高占永 張瑞青, 吳慶舉 張廣成

1） 中國(guó)北京100081中國(guó)地震局地球物理研究所2） 中國(guó)濟(jì)南250021山東省地震工程研究院

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中國(guó)東北地區(qū)下方660 km間斷面研究

1） 中國(guó)北京100081中國(guó)地震局地球物理研究所2） 中國(guó)濟(jì)南250021山東省地震工程研究院

圍繞中國(guó)東北地區(qū)下方俯沖的西太平洋板塊是停滯在地幔過(guò)渡帶內(nèi)水平向西伸展， 還是穿透660 km間斷面直接進(jìn)入下地幔， 始終是一個(gè)具有爭(zhēng)議的問(wèn)題． 本文基于P--SV轉(zhuǎn)換波對(duì)速度間斷面的敏感性， 利用中國(guó)數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)在東北地區(qū)布設(shè)的136個(gè)固定地震臺(tái)站記錄到的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)， 通過(guò)提取臺(tái)站下方的接收函數(shù)并采用共轉(zhuǎn)換點(diǎn)（CCP）疊加技術(shù)， 得到了該區(qū)域660 km間斷面的起伏變化圖像． 結(jié)果顯示， 東北地區(qū)下方660 km間斷面下沉幅度超過(guò)20 km的區(qū)域主要集中在44°N以南、 東西跨度約400 km的范圍內(nèi)． 660 km間斷面的下沉表明西北太平洋板塊俯沖到了中國(guó)東北地區(qū)下方， 在較小區(qū)域范圍內(nèi)觀測(cè)到的較大深度異?？赡馨凳局_板片穿透660 km間斷面直接進(jìn)入了下地幔．

中國(guó)東北地區(qū) 俯沖板塊 接收函數(shù) 共轉(zhuǎn)換點(diǎn)疊加 660 km間斷面

引言

西太平洋俯沖帶北起千島群島， 中經(jīng)日本海及伊豆-小笠原地區(qū)， 南至馬里亞納群島， 是世界上最典型、 最集中的俯沖帶， 也是板塊構(gòu)造學(xué)說(shuō)和地球動(dòng)力學(xué)研究的重點(diǎn)地區(qū)（臧紹先， 寧杰遠(yuǎn)， 1996）． 日本海俯沖帶是太平洋俯沖帶的一部分， 在日本海溝以29°傾角向西俯沖至我國(guó)東北地區(qū)下方約600 km深度附近（周元澤， 臧紹先， 2001； 李學(xué)清， 2004）， 造就了我國(guó)大陸唯一的深源地震區(qū)， 東北地區(qū)因此成為研究俯沖的海洋巖石圈板塊與大陸地幔相互作用的理想場(chǎng)所（張瑞青， 2010）． 另外， 長(zhǎng)白山火山與鏡泊湖火山群等均位于我國(guó)東北地區(qū)， 是陸內(nèi)火山的典型代表． 這些陸內(nèi)火山的存在， 使得我國(guó)東北地區(qū)成為俯沖帶研究的熱點(diǎn)地區(qū)．

在660 km深度附近， 地震波速度存在明顯的不連續(xù)現(xiàn)象. 作為上、 下地幔的分界面， 該速度間斷面（以下簡(jiǎn)稱為660 km間斷面）已經(jīng)在全球范圍內(nèi)被許多地震觀測(cè)資料所證實(shí)（Dziewonski， Anderson， 1981; Flanagan， Shearer， 1998）． 目前普遍認(rèn)為660 km間斷面的形成主要是由橄欖石的后尖晶石相變引起的（Ito， Takahashi， 1989）． 高溫高壓實(shí)驗(yàn)表明， 后尖晶石相變是一放熱過(guò)程， 這意味著在低溫異常情況下660 km相變界面加深， 反之抬升． 由于海洋巖石圈板塊具有明顯的低溫異常， 因此當(dāng)板片俯沖至660 km深度附近時(shí)， 常觀測(cè)到該間斷面具有明顯下沉跡象．

海洋巖石圈板塊在以負(fù)浮力為主的作用力驅(qū)使下向地球深部俯沖（Elsasser， 1967; Forsyth， Uyeda， 1975）． 當(dāng)其抵達(dá)過(guò)渡帶底部時(shí)， 在大于660 km深度時(shí)才會(huì)發(fā)生相變， 這樣同一深度處板塊周?chē)呀?jīng)發(fā)生相變的物質(zhì)由于密度相對(duì)較大， 對(duì)板塊的繼續(xù)俯沖會(huì)產(chǎn)生一定的阻滯作用（石耀霖， 2001）． 俯沖的板塊能否穿透660 km間斷面， 對(duì)地球物質(zhì)循環(huán)和地幔對(duì)流模式的研究具有重大意義. 若660 km間斷面能夠阻礙俯沖板塊下插， 則支持地幔分層對(duì)流模式， 反之則支持全地幔對(duì)流模式（臧紹先， 寧杰遠(yuǎn)， 1996； 李學(xué)清， 2004）． 臧紹先和寧杰遠(yuǎn)（1996）的數(shù)值模擬結(jié)果顯示， 俯沖板塊在660 km間斷面上可能有4種表現(xiàn)形式： ① 直接穿透660 km間斷面； ② 在660 km間斷面發(fā)生滯留堆積， 而后緩慢進(jìn)入下地幔； ③ 停留在該間斷面之上， 并在水平方向延伸較長(zhǎng)距離； ④ 在間斷面處發(fā)生分裂， 其不同部分可分別發(fā)生穿透、 堆積或水平延伸． 目前關(guān)于西太平洋俯沖帶的層析成像研究表明, 上述幾種情況在不同地區(qū)均有出現(xiàn)， 但是這些結(jié)果之間存在明顯差異， 甚至有些是相互矛盾的（Creager， Jordan， 1984; Kamiyaetal， 1989; van der Hilstetal， 1991; Fukaoetal， 1992; Yamanaka， 1993; Lietal， 2000）．

前人已采用不同方法對(duì)中國(guó)東北地區(qū)下方太平洋俯沖板塊的幾何形態(tài)和660 km間斷面的起伏特征進(jìn)行了大量研究． 早期層析成像結(jié)果顯示， 日本海俯沖帶穿透660 km間斷面， 至少可深入到800 km深度（Creager, Jordan, 1986）； Zhou和Clayton（1990）的層析成像結(jié)果卻支持俯沖板塊在660 km間斷面上變得水平， 并有分叉現(xiàn)象； 邵濟(jì)安等（2000）認(rèn)為太平洋板塊以26°傾角俯沖至660 km深度附近后， 該板塊似有停滯， 同時(shí)伴隨一陡直的冷板塊下插入下地幔． 近年來(lái)應(yīng)用大量區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)資料獲取的走時(shí)層析成像結(jié)果顯示， 俯沖的太平洋板塊在抵達(dá)660 km深度附近時(shí)并未直接進(jìn)入下地幔， 而是停滯在過(guò)渡帶底部， 且向西水平延伸1000 km到達(dá)大興安嶺下方（Zhao， 2004; Huang， Zhao， 2006）． 該結(jié)果用來(lái)支持俯沖板塊遇到660 km間斷面后受到了較大阻力， 因而彎曲變形， 近水平地堆滯在過(guò)渡帶底部．

除層析成像外， 接收函數(shù)是研究俯沖板塊幾何形態(tài)的另一途徑． 基于接收函數(shù)對(duì)速度間斷面的敏感性， 一些研究人員對(duì)我國(guó)東北地區(qū)下方660 km間斷面進(jìn)行了深入研究． Ai等（2003）以及Li和Yuan（2003）認(rèn)為， 該地區(qū)下方660 km間斷面存在一個(gè)東西延伸長(zhǎng)約400 km的下沉區(qū)域， 局部下沉達(dá)35 km． 據(jù)此， 推測(cè)太平洋板塊在牡丹江臺(tái)附近下方穿透660 km間斷面進(jìn)入了下地幔． 但Gerya等（2004）的研究結(jié)果卻沒(méi)有顯示牡丹江臺(tái)附近下方660 km間斷面明顯下沉．

隨著中國(guó)數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)建設(shè)工作的完成， 我國(guó)東北地區(qū)地震臺(tái)站近10年來(lái)在數(shù)量和覆蓋范圍方面都得到很大提高（鄭秀芬等， 2009）． 這些臺(tái)站記錄了全球范圍內(nèi)發(fā)生的大量地震事件． 本文擬利用這些區(qū)域地震資料， 采用接收函數(shù)方法， 對(duì)我國(guó)東北地區(qū)下方660 km間斷面的橫向變化特征進(jìn)行分析， 以期為西北太平洋板片的俯沖形態(tài)特征及其與660 km間斷面之間的相互作用方式等提供進(jìn)一步的地球物理學(xué)依據(jù)．

圖1 本文所用地震臺(tái)站及剖面位置分布示意圖

圖2 遠(yuǎn)震事件分布圖

1 數(shù)據(jù)資料

本文使用了136個(gè)地震臺(tái)站自2009年5月—2013年5月記錄到的天然地震事件的波形記錄， 臺(tái)站分布如圖1所示． 可以看到， 所用臺(tái)站在我國(guó)東北地區(qū)呈較均勻分布， 分別隸屬于黑龍江、 吉林、 遼寧、 內(nèi)蒙古等4個(gè)區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)． 為進(jìn)行接收函數(shù)的研究， 本文從這些臺(tái)站記錄到的事件中篩選出866個(gè)震中距為30°—95°、mb≥5.0且P波震相清晰的地震事件， 其震中分布如圖2所示． 為了保證研究結(jié)果的可靠性， 本文剔除了部分分量方位角異常的臺(tái)站（Niu， Li， 2011）在2012年以前的地震記錄．

2 方法與數(shù)據(jù)處理

遠(yuǎn)震體波受到震源時(shí)間函數(shù)、 傳播路徑、 接收臺(tái)站下方的介質(zhì)結(jié)構(gòu)以及儀器響應(yīng)等多種因素的共同影響． P波接收函數(shù)是從三分量遠(yuǎn)震P波波形中提取出關(guān)于接收介質(zhì)的水平響應(yīng)， 即用P波記錄的垂直分量對(duì)水平分量進(jìn)行反褶積后得到的時(shí)間序列， 其只與臺(tái)站下方的物性結(jié)構(gòu)有關(guān)， 與震源和傳播路徑基本無(wú)關(guān)（Vinnik， 1977； 吳慶舉， 曾融生， 1998）．

地震儀器記錄到的垂向地震波信號(hào)DV（t）和徑向地震波信號(hào)DR（t）可表示為

（1）

式中，I（t）表示儀器響應(yīng)，S（t）表示震源時(shí)間函數(shù)，MS（t）表示震源區(qū)介質(zhì)響應(yīng)，Mray（t）表示地震波傳播路徑響應(yīng)，EV（t）和ER（t）分別表示臺(tái)站下方介質(zhì)結(jié)構(gòu)響應(yīng)的垂向和徑向分量．

對(duì)于許多波形簡(jiǎn)單的遠(yuǎn)震事件的觀測(cè)（Burdick， Helmberger， 1974）和理論計(jì)算（Burdick， Langston， 1977）表明， 遠(yuǎn)震地表位移的垂直分量可近似表示為尖脈沖的時(shí)間函數(shù)與儀器響應(yīng)的褶積. 因此可以認(rèn)為, 臺(tái)站下方介質(zhì)結(jié)構(gòu)響應(yīng)的垂直分量近似為狄拉克函數(shù)， 故DR（t）可表示為

DR（t）=DV（t）*ER（t）.

（2）

將DR（t）對(duì)DV（t）作反褶積， 即可得到ER（t）．

將徑向分量與垂向分量在頻率域直接相除, 然后再反變換回到時(shí)間域的頻率域作反褶積（Helmberger， Wiggins， 1971）是求取接收函數(shù)常用的一種反褶積方法. 為保證運(yùn)算的穩(wěn)定性， 需引入“水準(zhǔn)量”（Langston， 1979）． 對(duì)于上地幔間斷面的探測(cè)而言， “水準(zhǔn)量”的選擇往往很困難， 該量值過(guò)小難以保證運(yùn)算穩(wěn)定性， 過(guò)大則會(huì)壓制能量較弱的上地幔間斷面轉(zhuǎn)換波震相（司少坤等， 2014）． 為此， 本文采用時(shí)間域迭代反褶積方法（Kikuchi， Kanamori， 1982）求取接收函數(shù). 其原理是通過(guò)最小二乘法使觀測(cè)到的徑向地震記錄與迭代計(jì)算得到的徑向地震記錄之差達(dá)到最小， 其中迭代計(jì)算得到的徑向地震記錄是一系列脈沖信號(hào)組成的時(shí)間序列與垂向地震記錄之間的褶積． 計(jì)算時(shí)， 首先將垂向地震記錄與徑向地震記錄作互相關(guān)， 求得接收函數(shù)中第一個(gè)最大脈沖信號(hào)的時(shí)間延遲和振幅值； 然后將該接收函數(shù)與垂向地震記錄作卷積以獲取徑向記錄； 最后將計(jì)算得到的徑向記錄與實(shí)際觀測(cè)得到的徑向記錄作最小二乘運(yùn)算， 若結(jié)果低于允許的誤差范圍， 則迭代終止， 否則需求取下一個(gè)脈沖信號(hào)來(lái)更新接收函數(shù)．

為從固定臺(tái)站記錄到的資料中獲取接收函數(shù)， 本文通過(guò)以下步驟對(duì)原始地震記錄進(jìn)行處理：

1） 選取震中距為30°—95°的地震事件， 以IASP91模型的P波理論到時(shí)為參考時(shí)間， 截取P波初至前50 s至后150 s的波形記錄；

2） 將原始波形記錄進(jìn)行去均值和去傾斜處理， 并進(jìn)行0.05—2 Hz的帶通濾波；

3） 限定地震記錄的垂向分量信噪比大于3；

4） 采用多道記錄互相關(guān)方法（VanDecar， Crosson， 1990）將不同臺(tái)站記錄到的同一地震事件進(jìn)行互相關(guān)， 以剔除垂向分量互相關(guān)系數(shù)小于0.7的臺(tái)站記錄；

5） 將水平分量的波形記錄按照后方位角旋轉(zhuǎn)為徑向分量和切向分量；

6） 通過(guò)時(shí)間域迭代反褶積得到P波徑向接收函數(shù)， 相對(duì)于頻率域反褶積， 時(shí)間域迭代反褶積雖計(jì)算量較大， 但其獲得的接收函數(shù)具有較高的信噪比和分辨率（Ligorría， Ammon， 1999; 武巖等， 2014）；

7） 對(duì)于所獲得的徑向接收函數(shù)再次應(yīng)用互相關(guān)方法， 篩選出互相關(guān)系數(shù)大于0.5的數(shù)據(jù)．

按照上述步驟， 本文共提取到有效接收函數(shù)39701條．

3 結(jié)果

為增強(qiáng)有效信號(hào)， 壓制噪聲信號(hào)， 本文采用共轉(zhuǎn)換點(diǎn)疊加方法對(duì)一定范圍內(nèi)的接收函數(shù)進(jìn)行疊加以獲取其平均振幅值（Tianetal， 2010， 2011）． 在CCP疊加過(guò)程中， 首先將整個(gè)研究區(qū)域進(jìn)行三維網(wǎng)格劃分， 每一個(gè)網(wǎng)格稱為一個(gè)像素點(diǎn)， 將所有落入同一像素點(diǎn)范圍內(nèi)的接收函數(shù)進(jìn)行疊加， 取其振幅平均值作為該像素點(diǎn)的初值； 然后對(duì)各像素點(diǎn)進(jìn)行一定范圍內(nèi)的滑動(dòng)平均， 最終取經(jīng)滑動(dòng)平均的振幅值作為各像素點(diǎn)對(duì)應(yīng)的振幅值． 在進(jìn)行CCP疊加成像的過(guò)程中， 需要利用背景速度模型進(jìn)行時(shí)深轉(zhuǎn)換， 本文選取IASP91模型作為參考模型（Kennett， Engdahl， 1991）．

為研究660 km間斷面的起伏變化特征， 在研究區(qū)域內(nèi)沿緯線方向選取了4條相互平行的CCP剖面， 其位置如圖1所示． 4條剖面長(zhǎng)度均為1200 km， 其中心點(diǎn)坐標(biāo)分別為（124°E、 44°N）、 （124°E、 42.5°N）、 （124°E、 41°N）和（124°E、 40°N）． 圖3給出的4條剖面， 即AA′，BB′，CC′和DD′顯示， 在660 km深度附近， 各剖面均有明顯的波阻抗變化（表現(xiàn)為正的振幅值）， 表明該處速度間斷面的存在．

由AA′剖面可以看出， 660 km間斷面在150 km距離處開(kāi)始逐漸下沉， 在400 km處下沉至最低點(diǎn)， 下沉幅度約為19 km， 之后在550 km距離附近重新回到660 km的平均深度位置． 這一區(qū)域660 km間斷面整體表現(xiàn)為沿剖面方向范圍達(dá)400 km的寬緩弧形下沉．

在其它剖面中， 660 km間斷面的下沉現(xiàn)象也十分明顯．BB′剖面中660 km間斷面在270 km距離附近表現(xiàn)為快速下沉， 至320 km處最大振幅出現(xiàn)在685 km深度附近， 420 km前后相變界面逐漸變寬， 最大振幅深度達(dá)694 km；CC′剖面中660 km間斷面從約250 km距離處開(kāi)始下沉， 下沉范圍持續(xù)至550 km， 其中， 在450—550 km區(qū)間內(nèi)， 660 km間斷面下沉達(dá)45 km；DD′剖面中， 660 km間斷面在310 km距離附近突然下沉約27 km， 之后沿剖面向右平緩回升， 在600 km處深度變?yōu)?09 km．

為探討我國(guó)東北地區(qū)下方660 km間斷面的起伏變化特征與俯沖的西北太平洋板片之間的關(guān)系， 我們將剖面兩側(cè)各50 km范圍內(nèi)發(fā)生的深震震源位置投影至CCP剖面上， 如圖3中黑點(diǎn)所示． 從深震發(fā)生的位置可以看出， 各剖面中660 km間斷面下沉最明顯的位置與俯沖板塊前端較為吻合． 由此可以推斷， 本文研究區(qū)域內(nèi)660 km間斷面的下沉是俯沖的太平洋板塊所致．

對(duì)比各個(gè)剖面中的下沉區(qū)域可以看出， 660 km間斷面所在最大深度從AA′剖面中的679 km逐漸加深到CC′剖面的705 km， 而后在DD′剖面中變淺為687 km， 總體呈中間深兩側(cè)淺的形態(tài)． 圖4給出了用本文中得到的660 km間斷面在40°N—44°N、 126°E—132°E范圍內(nèi)的深度數(shù)據(jù)繪制的三維表面圖. 可以看出， 660 km間斷面在所示區(qū)域中間部分呈漏斗狀突然大幅下沉．

在接收函數(shù)CCP疊加的時(shí)深轉(zhuǎn)換中， 常選取一個(gè)參考模型并根據(jù)P波與Ps轉(zhuǎn)換波的到時(shí)差來(lái)求取速度間斷面所在深度， 因此間斷面埋深常受到上部殼幔介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)變化的影響． 當(dāng)?shù)貧ず蜕系蒯ｍ敳砍霈F(xiàn)明顯的低速異常時(shí)， 會(huì)導(dǎo)致CCP剖面中660 km間斷面深度整體加深． 為排除所選參考模型對(duì)660 km間斷面埋深的影響， 本文計(jì)算了660 km與410 km間斷面的深度差， 即地幔過(guò)渡帶厚度， 如圖5所示． 地幔過(guò)渡帶厚度全球平均值約為250 km， 本文以240—260 km為地幔過(guò)渡帶厚度的正常變化范圍． 由圖5可知，AA′剖面地幔過(guò)渡帶厚度未出現(xiàn)顯著異常， 但在其它3個(gè)剖面中， 地幔過(guò)渡帶厚度明顯增厚， 但增厚部分多出現(xiàn)在各剖面右側(cè)部分． 其中，CC′剖面過(guò)渡帶厚度異常最為明顯， 其南北兩側(cè)剖面中過(guò)渡帶厚度異常特征呈逐漸減弱趨勢(shì)． 該過(guò)渡帶厚度的異常特征與圖3中660 km間斷面的起伏形態(tài)基本一致．

圖5 由共轉(zhuǎn)換點(diǎn)剖面得到的各剖面地幔過(guò)渡帶厚度圖

4 討論與結(jié)論

基于接收函數(shù)對(duì)結(jié)構(gòu)變化界面的敏感性， 本文對(duì)我國(guó)東北地區(qū)下方的660 km間斷面進(jìn)行了研究. 結(jié)果顯示, 該區(qū)域下方660 km間斷面存在局部下沉現(xiàn)象， 其下沉幅度超過(guò)20 km的區(qū)域集中在44°N以南、 東西跨度約400 km的區(qū)域范圍內(nèi)， 下沉幅度最大達(dá)45 km． 該結(jié)果與前人利用接收函數(shù)方法在東北地區(qū)得到的研究結(jié)果較為一致． 例如： Ai等（2003）用接收函數(shù)方法得到的結(jié)果表明， 660 km間斷面在40°N—44°N、 128°E—130.5°E范圍內(nèi)發(fā)生下沉； Li和Yuan（2003）采用同樣方法獲取了東北地區(qū)660 km間斷面的深度， 其結(jié)果也顯示660 km間斷面在一個(gè)長(zhǎng)約400 km的區(qū)域普遍發(fā)生下沉， 局部區(qū)域的下沉幅度甚至超過(guò)35 km． 與這些結(jié)果相比， 本文利用了更多的區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)資料， 獲取的接收函數(shù)多達(dá)4萬(wàn)條， 因而660 km深度附近的轉(zhuǎn)換點(diǎn)可以對(duì)整個(gè)研究區(qū)域形成很好的覆蓋．

一般認(rèn)為660 km速度間斷面是由橄欖石的后尖晶石相變主導(dǎo)的， 即林伍德石分解為鈣鈦礦和鐵方鎂石（Ito， Takahashi， 1989）． 由于這一相變具有負(fù)的克拉珀龍（Clapeyron）斜率， 即隨著溫度的升高（降低）， 相變所需的壓力會(huì)有所降低（升高）， 因此660 km間斷面表現(xiàn)為抬升（下沉）． 高溫高壓實(shí)驗(yàn)測(cè)定的660 km間斷面的克拉珀龍斜率變化范圍為-1.3 MPa/K （Feietal， 2004）至-2.8 MPa/K （Ito， Takahashi， 1989）． 如果采用-2.0 MPa/K的斜率計(jì)算， 40 km的下沉所對(duì)應(yīng)的低溫異常約為667 K．

接收函數(shù)與走時(shí)層析成像和數(shù)值模擬結(jié)果具有一致性． 區(qū)域?qū)游龀上窠Y(jié)果顯示我國(guó)東北地區(qū)下方過(guò)渡帶底部具有明顯的P波高速異常， 其異常幅度約為2%． 地震波速度的異常常歸因于地幔溫度的橫向變化， 而忽略地?；瘜W(xué)成分的不均勻性對(duì)地震波速度的影響. 以實(shí)驗(yàn)室測(cè)定的地震波速度對(duì)溫度的敏感度-0.43%/100 K計(jì)算， 約2% （Cammaranoetal， 2003）的高速異常對(duì)應(yīng)的溫度異常約為-450 K， 比接收函數(shù)所推測(cè)的低溫異常要低一些． 數(shù)值模擬結(jié)果（Kawakatsu， Yoshioka， 2011）則表明， 西北太平洋板塊俯沖至地幔過(guò)渡帶深度時(shí)， 其中心溫度比周?chē)蒯囟鹊图s650 K， 與接收函數(shù)推測(cè)的結(jié)果較為吻合．

需要特別指出的是， 接收函數(shù)中660 km間斷面的橫向變化特征與區(qū)域走時(shí)成像中高速異常分布范圍具有明顯區(qū)別． 一些區(qū)域?qū)游龀上窠Y(jié)果顯示， 以約28°傾角俯沖的太平洋板塊在我國(guó)東北地區(qū)下方500—600 km深度突然變得水平并停滯于地幔過(guò)渡帶之中， 停滯板塊由132°E延伸至120°E附近， 水平向西達(dá)1000余千米（Zhao， 2004; Huang， Zhao， 2006）． 由此可以推測(cè)， 660 km間斷面應(yīng)在較大的范圍內(nèi)存在下沉現(xiàn)象， 但本文接收函數(shù)結(jié)果并沒(méi)有發(fā)現(xiàn)660 km間斷面的大范圍下沉． 從本文的4個(gè)CCP剖面可以看出， 660 km間斷面雖然均出現(xiàn)大幅下沉， 但其下沉區(qū)域主要集中在沿剖面方向300—400 km寬的局部區(qū)域內(nèi)．

AA′剖面中660 km間斷面在150 km距離左側(cè)變化異常平緩， 深度保持在667 km上下；BB′剖面中660 km間斷面在下沉區(qū)域左側(cè)大都保持在660 km的深度， 只是在-230 km距離附近至-50 km區(qū)間呈小幅上升， 幅度約為9 km；CC′和DD′剖面中， 660 km間斷面在300 km距離左側(cè)的形態(tài)基本一致， 其間斷面的深度雖有一定變化， 但均保持在±10 km的范圍內(nèi)， 尤其是在剖面-400—-600 km距離區(qū)間內(nèi)， 其間斷面平穩(wěn)處于660 km深度． 總之， 在上述下沉區(qū)域之外， 各剖面中660 km間斷面均未出現(xiàn)大幅下沉的現(xiàn)象．

另外， 本文結(jié)果與三重震相研究也具有很好的對(duì)應(yīng)性． 三重震相波形模擬認(rèn)為朝鮮半島及其周邊地區(qū)下方過(guò)渡帶結(jié)構(gòu)存在明顯的區(qū)域變化（Zhangetal， 2012）． 朝鮮半島下方660 km間斷面速度跳躍明顯要小， 而與其毗鄰的華北克拉通北部區(qū)域下方間斷面速度跳躍則與之明顯不同， 速度跳躍約8.5%． 這樣的速度跳躍可支持西北太平洋板塊尚未俯沖至華北克拉通北部地區(qū)這一結(jié)論， 也進(jìn)一步證實(shí)了本文的觀測(cè)結(jié)果．

綜合本文觀測(cè)到的660 km間斷面的區(qū)域性下沉和地幔過(guò)渡帶的局部增厚， 以及深震分布特征、 三重震相等其它地球物理觀測(cè)結(jié)果， 本文推測(cè)西北太平洋俯沖板塊可能并未大面積停滯于地幔過(guò)渡帶之中， 而是在660 km深度附近經(jīng)過(guò)短暫的堆積停留， 可能在某些地方將穿透660 km間斷面而進(jìn)入下地幔．

中國(guó)地震局地球物理研究所國(guó)家數(shù)字測(cè)震臺(tái)網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心（doi:10.7914/SN/CB）為本文提供了地震波形數(shù)據(jù)（鄭秀芬等， 2009）， 在此表示感謝！

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A study on 660 km discontinuity beneath northeast China

1）InstituteofGeophysics，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100081，China

2）ShandongInstituteofEarthquakeEngineering，Ji’nan250021，China

It is highly debated on whether the subduction Pacific slab becomes stagnant in the transition zone and extends horizontally or it penetrates into the lower mantle when the leading of the Pacific slab reaches to a depth of 660 km beneath northeast China. Taking advantage of the sensitivity of P--SV conversions to the velocity discontinuities， we employ receiver function method to constrain the topography variation of the 660 km discontinuity beneath northeast China using common conversion point （CCP） stacking. The teleseismic data recorded by 136 permanent stations operated by CDSN in northeast China are used in this study. Our results show that the 660 km discontinuity deepening more than 20 km was observed in the region to the south of 44°N with length about 400 km in the east-west direction. The local depression of the 660 km discontinuity supports that the Pacific subduction slab has reached northeast China and it may penetrates into the lower mantle locally.

northeast China; subduction slab; receiver function; CCP stacking; 660 km discontinuity

10.11939/jass.2015.05.001.

國(guó)家自然科學(xué)基金（41474089, 41474074）資助.

2015-01-22收到初稿， 2015-04-09決定采用修改稿.

e-mail: zrq@cea-igp.ac.cn

10.11939/jass.2015.05.001

P315.3+1

A

高占永, 張瑞青, 吳慶舉, 張廣成. 2015. 中國(guó)東北地區(qū)下方660 km間斷面研究. 地震學(xué)報(bào), 37（5）: 711--721.

Gao Z Y, Zhang R Q, Wu Q J, Zhang G C. 2015. A study on 660 km discontinuity beneath northeast China.ActaSeismologicaSinica, 37（5）: 711--721. doi:10.11939/jass.2015.05.001.