胡小剛，薛秀秀，郝曉光

中國科學(xué)院測量與地球物理研究所，大地測量與地球動力學(xué)國家重點實驗室，武漢 430077

利用地球簡正模耦合研究上地幔過渡區(qū)方位各向異性

胡小剛，薛秀秀，郝曉光＊

中國科學(xué)院測量與地球物理研究所，大地測量與地球動力學(xué)國家重點實驗室，武漢 430077

地震方位各向異性廣泛存在于地球上地幔中，目前利用地震體波或面波分析研究上地幔各向異性的地球物理方法有很多種，但是由于各自的局限性均難以分析上地幔過渡區(qū)中的各向異性特征.方位各向異性可導(dǎo)致球形簡正模和環(huán)形簡正模之間發(fā)生耦合.地球長周期自由振蕩的簡正模可深入到上地幔過渡區(qū).本文利用各向異性地球模型計算各向異性簡正模耦合深度敏感核，表明長周期（250～400s）簡正模各向異性耦合（如0S20－0T21和0S25－0T25）的敏感度峰值在400～600km之間.在不受地球自轉(zhuǎn)影響的臺站，如位于南極極點的QSPA站，仍然可以觀測到強烈的簡正模耦合現(xiàn)象.本文的研究表明：只有在地震觀測臺站靠近長周期球形振蕩的節(jié)點時，才能在其觀測數(shù)據(jù)中觀測到各向異性耦合現(xiàn)象，許多各向異性耦合在震后18～24h期間最強，并可導(dǎo)致垂直方向的環(huán)形簡正模的振幅大于球形耦合簡正模的振幅.這些特征是在地震觀測數(shù)據(jù)中尋找各向異性耦合的重要線索.長周期簡正模的方位各向異性耦合為我們提供了一個新的認(rèn)識上地幔過渡區(qū)各向異性的窗口.

地球自由振蕩，簡正模耦合，上地幔過渡區(qū)，方位各向異性

1 引 言

地震各向異性（seismic anisotropy）是地球內(nèi)部各向異性介質(zhì)對地震波傳播的影響，其表現(xiàn)為地震波的傳播速度的大小與其傳播方向有關(guān).構(gòu)成地球的介質(zhì)晶粒在隨機無序地排列后，地球介質(zhì)在宏觀上表現(xiàn)為各向同性.但地球內(nèi)部的動力可導(dǎo)致地球介質(zhì)有序地排列，使其表現(xiàn)出各向異性的特征.總體而言，產(chǎn)生各向異性的因素可分為兩類，一類為巖層中構(gòu)造的特定排列引起的各向異性，稱之為SPO（Shape－Preferred Orientation）各向異性，例如巖石中由于應(yīng)力作用而引起的裂隙定向排列，造成巖石圈中的各向異性.另一類為巖石晶粒根據(jù)應(yīng)變環(huán)境沿特定方向排列引起的各向異性，稱之為LPO（Lattice－Preferred Orientation）各向異性，例如巖石圈冷卻過程中應(yīng)力作用、軟流圈或地幔對流中的物質(zhì)形變會引起橄欖巖中晶格的定向排列，造成地殼和地幔中出現(xiàn)大規(guī)模的各向異性.

觀測和分析地震體波或面波通過各向異性介質(zhì)時速度和性質(zhì)的變化可研究地球內(nèi)部的各向異性.地震體波的變化表現(xiàn)為：Pn波速度隨傳播方向變化、P－S波轉(zhuǎn)換隨方向變化、剪切波分裂.地震面波的變化表現(xiàn)為：Love－Rayleigh差異（L－R discrepancy）、方位各向異性、偏振異常.

Pn波是沿近水平方向傳播的縱波.Pn波由震源發(fā)出后，沿莫霍界面?zhèn)鞑セ幸欢危賯鞑サ降乇?Hess[1]首次觀測到Pn波的方位各向異性，確定殼幔邊界存在各向異性.但Pn波速度各向異性只能證明上地幔頂部存在徑向各向異性.

徑向各向異性可導(dǎo)致部分P波轉(zhuǎn)換為S波，形成Ps轉(zhuǎn)換波震相.P－S轉(zhuǎn)換主要出現(xiàn)在速度間斷面上.間斷面處的徑向各向異性能加強P波轉(zhuǎn)換為S波，形成Ps震相，還能根據(jù)入射波的角度改變Ps波的振幅，由此可區(qū)別各向異性的強度和對稱軸[2－4].

剪切波分裂是指線性偏振剪切波通過各向異性介質(zhì)會分裂為偏振方向相互垂直的快波和慢波[5].剪切波的快波極化方向及快慢波的分裂時間可反映各向異性介質(zhì)的特征[6－7]，其中遠(yuǎn)震SKS分裂提供的存在各向異性的信息最為可靠[8]，但觀測SKS分裂不能確定地幔各向異性區(qū)域的深度范圍，無法分辨多層各向異性的情況[9].

L－R discrepancy是剪切波各向異性效應(yīng)在面波上的體現(xiàn)，表現(xiàn)為由Rayleigh波反演得到的S波徑向速度VSV與Love波反演得到的S波水平速度VSH之間存在差異.介質(zhì)徑向各向異性是導(dǎo)致L－R discrepancy的主要原因[10].

介質(zhì)的方位（橫向）各向異性導(dǎo)致面波沿不同方位傳播時其速度不同.分析面波速度層析成像可獲得介質(zhì)方位各向異性的特征信息.由于不同波長的面波在不同深度的球面上傳播，面波層析成像可以定位各向異性的深度范圍.

地震面波通過方位各向異性介質(zhì)時會產(chǎn)生偏振異?，F(xiàn)象.線性極化的Love波轉(zhuǎn)化為橢圓極化的Rayleigh波——Quasi－Love波；Rayleigh波轉(zhuǎn)化為線性極化的 Love波——Quasi－Rayleigh波[11－12].能否觀測到長周期Quasi－Love波 （70～100s）是判斷上地幔（深度范圍100～300km）中存在方位各向異性的重要證據(jù)之一[13].

面波速度層析成像、剪切波分裂、P－S波轉(zhuǎn)換、面波偏振異常是目前探測地震各向異性4種主要手段.但直接采用這些手段探測上地幔過渡區(qū)中的方位各向異性，則顯得比較困難.因為高頻地震面波不能進(jìn)入到上地幔過渡區(qū)，而遠(yuǎn)震體波縱向分辨率低，無法分辨各向異性的徑向分布情況.

2 上地幔過渡區(qū)中的各向異性

上地幔過渡區(qū)位于上下地幔中間，是介于410km和660km兩個地震波速度間斷面之間的構(gòu)造.上地幔過渡區(qū)在地幔動力學(xué)活動中扮演著重要角色.尤其是660km間斷面，極有可能起到約束著上下地幔之間的物質(zhì)通道的作用[14].目前對地球內(nèi)部熱演化和化學(xué)演化的推斷主要依賴于了解上地幔過渡區(qū)的形成方式；上地幔過渡區(qū)的形成究竟是由于壓力形成的階段變化，還是由于礦物成分改變的長期變化，或是二者兼有[15].認(rèn)識上地幔過渡區(qū)中各向異性特征及其分布可為研究板塊俯沖，地幔對流，乃至整個地球的動力學(xué)形態(tài)提供必要的約束和參考.

直接利用現(xiàn)有的手段和方法觀測和分析地球上地幔過渡區(qū)各向異性比較困難.但有不少間接證據(jù)表明上地幔過渡區(qū)中存在各向異性.例如：Montagner和Kennett[16]在分析體波走時觀測結(jié)果和體波走時理論結(jié)果的差異時，指出在地球660km間斷面應(yīng)該存在徑向各向異性；Vinnik[17－18]用各向異性地球模型分析研究P－S轉(zhuǎn)換觀測結(jié)果和SKS分裂觀測結(jié)果的差異時，表明在觀測臺站下方660km間斷面附近存在方位各向異性.Fouch和Fischer[19]在研究太平洋俯沖帶地幔各向異性時，用S波和遠(yuǎn)震SKS分裂的觀測數(shù)據(jù)匹配各向異性模型，表明在過渡帶400～520km范圍存在方位各向異性.Wookey等[20]在 Tonga－Kermadec和 New Hebrides俯沖帶觀測到了深層地震S波分裂時間長達(dá)7s，指出在臺站下方660km間斷面極有可能存在方位各向異性，并推測上地幔過渡區(qū)對上下地幔之間的物質(zhì)流動可能會起到阻礙作用.

Trampert和 Heijst[21]證明Love波的諧頻波（overtone）對上地幔過渡區(qū)深度的方位各向異性彈性參數(shù)（G和E）非常敏感，通過反演Love諧頻波（43～153s）的頻散，首次給出了地幔過渡區(qū)的方位各向異性的全球空間分布.但是他們的計算沒有排除上地幔各向異性引起的面波偏振異常[13]，上地幔各向異性介質(zhì)可導(dǎo)致部分Rayleigh波變?yōu)榫€性極化的 Quasi－Rayleigh波[22].由于很難將 Love波和Quasi－Rayleigh波區(qū)分開，Trampert也不得不承認(rèn)其結(jié)果可能存在較大的偏差.

3 地球自由振蕩簡正模與地震各向異性

地球上發(fā)生的大地震可使地球發(fā)生整體振動，導(dǎo)致地球的自由振蕩.地球的簡正模（normal modes）是振蕩形成的駐波，其頻率是一些固有的離散值.每個簡正模稱之為一個單譜（singlet），其頻率用nωlm表示.其中n表示駐波基頻的泛頻數(shù)，l為角序數(shù)，m為方位角序數(shù)（m＝－l，－l＋1，… ，0，…，l－1，l）.具有相同n和l值的單譜稱為一組多譜（multiplet）.對于球?qū)ΨQ、非自轉(zhuǎn)、各向均勻的分層彈性地球模型，一組多譜中的2l＋1個單譜頻率簡并為相同的頻率，簡并頻率用nωl表示.真實地球的自轉(zhuǎn)、橢率、非均勻、各向異性都會使單譜頻率偏離簡并頻率，產(chǎn)生簡正模的分裂現(xiàn)象.地球簡正模按其振動方式分兩種，球形簡正模nSl和環(huán)形簡正模nTl.nSl是Rayleigh波的駐波，質(zhì)點的振動位移是在在垂直平面中的橢圓運動，地震儀只能在垂直方向和水平徑向記錄到nSl信號.nTl是Love波的駐波，質(zhì)點的振動位移在水平面且垂直于面波的傳播方向，因此只有地震儀水平側(cè)向分量可以記錄到nTl信號.真實地球的自轉(zhuǎn)、橢率、橫向非均勻、各向異性可導(dǎo)致球形簡正模與環(huán)形簡正模發(fā)生偏振異常，產(chǎn)生橢圓極化的環(huán)形簡正模，并導(dǎo)致球形簡正模和環(huán)形簡正模間的耦合（S－T耦合）.這樣在地震儀垂直記錄方向可記錄到環(huán)形簡正模的信號.在沒有S－T耦合情況下，球形簡正模垂向振幅譜的觀測值與根據(jù)地球模型計算得到的簡正模振幅譜符合較好.在S－T耦合的影響下，環(huán)形簡正模出現(xiàn)在垂向振幅譜中且球形簡正模的頻率和振幅偏離理論值.根據(jù)環(huán)形簡正模垂向振幅的大小可判斷S－T耦合的強弱.地球自轉(zhuǎn)對長周期簡正模的S－T耦合有很大的影響.理論分析表明在低于3mHz頻段，自轉(zhuǎn)可導(dǎo)致球形簡正模nSl與環(huán)形簡正模n′Tl±1的耦合[23－24].地球橢率、密度異常、橫向不均勻結(jié)構(gòu)也可導(dǎo)致簡正模耦合，但這些因素產(chǎn)生的S－T耦合較弱，其激發(fā)的環(huán)形簡正模垂向振幅的大小不到地球自轉(zhuǎn)激發(fā)的1/10[25].

國際上有關(guān)上地幔各向異性介質(zhì)對簡正模S－T耦合影響的研究取得了一些重要的結(jié)果.Park[26]利用各向異性地球模型研究了地幔中的徑向各向異性和方位各向異性對簡正模耦合的影響，指出方位各向異性可產(chǎn)生更強的 S－T 耦合.Park和 Yu[11－12]和Oda[27－28]的研究結(jié)果表明，地幔中橫向非均勻性（橫向波速變化率為5%左右）不能產(chǎn)生顯著的S－T偶合，而弱方位各向異性（各向異性介質(zhì)對P波和S波速度擾動小于1.5%左右）能產(chǎn)生顯著的S－T耦合.研究結(jié)果還顯示各向異性S－T耦合的強度與面波的傳播方向有關(guān)，當(dāng)傳播方向與各向異性對稱軸交角為45°時耦合最強，而兩者相互平行或垂直時則不能引起耦合[27].長周期各向異性S－T耦合的強度還與參與耦合的駐波節(jié)點位置有關(guān)，在Rayleigh駐波的節(jié)點（Love駐波的腹點）耦合最強，在Love駐波的節(jié)點（Rayleigh駐波的腹點）耦合最弱[28].

在地震儀和重力儀的觀測數(shù)據(jù)中，可發(fā)現(xiàn)長周期各向異性S－T耦合多發(fā)生在頻率相近的球形主簡正模（fundamental modes）和環(huán)形主簡正模之間.根據(jù)地球分層模型對自由振蕩的能量分布進(jìn)行分析，結(jié)果表明長周期（250～400s）球形主簡正模的能量集中在上地幔過渡區(qū)，但與其耦合的環(huán)形簡正模的能量主要集中在上地幔（參見圖1）.二者的耦合是否對過渡區(qū)中的各向異性敏感？我們對此問題進(jìn)行了分析.

圖1 簡正模的能量密度分布圖Fig.1 Energy densities for normal modes

不考慮密度變化的影響，上地幔方位各向異性和各向同性（橫向非均勻性）對P波和S波傳播速度的擾動可表示為[29]

其中α和β分別為P波和S波的傳播速度，α0和β0分別為P波和S波在橫向各向同性地球參考模型中的傳播速度.η為地震波傳播方向與各向異性對稱軸的夾角.B，C，E為各向異性速度擾動參數(shù).A，D為各向同性（橫向非均勻性）速度擾動參數(shù).由于Ccos4η很小，參數(shù)C的影響通?？珊雎圆挥?

在研究過程中可根據(jù)實際情況設(shè)定擾動參數(shù)A，D，B，C，E，可將其設(shè)置為區(qū)域性變化，也可設(shè)置為全球性變化.例如，若B＝0.009，C＝0.009，E＝0.03，A＝0.0，D＝0.0，相當(dāng)于在全球不考慮橫向不均勻，僅由弱方位各向異性導(dǎo)致0.75%的P波速度擾動和1.5%的S波速度擾動.又如，在上地幔Ccos 4 η較小，P波速度的橫向變化和S波的橫向變化較為相似，研究全球性問題可做如下假定：其中Rh是深度參數(shù).在這種假定下，各向異性的擾動由參數(shù)B和E決定，各向同性的擾動由參數(shù)D決定.

利用地球PREM模型[30]和地震波速度擾動方程（1），我們計算了速度擾動參數(shù)B、E、D 對S20－0T21和0S25－0T25耦合的影響與各向異性介質(zhì)深度的關(guān)系，即各向異性簡正模耦合深度敏感核函數(shù).圖2顯示耦合對位于深度范圍400～660km的方位各向異性速度擾動參數(shù)B、E非常敏感，而對橫向非均勻性速度擾動參數(shù)D不敏感.這一結(jié)果表明，如果在重力儀或地震儀垂向分量中能觀測到顯著的長周期（250～400s）方位各向異性S－T耦合，就可推知方位各向異性介質(zhì)分布在上地幔過渡區(qū)中.

圖2 各向異性擾動參數(shù)和深度對簡正模耦合的影響Fig.2 The influence of anisotropic parameter and depth on normal mode coupling

4 上地幔過渡區(qū)各向異性耦合的觀測

雖然理論研究表明上地幔方位各向異性可引起簡正模S－T耦合，但國際上僅利用T＜150s的耦合觀測數(shù)據(jù)研究上地幔各向異性的分布特征，卻一直沒有利用長周期簡正模耦合觀測數(shù)據(jù)（T＞250s）開展相關(guān)的研究工作.其主要原因是地球自轉(zhuǎn)也能導(dǎo)致長周期簡正模S－T耦合，沒有方法在觀測數(shù)據(jù)中區(qū)分自轉(zhuǎn)耦合和各向異性耦合，無法確定能否觀測到可靠的長周期各向異性S－T耦合信號.

科里奧利力是導(dǎo)致長周期自由振蕩簡正模自轉(zhuǎn)耦合的主要原因.在地震面波由震源向兩極傳播的過程中，Love波的振動受到的科里奧利力最大，這時自轉(zhuǎn)引起的S－T耦合最強.但是，當(dāng)?shù)卣鹈娌ㄑ爻嗟纻鞑r，Love波的振動方向剛好與地球的自轉(zhuǎn)軸平行，其振動不受科里奧利力的影響，此時自轉(zhuǎn)S－T耦合會消失.2004，2005年蘇門答臘大地震的震中緊靠赤道，其激發(fā)的地震面波沿非常接近赤道的路徑傳播到位于赤道附近的地震臺.但在靠近赤道的地震臺的VHZ記錄數(shù)據(jù)（Very Long Period High Broad Band Z direction甚長周期寬頻垂向，采樣率0.1sample/s）或LHZ記錄數(shù)據(jù)（Long Period High Broad Band Z direction長周期寬頻垂向，采樣率1sample/s）中，仍然可以觀測到強烈的長周期ST耦合[31]（參見圖3）.圖3顯示赤道地震臺ASCN靠近球形振蕩0S20的節(jié)點，0S20在垂向（vertical）觀測數(shù)據(jù)頻譜中的振幅極小，0T21和2T8都出現(xiàn)在垂向記錄中，而且其振幅大于0S20的振幅.這些簡正模ST強耦合是與地球自轉(zhuǎn)無關(guān)的各向異性耦合[31]，表明臺站鄰近區(qū)域下的上地幔過渡區(qū)中存在方位各向異性.

圖3 2005－03－28 Mw8.7蘇門達(dá)臘大地震后赤道地震臺ASCN觀測數(shù)據(jù)的振幅譜[31]Fig.3 The amplitude spectra from the station ASCN after the 2005－03－28 Mw8.7Sumatra earthquake[31]

在地球的極區(qū)，地球自轉(zhuǎn)科里奧利力很弱，Rayleigh波和Love波的振動幾乎不受地球自轉(zhuǎn)的影響，這時地球自轉(zhuǎn)引起的簡正模分裂和耦合現(xiàn)象都會減弱乃至消失.我們的觀測分析卻表明：位于南極極點的地震臺QSPA仍然可以在大地震發(fā)生后觀測 到 顯 著 的 S－T 耦 合.圖 4 顯 示 2004－12－26 Mw9.2蘇門答臘大地震后，在18h的QSPA垂向振幅譜中可觀測到的0S20與0T21間強烈的耦合.根據(jù)震源機制解和地球PREM模型得到的地球自由振蕩模擬值顯示，QSPA靠近0S20的節(jié)線，故其垂向記錄中的0S20振幅較小.在地球極點觀測到的簡正模S－T耦合是與地球自轉(zhuǎn)無關(guān)的各向異性耦合，強烈的長周期簡正模各向異性耦合表明南極大陸的上地幔過渡區(qū)中存在方位各向異性.

圖4 南極地震臺QSPA的VHZ觀測記錄的振幅譜Fig.4 The amplitude spectrum of VHZ from the South Pole station QSPA

我們注意到各向異性耦合現(xiàn)象經(jīng)常出現(xiàn)在大地震發(fā)生后的早期階段，且都發(fā)生在觀測臺站靠近某個球形振蕩 （Rayleigh駐波）的節(jié)線的情況下，參與耦合的球形簡正模的振幅很小.大地震激發(fā)的球形簡正模節(jié)線的空間分布與震源的地理位置及震源破裂方式有關(guān).若臺站遠(yuǎn)離球形簡正模的節(jié)線，即使其周圍上地幔中存在各向異性介質(zhì)，也很難在其數(shù)據(jù)中觀測到簡正模各向異性S－T耦合信號.例如在2011－03－11 Mw9.0日本仙臺大地震后，QSPA 不靠近0S20的節(jié)線，因而我們未能在 QSPA觀測到0S20－0T21的各向異性耦合（參見圖4b）.

上述各向異性S－T耦合的特征可作為在重力和地震觀測數(shù)據(jù)中尋找方位各向異性S－T耦合的重要線索.例如2004－12－26 MW9.0蘇門達(dá)臘大地震發(fā)生后，自由振蕩簡正模0S25的節(jié)點靠近臺灣.臺灣的多個寬帶地震儀在震后18h的連續(xù)觀測記錄中顯示了強烈的0S25－0T25耦合信號.圖5a顯示在臺灣SSLB臺的LHZ記錄數(shù)據(jù)中，環(huán)形簡正模0T25出現(xiàn)在垂直記錄中，且其振幅明顯大于球形簡正模0S25的振幅.值得注意的是：根據(jù)不同簡正模間產(chǎn)生耦合的選擇條件[24]，地球自轉(zhuǎn)不能導(dǎo)致0S25與0T25的耦合，因此0S25與0T25間的強耦合是方位各向異性耦合.這些現(xiàn)象表明臺灣島下的上地幔過渡區(qū)中可能存在較強的方位各向異性介質(zhì).

圖5 臺灣地震臺SSLB的LHZ觀測記錄的振幅譜Fig.5 The amplitude spectra of LHZ records from the station SSLB of Taiwan

2010－02－27 MW8.8智利大地震后，臺灣地區(qū)多個地震臺不僅觀測到了簡正?；l波間的各向異性耦合0S25－0T25、0S19－0T20、0S20－0T21，也觀測到了簡正模諧頻波間的耦合2S12－2T7（圖6）.強烈的簡正?；ㄩg耦合出現(xiàn)在震后18～24h的垂向觀測記錄中，隨后迅速衰減并消失.在臺灣許多臺站的垂向觀測記錄中還出現(xiàn)了0T21大于0S20，0T20大于0S19的現(xiàn)象（參見圖6）.根據(jù)地球自轉(zhuǎn)簡正模S－T耦合選擇規(guī)則，0S20－0T21以及0S19－0T20耦合也可能受到地球自轉(zhuǎn)影響.但震后40h振幅譜中并未顯示0S20－0T21、0S19－0T20耦合的跡象，其相鄰的0S18也未有任何耦合的跡象.這些現(xiàn)象表明，智利大地震的自由振蕩簡正模耦合受地球自轉(zhuǎn)的影響較弱.

圖6 2010－02－27 Mw8.8智利大地震后6個臺灣寬頻帶地震儀LHZ記錄的振幅譜Fig.6 The LHZ spectra from six seismic stations of Taiwan after the 2010－02－27Mw8.8Chile earthquake

由上述觀測和分析研究表明：即使在觀測臺站附近存在上地幔方位各向異性的情況下，也只有在臺站靠近某個球形簡正模節(jié)線的情況下，才有可能觀測到長周期方位各向異性S－T耦合.而觀測地球自轉(zhuǎn)S－T耦合則不需要這種空間位置要求.但大地震后觀測到顯著的地球自轉(zhuǎn)S－T耦合也非易事.只有震源機制為大型走滑型板塊運動的大地震才能激發(fā)較強的環(huán)形簡正模，這時科里奧利力才有可能將環(huán)形簡正模耦合到垂向可觀測的水平，并導(dǎo)致參與耦合的球形簡正模的頻率和振幅偏離理論值.由于參與耦合的簡正模的頻率相近，且地球自轉(zhuǎn)S－T耦合對其頻率影響較小，因此清晰觀察到地球自轉(zhuǎn)ST耦合至少需要35h的連續(xù)觀測數(shù)據(jù)[23，25].而方位各向異性耦合衰減較快，并可導(dǎo)致參與耦合的簡正模發(fā)生較大的頻率偏移，因此震后15～24h是清晰觀察各向異性S－T耦合的最佳時期.在垂向觀測記錄中，自轉(zhuǎn)S－T耦合產(chǎn)生的環(huán)形簡正模振幅明顯小于其對應(yīng)的球形簡正模振幅，而方位各向異性ST耦合卻經(jīng)常導(dǎo)致環(huán)形簡正模振幅接近、甚至大于其對應(yīng)的球形簡正模.其原因是靠近節(jié)線的球形簡正模振幅本身較小，而各向異性介質(zhì)還會將其部分垂向能量轉(zhuǎn)移到水平方向.在地震波接收臺站的長周期簡正模觀測數(shù)據(jù)中，自轉(zhuǎn)S－T耦合信號和方位各向異性S－T耦合信號在其出現(xiàn)的空間、時間和強度上都有顯著的差別.因此，即使二者的影響都存在，也能根據(jù)這些差異將其區(qū)分開.

5 結(jié) 論

根據(jù)大地震后赤道地震臺和極地地震臺記錄到的各向異性S－T耦合現(xiàn)象，分析其特征，并結(jié)合數(shù)值模擬，可以得到以下結(jié)論：

（1）方位各向異性可導(dǎo)致比地球自轉(zhuǎn)耦合更強的S－T耦合，但強烈的各向異性S－T耦合只發(fā)生在球形簡正模的節(jié)點附近.

（2）各向異性耦合不影響環(huán)形自由振蕩的Q值.因此各向異性耦合多發(fā)生在自由振蕩早期，震后24h內(nèi)是觀察各向異性S－T耦合的最佳時期，隨后耦合會隨環(huán)形振蕩的衰減而迅速減弱.

（3）強烈的各向異性S－T耦合使球形簡正模明顯偏離其本征頻率，并可導(dǎo)致垂直方向的環(huán)形簡正模T的振幅大于球形耦合簡正模S的振幅.

以上結(jié)論可作為在地震長周期簡正模觀測數(shù)據(jù)中發(fā)現(xiàn)各向異性S－T耦合的搜尋規(guī)則.在地球自轉(zhuǎn)對簡正模耦合有影響的臺站，仍然可以按照搜尋規(guī)則區(qū)別各向異性S－T耦合和自轉(zhuǎn)S－T耦合.探測上地幔過渡區(qū)的各向異性是地球物理和動力大地測量研究的難點，其過程充滿挑戰(zhàn).地球長周期簡正模耦合可為我們提供一個新的探測手段，為地幔過渡區(qū)的地球物理研究提供重要的約束.

（References）

[1] Hess H H.Seismic anisotropy of the uppermost mantle under oceans.Nature，1964，203（4945）：629－631.

[2] 劉啟元，邵學(xué)鐘.天然地震PS轉(zhuǎn)換波動力學(xué)特征的初步研究.地球物理學(xué)報，1985，28（3）：291－302.Liu Q Y，Shao X Z.Study on the dynamic characteristics of PS converted waves.Chinese J.Geophys.（Acta Geophysica Sinica）（in Chinese），1985，28（3）：291－302.

[3] Cassidy J F.Numerical experiments in broadband receiver function analysis.Bull.Seism.Soc.Am.，1992，82（3）：1453－1474.

[4] Savage M K.Lower crustal anisotropy or dipping boundaries？Effects on receiver functions and a case study in New Zealand.J.Geophys.Res.，1998，103（B7）：15069－15087.

[5] Ando M.ScS polarization anisotropy around the Pacific Ocean.J.Physics Earth，1984，32（3）：179－196.

[6] Vinnik L P，Kind R，Kosarev G L，et al.Azimuthal anisotropy in the lithosphere from observations of long－period S－wave.Geophys.J.Int.，1989，99（3）：549－559.

[7] Silver P G，Chan W W.Shear wave splitting and subcontinental mantle deformation.J.Geophys.Res.，1991，96（B10）：16429－16454.

[8] Savage M K.Seismic anisotropy and mantle deformation：What have we learned from shear wave splitting？Rev.Geophys.，1999，37（1）：65－106.

[9] Silver P G.Seismic anisotropy beneath the continents：Probing the depths of geology.Ann.Rev.Earth Planet.Sci.，1996，24（1）：385－432.

[10] Mitchell B J，Yu G K.Surface wave dispersion，regionalized velocity models，and anisotropy of the Pacific crust and upper mantle.Royal Astron.Soc.Geophys.J.，1980，63（2）：497－514.

[11] Park J，Yu Y.Seismic determination of elastic anisotropy and mantle flow.Science，1993，261（5125）：1159－1162.

[12] Yu Y，Park J.Hunting for azimuthal anisotropy beneath the Pacific Ocean region.J.Geophys.Res.，1994，99（B8）：15399－15422.

[13] Park J，Levin V.Seismic anisotropy：Tracing plate dynamics in the mantle.Science，2002，296（5567）：485－489.

[14] 張中杰.地震各向異性研究進(jìn)展.地球物理學(xué)進(jìn)展，2002，17（2）：281－293.Zhang Z J.A review of the seismic anisotropy and its applications.Progress in Geophysics（in Chinese），2002，17（2）：281－293.

[15] Davies G F.Dynamic Earth：Plates，Plumes and Mantle Convection.Cambridge：Cambridge Univ.Press，1999.

[16] Montagner J P，Kennett B L N.How to reconcile body－wave and normal－mode reference Earth models？Geophys.J.Int.，1996，125（1）：229－248.

[17] Vinnik L，Montagner J P.Shear wave splitting in the mantle Ps phases.Geophys.Res.Lett.，1996，23（18）：2449－2452.

[18] Vinnik L，Chevrot S，Montagner J P.Seismic evidence of flow at the base of the upper mantle.Geophys.Res.Lett.，1998，25（11）：1995－1998.

[19] Fouch M J，F(xiàn)ischer K M. Mantle anisotropy beneath northwest Pacific subduction zones.J.Geophys.Res.，1996，101（B7）：15987－16002.

[20] Wookey J，Kendall J M，Barruol G.Mid－mantle deformation inferred from seismic anisotropy.Nature，2002，415（6873）：777－780.

[21] Trampert J，van Heijst H J.Global azimuthal anisotropy in the transition zone.Science，2002，296（5571）：1297－1299.

[22] Park J.Free oscillations in an anisotropic earth：Path－integral asymptotics.Geophys.J.Int.，1997，129（2）：399－411.

[23] Masters G，Park J，Gilbert F.Observations of coupled spheroidal and toroidal modes.J.Geophys.Res.，1983，88（B12）：10285－10298.

[24] Dahlen F A，Tromp J.Theoretical Global Seismology.Princeton：Princeton University Press，1998：234－235.

[25] Zürn W，Laske G，Widmer－Schnidrig R，et al.Observation of Coriolis coupled modes below 1mHz.Geophys.J.Int.，2000，143（1）：113－118.

[26] Park J.The sensitivity of seismic free oscillations to upper mantle anisotropy I.Zonal symmetry.J.Geophys.Res.，1993，98（B11）：19933－19949.

[27] Oda H，Ohnishi S.The effect of regional variation of lattice preferred orientation on surface waveforms.Geophys.J.Int.，2001，144（2）：247－258.

[28] Oda H.An attempt to estimate isotropic and anisotropic lateral structure of the Earth by spectral inversion incorporating mixed coupling.Geophys.J.Int.，2005，160（2）：667－682.

[29] Backus G E.Possible forms of seismic anisotropy of the uppermost mantle under oceans.J.Geophys.Res.，1965，70（14）：3429－3439.

[30] Dziewonski A M，Anderson D L.Preliminary reference Earth model.Phys.Earth Planet.Inter.，1981，25（4）：297－356.

[31] Hu X G，Liu L T，Kroner C，et al.Observation of the seismic anisotropy effects on free oscillations below 4mHz.J.Geophys.Res.，2009，114：B07301，doi：10.1029/2008JB 005713.

Study of azimuthal anisotropy in the transition zone of the Earth′s upper mantle with the coupling of normal modes

HU Xiao－Gang，XUE Xiu－Xiu，HAO Xiao－Guang＊
Laboratory of Geodesy and Earth′s Dynamics，Institute of Geodesy and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Wuhan430077，China

The azimuthal anisotropy in the upper mantle can be determined by studying body wave data or surface wave data，but it is hard to use these studies to find out evidence for azimuthal anisotropy in the transition zone.Some long period normal modes of the earth free oscillations penetrate into the transition zone.According to our estimation of coupling sensitivity kernels using a model of mantle anisotropy，the coupling between fundamental spheroidal and toroidal modes in 250～400s，such as0S20－0T21and0S25－0T25，shows peak sensitivity to azimuthal anisotropy at 400～600km depth.Different from normal mode coupling caused by Earth rotation，the anisotropic coupling modes can be clearly identified only at stations near nodes of spherical harmonics，and most of them have high resolution on 18～24－h(huán)our vertical component spectra.Anisotropic coupling is so strong that sometimes the amplitude of coupled toroidal modeis even larger than that of coupled spheroidal mode on vertical component.These characteristics provide us important clues to distinguish anisotropic coupling from rotational coupling in seismic observations.Anisotropic coupling of long－period normal modes is an important signal that determines azimuthal anisotropy structures in the transition zone of the upper mantle.

Free oscillations，Normal mode coupling，Transition zone of upper mantle，Azimuthal anisotropy

10.6038/j.issn.0001－5733.2012.06.011

P312

2011－04－19，2011－07－21收修定稿

國家自然科學(xué)基金（41174022，41021003，40874036）資助.

胡小剛，男，1963年生，副研究員，主要研究方向為地學(xué)信號處理與分析.E－mail：hxg432＠whigg.ac.cn

＊通訊作者 郝曉光，E－mail：hxg＠whigg.ac.cn

胡小剛，薛秀秀，郝曉光.利用地球簡正模耦合研究上地幔過渡區(qū)方位各向異性.地球物理學(xué)報，2012，55（6）：1903－1911，

10.6038/j.issn.0001－5733.2012.06.011.

Hu X G，Xue X X，Hao X G.Study of azimuthal anisotropy in the transition zone of the Earth′s upper mantle with the coupling of normal modes.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2012，55（6）：1903－1911，doi：10.6038/j.issn.0001－5733.2012.06.011.

（本文編輯 何 燕）