中-下地幔散射體：探測(cè)方法、研究進(jìn)展和展望

李 娟，陳思丹，何小波，王 巍，楊 凡

1 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所 地球與行星物理院重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029

2 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院，北京 100049

3 浙江海洋大學(xué)海洋科學(xué)與技術(shù)學(xué)院 海洋探測(cè)與技術(shù)系，舟山 316022

4 美國(guó)南加州大學(xué) 地球科學(xué)系，洛杉磯 90007

5 黑龍江漠河地球物理國(guó)家野外科學(xué)觀測(cè)研究站，中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

0 引言

下地幔通常是指地球內(nèi)部～660 km 至～2 890 km深度（核幔邊界）范圍內(nèi)的區(qū)域（Dziewonski and Anderson,1981），它將上覆的地幔過(guò)渡帶（MTZ）及下方的核幔邊界區(qū)域（CMB）分隔開(kāi)來(lái)，是地球內(nèi)部體積和質(zhì)量最大的圈層.地幔原巖模型認(rèn)為下地幔主要由橄欖石的高溫高壓相變礦物布里奇曼石和鐵方鎂礦構(gòu)成，因此很多學(xué)者認(rèn)為其總體化學(xué)成分與上地幔基本一致（Hyung et al.,2016;Wang X et al.,2015;Wu,2016;Zhang et al.,2013）.早期研究顯示，體積龐大的下地幔似乎較為“沉悶”，相比于上地幔展現(xiàn)出較少的結(jié)構(gòu)特征，因此認(rèn)為其物質(zhì)構(gòu)成總體均勻（Dziewonski,1984;Gudmundsson et al.,1990）.隨著地震波傳播理論的發(fā)展、地震觀測(cè)和數(shù)據(jù)分析方法的進(jìn)步，特別是不同尺度、高精度地震學(xué)層析成像研究以及現(xiàn)代地震臺(tái)陣技術(shù)的應(yīng)用，已明確揭示出從下地幔頂部到底部的核幔邊界處，都具有數(shù)千米至數(shù)千千米不同空間尺度的速度和密度不均勻結(jié)構(gòu)，其形成很可能和進(jìn)入下地幔的俯沖洋殼、俯沖板片以及核幔邊界處的“大規(guī)模低剪切波速區(qū)域”（LLSVP）有關(guān)（如,Grand,2002;黃周傳,2022;Kaneshima,2016;van der Hilst et al.,1991;Waszek et al.,2018;Weber and Wicks,1996;朱介壽,2000）.

本文將重點(diǎn)介紹中地幔深度范圍內(nèi)（700～2 000 km）小尺度散射體探測(cè)的相關(guān)研究和進(jìn)展；對(duì)于下地幔底部、D″層和核幔邊界區(qū)域，由于其熱、化學(xué)過(guò)程劇烈而復(fù)雜，多尺度不均勻性顯著，探測(cè)方法更加靈活多樣、具有特色，其相關(guān)研究?jī)?nèi)容遠(yuǎn)非本文能一一涵蓋的，將只在必要地方簡(jiǎn)要提及.關(guān)于D″層的礦物物理實(shí)驗(yàn)進(jìn)展和地震探測(cè)的結(jié)果可以參閱Jackson 和Thomas（2021）評(píng)論文章.

對(duì)下地幔不均勻體分布特征、物理性質(zhì)及產(chǎn)生機(jī)理的認(rèn)識(shí)，直接關(guān)系到地幔物質(zhì)構(gòu)成、地幔對(duì)流和混合效率等地球內(nèi)部動(dòng)力學(xué)過(guò)程相關(guān)的科學(xué)問(wèn)題.對(duì)來(lái)自地球深部樣本的地球化學(xué)和礦物物理分析可以為地幔不均勻性提供最直接的約束，但迄今來(lái)自于下地幔的礦物樣本比從月球返回的樣本還要稀缺（Kaminsky,2012）.因此地震波，特別是散射地震波場(chǎng)成為探測(cè)、表征和約束下地幔不均勻性的有效工具.本文所涉及的下地幔散射體主要是指數(shù)千米到數(shù)百千米尺度的彈性性質(zhì)發(fā)生變化的小尺度不均勻體，其空間尺寸遠(yuǎn)小于全球地震層析成像可檢測(cè)的分辨率.

文章將從散射體的概念和小尺度不均勻性的統(tǒng)計(jì)學(xué)描述入手，引入探測(cè)下地幔小尺度結(jié)構(gòu)的地震波“探針”概念，重點(diǎn)介紹利用地震激發(fā)的多種類型散射波場(chǎng)探測(cè)下地幔散射體的原理、方法，并對(duì)基于地震干涉理論的背景噪聲互相關(guān)提取下地幔體波信號(hào)的方法和應(yīng)用加以介紹；還將探討散射體的深度分布規(guī)律；最后對(duì)下地幔不均勻體探測(cè)方法中存在的問(wèn)題給出思考和研究展望.

1 地幔小尺度不均勻性的刻畫及波場(chǎng)模擬

在地震觀測(cè)記錄中，存在諸多難以用一維或大尺度速度平滑的地球模型解釋的地震波信號(hào)，一般可將這些信號(hào)歸因于不均勻體粗糙界面上產(chǎn)生的反射和散射（Chang and Cleary,1981）.散射即為當(dāng)介質(zhì)中存在與地震波長(zhǎng)尺寸接近的異常結(jié)構(gòu)時(shí)，地震波場(chǎng)會(huì)在傳播過(guò)程中發(fā)生畸變，使得部分地震波能量轉(zhuǎn)移到新的路徑上.當(dāng)?shù)卣鸩ㄩL(zhǎng)與地幔不均勻體/散射體/結(jié)構(gòu)異常體的尺寸接近時(shí)，散射作用會(huì)顯著改變高頻地震波形（Sato et al.,2012）.

過(guò)去幾十年里，地震學(xué)研究已揭示出地幔小規(guī)模非均一性的廣泛存在，尤其是高頻(～1 Hz）地震波場(chǎng)明確提供了下地幔深部存在千米級(jí)結(jié)構(gòu)的證據(jù)（如,Cleary and Haddon,1972）.由于地震事件和臺(tái)站分布的不均勻、散射波信號(hào)的微弱，以及當(dāng)異常體的尺寸接近或小于地震波波長(zhǎng)時(shí)，利用數(shù)值方法有效快速正演模擬高頻地震波的傳播較為困難，進(jìn)而難以開(kāi)展對(duì)下地幔小尺度不均一性的全球性反演成像研究.Aki（1969）較早提出了一種基于統(tǒng)計(jì)學(xué)的地球介質(zhì)不均勻性方法描述方法，被廣泛用于定量描述地殼、地幔、核幔邊界，直至內(nèi)核的全球或局域小尺度不均一性結(jié)構(gòu)中（如,Aki and Chouet,1975;Shapiro and Ritzwoller,2002;Shearer and Earle,2004;Wang and Vidale,2022;Zhang et al.,2018）.

對(duì)于全球性下地幔小尺度不均勻性的研究也大都遵循這一思路.假設(shè)小尺度不均一體的分布是隨機(jī)的，可以用數(shù)學(xué)上不同類型的概率密度分布，例如馮卡門型（Von Karman）、高斯型或指數(shù)型的自相關(guān)函數(shù)或功率譜密度函數(shù)來(lái)表述異常體的空間和彈性性質(zhì)擾動(dòng)分布（圖1,Sato et al.,2012;徐濤等,2007），類似于地殼中的測(cè)井?dāng)?shù)據(jù)觀測(cè)（Holliger,1996;Savran and Olsen,2016）；通過(guò)比較觀測(cè)和正演地震記錄中的散射波能量等特性（例如包絡(luò)線）獲取相關(guān)尺度、擾動(dòng)量幅度等統(tǒng)計(jì)參數(shù)，進(jìn)而刻畫小尺度不均勻體的分布統(tǒng)計(jì)特性.例如，Hedlin 等（1997）以及Mancinelli 和Shearer（2013）通過(guò)疊加全球臺(tái)網(wǎng)記錄的PKP 前驅(qū)波包絡(luò)線得到振幅隨震中距的變化特性，進(jìn)而研究了地幔非均勻體的深度分布特征.他們的研究指出在地幔最深部的1 200 km 內(nèi)速度擾動(dòng)均方根為0.1%，非均勻性互相關(guān)尺度在2～30 km 之間（Hedlin et al.,1997;Mancinelli and Shearer,2013）.

圖1 不同模型的二維隨機(jī)速度擾動(dòng)示例.（a）高斯型，a=5 km，σ=0.05，其中a 是代表相關(guān)長(zhǎng)度，反映散射體的特征長(zhǎng)度，σ 是RMS（root mean square）速度擾動(dòng).（b）指數(shù)型，a=5 km，σ=0.05.（c）Von Karman 型，a=5 km，σ=0.05，κ=1.0，κ 控制大尺度和小尺度異常體的比例.（d）Von Karman 型，a=5 km，σ=0.05，κ=0.1Fig.1 Example of two-dimensional random velocity disturbance of different models.(a) Gaussian type,a=5 km,σ=0.05,where a represents the correlation length,reflecting the characteristic length of the scatterer,σ represents RMS (root mean square)velocity disturbance.(b) Exponential type,a=5 km,σ=0.05.(c) Von Karman type,a=5 km,σ=0.05,κ=1.0,where κ controls the proportion of large-scale and small-scale abnormal bodies.(d) Von Karman type,a=5 km,σ=0.05,κ=0.1

通過(guò)模擬地震波在小尺度不均一的地幔中的傳播有助于約束中-下地幔的速度結(jié)構(gòu)，進(jìn)而討論小尺度不均勻體的物質(zhì)屬性和形成的溫壓條件.由于介質(zhì)自身的復(fù)雜性，非均勻介質(zhì)中地震波傳播的計(jì)算只在少數(shù)條件下具有解析解，比如弱不均一介質(zhì)中的單次散射（Aki and Chouet,1975;Leyton and Koper,2007）和全空間各向均勻介質(zhì)中的多次散射（Wu,1985;Zeng,1991），因此在考慮復(fù)雜散射體模型的時(shí)候，多采用數(shù)值計(jì)算的方法模擬地震波在非均一介質(zhì)中的傳播.隨著大型計(jì)算機(jī)計(jì)算能力的飛速提高，有限差分方法和譜元法等數(shù)值計(jì)算方法得到了充分發(fā)展，從最早僅能模擬局部區(qū)域二維隨機(jī)散射介質(zhì)中地震波傳播（Frankel and Clayton,1984,1986），發(fā)展到近二十年三維全球波場(chǎng)的計(jì)算（Komatitsch and Tromp,2002;Nissen-Meyer et al.,2014）.但是數(shù)值模擬方法依舊面臨在計(jì)算中、高頻地震波波場(chǎng)時(shí)計(jì)算量大這個(gè)難題，對(duì)于三維全球波場(chǎng)的模擬，一般無(wú)法計(jì)算高于1 Hz的波場(chǎng)，從而無(wú)法模擬和解釋下地?；蛘叩睾烁哳l散射波的觀測(cè).

為了克服這一難題，借鑒了粒子物理和天體光學(xué)物理輸運(yùn)方程，Wu（1985）引入輻射轉(zhuǎn)移理論解決了多次散射條件下散射衰減和本征衰減的分離問(wèn)題.基于此方法，地震學(xué)家們進(jìn)一步發(fā)展了基于輻射轉(zhuǎn)移理論的蒙特卡羅方法，從而可以模擬更加復(fù)雜的介質(zhì)中多次散射的地震波能量場(chǎng)（Gusev and Abubakirov,1987;Hoshiba,1991;Margerin et al.,2000;Shearer and Earle,2004;Yoshimoto,2000）.這種方法的優(yōu)勢(shì)是可以快速模擬全球高頻（＞1 Hz）多次散射的波場(chǎng)，從而成功利用較高頻的深部散射震相觀測(cè)來(lái)解釋地球深部的不均一結(jié)構(gòu)（如,Hedlin et al.,1997;Peng et al.,2008;Shearer et al.,1998）.關(guān)于輻射轉(zhuǎn)移理論和蒙特卡羅模擬的方法細(xì)節(jié)可以參考Shearer 和Earle（2004）以及Sato等（2012）.

2 基于地震事件的臺(tái)陣探測(cè)方法和觀測(cè)

下地幔不均一性的探測(cè)難度較大.一方面，地球深部的不均一性比地殼、上地幔中的不均一性弱；另一方面，很難區(qū)分來(lái)自地球內(nèi)部的弱散射與臺(tái)站下方巖石圈的強(qiáng)非均一性對(duì)地震波場(chǎng)的影響.使用現(xiàn)代地震臺(tái)陣技術(shù)分析來(lái)自下地幔的不同類型散射波，是目前最為有效的探測(cè)下地幔小尺度不均一體及其幾何、物性變化的手段.

地震波場(chǎng)的某些部分（圖2）特別適合地球深部散射體的探測(cè).當(dāng)在傳播路徑上存在彈性性質(zhì)和/或密度發(fā)生變化的小尺度異常結(jié)構(gòu)時(shí)，產(chǎn)生的散射波通常會(huì)以主震相，即沿震源—臺(tái)站射線路徑傳播的地震波的前驅(qū)波（precursors）或后至波（postcursors 或者coda）形式抵達(dá)觀測(cè)臺(tái)站，在波形記錄中表現(xiàn)為主震相之前或之后出現(xiàn)的微弱信號(hào).這些地震散射震相就成為研究地球內(nèi)部小尺度結(jié)構(gòu)的靈敏“探針”.“探針”的波長(zhǎng)決定了可以探測(cè)、成像的散射體結(jié)構(gòu)尺寸，例如1 Hz 以上的遠(yuǎn)震高頻P 波，可以探測(cè)到的散射體尺寸通常在1～10 km 范圍內(nèi).“探針”可以是P 波或S 波波場(chǎng)相關(guān)的散射波，但S 波的周期長(zhǎng)，因而檢測(cè)地球小尺度結(jié)構(gòu)的能力較為有限（Shearer,2007）.這里將重點(diǎn)介紹與P 波波場(chǎng)有關(guān)的系列散射波“探針”，包括S-P 轉(zhuǎn)換波、PP 前驅(qū)波和尾波、P′P′前驅(qū)波（即PKPPKP 前驅(qū)波）、PKP 前驅(qū)波及其他類型散射波的探測(cè)研究（圖2）.

圖2 散射波射線路徑示意圖.菱形為深部地幔散射體，五角星為地震事件，三角形為地震臺(tái)站.實(shí)線代表地表臺(tái)站接收到的不同體波震相的射線路徑，如直達(dá)P 波、PP、PKPPKP 以及PKIKP 波.虛線代表上述體波震相，經(jīng)過(guò)深部地幔散射體散射后的射線路徑.圖中還示意了一種新震相PdpP 的射線路徑，原PP 震相經(jīng)由散射體散射，到達(dá)地表反射一次再被臺(tái)站所接收Fig.2 The schematic diagram of scattered wave ray path.The diamonds represent deep mantle scatterers;the pentagrams represent seismic events and the triangles represent seismic stations.The solid lines represent the ray paths of different body wave seismic phases received by surface stations,such as the direct P,PP,PKPPKP and PKIKP waves.The dotted lines represent the ray paths of the seismic phases scattered by the deep mantle scatterers.The figure also shows the ray path of a new seismic phase PdpP.The original PP seismic phase is first scattered by the scatterer,and then reflected on the surface once,before received by the seismic station

2.1 S-P 散射波

S-P 散射波是指震源發(fā)出的S 波遇到地幔中的反射面或散射體，發(fā)生S-P 轉(zhuǎn)換/散射后產(chǎn)生的地震波，在震源側(cè)或接收臺(tái)站側(cè)均可發(fā)生（圖3）.震源側(cè)的S-P 散射波在直達(dá)P 波后的有限時(shí)窗內(nèi)抵達(dá)，更易觀測(cè)到，其主頻率較高，約為1 Hz，是探測(cè)下地?？赡艽嬖诘拈g斷面或不均勻體的重要地震信號(hào)（如,Kawakatsu and Niu,1994）.一般將這類地震波視為散射波，而不是通常意義下的轉(zhuǎn)換波：主要因?yàn)椋?）作為直達(dá)P 波的后續(xù)震相通常偏離既定的大圓路徑；（2）理論上S-P 的慢度小于直達(dá)P 波，但在很多實(shí)際觀測(cè)中，卻顯示出正的慢度異常值；（3）鄰近區(qū)域多個(gè)地震事件的S-P 波的轉(zhuǎn)換深度往往不一致，甚至相差很大.因此，我們更一般性地將它們視為散射波，而不是大尺度或全球性間斷面上的轉(zhuǎn)換波.

圖3 SdP 轉(zhuǎn)換波示意圖.震源發(fā)出的S 波遇到地幔中深度為d 的不連續(xù)面或散射體，發(fā)生S-P 波的轉(zhuǎn)換，最終被地表臺(tái)站所接收Fig.3 The schematic diagram of SdP converted wave.The Swave that emitted by the source will meet the discontinuity or scatterer located at depth of d;it will then convert to P wave before received by the station

臺(tái)陣技術(shù)在探測(cè)下地幔散射體時(shí)起到了至關(guān)重要的作用.地震臺(tái)陣分析方法發(fā)展自1960 年代，是一類用于提高微弱天然地震信號(hào)和核爆信號(hào)檢測(cè)、監(jiān)測(cè)能力的方法（Rost and Thomas,2002）.利用不同“探針”探測(cè)下地幔散射體的過(guò)程中廣泛用到了臺(tái)陣技術(shù).這里將以S-P 散射波“探針”為例，結(jié)合下地幔小尺度散射體探測(cè)的特點(diǎn)，詳細(xì)介紹包括聚束方法（beamforming）、速度譜分析（velocity spectral analysis）、頻率-波數(shù)域分析以及偏移分析等（Rost and Thomas,2009）臺(tái)陣技術(shù)的原理和應(yīng)用.

聚束是一種提高數(shù)據(jù)信噪比、消除不必要干擾源信號(hào)，實(shí)現(xiàn)深部微弱信號(hào)檢測(cè)的技術(shù).聚束方法最早源自相控陣?yán)走_(dá)領(lǐng)域，用于目標(biāo)的搜索和跟蹤.聚束方法可實(shí)現(xiàn)信號(hào)在發(fā)射端和接收端的改造，前者可激發(fā)定向的信號(hào)源，后者可實(shí)現(xiàn)從多方向數(shù)據(jù)集中提取相關(guān)方向的信號(hào).早在1960 年代，Bodine 等（1956）基于聚束方法提出可產(chǎn)生特定方向地震波的思想，實(shí)現(xiàn)了源端單頻信號(hào)源的控制，該方法主要運(yùn)用在地震勘探領(lǐng)域，通過(guò)精確控制各震源的起震時(shí)間或相位，實(shí)現(xiàn)特定方向地震波的激發(fā).而接收端聚束方法的運(yùn)用最早是在天然地震領(lǐng)域，例如，Shen（1979）采用自適應(yīng)聚束方法檢測(cè)到來(lái)自地球深部的微弱信號(hào)，證明了聚束方法具有壓制地震背景噪聲的能力.

大多數(shù)臺(tái)陣方法都假設(shè)入射波以平面波的形式到達(dá)陣列，這對(duì)于遠(yuǎn)震事件的波前面是一個(gè)很好的近似.臺(tái)陣記錄到的某個(gè)震相在各個(gè)子臺(tái)站之間具有相似或相近的波形，只是到時(shí)有一定的偏移.將以特定后方位角和慢度傳播的記錄信號(hào)進(jìn)行適當(dāng)?shù)臅r(shí)間偏移后疊加，則所有與后方位角和慢度相匹配的信號(hào)會(huì)增強(qiáng)，聚束方法因而可以有效分離記錄信號(hào)的相干和非相干部分（Douglas,1998;Rost and Thomas,2002）.在疊加過(guò)程中，慢度矢量是關(guān)鍵.基于不準(zhǔn)確的慢度和后方位角值的疊加會(huì)削弱信號(hào)振幅并導(dǎo)致信號(hào)失真.同時(shí)，臺(tái)陣下方的波速局部變化也可以造成慢度和反方位角偏離理論值（Berteussen,1976;Krüger and Weber,1992）.Vidale（2019）提出了利用“對(duì)跖點(diǎn)事件”（antipodal event）校正近垂直入射條件下，由于臺(tái)陣下方的波速局部變化導(dǎo)致慢度和反方位角偏離的方法，但是大角度入射條件下的偏離仍然缺乏有效方法加以校正.因此，聚束方法對(duì)于分布相對(duì)均勻的中、小孔徑臺(tái)陣，波形表現(xiàn)出相似或相干的陣列較為適用.

速度譜分析是常用的提取臺(tái)陣記錄中相關(guān)信號(hào)的到時(shí)、慢度信息的方法，是在波形聚束的基礎(chǔ)上獲取速度能量譜隨時(shí)間變化圖像的分析過(guò)程.多臺(tái)站疊加壓制了噪聲信號(hào)，極大增強(qiáng)了相關(guān)信號(hào).通常認(rèn)為速度譜圖中的能量顯著點(diǎn)指示了相關(guān)信號(hào)的入射，進(jìn)而可以拾取信號(hào)的到時(shí)、慢度等信息，并分析其來(lái)源.常用的疊加方法有簡(jiǎn)單的線性或非線性疊加，后者包括N次根疊加（Kanasewich et al.,1973;Muirhead,1968）、相位加權(quán)疊加（Rost and Thomas,2002;Schimmel and Paulssen,1997）和雙重自助疊加方法（dual bootstrap stack,DBS,Korenaga,2013）等.相比于線性疊加，N次根疊加可以更好地突出相關(guān)信號(hào)，提高慢度分辨率（Muirhead and Datt,1976;周元澤和王卓君,2011），但會(huì)造成波形的畸變，因此無(wú)法從疊加結(jié)果中直接提取有效波形信息.在實(shí)際應(yīng)用中，多采用線性和非線性疊加相互配合的方式準(zhǔn)確提取主能量團(tuán)的到時(shí)、慢度和振幅特性.由于S-P 散射波和直達(dá)P 波在遠(yuǎn)場(chǎng)的射線路徑幾乎重合，其相對(duì)到時(shí)差主要取決于散射體距震源的深度，因此可以較為精準(zhǔn)地確定散射體的空間位置.

在實(shí)際觀測(cè)中，由于中下地幔散射體的尺度較小，且?guī)缀涡螒B(tài)不規(guī)則，產(chǎn)生的S-P 散射波往往會(huì)偏離震源-臺(tái)站的大圓弧面方向，因而還需要輔助其他臺(tái)陣分析手段，例如頻率-波數(shù)分析，對(duì)信號(hào)的入射方向進(jìn)行確定.頻率-波數(shù)分析是一種可以同時(shí)提取相關(guān)信號(hào)慢度和入射后方位角的方法.通常的做法是，截取臺(tái)站觀測(cè)記錄一定時(shí)窗內(nèi)的波形，將其變換到頻率-波數(shù)域后進(jìn)行疊加.因?yàn)榭梢詫?duì)水平面一定范圍內(nèi)的波數(shù)進(jìn)行計(jì)算，得到不同方向和慢度下該波形記錄疊加后的能量，對(duì)應(yīng)的能量最強(qiáng)處就代表了搜索到的入射信號(hào).該方法對(duì)信號(hào)有較高的頻率分辨率，但對(duì)時(shí)窗的選取要謹(jǐn)慎.通常在完成速度譜分析并讀取到時(shí)后，在目標(biāo)信號(hào)附近很短的時(shí)窗（一般為幾秒鐘）內(nèi)做分析，可以得到穩(wěn)定有效的結(jié)果.

基于地震臺(tái)陣記錄的偏移成像方法也被廣泛用來(lái)精確確定地幔深部異常體的空間位置.地震偏移成像技術(shù)的核心是把在地表觀測(cè)到的地震波能量投射歸位到地下的某位置處.下地幔散射體探測(cè)中較為常用的有Semblance Coefficient 方法（SC 方法）和Joint Likelihood（JL 方法）方法等（Kaneshima and Helffrich,1998;Kaneshima,2019;Neidell and Taner,1971）.其基本原理都類似于地震勘探中的偏移過(guò)程（圖4），即將感興趣的有限區(qū)域劃分為離散的三維網(wǎng)格點(diǎn)，視每個(gè)網(wǎng)格點(diǎn)為潛在的散射點(diǎn)，從震源和臺(tái)站兩端追蹤地震射線路徑到每個(gè)離散化的散射點(diǎn)，定義一個(gè)波形相似系數(shù)（如SC 值或JL 值），計(jì)算每個(gè)潛在散射點(diǎn)上的波形相似系數(shù)值，該值越大，存在相關(guān)信號(hào)的可能性就越高，該點(diǎn)為真實(shí)散射點(diǎn)的可能性也就越大.

圖4 偏移成像示意圖.x 為散射點(diǎn)，Tsx表示震源到散射點(diǎn)的旅行時(shí)，Txr表示散射點(diǎn)到接收臺(tái)站的旅行時(shí).θxr表示入射角Fig.4 Schematic diagram of migration imaging.The x represents a scattering point,Tsx represents the travel time from the source to the scattering point,and Txr represents the travel time from the scattering point to the station. θxr represents the angle of incidence

應(yīng)用S-P 散射波“探針”探測(cè)下地幔不均勻體的優(yōu)點(diǎn)主要體現(xiàn)在：（1）由于入射S 波和散射P 波之間存在較強(qiáng)的速度差異以及主頻較高（～1 Hz），在定位下地幔散射體時(shí)具有很高的分辨率（Kaneshima,2016）；（2）在地震波形記錄中偶爾會(huì)出現(xiàn)信噪比極高的S-P 震相，甚至在單個(gè)波形記錄中都可肉眼觀測(cè)到，因此可以通過(guò)對(duì)該震相的波形分析來(lái)獲知散射體的幾何特性和彈性性質(zhì)（如,He and Zheng,2018;Kaneshima and Helffrich,1999;Niu,2014;Yuan et al.,2021;Zhang B et al.,2020）.該方法的局限性表現(xiàn)為：（1）作為P 波的尾波，微弱的S-P 散射波通常會(huì)被深度震相pP、sP 湮沒(méi)掉，因而可利用的信號(hào)時(shí)窗有限；（2）盡管理論上可以利用淺源地震探測(cè)更大深度范圍內(nèi)的異常體，但在實(shí)際分析中，為了避免復(fù)雜震源過(guò)程、深度震相以及地表、地殼淺層多次反射波的干擾，通常都會(huì)選用發(fā)生在俯沖地區(qū)的中等強(qiáng)度中深源地震事件，因此S-P 散射波方法可以探測(cè)的地?？臻g范圍有限，一般只局限在現(xiàn)今仍然活躍的俯沖帶地區(qū).

S-P 散射波“探針”是應(yīng)用最為廣泛的下地幔散射體探測(cè)震相（如,Wang and He,2020;Yang and He,2015），相關(guān)研究很多，這里僅介紹部分典型的圍繞環(huán)太平洋俯沖帶開(kāi)展的應(yīng)用研究.Kawakatsu 和Niu（1994）較早利用深源地震產(chǎn)生的S-P 轉(zhuǎn)換波及臺(tái)陣疊加方法，揭示了湯加俯沖帶、日本海及印尼弗洛勒斯海域存在920-km 深度間斷面，并推測(cè)可能是全球性間斷面.Castle 和Creager（1999）發(fā)現(xiàn)伊豆-小笠原海溝下地幔中存在南北走向的傾斜不均勻體，結(jié)合層析成像結(jié)果認(rèn)為與俯沖的古老洋殼有關(guān).Vinnik 等（2001）則發(fā)現(xiàn)了環(huán)太平洋地區(qū)存在900-km、1 200-km 及1 700-km 深度的中、下地幔間斷面，認(rèn)為有可能是全球性的間斷面，但在深度和強(qiáng)度上存在橫向差異.Kaneshima和Helffrich（1999）通過(guò)對(duì)馬里亞納一次主震及其前震、余震的研究，揭示出下地幔中部存在著彈性性質(zhì)變化較大的不均勻體；其后續(xù)研究（Kaneshima and Helffrich,2003）繼續(xù)揭示出馬里亞納東北區(qū)域1 000～1 850 km 深度范圍內(nèi)存在多條近平行的異常體；在西太平洋地區(qū)也陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了小尺度（～10 km）散射體的存在，認(rèn)為可能是早期地?；旌系慕Y(jié)果（Kaneshima and Helffrich,2009,2010）.Li 和Yuen（2014）在我國(guó)東北、俄羅斯錫霍特山以及日本海地區(qū)發(fā)現(xiàn)了分布于920～1 200 km 深度處的散射體，由于散射體和現(xiàn)今滯留在地幔過(guò)渡帶內(nèi)的俯沖太平洋板塊在空間位置上不相關(guān)，認(rèn)為它們是古Izanagi 板塊俯沖進(jìn)入下地幔的殘留體.He 和Zheng（2018）在伊豆-小笠原、秘魯?shù)雀_地區(qū)930～1 500 km 深度處探測(cè)到多處下地幔散射體信號(hào)，認(rèn)為和俯沖過(guò)程產(chǎn)生的小尺度組分異常相關(guān).Haugland 等（2017）利用南美洲深源地震在USArray 臺(tái)陣的波形記錄，在1 750 km 深度處探測(cè)到10 km 厚的散射體.尤為特殊的是，這些記錄的S-P 震相振幅異常顯著，極性為負(fù)，非常適合開(kāi)展細(xì)致的波形正演模擬.結(jié)果表明散射體的S 波速度異常在-1.6%～-12.4%之間，代表了俯沖進(jìn)入下地幔的洋中脊玄武巖殘片，可以用該深度溫壓條件下后斯石英相變產(chǎn)生的剪切軟化效應(yīng)來(lái)解釋.Ritsema 等（2020）注意到USArray 臺(tái)陣記錄中，有兩次深源地震事件在橫跨2 000 km 的所有臺(tái)站記錄中都展示出較為清晰的S-P 震相，且表現(xiàn)出先負(fù)后正的極性.通過(guò)對(duì)極性和波形特征的正演模擬明確揭示出約10～20 km 厚的洋殼在下地幔頂部發(fā)生彎折，表明俯沖洋殼即使在俯沖到黏性陡增的下地幔后，仍能保持10～20 km 的厚度.

2.2 PP 前驅(qū)波

PP 前驅(qū)波是P 波在間斷面或異常體底部一次反射后的震相，其慢度和在自由表面反射的PP 波接近但略小于PP 波.PP 前驅(qū)波可能源于上地幔間斷面上的對(duì)稱反射（如,Shearer,1990），也可能來(lái)自于地表或者深部界面/異常體的非對(duì)稱反射（如,Weber and Wicks,1996）（圖2）.寬頻帶地震記錄中的PP 前驅(qū)波常被用來(lái)探測(cè)全球性地幔間斷面——660-km 和410-km 界面的起伏和性質(zhì)變化（如,Rost and Weber,2002），但由于周期較長(zhǎng)，主頻通常都低于20 s；因此，相應(yīng)的菲涅爾帶（Fresnel zone）大，分辨率較為有限（如,Day and Deuss,2013）.

這里提及的PP 前驅(qū)波是指在遠(yuǎn)場(chǎng)波形記錄中，PP 波之前數(shù)十至百秒抵達(dá)，可以在高頻、寬頻帶地震臺(tái)陣中觀測(cè)到的短周期地震波能量，其主頻約為1 Hz，在定位下地幔散射體時(shí)具有較高的分辨率（Bentham and Rost,2014）.與S-P 散射波不同，PP 前驅(qū)波的散射點(diǎn)不局限于震源附近區(qū)域，因此利用臺(tái)陣分析技術(shù)搜索大圓路徑附近一定區(qū)域內(nèi)的地震波能量就可以獲得散射體的全球性分布（如,Bentham and Rost,2014;Rost et al.,2008）.由于PP前驅(qū)波信號(hào)十分微弱，要想進(jìn)一步利用波形的振幅信息獲取可靠的散射體彈性性質(zhì)和幾何尺寸等則較為困難.

Rost 等（2008）較早利用短周期地震臺(tái)陣PP前驅(qū)波觀測(cè)研究了下地幔不均勻體的全球性分布.在觀測(cè)記錄圖中，發(fā)現(xiàn)了很多偏離大圓路徑的高頻PP 前驅(qū)波能量，認(rèn)為是由下地幔小尺度不均一體產(chǎn)生；在湯加、馬里亞納海溝下方的散射體的空間分布還勾勒出一條連續(xù)、延伸到至少1 000 km 深度的傾斜結(jié)構(gòu)，和古老的大洋巖石圈俯沖相關(guān).Bentham 和Rost（2014）利用偏離大圓路徑的PP前驅(qū)波，在西北太平洋俯沖地區(qū)下方探測(cè)到約300個(gè)不均勻體，分布于伊豆-小笠原/馬里亞納俯沖地區(qū)的系列散射體則勾畫出一個(gè)傾斜、延伸到1 480 km 深度的準(zhǔn)平面結(jié)構(gòu)；在古印度尼西亞（Ancient Indonesian）俯沖海溝附近，發(fā)現(xiàn)了直至1 880 km 的準(zhǔn)平面散射結(jié)構(gòu).實(shí)際上，他們認(rèn)為這些觀測(cè)到的PP 前驅(qū)波大部分是由于地殼或上地幔散射體造成.Bentham 等（2017）通過(guò)對(duì)全球臺(tái)網(wǎng)疊加的PP 前驅(qū)波包絡(luò)線的能量分析，提出下地幔1 000～1 800 km 范圍內(nèi)統(tǒng)計(jì)意義上的不均勻性強(qiáng)度為1%.

2.3 P'P'前驅(qū)波

P'P'前驅(qū)波即PKPPKP 前驅(qū)波（圖2），提供了另一種探測(cè)全球范圍下地幔散射體分布的方法，其主頻高（可以達(dá)到～1 Hz），入射角較小且具有近對(duì)稱的菲涅爾帶，因此在檢測(cè)小尺度異常時(shí)橫向分辨率可以達(dá)到～200 km，垂向分辨率可達(dá)～5 km（Schultz and Gu,2013）.LeStunff 等（1995）利用P'P'前驅(qū)波探測(cè)到了中地幔散射體，認(rèn)為是非洲南部下地幔頂部785-km 深度處的間斷面.之后的研究則發(fā)現(xiàn)他們觀測(cè)的P'P'前驅(qū)波信號(hào)應(yīng)該是非對(duì)稱路徑的PKPPdiff或PdiffPKP 震相（Zhang B et al.,2020），因而新的結(jié)果不支持非洲南部785-km 間斷面的存在.

Schultz 等（2014）提出了基于反卷積、疊加、Radon 變換和深度偏移的數(shù)據(jù)分析步驟，利用P'P'前驅(qū)波探測(cè)到納斯卡-南美洲俯沖帶700～800 km深度的異常體，同時(shí)還探測(cè)了地幔過(guò)渡帶深度的反射界面，并對(duì)界面的性質(zhì)，例如尖銳程度（sharpness）等做了細(xì)致討論.Rost 等（2015）則較為系統(tǒng)地探討了利用中等孔徑臺(tái)陣P'P'前驅(qū)波探測(cè)不同深度下地幔散射體的能力；其后Frost 等（2018）系統(tǒng)地利用中等孔徑臺(tái)陣P'P'前驅(qū)波探測(cè)和定位了下地幔中散射體的位置，發(fā)現(xiàn)下地幔頂部及底部D″層內(nèi)的散射體最為豐富，并分析了下地幔散射體與大尺度速度層析成像、橫向速度梯度變化、深部熱點(diǎn)和俯沖板片位置的空間相關(guān)性，探討了下地幔散射體的動(dòng)力學(xué)成因.

2.4 PKP 前驅(qū)波

PKP 前驅(qū)波（圖2）通常被認(rèn)為是由D″層、CMB 的地形起伏或下地幔最底部的不均一性造成（如,Shearer et al.,1998;Wen and Helmberger,1998;左兆榮,1983）.PKP 是透過(guò)外核的P 波-PKPbc和PKPab兩支在核幔邊界處發(fā)生散射，以PKPdf的前驅(qū)波形式被觀測(cè)到.這類高頻前驅(qū)波的振幅通常較強(qiáng)，很早就在地震記錄圖中觀測(cè)到（Gutenberg and Richter,1934）.Cleary 和Haddon（1972）較早分析了這類散射地震波能量的來(lái)源，也正由于其對(duì)核幔邊界區(qū)域以及地幔最深部異常結(jié)構(gòu)的獨(dú)特敏感性，PKP 前驅(qū)波得到了廣泛的應(yīng)用.

利用PKP 前驅(qū)波探測(cè)散射體的問(wèn)題主要體現(xiàn)在，定位的分辨率往往很低，尤其是散射體的深度；且源側(cè)散射和接收側(cè)散射均會(huì)出現(xiàn)非唯一性.對(duì)于這種散射，通常很難研究單個(gè)散射體的特性，因此多用隨機(jī)過(guò)程來(lái)描述（Hedlin et al.,1997;Hedlin and Shearer,2000）.如果可以較高精度獲得與PKPdf相關(guān)的射線方向和到時(shí)，則可以用于刻畫局部散射體的特征（如,Cao and Romanowicz,2007;Frost et al.,2013;Ma and Thomas,2020;沈旭章和周蕙蘭,2009;Thomas et al.,1999;Wen and Helmberger,1998）.

2.5 P-S 散射波

從震源處發(fā)出的P 波在地球深部的界面或者散射體上發(fā)生散射，生成Ps 散射/轉(zhuǎn)換波.其探測(cè)方法和分析過(guò)程與接收函數(shù)方法探測(cè)Moho 面、地幔過(guò)渡帶間斷面基本一樣.

Shen 等（2003）在冰島、夏威夷等存在熱物質(zhì)上涌的地區(qū)發(fā)現(xiàn)了中地幔1 050 km 深度處的不連續(xù)面，認(rèn)為其不是全球性間斷面，界面上下速度的變化支持地幔內(nèi)部存在不同化學(xué)儲(chǔ)庫(kù)的地幔動(dòng)力學(xué)模型.在地中海地區(qū)地震記錄的接收函數(shù)波形上，出現(xiàn)了對(duì)應(yīng)于下地幔860 km、900 km、1 200 km 和1 320 km 深度上的Ps 轉(zhuǎn)換波，暗示了在局部地域存在對(duì)應(yīng)深度的反射界面（van der Meijde et al.,2005）.Jenkins 等（2016）利用P-S 轉(zhuǎn)換波研究了西歐下方的下地幔淺部不均勻性，發(fā)現(xiàn)歐洲和北大西洋下方800～1 400 km 深度范圍內(nèi)存在地震速度跳躍，主要出現(xiàn)在975～1 050 km 深度之間，并認(rèn)為這種不均勻性是由化學(xué)性質(zhì)不同的地幔柱物質(zhì)的相變引起，也或者是由上升地幔柱裹挾的小尺度化學(xué)不均勻體所引起.

2.6 其他地震散射波探測(cè)方法

剪切波類型的散射波也可以作為探測(cè)下地幔不均勻體的“探針”.例如ScS 多次反射波、SS 前驅(qū)波等，它們的優(yōu)點(diǎn)是可以探測(cè)臺(tái)站稀少的海域地區(qū)地下深部間斷面的起伏或異常體的存在.Courtier和Revenaugh（2008）利用ScS 多次反射波提取了SH 波反射率隨深度的變化，檢測(cè)到北美洲和湯加地區(qū)下地幔存在明顯的波阻抗界面，解釋為中地幔深度的界面或者散射體.但ScS 多次反射波的主周期一般都低于20 s，難以識(shí)別小尺度異常體.

SS 前驅(qū)波是更為常用的探測(cè)中、大尺度異常結(jié)構(gòu)的“探針”，它不受觀測(cè)臺(tái)站和地震事件不均勻分布的約束，可以探測(cè)散射體的全球性分布.Waszek 等（2018）利用長(zhǎng)周期SS 前驅(qū)波，系統(tǒng)探尋了全球范圍的下地幔反射體（reflector）的分布和特征，在800～1 300 km 深度范圍內(nèi)發(fā)現(xiàn)了橫向尺度500～2 000 km 的反射體，疊加后的前驅(qū)波呈現(xiàn)出不同的地震波極性，與地震層析成像給出的速度異常的相關(guān)性也暗示了中、下地幔深度范圍內(nèi)廣泛存在物質(zhì)成分的不均一.

在震中距大于80°的遠(yuǎn)場(chǎng)地震記錄中，PP 還存在另一種類型的前驅(qū)波（記為PdpP 或PPdp 波），通常在速度譜圖中可以清楚看到.它們往往在PP 震相之前20～50 s 時(shí)窗抵達(dá)，慢度更低，介于直達(dá)P 波（或Pdiff震相）和PP 波之間（袁野，2021）.PdpP 波代表了從震源出發(fā)的P 波在深度為d的反射/散射體頂部反射后又在地表發(fā)生一次反射后的震相（圖2），可視為震源側(cè)的反射；而PPdp 波則是對(duì)應(yīng)的在臺(tái)站下方某深度散射體上的反射波.如果嚴(yán)格沿著大圓路徑傳播，這兩個(gè)PP 前驅(qū)波信號(hào)將具有同樣的走時(shí)和慢度.袁野（2021）利用這種特殊的PP 前驅(qū)波，在斐濟(jì)-湯加下方探測(cè)到了分布在700～1 500 km 深度范圍內(nèi)的一系列中地幔散射體，通過(guò)對(duì)能譜圖的正演模擬表明其尺度至少要大于10～20 km，且西北-東南向的橫向分布范圍至少大于3 500 km.這樣廣泛的分布意味著該散射體很可能和停滯在1 000 km 深度處的俯沖板塊有關(guān).

3 背景噪聲提取體波探測(cè)下地幔散射體

隨著對(duì)地震波傳播理論的深入認(rèn)識(shí)、計(jì)算能力的提升和觀測(cè)數(shù)據(jù)的增加，以地震干涉理論為基礎(chǔ)的地震背景噪聲成像方法得到迅速發(fā)展.通過(guò)臺(tái)站之間的背景噪聲互相關(guān)函數(shù)可以得到臺(tái)站間近似的格林函數(shù)，進(jìn)而獲取較高分辨率的地球介質(zhì)速度成像（圖5）.由于面波噪聲源在背景噪聲源中占主導(dǎo)地位，很容易從相關(guān)函數(shù)中提取出來(lái)，地震背景噪聲面波成像在過(guò)去十幾年里迅速發(fā)展成為獲取高分辨率的地球淺部及上地幔速度成像的一種常規(guī)手段.

圖5 背景噪聲互相關(guān)示意圖.臺(tái)站S1與臺(tái)站 S2記錄到的環(huán)境背景噪聲進(jìn)行互相關(guān)運(yùn)算，等效于將一個(gè)臺(tái)站當(dāng)作虛擬源，另一個(gè)臺(tái)站當(dāng)成接收器，可以提取來(lái)自地球深部不連續(xù)面的反射信號(hào)Fig.5 The diagram of the method of noise cross-correlation.The cross-correlation operation between the environmental noise that recorded by the station S1 and the station S2,is equivalent to taking one station as a virtual source and the other station as a receiver,and it can be applied to retrieve the body waves reflected from the discontinuities interior the Earth

從地震背景噪聲中提取體波，特別是來(lái)自于深部地幔的體波信號(hào)極具挑戰(zhàn)性.主要原因在于：（1）大部分噪聲源都位于地球表面，產(chǎn)生穩(wěn)相體波信號(hào)的噪聲源有限，體波穩(wěn)相區(qū)狹窄；（2）體波信號(hào)相對(duì)于面波信號(hào)能量弱、頻率高、衰減更快（Forghani and Snieder,2010）.近年來(lái)，隨著對(duì)噪聲源的深入認(rèn)識(shí)以及密集觀測(cè)數(shù)據(jù)的獲得，噪聲提取體波信號(hào)已獲得成功并逐漸應(yīng)用于地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的解譯中.例如，從背景噪聲中提取莫霍面反射波（Xie et al.,2021;Zhan et al.,2010）以及上地幔間斷面反射體波（如,Feng et al.,2017;Poli et al.,2012）；從5～40 mHz 的長(zhǎng)周期背景地震波場(chǎng)（seismic hum，也叫“地嗡”，Benioff et al.,1959）中提取全球尺度多種類型體波傳播；從地震尾波中提取通過(guò)內(nèi)核的PKIIKP 和PKIKP 兩次往返波（Wang T et al.,2015）等，都是近年來(lái)頗具代表性的地震噪聲提取體波信號(hào)的研究工作.

Zhang L 等（2020）首次嘗試了從地震背景噪聲中提取來(lái)自下地幔散射體的體波信號(hào).研究者們利用東北亞地區(qū)布設(shè)的密集地震臺(tái)陣數(shù)據(jù)，在前人提取上地幔間斷面反射體波方法的基礎(chǔ)上發(fā)展了共反射點(diǎn)短程疊加方法，用以突顯更加微弱的來(lái)自下地幔散射體上的信號(hào).在疊加后的波形中，不僅清晰觀測(cè)到地幔過(guò)渡帶上下界面的PP 反射波，同時(shí)在部分曲線200～220 s 處發(fā)現(xiàn)了來(lái)自于下地幔的PP 反射體波信號(hào)（圖6a）.為確定該噪聲提取信號(hào)的性質(zhì)和位置，研究者們還對(duì)比分析了天然地震產(chǎn)生的遠(yuǎn)場(chǎng)S-P 散射波，發(fā)現(xiàn)地震噪聲提取的PP 體波信號(hào)反射點(diǎn)和天然地震S-P 震相轉(zhuǎn)換點(diǎn)的空間位置極其接近，很可能來(lái)自于同一個(gè)散射源.對(duì)噪聲PP 震相和地震S-P 轉(zhuǎn)換波的聯(lián)合波形模擬顯示，當(dāng)S 波、P 波速度及密度異常分別為-7.2 %、0.2 %及0.6 %時(shí)，理論地震圖與觀測(cè)結(jié)果擬合最佳（圖6b）.這表明探測(cè)到的下地幔散射體可能源自俯沖并進(jìn)入到下地幔的洋殼，很可能與古老的Izanagi 俯沖板塊在深部的殘留體相關(guān)（Li and Yuen,2014）.

圖6 利用地震干涉技術(shù)提取下地幔散射體反射信號(hào).（a）慢度譜與相位加權(quán)疊加的結(jié)果.可以看到清楚的下地幔散射體X信號(hào)；（b）下地幔散射體上的PP 體波震相的理論波形模擬.測(cè)試異常體厚度與速度模型對(duì)結(jié)果的影響（修改自Zhang L et al.,2020）Fig.6 Body wave reflected from the lower mantle scatter is retrieved from noise cross-correlation.(a) Through the superposition of slowness spectrum and phase weighting,we can find the X signal of lower mantle scatterer clearly;(b) Synthetic seismograms calculated for PP phase and the test for the influence of thickness of the scatterer and velocity model (modified from Zhang L et al.,2020)

4 下地幔散射體的深度分布

由于各種地震波“探針”具有不同的分辨率，地震波傳播路徑的差異也決定了其對(duì)不同構(gòu)造區(qū)域采樣的不同，因此對(duì)散射體的位置分布做簡(jiǎn)單比較并沒(méi)有實(shí)質(zhì)性的意義.但散射體的深度分布可以反應(yīng)地幔不均勻性在深度上的變化，蘊(yùn)含了全球地幔深部結(jié)構(gòu)、地幔流變性以及地幔對(duì)流相關(guān)的重要信息.

我們以Kaminsky（2017）工作中統(tǒng)計(jì)得到的1998—2017 年間下地幔不均勻體數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，收集了2018 年至今不同學(xué)者利用地震學(xué)方法探測(cè)到的下地幔散射體深度信息，共206 個(gè)數(shù)據(jù)，其中絕大部分來(lái)自于S-P 散射波“探針”的結(jié)果，還有部分來(lái)自PP、SS 前驅(qū)波研究（He and Zheng,2018;Kaneshima,2018,2019;Ritsema et al.,2020;Schumacher et al.,2018;Waszek et al.,2018;Yuan et al.,2021）.

從圖7 可以看出，地幔深部大致可勾勒出三個(gè)主要的非均勻區(qū)域：（1）660～1 300 km 的下地幔淺部是不均勻性最為強(qiáng)烈的區(qū)域，在該區(qū)域觀察到分布較為廣泛的散射體，占據(jù)了整個(gè)下地幔非均勻體的70%以上；（2）1 300～1 900 km 的下地幔中部，約20%的下地幔散射體在該深度范圍被探測(cè)到；（3）1 900 km 之下的下地幔深部，只觀測(cè)到極少數(shù)的散射體分布.其中，在下地幔淺部800～900 km、中部1 500～1 600 km 處分別存在兩個(gè)極大峰值.

由于S-P 數(shù)據(jù)占據(jù)了統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)的78%，因此在進(jìn)一步理解圖7 所示的散射體深度分布時(shí)，首先需要考慮S-P 散射波分析中通常采用的深源地震對(duì)板塊俯沖區(qū)域下地幔采樣的固有偏差.由于時(shí)間窗口長(zhǎng)度有限（一般取直達(dá)P 波后的15～150 s），S-P方法無(wú)法研究下地幔最深的600 km，也即深度超過(guò)2 200 km 的區(qū)域.另一方面，該方法在深度超過(guò)1 800 km 區(qū)域很少探測(cè)到散射體，部分原因可能在于存在地震射線的采樣偏差，但更有可能反映了某種具有地球物理意義的客觀現(xiàn)象，即不均勻性和散射強(qiáng)度從某個(gè)深度起發(fā)生了很大變化.有研究表明俯沖洋殼中的斯石英相變受到Al 和H2O 含量的影響，最大相變深度約為1 700 km 左右（Tsuchiya et al.,2004），和探測(cè)到的絕大多數(shù)散射體都分布在1 700 km 以淺的深度范圍較為一致.在1 000～1 100 km 深度處分布有較多的散射體，這和地震層析成像結(jié)果中給出的俯沖板塊穿過(guò)地幔過(guò)渡帶后在900～1 200 km 深度發(fā)生停滯也較為吻合，在某些熱點(diǎn)區(qū)域也發(fā)現(xiàn)上涌的地幔柱在～1 000 km 深度發(fā)生偏轉(zhuǎn)（Durand et al.,2017）.這是否意味著某個(gè)深度處地幔黏滯度的變化，還是暗示一個(gè)源自于不同礦物組分的化學(xué)變化面，甚至發(fā)生在40～70 GPa的Fe 自旋狀態(tài)轉(zhuǎn)變（如,Nomura et al.,2011）也帶來(lái)了部分影響？這些問(wèn)題都需要對(duì)下地幔散射體的位置、深度、幾何形態(tài)和物性給出更精準(zhǔn)的約束，進(jìn)而從下地幔散射體對(duì)地球深部的“采樣”中獲取地幔組成、溯源洋殼物質(zhì)，幫助認(rèn)識(shí)和理解地球演化過(guò)程中最重要的地幔對(duì)流過(guò)程.

圖7 散射體深度分布直方圖.橫坐標(biāo)為探測(cè)到的散射體深度，縱坐標(biāo)為頻率，N 為總計(jì)收集到的散射體數(shù)目.超過(guò)70%的散射體分布在下地幔淺部，20%的散射體分布在下地幔中部，而下地幔底部具有極少數(shù)的非均勻性Fig.7 The distribution histogram of the scatterers' depth.The horizontal and vertical coordinates are the depth of the detected scatterers and the frequency.N is the total number of scatterers collected.More than 70% scatterers are distributed in the shallow part of the lower mantle,20% scatterers are distributed in the middle of the lower mantle,and only very few inhomogeneities at the bottom of the lower mantle

5 下地幔散射體探測(cè)的思考和展望

在探測(cè)方法上，基于地震臺(tái)陣的分析方法在探測(cè)地球深部結(jié)構(gòu)中起到了重要作用，但也具有一定的局限性.例如，臺(tái)陣分析方法對(duì)臺(tái)站數(shù)量和布設(shè)方式有一定的要求，除了需要臺(tái)站布設(shè)得密集外，對(duì)臺(tái)陣形狀和孔徑也有些特定的要求：孔徑過(guò)小，臺(tái)陣分析對(duì)于信號(hào)的慢度分辨率不夠；孔徑過(guò)大，則入射波前面不可視為平面波，不再滿足多數(shù)臺(tái)陣分析要求的入射波波前面必須是平面波的基本假定.對(duì)于下地幔小尺度散射體的探測(cè)，需要根據(jù)所研究目標(biāo)對(duì)臺(tái)陣孔徑的大小加以合理限制或做適當(dāng)?shù)淖訁^(qū)域劃分.這在前人的研究中已有很好的例證（如,Kaneshima,2019）.另外，如果能夠使用或發(fā)展適當(dāng)?shù)牡卣鹋_(tái)陣方法，淺源地震在S-P 探測(cè)中很可能和深源地震一樣有用，這樣就可以打破該方法只適用于活躍俯沖地區(qū)的有限地幔探測(cè)空間范圍的限制（Pavlis,1992）.

散射體都是有限尺寸的，除去空間位置外，還需要對(duì)不均勻體的性質(zhì)，包括幾何形態(tài)、物性變化等加以約束.這些特征理論上可以從散射波的振幅、波形中獲取.但一些因素使得進(jìn)一步估測(cè)小尺度不均一體的性質(zhì)十分困難.例如，絕大多數(shù)散射信號(hào)都很微弱、信噪比低，很難直接利用振幅和波形信息對(duì)物性變化給出準(zhǔn)確的約束；震源位置的微小差異會(huì)導(dǎo)致散射點(diǎn)的不同，進(jìn)而顯著影響同一個(gè)陣列內(nèi)的觀測(cè)波形，導(dǎo)致不同的疊加結(jié)果可能相差較大；另一方面，同一個(gè)散射體的信息又可能反應(yīng)在相距很遠(yuǎn)的臺(tái)陣波形記錄中.這無(wú)疑加大了微弱信號(hào)提取的難度，但同時(shí)多個(gè)獨(dú)立地震臺(tái)陣的觀測(cè)也提供了多角度約束散射體空間位置和幾何形態(tài)的可能性.以S-P 轉(zhuǎn)換波為例，在個(gè)別觀測(cè)中出現(xiàn)過(guò)很強(qiáng)的S-P 散射波情況，其振幅與在660-km 間斷面上的S-P 轉(zhuǎn)換波能量相當(dāng)甚至更強(qiáng).這些散射波的強(qiáng)度取決于散射體的幾何結(jié)構(gòu)、臺(tái)站的場(chǎng)地效應(yīng)和速度異常值大小，但在多數(shù)情況下，這些因素都未知.在某些形狀復(fù)雜的界面上，S-P 轉(zhuǎn)換波的聚焦和散焦作用也需要評(píng)估，以解釋散射波的振幅.它還強(qiáng)烈地依賴于震源位置和震源處P 波和S 波的輻射花樣等.因此，很難對(duì)散射振幅進(jìn)行可靠的理論預(yù)測(cè).這就要求研究者在分析散射波的波形時(shí)，要小心避免過(guò)度解釋，并將解釋限制于某些穩(wěn)健的特征上（Korenaga,2015）.

從背景噪聲中提取下地幔體波信號(hào)提供了一種新的下地幔不均勻體探測(cè)思路.基于地震干涉理論的背景噪聲互相關(guān)方法等價(jià)于把其中一個(gè)臺(tái)站變成虛擬的震源.這種“去源化”思路具有傳統(tǒng)地震方法無(wú)法比擬的優(yōu)勢(shì)，能避免震源位置的不確定性和震源時(shí)間函數(shù)復(fù)雜性所帶來(lái)的不利影響；同時(shí)能夠克服震源的空間局限性，實(shí)現(xiàn)更好的數(shù)據(jù)覆蓋以滿足對(duì)不同構(gòu)造區(qū)域的采樣.更為重要的是，噪聲中體波信號(hào)的成功提取使得聯(lián)合利用天然地震事件和噪聲源，實(shí)現(xiàn)多種地震波（例如P 波和S 波）聯(lián)合約束下地幔散射體彈性性質(zhì)成為可能.

除此之外，目前的多數(shù)研究都聚焦于俯沖帶下方，而對(duì)板內(nèi)，特別是熱點(diǎn)及地幔柱區(qū)域覆蓋較少，未來(lái)需要增加對(duì)這些區(qū)域的研究以認(rèn)識(shí)不同構(gòu)造背景下的小尺度不均勻體分布規(guī)律.同時(shí)要綜合考慮不同地震“探針”頻率的差別和采樣的有偏性，對(duì)下地幔不均一體空間分布特征、幾何特性及異常強(qiáng)度作出更加準(zhǔn)確、定量的描述.

在這個(gè)過(guò)程中，可以將基于人工智能的無(wú)監(jiān)督“數(shù)據(jù)驅(qū)動(dòng)”思想引入到地幔小尺度不均勻體的探測(cè)中（Ward et al.,2021）.在理論認(rèn)知有限的情況下，自動(dòng)搜索、檢測(cè)不同類型的地震波“探針”，攫取復(fù)雜地震觀測(cè)中的信息，特別是挖掘出為數(shù)不多的強(qiáng)振幅波形特征，幫助研究者更加快速、精準(zhǔn)地探明地球深部小尺度散射體及其結(jié)構(gòu)特征，進(jìn)而結(jié)合高溫高壓礦物物理實(shí)驗(yàn)結(jié)果及動(dòng)力學(xué)數(shù)值模擬，認(rèn)識(shí)不均勻體的成分，揭示不均勻體的形成機(jī)制及在整個(gè)地球動(dòng)力學(xué)演化過(guò)程中的作用.

致謝

感謝姚華建教授和編輯部約稿.在寫作過(guò)程中，與張志剛副研究員進(jìn)行了有益的討論，一并表示感謝.感謝三位匿名審稿人仔細(xì)審閱稿件并給出了寶貴的意見(jiàn)，使本文更加完善.