横向变化；在西段靠近勘察加半岛下方过渡带明显增厚，而在东段下方过渡带厚度接近平均值(Huang et al., 2019)，与本文观测结果也基本相符.

毗邻阿留申俯冲带东段的白令海、阿拉斯加半岛、阿拉斯加中南部和东部地区均具有正常厚度的过渡带，暗示其过渡带内的温度处在稳定界限之内.因此，一种可能就是北太平洋板块还没有俯冲到过渡带深度范围内.地震活动性研究表明，在阿拉斯加南部以及阿留申群岛一带下方，地震的震源深度通常都在100～150 km深度.自地震记载以来，该地区还没有发生过震源深度大于300 km的深源地震事件(Hédervári, 1975).阿留申俯冲带的几何学数据表明，在俯冲带东段(约165°W)，俯冲板片的倾角约为30°(刘仲兰等，2018).而P波层析成像研究显示，在上地幔顶部，北太平洋板块近乎垂直向下俯冲(Burdick et al., 2017).如果太平洋板块沿阿留申俯冲带持续向北俯冲，以俯冲角度60°来计算，则在靠近俯冲带以北300 km的范围内，应该观测到过渡带明显增厚区域，这与本文观测结果明显不符.为此，我们推测在阿留申—阿拉斯加俯冲带东段下方，北太平洋板块可能仅俯冲到上地幔顶部的深度范围内，还未到达过渡带内.

此外，本文观测到的阿拉斯加南部地区过渡带厚度基本正常的结果，与最近的接收函数研究存在一些不同.利用USArray在阿拉斯加布设的流动台阵和区域台网资料，采用接收函数共转换点叠加的结果显示(Van Stiphout et al., 2019)，在阿拉斯加中部地区下方，410 km间断面出现局部抬升，深度约在390～395 km，而下覆的660 km间断面埋深接近于全球平均值.据此，Van Stiphout等(2019)认为北太平洋板片已经俯冲到阿拉斯加中南部地幔过渡带内，但还未到达过渡带底部.该结果似乎得到了一些体波走时层析成像结果的支持(Martin-Short et al., 2016; Burdick et al., 2017; Gou et al., 2019).例如，最近三维P波速度和各向异性成像研究认为，阿拉斯加半岛下方上地幔顶部约到450～500 km深度范围内存在高速异常体(Gou et al., 2019).该高速异常体近乎东西走向，基本与阿留申俯冲带东段平行，且一直向东延伸到阿拉斯加中南部地区下方.上述结果也被用来支持北太平洋板块已经俯冲到了阿拉斯加半岛和阿拉斯加中南部下方的过渡带内.

值得注意的是，上述接收函数和体波走时层析成像研究中，探测到的均是小尺度的构造特征.例如，接收函数结果中，阿拉斯加中部地区下方410 km间断面抬升幅度要小，仅约10 km(Dahm et al., 2017).同时，P波走时层析成像在阿拉斯加半岛下方观测到的线性高速异常体，其在南北方向的空间展布尺度仅约100 km(Burdick et al., 2017)，与其横向分辨率基本相当(Zhao et al., 2013).而在本文SS前驱波叠加中，我们选取的叠加半径为2°，不利于这些更小尺度构造的分辨.因此，还不能完全排除阿留申俯冲带下方北太平洋板片已俯冲到地幔过渡带内的可能.但总体而言，考虑到白令海和阿拉斯加半岛下方正常厚度的过渡带，我们认为在阿留申俯冲带东段，北太平洋板块还没有大量的俯冲到过渡带内.

4.2 阿拉斯加西部过渡带内库拉板块残留

与研究区其他区域相比，本文在阿拉斯加西部地区下方观测到660 km间断面大幅度的下沉(幅度约达40 km)和过渡带明显增厚.高温高压实验研究显示，660 km间断面的克拉珀龙斜率在-2.8～-1.3 MPa·K-1之间(Ito and Takahahsi, 1989; Fei et al., 2004).以克拉珀龙斜率为-2 MPa·K-1计算(Ohtani et al., 2006)，660 km间断面下沉40 km对应的低温异常约450 K.这与一些体波成像的结果基本相符(Gorbatov et al., 2000; Qi et al., 2007).例如，利用阿拉斯加的一些固定台站和流动台站，近震和远震联合P波走时成像研究显示，阿拉斯加西部地区下方400～600 km深度内观测到明显的高速异常体(Qi et al., 2007)，且高速异常体的空间位置与本文观测到的过渡带增厚区域具有很好的对应性.

地幔过渡带内的高速异常体通常解释为与冷的海洋板片的俯冲有关(Li et al., 2008b; Simmons et al., 2012).关于阿拉斯加西部地区过渡带内低温异常的成因，以往的研究结果主要有两种观点.一种观点认为，在白令海和阿拉斯加西部地区下方，北太平洋本片已经俯冲到过渡带内，并近水平的停滞在660 km间断面上方(Zhao et al., 2013).另一种观点认为，阿拉斯加西部地区下方过渡带内存在部分库拉板块残留(Gorbatov et al., 2000; Qi et al., 2007).根据前面4.1节的讨论，阿留申俯冲带东段下方北太平洋板片还没有大规模俯冲到过渡带内.同时考虑到在本文整个研究区，仅在局部地区，即阿拉斯加西部地区下方，可观测到过渡带明显增厚.且过渡带增厚区域距阿留申俯冲带前缘远约达700 km左右.为此，我们倾向于认同后一种观点，即阿拉斯加西部地区下方过渡带的增厚是由于库拉板块的残留引起的.

5 结论

利用国家测震台网固定台站近十年来的波形记录，以及2014—2017年“中国地震科学台阵探测”项目在南北地震带北段布设的宽频带流动台阵观测资料，对3万多条切向分量记录的SS前驱波震相进行时差校正和共反射点叠加分析，获得阿留申—阿拉斯加俯冲带东段及周边地区下方410 km和660 km间断面的起伏形态特征.结果显示，在阿留申—阿拉斯加俯冲带以北的白令海下方，410 km和660 km间断面同时出现小尺度抬升，但抬升幅度基本相同，因而过渡带厚度接近于全球平均值.在阿拉斯加半岛、以及阿拉斯加中南部和东部地区下方，两间断面埋深无明显异常，表明具有正常的过渡带厚度.这些结果暗示在阿留申—阿拉斯加俯冲带的东段，北太平洋板块还没有大规模的俯冲到过渡带内.其次，在阿拉斯加西部地区下方，观测到660 km间断面明显下沉，下沉幅度约40 km，而对应的410 km间断面埋深无明显异常，因而过渡带显著增厚.结合以往的研究结果，我们推测，在阿拉斯加西部地区下方过渡带的增厚是由于库拉残留板块所致.

致谢感谢中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心为本研究提供固定台站的地震波形数据(doi:10.11998/SeisDmc/SN)，感谢中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供流动台站的地震波形数据(doi:10.12001/ChinArray.Data)，感谢两位匿名审稿人提出的宝贵意见.