王炳瑜，陳 凌，艾印雙，何玉梅

1 巖石圈演化國家重點實驗室，中國科學院地質與地球物理研究所，北京 100029

2 中國科學院大學 地球科學學院，北京 100049

3 中國科學院地球深部研究重點實驗室，中國科學院地質與地球物理研究所，北京 100029

1 引 言

地震學把地幔轉換帶定義為410km和660km兩個全球性尺度的地震波速度間斷面之間的區(qū)域，關于這兩個間斷面的研究對于深入了解發(fā)生在地幔中的動力學事件非常重要.通常來說，410km和660km間斷面被認為是地幔橄欖巖由于地球深部溫壓條件的改變而產(chǎn)生的相變界面.前者代表α相橄欖巖到β相橄欖巖的相變，具有正的克拉伯龍斜率；后者代表γ相尖晶石分解為鈣鈦礦和鎂質方鐵礦，具有負的克拉伯龍斜率［1－2］.因此，間斷面的深度會隨著相變的平衡狀態(tài)受到環(huán)境溫度變化的影響而發(fā)生變化.當?shù)蒯＾D換帶處于較冷的狀態(tài)時，比如典型的俯沖帶，410km處的相變界面會變淺，660km處的相變界面會加深，從而導致地幔轉換帶厚度變大.反之，在相對高溫的情況下，上述兩個相變面深度反向變化，地幔轉換帶厚度減?。?］.因此，410km 和660km間斷面形態(tài)以及地幔轉換帶厚度常被用于約束上地幔的熱狀態(tài)，并成為聯(lián)系地幔動力學和區(qū)域構造演化的紐帶.

位于西太平洋俯沖帶附近的中國東北和華北克拉通東北部地區(qū)是研究太平洋俯沖板塊與其周圍地幔之間地球動力學作用的理想?yún)^(qū)域.近年來，這一地區(qū)深部結構的地震學成像研究取得了很大進展［4－10］，但在深部結構的小尺度變化特征以及太平洋俯沖板塊形態(tài)等方面，不同學者的研究結果存在差異.例如，接收函數(shù)研究［4］顯示，當俯沖板塊到達660km深度的區(qū)域（經(jīng)度130°）時，660km間斷面出現(xiàn)了局部大幅度下沉，因此認為部分俯沖板塊穿透了上地幔底部.而P波層析成像［6－9］以及SS前驅波［10］的研究卻顯示，俯沖板塊停滯在660km間斷面之上，向西延伸達～1000km，似乎不支持俯沖板塊在這一地區(qū)下插至下地幔的觀點.停滯板塊延伸的尺度以及俯沖板塊物質是否進入下地幔成為當今地球科學關注的熱點問題之一.

本研究將利用跨越華北克拉通東北部邊界的一條密集寬頻帶流動地震臺陣資料，通過對臺陣之下及其鄰近區(qū)域地幔轉換帶結構的詳細地震學研究來探討這一問題.已有的地震學以及其他學科的研究結果表明，在顯生宙華北克拉通破壞過程中，華北克拉通東北部邊界及其鄰近區(qū)域，包括遼東臺隆、燕山褶皺帶、松遼盆地、興蒙造山帶等，也經(jīng)歷了巖石圈的改造甚至破壞，但改造和破壞的程度存在明顯的區(qū)域差異，形成了復雜且橫向變化強烈的地殼和巖石圈結構［11－13］.復雜的淺層結構往往會對深部結構的成像結果產(chǎn)生影響［14］.為了進一步了解研究區(qū)淺層結構的橫向變化、判斷其對地幔轉換帶結構圖像的影響，本研究在進行地幔轉換帶結構成像的同時，還開展了地殼結構的成像研究.本研究將采用接收函數(shù)波動方程疊后偏移方法來獲取深部結構圖像.考慮到研究區(qū)中松遼盆地厚沉積層的存在對Ps轉換波的偏移成像結果有較大影響，我們一方面將Ps轉換波偏移成像與PpPs多次波偏移成像相結合，另一方面在區(qū)域一維平均速度模型的基礎上，考慮地殼速度結構的橫向變化，采用修正后的二維模型進行偏移成像，并與一維模型的成像結果進行對比，從而達到更準確提取殼幔間斷面深度信息的目的.

2 數(shù)據(jù)與方法

本研究采用的天然地震資料來自于“華北克拉通破壞重大研究計劃”在華北東北邊界及其附近區(qū)域的一條寬頻帶流動地震臺陣觀測記錄.圖1顯示該流動臺陣的臺站分布.臺陣包含60個臺站，沿南東—北西向布設，從遼東半島開始，跨過松遼盆地、燕山褶皺帶和興蒙造山帶，止于中蒙邊界（圖中燕山帶參考了鄭亞東等［15］的結果）.臺站間距平均約為15km，總長近1000km.該臺陣從2007年9月至2008年9月持續(xù)觀測了一年時間.

我們挑選震中距在28°～92°范圍之間的434個事件，選取P波到時前20s到P波到時后100s作為反褶積的時窗長度，采用時間域最大熵譜反褶積方法［16］計算接收函數(shù).在反褶積過程中我們采用了寬度系數(shù)為5（大約為2.5Hz）的高斯濾波器.為了去除高頻信息的干擾，我們對接收函數(shù)采用零相位Butterworth濾波器進行了濾波，頻帶取為0.03～1.0Hz.最后，對得到的接收函數(shù)進行嚴格的挑選，共得到10294道高信噪比的接收函數(shù).作為例子，圖2給出了臺陣最東端NE00臺站按震中距排列的接收函數(shù)疊加道集.從圖中可以識別Moho面的Ps和PpPs震相；在數(shù)據(jù)分布相對密集的震中距范圍（＜60°），還能分辨出410km和660km間斷面的Ps震相，兩者之間也出現(xiàn)比其它震中距范圍相對更強的信號.這些信號的振幅和波形隨震中距變化明顯，可能反映了該地區(qū)殼幔間斷面結構的復雜性.

圖1 研究區(qū)域構造分區(qū)、地震臺站和數(shù)據(jù)分布圖黑色虛線代表華北克拉通及其內(nèi)部塊體的分界線，白色虛線標注了燕山帶的范圍，白色粗線代表南北重力梯度帶；藍色三角表示本文采用的60個地震臺站的位置，紅色實線（A－A′和B－B′）表示本研究的兩條成像剖面；黃色及黑色的點分別表示接收函數(shù)Ps震相在410km及660km深度的轉換點分布，矩形框給出用于B－B′剖面成像的Ps轉換點的空間范圍.右上圖顯示所用到的遠震事件分布，左下圖顯示研究區(qū)（矩形框）與太平洋俯沖板塊（黑線為其等深線）的空間關系.Fig.1 Tectonic map of study region and distribution of stations and dataDashed lines in black mark the boundaries of different parts of North China Craton.Dashed line in white marks the boundary of Yanshan belt.White thick line represents North South Gravity Line（NSGL）.Red lines（A－A′and B－B′）represent two imaging profiles.Locations of 60NCICP broadband seismic stations are shown in blue triangles.Piercing points of converted P－to－S phases at 410km and 660km depths are shown in yellow and black dots，respectively.Rectangle marks the area where the receiver functions are stacked for profile B－B′.Red dots in the right inset map show the epicenter distribution of teleseismic events used in this study.Lines in the left inset map denote the depth contours of the subducting Pacific slab.

圖2 NE00臺站按震中距排列的接收函數(shù)疊加道集每一疊加道集的接收函數(shù)數(shù)目為～8，道的疏密程度反映接收函數(shù)震中距分布特征.紅色實線分別表示采用中國東部一維平均地殼速度模型［17，18］計算的32km、410km和660km深度的Ps轉換波理論到時，藍色實線表示PpPs多次反射波的理論到時.接收函數(shù)的頻率范圍為0.03～0.5Hz.Fig.2 Stacked receiver functions of NE00sorted by epicentral distanceThe number of receiver functions in each stack is～8.The vertical arrangement of these stacks reflects the distribution of epicentral distances.Red lines represent theoretical arrival times of Ps phases converted from depth of 32km，410km and 660km，respectively；The blue line represents theoretical arrival time of PpPs multiples.The receiver functions are filtered with a frequency band of 0.03～0.5Hz.

我們選取了兩條與臺陣分布方向平行的剖面來進行二維成像（圖1中的紅線）.其中，A－A′剖面用于對地殼結構成像，B－B′剖面用于對地幔轉換帶結構成像.對于不同深度，我們根據(jù)菲涅爾帶半徑大小來選取疊加單元的寬度.考慮到研究區(qū)域東北部數(shù)據(jù)量較少，并為了獲得數(shù)據(jù)采樣空間范圍大致相當?shù)?10km和660km間斷面結構圖像，我們選取了圖1中矩形框所示的疊加范圍.我們采用一維平均速度模型（地殼部分來自中國東部平均模型［17］，上地幔部分來自IASP91模型［18］）來計算Ps轉換波相對于直達P波的到時差以及轉換點的位置，然后按照垂直入射（水平慢度p＝0）的情況對每一道接收函數(shù)做時差校正，繼而將轉換點落在同一疊加單元中的接收函數(shù)進行疊加，形成疊后道集.基于波動方程的疊后偏移方法［19－20］，我們分別采用一維和二維速度模型對接收函數(shù)疊后道集進行偏移.其中一維模型與計算相對到時和轉換點位置所用的模型一致，二維模型的構建是在一維模型的基礎上，進一步考慮了研究區(qū)地殼速度結構的橫向變化（文獻［12］和鄭天愉未發(fā)表結果）.對于A－A′剖面，我們還對PpPs多次波進行成像，并與Ps轉換波的成像結果作對比.

3 成像結果

3.1 地殼結構

圖3給出了A－A′剖面地殼結構的偏移成像結果.該圖像顯示，由于松遼盆地厚沉積層的存在，無論我們采用一維或者二維速度模型以及不同的頻率范圍，都難以利用Ps轉換波得到該地區(qū)之下可靠的莫霍面圖像（圖3（a～d）中經(jīng)度122°E—123°E的范圍）.這與前人針對上覆厚沉積層盆地的研究結果［14，21］相一致，表明厚的低速沉積層對地殼結構的Ps轉換波圖像有明顯影響.原因可能是厚沉積層中的多次反射波在到時上和來自莫霍面的Ps轉換震相重疊，很大程度降低了后者的信噪比.值得注意的是，在偏移中采用二維速度模型，經(jīng)度范圍為120°E—121°E和122°E—123°E的兩個區(qū)域之下莫霍面深度都有所減?。▓D3b，3d），這說明地殼結構的偏移成像結果對于速度模型存在依賴性.正演結果［22］顯示，莫霍面的偏移深度對速度模型中Vp／Vs波速比的誤差較為敏感.與Ps轉換波不同，PpPs多次波的偏移圖像受盆地結構影響較小，對速度模型（Vp／Vs波速比）的依賴性也相對較弱；在采用一維和二維速度模型兩種情況下，莫霍面都能被連續(xù)而清晰地追蹤到.采用二維速度模型偏移成像的結果顯示，除去盆地覆蓋的區(qū)域，用Ps轉換波與PpPs多次波能夠取得比較一致的莫霍面圖像.我們將PpPs多次波偏移圖像顯示的莫霍面深度與危自根等［12］對同一剖面采用接收函數(shù)H－κ疊加方法獲得的結果進行對比（圖4），發(fā)現(xiàn)在誤差范圍內(nèi)二者基本吻合.由于方法限制，接收函數(shù)H－κ疊加難以用于松遼盆地之下的莫霍面成像［12］，而我們的方法對此給出了約束.總體來說，沿著A－A′剖面，地殼厚度的變化與地表地形大致呈鏡像關系，以南北重力梯度帶為界，東南部的遼東臺隆、松遼盆地和燕山帶地殼較薄，莫霍面深度在28～35km范圍內(nèi)變化；西北部的興蒙造山帶地殼相對較厚，可達38～40km；而在重力梯度帶附近，莫霍面深度變化強烈，在～100km的橫向范圍內(nèi)從東向西增加了約8km.

3.2 地幔轉換帶結構

圖5給出了B－B′剖面地幔轉換帶結構的偏移成像結果.使用一維速度模型的偏移結果（圖5b）與考慮地殼結構橫向變化的偏移結果（圖5c）呈現(xiàn)相似的地幔轉換帶間斷面結構，410km和660km間斷面的深度范圍未出現(xiàn)較大差異，這說明地幔轉換帶間斷面圖像對地殼速度結構橫向變化不如莫霍面敏感.總體來說，研究區(qū)域之下410km和660km間斷面都表現(xiàn)出連續(xù)的強間斷面結構特征.但是在經(jīng)度119.5°E附近，410km間斷面出現(xiàn)了小尺度的抬升（圖5c），而在660km間斷面的相應位置卻未發(fā)現(xiàn)異常，因此我們認為這一現(xiàn)象屬于真實的間斷面結構特征，而非使用錯誤的速度模型所導致的結果.除了經(jīng)度119.5°E位置處的異常，410km間斷面在經(jīng)度116.5°E—123°E范圍內(nèi)深度基本在415～420km之間變化，而在經(jīng)度123°E以東有所下沉，下沉的尺度最大可以達到20km.660km間斷面的情況則更為復雜：經(jīng)度116.5°E—120.5°E范圍內(nèi)，雖然略有起伏，但深度變化不大（～670km）；121°E—122°E范圍內(nèi)，在660km和690km深度出現(xiàn)雙重界面；123°E—124.5°E范圍內(nèi)，660km 間斷面有顯著抬升，抬升的尺度最大可以達到15km.除了410km和660km間斷面之外，在經(jīng)度121.5°E—124°E的范圍我們還發(fā)現(xiàn)520km深度附近出現(xiàn)兩組較強的信號，且信號的深度和強度橫向變化明顯.

4 解釋與討論

通過接收函數(shù)疊后偏移成像，我們觀測到了研究區(qū)域地幔轉換帶間斷面結構的異常，特別是在經(jīng)度122.5°E—124.5°E的范圍內(nèi)，410km 間斷面下沉5～20km，660km間斷面抬升5～15km.當我們在接收函數(shù)偏移速度模型中考慮了地殼結構的橫向變化后，這一異常仍然存在（圖5c）.如果模型中上地幔淺部速度不準確，410km與660km間斷面圖像應表現(xiàn)為同時下沉或者同時抬升，而這并未在我們的偏移圖像中出現(xiàn).因此，我們認為觀測到的異?，F(xiàn)象不大可能是采用的速度模型不準確造成的結果.此外，經(jīng)度121°E—122°E的范圍內(nèi)，660km 間斷面呈現(xiàn)雙重界面的特征.雖然理論接收函數(shù)中，220km間斷面所產(chǎn)生的多次反射波PpP220s通常出現(xiàn)在660km深度附近［4］；但是本研究選取的地震事件震中距分布相對均勻（圖1），而且對大量接收函數(shù)進行Ps震相時差校正和疊加，能夠有效地突出轉換波信號，壓制多次波信號.因此，出現(xiàn)在660km和690km深度處的強信號不大可能是多次反射波干擾的結果.考慮到震中距范圍為28°～35°的接收函數(shù)在410km和660km深度的Ps轉換震相可能會受到PP震相的干擾，我們還采用震中距35°～92°的接收函數(shù)進行了地幔轉換帶結構的偏移成像，成像結果顯示出與圖5一致的410km與660km間斷面形態(tài)，表明PP干擾震相的影響較小.這是由于28°～35°震中距接收函數(shù)數(shù)量只占所有接收函數(shù)總量的～0.9%，且時差校正和疊加方法也能有效壓制干擾信號，因此保證了成像結果的可靠性.

為了獲得整條剖面的地幔轉換帶厚度分布，我們分別提取了偏移圖像中400～440km和640～700km兩個深度范圍內(nèi)的最大振幅（如在后一深度范圍內(nèi)出現(xiàn)兩個信號，我們考慮較淺的信號），將其深度作為410km和660km間斷面的深度，并由兩者之差得到地幔轉換帶厚度.通過對采用不同速度模型、不同疊加單元尺度和不同頻率成分的偏移圖像進行分析，我們還判斷了每一計算點地幔轉換帶厚度的不確定性（圖6）.由于測線東南邊緣（經(jīng)度124°E以東）數(shù)據(jù)量相對較少（圖5a），410km間斷面和660km間斷面圖像的可靠性較低，我們只考慮經(jīng)度124°以西的區(qū)域.分析結果顯示，除了經(jīng)度121°～122°之間因660km間斷面雙重界面信號的相互干擾而產(chǎn)生的較大不確定性之外，其他區(qū)域的誤差都在10km范圍內(nèi).地幔轉換帶厚度在經(jīng)度118°以西的地區(qū)保持全球平均水平，經(jīng)度118°E—120.5°E之間高于全球平均5km左右，經(jīng)度122.5°以東的北黃海地區(qū)則迅速下降，厚度最小的區(qū)域低于全球平均厚度15～20km.雖然經(jīng)度123.5°E—124°E之間用于成像的接收函數(shù)數(shù)量相對于經(jīng)度123.5°以西有所減少，但是地幔轉換帶厚度在北黃海地區(qū)減薄的趨勢仍顯而易見.這與Ai等［23］以及Li和Yuan［4］在同一地區(qū)獲得的地幔轉換帶厚度橫向變化圖像基本一致（圖6）.

地幔轉換帶厚度因其對速度模型較低的依賴性常常被用來研究地幔轉換帶的溫度環(huán)境異常［24］.我們的研究結果顯示，經(jīng)度118°E以西的研究區(qū)域410km和660km間斷面的形態(tài)以及地幔轉換帶的厚度都未出現(xiàn)明顯偏離全球平均的異常，這表明，太平洋俯沖板塊可能未延伸到經(jīng)度118°E以西的地幔轉換帶區(qū)域，因此沒有對410km和660km間斷面形態(tài)和轉換帶厚度造成明顯影響.而經(jīng)度123°以東的地幔轉換帶厚度低于全球平均10～20km，可能意味著該地區(qū)上地幔底部至少有100℃的高溫異常［25］.Ai和Shen為了解釋這一異常，提出了一個小尺度熱流上涌的模型［26］；他們認為中國東北地區(qū)太平洋俯沖板塊在地幔轉換帶停滯并向西延伸，下沉的板塊物質在經(jīng)度126°E—130°E范圍內(nèi)局部穿透660km間斷面進入下地幔，這一過程產(chǎn)生局部地幔擾動，使得穿透區(qū)域以西出現(xiàn)小尺度下地幔熱物質上涌，從而造成了地幔轉換帶的高溫異常.

我們的研究結果支持這一模型.第一，地幔轉換帶厚度偏小的區(qū)域不僅660km間斷面有抬升，410km間斷面也出現(xiàn)了較大幅度的下沉，說明異常不只發(fā)生在660km深度，這與下地幔物質上涌造成整個地幔轉換帶處于較高溫度環(huán)境的推測是一致的.第二，經(jīng)度121°E—122°E之間660km深度附近出現(xiàn)雙重界面（圖5），我們將此解釋為γ相尖晶石分解成鈣鈦礦和鎂質方鐵礦和石榴石轉變成鈦鐵礦兩種礦物體系相變的結果.礦物物理學實驗研究［27］表明，多重界面經(jīng)常出現(xiàn)在與俯沖板塊相關的低溫環(huán)境，理論計算指出，低溫條件下與上述兩種相變相對應的界面深度范圍分別為608～664km和690～693km.我們成像結果顯示的雙重界面深度與此是一致的，表明經(jīng)度121°E—122°E之間的上地幔底部溫度相對較低，與俯沖板塊在該處停滯相吻合；118°E—121°E區(qū)域，660km深度附近僅出現(xiàn)單一界面（圖5），但地幔轉換帶仍相對較厚，只是厚度向西逐漸減?。▓D5）.這一圖像可能反映了俯沖板塊向西延伸至這一區(qū)域，而且其影響向西逐漸減小.

除了410km和660km間斷面，我們還在研究區(qū)域東部（經(jīng)度121.5°E—124°E）520km深度附近觀測到了較強的信號（圖5（b，c）），與全球其它地區(qū)出現(xiàn)520km間斷面的深度大致吻合.礦物物理研究認為，520km間斷面的深度和形態(tài)由橄欖石β相到γ相以及石榴石到富Ca鈣鈦礦的兩種相變控制，且受地幔轉換帶的礦物組分和溫度條件影響［28］.在地幔轉換帶富含Ca的情況下，例如在俯沖帶因俯沖洋殼帶來的Ca富集地區(qū)，上述兩種相變的共同作用可能使520km間斷面出現(xiàn)分裂（即出現(xiàn)雙重界面）［29］.我們在太平洋俯沖板塊穿過或停滯于地幔轉換帶的區(qū)域觀測到520km深度附近的兩組較強信號，與礦物物理的這一解釋相符合.但這些信號深度和強度的橫向變化是否對應于太平洋俯沖板塊形態(tài)的變化及其引起的地幔成分和溫度變化，還有待于進一步的細致分析以及礦物物理實驗數(shù)據(jù)的約束.

本文主要關注的是華北克拉通東北部邊界及其鄰近地區(qū)的地幔轉換帶結構，但同時我們也獲得了該地區(qū)的地殼厚度分布，結果表現(xiàn)為從西北（～40km）到東南（～32km）逐漸遞減的特征.東南部位于華北克拉通邊界附近的燕山帶、松遼盆地和遼東臺隆地殼相對較薄，可能反映了這些地區(qū)受到中－新生代華北克拉通構造活化和破壞事件的影響，發(fā)生了地殼的改造和減薄［30］.地殼厚度在南北重力梯度帶附近出現(xiàn)明顯變化，與前人在同一地區(qū)觀測到巖石圈速度結構和厚度發(fā)生強烈橫向變化的位置［11，13］大致對應.結合在華北克拉通內(nèi)部獲得的類似觀測結果［21，31－32］，表明重力梯度帶可能是華北克拉通至東北地區(qū)大陸內(nèi)部巖石圈尺度的重要構造邊界帶.此外，Ps轉換波與PpPs多次波偏移成像結果的對比進一步表明，接收函數(shù)波動方程疊后偏移方法同樣適用于PpPs多次波，并且相對于Ps轉換波，PpPs多次波更適合研究盆地覆蓋地區(qū)的地殼結構.

5 結 論

我們利用密集流動臺陣資料，獲得的接收函數(shù)波動方程偏移圖像顯示：

（1）在經(jīng)度122.5°E—124°E 之間的北黃海地區(qū)，410km間斷面下沉，660km間斷面抬升，地幔轉換帶厚度低于全球平均10～20km，表明該地區(qū)地幔轉換帶溫度較高，可能與俯沖板塊局部穿透660km間斷面進入下地幔所導致的小尺度地幔對流有關；

（2）在北黃海以西119°E—122°E 經(jīng)度范圍，660km間斷面局部出現(xiàn)雙重界面，地幔轉換帶厚度略高于全球平均，可能反映了太平洋俯沖板塊停滯于該區(qū)域之下的地幔轉換帶中；

（3）經(jīng)度118°E以西的研究區(qū)域，410km和660km間斷面結構及其地幔轉換帶厚度基本正常，表明太平洋俯沖板塊可能未延伸到這一區(qū)域的地幔轉換帶，對其結構影響不明顯；

（4）研究區(qū)地殼東薄西厚，尤其在南北重力梯度帶附近變化顯著，可能反映該地區(qū)經(jīng)歷了復雜的東西差異性地殼構造過程.

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