楊凡， 張涵， 李娟,4*， 王新,4， 陳棋福,4

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 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 美國(guó)新墨西哥大學(xué)地球與行星科學(xué)系， Albuquerque 87131 4 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所， 黑龍江漠河地球物理國(guó)家野外科學(xué)觀測(cè)研究站， 北京 100029

0 引言

地幔轉(zhuǎn)換帶(Mantle Transition Zone, MTZ)是地球內(nèi)部?jī)蓚€(gè)地震波速度和密度不連續(xù)面之間的地幔中間層(深度約410～660 km)，是上、下地幔物質(zhì)交換和能量傳遞的必經(jīng)區(qū)域.通常認(rèn)為地幔轉(zhuǎn)換帶的上下界面，也稱為410-km間斷面和660-km間斷面，分別對(duì)應(yīng)于地幔的主要構(gòu)成礦物橄欖石的兩個(gè)高壓相變面：在約410 km深度處，壓力約為13.5 GPa，α相橄欖石相變?yōu)榫哂懈叩卣鸩ㄋ俸兔芏鹊摩孪嚅蠙焓?又稱瓦茲利石)，標(biāo)志地幔轉(zhuǎn)換帶的開始；在約660 km深度處，壓力約為23.5 GPa，γ相橄欖石(又稱林伍德石)分解成布里奇曼石和鎂方鐵礦，指示地幔轉(zhuǎn)換帶區(qū)域的結(jié)束和下地幔的開始(Katsura and Ito, 1989; Helffrich and Wood, 2001).高溫高壓實(shí)驗(yàn)表明410-km和660-km界面對(duì)應(yīng)的相變分別具有正的和負(fù)的克拉伯龍斜率，其界面的起伏變化反映了地幔熱結(jié)構(gòu)的異常(Ito et al., 1990; Bina and Helffrich, 1994; Helffrich and Wood, 2001; Fei et al., 2004).地幔轉(zhuǎn)換帶界面的物理性質(zhì)或物質(zhì)組分變化，在地震學(xué)中表現(xiàn)為界面附近的速度、密度、界面起伏甚至厚度的變化，體現(xiàn)在不同震相、不同頻率的地震波信號(hào)中.準(zhǔn)確約束地幔轉(zhuǎn)換帶界面附近的地震波速度結(jié)構(gòu)和界面起伏變化對(duì)于理解地幔在地球熱-化學(xué)演化中的角色，以及認(rèn)識(shí)整個(gè)地球的物質(zhì)組成和演化、地幔對(duì)流模式、板塊深俯沖及深源地震等地球深部動(dòng)力學(xué)問題都有重要的意義(周春銀等, 2010).

中國(guó)東北地區(qū)在地質(zhì)構(gòu)造上位于西伯利亞板塊、西北太平洋板塊與華北塊體之間，該地區(qū)中深源地震頻發(fā)，板內(nèi)火山活動(dòng)強(qiáng)烈，直接體現(xiàn)了俯沖動(dòng)力學(xué)背景下深部地幔和淺部巖石圈殼幔的相互作用.全球及區(qū)域地震層析成像研究均表明西北太平洋板塊在日本海溝處以較低傾角(～30°)向歐亞大陸俯沖，在中國(guó)東北地區(qū)下方抵達(dá)地幔轉(zhuǎn)換帶底部，西向折曲后繼續(xù)延伸約1500 km(Huang and Zhao, 2006; Fukao and Obayashi, 2013; Tang et al., 2014; Liu et al.,2017; Tao et al., 2018).中國(guó)東北地區(qū)不同尺度的結(jié)構(gòu)特征成為認(rèn)識(shí)地幔對(duì)流模式、地球深部物質(zhì)循環(huán)、深淺部物質(zhì)響應(yīng)等科學(xué)問題的典型和重要命題.也正因如此，在這一帶開展了科學(xué)目標(biāo)各有側(cè)重的地震學(xué)野外觀測(cè)試驗(yàn)，涌現(xiàn)出大量從地殼到巖石圈、軟流圈，及至地幔轉(zhuǎn)換帶和下地幔的不同尺度、不同頻率、不同研究方法的地震學(xué)結(jié)構(gòu)探測(cè)結(jié)果(如，F(xiàn)lanagan and Shearer, 1998; Deuss et al., 2006; 潘佳鐵等, 2014; Li and Yuen, 2014; Liu et al., 2015; Sheng et al., 2016; Tao et al., 2018; 陳棋福等, 2019; 張風(fēng)雪和吳慶舉, 2019; Lai et al., 2019; Sun et al., 2020; Wang et al., 2020; Zhang et al., 2020).

有關(guān)中國(guó)東北地區(qū)地幔轉(zhuǎn)換帶速度間斷面起伏及內(nèi)部結(jié)構(gòu)的研究主要表現(xiàn)在660-km間斷面起伏，與俯沖板片的相互關(guān)系以及長(zhǎng)白山等火山區(qū)深部結(jié)構(gòu)探測(cè)方面.接收函數(shù)和高頻S-P轉(zhuǎn)換波研究結(jié)果顯示，該區(qū)域660-km間斷面在與俯沖板片接觸區(qū)多表現(xiàn)出界面的加深，最大幅度可達(dá)50 km(Ai et al., 2003; Li and Yuan, 2003; Li et al., 2008; Liu et al., 2015; Tian et al., 2016; Zhang et al., 2016; Sun et al., 2020).同時(shí)，局部地區(qū)觀測(cè)到雙重660-km間斷面(Niu and Kawakatsu, 1996; Ai et al., 2003; Liu et al., 2015; Tian et al., 2016)，認(rèn)為與非橄欖石組分、水或Al等物質(zhì)的加入相關(guān).此外，三重震相波形擬合研究顯示，部分區(qū)域660-km間斷面表現(xiàn)為～50 km厚的速度梯度帶(Wang and Niu, 2010; Li et al., 2013).除660-km間斷面之外，在該區(qū)域也觀測(cè)到了復(fù)雜的520-km間斷面(Tian et al., 2016)和俯沖板片的上下界面(Wang et al., 2020).但是對(duì)于滯留在660-km間斷面上方的俯沖板片形態(tài)及結(jié)構(gòu)的認(rèn)識(shí)還不統(tǒng)一，特別是對(duì)板片內(nèi)是否存在“空缺”這一現(xiàn)象的認(rèn)識(shí)(Takeuchi et al., 2014; Tang et al., 2014; Chen et al., 2017; 雷建設(shè)等, 2018; Lai et al., 2019).對(duì)于410-km間斷面的研究多基于SS前驅(qū)波、ScS多次反射波及接收函數(shù)等方法，不同方法獲得的結(jié)果均表明該間斷面有整體的下沉趨勢(shì)(Flanagan and Shearer, 1998; Liu et al., 2015; Tian et al., 2016; Zhang et al., 2016; Wang et al., 2017)，這與深俯沖動(dòng)力學(xué)背景下冷的溫度異常對(duì)間斷面起伏的影響并不一致，體現(xiàn)了該區(qū)域410-km間斷面很可能受到溫度和物質(zhì)成分異常共同作用，而該界面的復(fù)雜特征和形成機(jī)制在前人的研究中討論較少.這些與地幔轉(zhuǎn)換帶結(jié)構(gòu)相關(guān)的問題亟需更高精度的地幔間斷面三維結(jié)構(gòu)成像來(lái)解決，以便更好認(rèn)識(shí)深俯沖區(qū)域可能的熱和物質(zhì)成分異常.

近年來(lái)地震臺(tái)陣的密集布設(shè)以及地震偏移理論的成熟，為研究特定區(qū)域下方的復(fù)雜介質(zhì)結(jié)構(gòu)提供了良好的數(shù)據(jù)基礎(chǔ)和技術(shù)方法，對(duì)地球深部結(jié)構(gòu)的精細(xì)成像變得切實(shí)可行.本文利用東北地區(qū)布設(shè)的高密度臺(tái)站波形資料(圖1)，采用能夠還原復(fù)雜界面信息的Ps散射核方法，獲得了中國(guó)東北地區(qū)下方地幔轉(zhuǎn)換帶及附近區(qū)域的詳細(xì)結(jié)構(gòu)信息，確證了410-km和660-km間斷面復(fù)雜的起伏變化及地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)部清晰的俯沖板片形態(tài)，為認(rèn)識(shí)深俯沖動(dòng)力學(xué)背景下地幔轉(zhuǎn)換帶界面起伏特征及內(nèi)部物質(zhì)、能量變化提供了新的地震學(xué)觀測(cè)約束.

圖1 研究區(qū)域概況及臺(tái)站分布黑色方塊代表國(guó)家測(cè)震臺(tái)網(wǎng)的固定地震臺(tái)站，藍(lán)色三角形為NECESSArray流動(dòng)臺(tái)陣的臺(tái)站，洋紅色倒三角是NECsaids寬頻帶臺(tái)陣的流動(dòng)臺(tái)站.棕色圓點(diǎn)是該區(qū)域內(nèi)深度大于380 km的地震事件(地震目錄來(lái)自ISC-EHB，時(shí)間跨度1976年1月—2017年12月).黑色粗線表示圖7中測(cè)線所在的位置.NSGL表示南北重力梯度帶；SLB表示松遼盆地；TLF表示郯廬斷裂帶；CBS、LG和JPH分別表示長(zhǎng)白山火山、龍崗火山和鏡泊湖火山；白色虛線為俯沖太平洋板片等深線.右上插圖顯示了研究中用到的遠(yuǎn)震事件分布，數(shù)字為震中距.Fig.1 The tectonics and distribution of stationsThe black squares show the permanent stations of China Digital Seismic Network (CSN), and the blue triangles and magenta inverted triangles represent the temporary array of NECESS Array and NECsaids, respectively. The brown dots show the deep earthquakes (depth >380 km) in this region from the ISC-EHB catalogues, in the period of January 1976 to December 2017. The thick black lines indicate the locations of the profiles in Fig.7. The white dashed curves show the bathymetric contour of subducted Pacific slab. There are some geological tectonic units include NSGL (the North-South Gravity Lineament), SLB (Songliao Basin), TLF(Tanlu Fault), CBS (Changbaishan Volcano), JPH (Jingpohu Volcano), LG (Longgang Volcano). CSN, China Digital Seismic Network; NECsaids, Northeast China Seismic Array to Investigate Deep Subduction; NECESSArray, Northeast China Extended Seismic Array. The inserted upper right figure shows the distribution of teleseismics and the numbers represent the epicentral distance.

1 研究方法和數(shù)據(jù)

1.1 Ps散射核偏移

接收函數(shù)是研究臺(tái)站下方速度間斷面及其結(jié)構(gòu)性質(zhì)的典型手段之一.其基本原理是：根據(jù)“等效震源”假定(Langston, 1979)，當(dāng)遠(yuǎn)場(chǎng)地震波以近垂直方向入射到接收臺(tái)站時(shí)，接收臺(tái)站記錄到的P波垂直分量可以視為從震源到接收臺(tái)站的入射波，徑向分量包含了臺(tái)站下方間斷面的Ps轉(zhuǎn)換震相和多次反射波信息.在時(shí)間域中，遠(yuǎn)震P波可以表示為震源時(shí)間函數(shù)與傳播路徑的介質(zhì)響應(yīng)以及儀器響應(yīng)的褶積，利用徑向分量和垂直分量之間的反褶積可以得到臺(tái)站下方的S波速度結(jié)構(gòu).概言之，接收函數(shù)就是臺(tái)站下方速度間斷面產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波和多次反射波到時(shí)的時(shí)間序列.

為了研究地殼及地球深部速度間斷面的橫向變化，前人將地震勘探中廣泛應(yīng)用的地震疊加和偏移技術(shù)應(yīng)用到天然地震臺(tái)陣觀測(cè)數(shù)據(jù)的處理中.傳統(tǒng)的共轉(zhuǎn)換點(diǎn)疊加(Common Conversion Point stacking, CCP)接收函數(shù)方法(Zhu, 2000)在全球各區(qū)域地球深部結(jié)構(gòu)成像研究中取得了成功的應(yīng)用(Ai et al., 2003; Steckler et al., 2008; Tauzin et al., 2013; Liu et al., 2015; Sun et al., 2018).該方法基于水平層狀介質(zhì)假設(shè)，存在Fresnel衍射半徑的限制，對(duì)橫向速度變化大、含傾斜構(gòu)造、凹陷結(jié)構(gòu)等介質(zhì)的成像效果并不好，不能準(zhǔn)確反映實(shí)際界面位置(Rondenay, 2009; Levander and Miller, 2012; Cheng et al., 2016; Zhang and Schmandt, 2019).為提高接收函數(shù)成像精度，在借鑒人工地震偏移疊加方法理論的基礎(chǔ)上，學(xué)者們提出了各種適應(yīng)性更強(qiáng)、算法更精細(xì)的偏移方法(Bostock et al., 2001; Chen et al., 2005; Liu and Levander, 2013; Cheng et al., 2016; Li et al., 2018; Zhang and Schmandt, 2019).本文將Ps散射核疊前深度偏移成像方法(簡(jiǎn)稱Ps散射核方法)應(yīng)用到接收函數(shù)成像中.該方法基于散射核(scattering kernel)理論(Dahlen et al., 2000; Rondenay, 2009)，通過引入玻恩(Born)近似實(shí)現(xiàn)接收函數(shù)的波動(dòng)方程偏移.該方法不依賴水平界面假設(shè)，不受Fresnel衍射半徑的限制，由于考慮了速度擾動(dòng)引起的相位變化和振幅變化，能夠?qū)瑑A斜界面、橫向速度變化大等特點(diǎn)的復(fù)雜地下結(jié)構(gòu)進(jìn)行較好的成像(Bostock, 2007; Rondenay, 2009; Cheng et al., 2016; Zhang and Schmandt, 2019).

圖2 Ps散射核方法原理示意圖(a)和(b)給出了Ps散射核方法中涉及到的空間幾何關(guān)系.三角形表示接收臺(tái)站，五角星代表震源，方塊是散射點(diǎn)，黑色虛線是偏移等時(shí)線.Tsx表示遠(yuǎn)震P波從震源出發(fā)到散射點(diǎn)處的走時(shí)；Txr表示近場(chǎng)S波從接收臺(tái)站反向傳播到散射點(diǎn)的走時(shí)；Tsr表示遠(yuǎn)震P波從震源到接收臺(tái)站的走時(shí)；ksx表示遠(yuǎn)震P波波場(chǎng)的歸一化慢度矢量；kxr表示近場(chǎng)S波波場(chǎng)的歸一化慢度矢量；和分別表示SH波和SV波的極化方向，滿足散射點(diǎn)和接收臺(tái)站之間的幾何關(guān)系.ψsrx表示震源和散射點(diǎn)相對(duì)于接收臺(tái)站之間的后方位角差；θxr表示從散射點(diǎn)到接收臺(tái)站之間的S波入射角.(c)單個(gè)理論接收函數(shù)的偏移剖面.藍(lán)色實(shí)線是理論P(yáng)波射線路徑，紅色虛線是理論S波射線路徑.水平黑色虛線是理論的410-km和660-km間斷面深度.Fig.2 The theory of Ps scattering kernel method(a) and (b) illustrate the ray geometry of the Ps scattering kernel migration. The station, source, and scatter are denoted by triangles, stars, and squares, respectively. Tsx is the travel time of teleseismic P wave between the source and the scatter, Txr is the local S wave travel time from the receiver to the scatter, and Tsr is the travel time of teleseismic P wave between the source and the receiver. ksx and kxrare normalized slowness vectors of teleseismic P wave and local S wave, respectively. are the polarization of SH and SV wave with scatter-receiver geometry, respectively. ψsrx is the back azimuth difference between the source and the scatter point. θxr is the incidence of the S wave propagated from scatter to receiver. (c) A migrated profile of one synthetic receiver function. The blue solid lines are the theoretical ray path of the P wave, while the red dashed lines are the theoretical ray path of the S wave. The two horizontal black dashed lines correspond to the theoretical depth of 410-km and 660-km discontinuities.

Ps散射核方法(Zhang and Schmandt, 2019)在原始接收函數(shù)的基礎(chǔ)上增加散射核函數(shù)權(quán)重，考慮了速度擾動(dòng)引起的相位變化和振幅變化，將空間內(nèi)所有點(diǎn)對(duì)該臺(tái)站記錄到的波形的貢獻(xiàn)進(jìn)行加權(quán)疊加.Ps散射核方法的接收函數(shù)f(x)可以寫成：

(1)

其中，W(s,r,x)是散射核函數(shù)，表示在散射點(diǎn)x處的權(quán)重系數(shù)，s、r、x分別代表了震源、接收臺(tái)站和散射點(diǎn)，該函數(shù)考慮了散射系數(shù)、幾何擴(kuò)散和衰減吸收帶來(lái)的振幅效應(yīng)；RF(s,r,t)是每個(gè)震源-接收臺(tái)站所對(duì)應(yīng)的接收函數(shù)，即原始的接收函數(shù)；Tsx表示遠(yuǎn)震P波從震源出發(fā)傳播到散射點(diǎn)處的走時(shí)；Txr表示近場(chǎng)S波從接收臺(tái)站反向傳播到散射點(diǎn)的走時(shí)；Tsr表示遠(yuǎn)震P波從震源到接收臺(tái)站的走時(shí)(圖2).在實(shí)際計(jì)算過程中，需要對(duì)區(qū)域內(nèi)的每個(gè)散射點(diǎn)計(jì)算兩個(gè)波場(chǎng)：震源到散射點(diǎn)正向傳播的遠(yuǎn)場(chǎng)P波波場(chǎng)和臺(tái)站到散射點(diǎn)反向傳播的近場(chǎng)S波波場(chǎng).我們采用快速行進(jìn)算法(Fast Marching Method，F(xiàn)MM )計(jì)算波場(chǎng)走時(shí)(De Kool et al., 2006)，該方法可以快速計(jì)算三維速度模型中地震波走時(shí)，為后續(xù)進(jìn)行三維成像奠定了基礎(chǔ).

公式(1)中的散射核函數(shù)W(s,r,x)可進(jìn)一步表示為(Cheng et al., 2016; Zhang and Schmandt, 2019)：

(2)

在實(shí)際計(jì)算過程中，受到接收函數(shù)采樣不規(guī)則的影響，各個(gè)疊加半徑內(nèi)接收函數(shù)數(shù)量不均衡，使得網(wǎng)格之間偏移結(jié)果的絕對(duì)振幅存在較大的偏差，為此增加了歸一化因子，最終的接收函數(shù)G(x)可以表示為：

G(x)=

(3)

其中，|W(s,r,x)|表示W(wǎng)(s,r,x)的絕對(duì)值；G(x)與接收函數(shù)具有相同的意義和單位，即代表Ps轉(zhuǎn)換波和直達(dá)P波之間的振幅比.疊加和歸一化的應(yīng)用使得該振幅比只是相對(duì)值，不能代表絕對(duì)的Ps/P振幅比，因此在解釋偏移成像結(jié)果時(shí)，側(cè)重關(guān)注偏移成像的間斷面起伏信息.

1.2 數(shù)據(jù)和接收函數(shù)的提取

研究中用到的地震波形數(shù)據(jù)主要來(lái)自國(guó)家固定臺(tái)網(wǎng)及兩個(gè)流動(dòng)地震臺(tái)陣NECsaids和NECESSArray(圖1).收集的80個(gè)固定地震臺(tái)站波形數(shù)據(jù)(鄭秀芬等, 2009)的時(shí)間跨度為2007年8月至2017年12月.“探測(cè)深俯沖的中國(guó)東北地震臺(tái)陣” NECsaids(North East China Seismic Array to Investigate Deep Subduction)包含55個(gè)寬頻帶流動(dòng)臺(tái)站數(shù)據(jù)(Wang et al., 2016)，時(shí)間跨度為2010年7月至2014年11月.該流動(dòng)臺(tái)陣主要沿東西走向和南北走向兩條測(cè)線布設(shè)，同時(shí)穿插布設(shè)了一些面狀臺(tái)站，使得臺(tái)站平均間距可以達(dá)到20～30 km，是中國(guó)東北地區(qū)較密集臺(tái)陣之一.本研究還用到了中-美-日國(guó)際合作布設(shè)的77個(gè)NECESSArray寬頻帶臺(tái)陣2009年9月到2011年8月間的波形記錄(Tao et al., 2014).這些臺(tái)站主要覆蓋了120°E—140°E和40°N—50°N之間的區(qū)域，包括松遼盆地、長(zhǎng)白山火山、鏡泊湖火山、龍崗火山、郯廬斷裂帶等地質(zhì)構(gòu)造單元/區(qū)域(圖1).以上臺(tái)站總計(jì)212個(gè)，在空間上互相穿插，區(qū)域互補(bǔ)，形成了研究區(qū)域內(nèi)迄今為止極高密度的地震觀測(cè)網(wǎng)絡(luò)系統(tǒng)，為研究該區(qū)域下方的地幔轉(zhuǎn)換帶結(jié)構(gòu)提供了良好的數(shù)據(jù)基礎(chǔ).

我們選取了震中距范圍在30°～90°，MW震級(jí)大于5.2，三分量完整、初至P波清晰的地震事件，截取P波理論初至到時(shí)前50 s、后120 s之間的波形數(shù)據(jù)來(lái)提取遠(yuǎn)震P波接收函數(shù).首先對(duì)原始地震數(shù)據(jù)做降采、去均值、去線性趨勢(shì)、去儀器響應(yīng)等處理，并對(duì)數(shù)據(jù)做0.02～2.0 Hz的二階帶通濾波來(lái)減少低頻和高頻噪聲信號(hào)的干擾；然后將水平分量數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)到徑向和切向方向；最后采用時(shí)間域最大熵譜反褶積方法(Tselentis, 1990; Wu et al., 2007)提取原始接收函數(shù)，其中水準(zhǔn)因子k=0.001，高斯濾波系數(shù)a=1.5(相當(dāng)于拐角頻率0.75 Hz).在分量旋轉(zhuǎn)前，還利用P波質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)分析校正了臺(tái)站可能出現(xiàn)的方位角問題(Niu and Li, 2011; Wang et al., 2016).最終從1949個(gè)地震事件中，挑選出了75602條高質(zhì)量的接收函數(shù).

在進(jìn)行Ps散射核偏移的過程中，網(wǎng)格大小的劃分會(huì)影響對(duì)不同尺度地質(zhì)體的探測(cè)能力，同時(shí)也會(huì)影響網(wǎng)格內(nèi)轉(zhuǎn)換點(diǎn)的采樣密度和偏移方法的適應(yīng)性.另外FMM方法也需要相對(duì)規(guī)則的網(wǎng)格來(lái)保證走時(shí)計(jì)算的穩(wěn)定性和準(zhǔn)確性.通過對(duì)實(shí)際資料的分析并借鑒前人的研究結(jié)果(Rawlinson and Sambridge, 2004; Zhang and Schmandt, 2019)，將研究區(qū)域劃分為 0.1°×0.1°×3 km的網(wǎng)格，用FMM方法計(jì)算格點(diǎn)上每個(gè)地震事件對(duì)應(yīng)的遠(yuǎn)場(chǎng)P波波場(chǎng)和每個(gè)臺(tái)站對(duì)應(yīng)的近場(chǎng)S波波場(chǎng)，然后根據(jù)上文提到的Ps散射核方法對(duì)區(qū)域內(nèi)的接收函數(shù)進(jìn)行偏移、疊加和成像.

2 理論模型測(cè)試

關(guān)于Ps散射核成像方法的優(yōu)點(diǎn)和使用局限性，前人已從傾斜介質(zhì)、橫向速度異常體、網(wǎng)格大小的劃分、接收臺(tái)站疏密、噪聲水平以及與CCP方法的差異等方面展開了大量細(xì)致的討論(Bostock, 2007; Rondenay, 2009; Cheng et al., 2016; Zhang and Schmandt, 2019).為了檢驗(yàn)Ps散射核方法在中國(guó)東北地區(qū)的有效性，我們采用理論波形正演模擬的思路，結(jié)合該區(qū)域?qū)游龀上袼俣冉Y(jié)果，設(shè)計(jì)了一個(gè)簡(jiǎn)化的二維俯沖板片模型(圖3b)：以一維AK135(Kennett et al., 1995)模型為基礎(chǔ)，在地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)部500～600 km深度處加入厚度為100 km的高速異常體，代表俯沖板片，其中停滯和傾斜部分長(zhǎng)度都為800 km，板片的傾斜角度為30°.綜合體波、面波成像和波形擬合的結(jié)果，將高速異常體的P波、S波速度異常分別設(shè)為+3%和+6%(Chen et al., 2007；Xie et al., 2021).考慮到射線的覆蓋和實(shí)際計(jì)算需求，設(shè)置了100個(gè)均勻分布于異常體正上方的接收臺(tái)站，臺(tái)間距為24 km，震源設(shè)置為4個(gè)，間距為600 km(圖3a)，該設(shè)置能夠較好滿足40°～90° 的震中距覆蓋.

圖3 二維俯沖板片模型的理論測(cè)試(a) 理論的二維板片模型及震源和臺(tái)站的幾何關(guān)系圖.紅色五角星給出了震源的位置，黑色三角形及之間的圓點(diǎn)表示接收臺(tái)站的分布，黑色和紅色曲線給出了由AK135模型計(jì)算的某個(gè)臺(tái)站的理論射線路徑; (b) 理論模型中接收臺(tái)站和俯沖板片之間幾何位置關(guān)系的局部放大圖，淺藍(lán)色部分表示俯沖板片異常體; (c) 按照臺(tái)站位置排列的理論接收函數(shù)的波形.理論接收函數(shù)來(lái)自(a)中的2號(hào)震源，黑色波形為AK135參考模型的計(jì)算結(jié)果，紅色波形來(lái)自二維俯沖板片模型.水平黑色點(diǎn)線是P410s和P660s震相的理論到時(shí).Fig.3 Theoretical test of 2D subducted slab model(a) show the geometry of the slab model, sources and receivers. The red stars represent sources, and black triangles and dots between them represent stations. The black and red curves represent the theoretical ray path calculated using the AK135 model; (b) Zoom-in geometry of slab model and receivers, the light blue part represents the abnormal subduction slab; (c) The synthetic receiver function from No.2 source in (a) arranged according to station location, and the black and red waveforms are from the reference model AK135 and slab model, respectively. The two horizontal black dotted lines correspond to the theoretical arrival time of P410s and P660s.

采用二維有限差分方法(Li et al., 2014) 計(jì)算理論地震圖.其中，采樣率設(shè)置為0.05 s，源時(shí)間函數(shù)取持續(xù)時(shí)間為0.5 s的三角形子波.采用與實(shí)際觀測(cè)資料處理完全相同的流程獲取接收函數(shù)，圖3c中給出了2號(hào)震源(圖3a中紅色射線路徑所對(duì)應(yīng)震源)得到的接收函數(shù)，以及最終利用Ps散射核方法得到的俯沖板片模型的成像結(jié)果(圖4)，清楚還原了地幔轉(zhuǎn)換帶以及俯沖板片的上下界面.

地幔轉(zhuǎn)換帶速度間斷面的Ps轉(zhuǎn)換震相能量較弱，為了消除接收函數(shù)中隨機(jī)噪聲的影響，獲得更高分辨率的偏移成像結(jié)果，在Ps散射核偏移中，引入了慢度窗口和后方位角窗口參數(shù)，可以有效消除偏離散射核中心較遠(yuǎn)、權(quán)重小而噪聲大的干擾信號(hào).慢度窗口定義為一個(gè)小的慢度變化值，該值決定了散射點(diǎn)和接收臺(tái)站之間有效的S波慢度窗口的范圍.例如，慢度窗口取為0.06 s·km-1，則只有當(dāng)散射點(diǎn)和接收臺(tái)站之間的S波慢度在[slowref-0.06，slowref+0.06] s·km-1范圍內(nèi)時(shí)，才保留散射核網(wǎng)格內(nèi)的值，其中slowref是根據(jù)速度模型計(jì)算的同一震源-臺(tái)站對(duì)的理論P(yáng)波慢度.同理，也定義了后方位角窗口，限定了每條接收函數(shù)能夠影響的參與疊加的散射點(diǎn)后方位角范圍.例如，若取后方位角窗口為40°，則只有網(wǎng)格點(diǎn)-接收臺(tái)站之間的后方位角處于[bazref-40，bazref+40]° 范圍時(shí)，才參與該散射核網(wǎng)格內(nèi)的疊加，其中bazref代表震源-接收臺(tái)站的后方位角.

圖4a給出了未對(duì)慢度窗口和后方位角窗口進(jìn)行控制的成像結(jié)果；圖4b中的結(jié)果則采用了0.06 s·km-1的慢度窗口和40°的臺(tái)站后方位角窗口控制.對(duì)比可知在臺(tái)陣邊緣地帶，由于射線覆蓋密度不夠，Ps散射核方法不足以壓制干擾能量，導(dǎo)致成像結(jié)果出現(xiàn)諸多假象，例如條帶狀同心層(圖4a和2c)，660-km間斷面下方出現(xiàn)能量較強(qiáng)的偽影，410-km間斷面能量較弱，地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)及板片下方存在較弱的隨機(jī)假象等.這些問題在圖4b中都得到了較好的解決：不僅可以觀測(cè)到連續(xù)明顯的地幔轉(zhuǎn)換帶上下界面，還可看到清晰可辨的俯沖板片上下界面.慢度窗口和后方位角窗口的應(yīng)用可以消除部分假象，顯著提高信噪比，對(duì)于準(zhǔn)確地恢復(fù)深部速度異常結(jié)構(gòu)體有很重要的作用.

圖4 理論測(cè)試的Ps散射核方法成像結(jié)果(a) 未采用慢度窗口和反方位角窗口的成像結(jié)果; (b) 采用慢度窗口為0.06 s·km-1、后方位角窗口為40°的成像結(jié)果，黑色三角形及之間的圓點(diǎn)表示接收臺(tái)站的分布.水平黑色點(diǎn)線是理論的410-km和660-km間斷面深度.Fig.4 The migration result of Ps scattering kernel method tested theoretically(a) The migration results without the slowness and back azimuth window control; (b) The migration results with a slowness window of 0.06 s·km-1 and a back azimuth window of 40°. Black triangles and dots between them represent stations. The two horizontal black dotted lines correspond to the theoretical depth of 410-km and 660-km discontinuities.

圖5 實(shí)際數(shù)據(jù)的Ps散射核方法成像結(jié)果(a)—(d) 表示沿著緯度從南向北(41°N—45°N)每隔1.0° 測(cè)線所在垂直剖面的Ps散射核方法成像結(jié)果.水平黑色虛線表示全球一維速度模型中410-km和660-km間斷面的參考深度；紅色點(diǎn)線是本研究給出的410-km和660-km速度間斷面的深度；棕色圓點(diǎn)表示該剖面1°內(nèi)的震源事件在深度上的投影.CBS、LG、JPH分別代表長(zhǎng)白山火山、龍崗火山和鏡泊湖火山.Fig.5 The migration result of Ps scattering kernel method with observation data(a)—(d) show the migrated profiles with Ps scattering kernel method from 41°N—45°N every 1°. The two horizontal black dashed lines correspond to the depth of 410-km and 660-km discontinuities. The red dotted lines are the depth of 410-km and 660-km given in this study. The brown dots represent the distribution of the deep earthquakes within 1° along with the profile. CBS, LG and JPH correspond to the Changbaishan Volcano, Longgang Volcano and Jingpohu Volcano, respectively.

以上俯沖板片正演模型僅設(shè)計(jì)了數(shù)量有限的震源和臺(tái)站，測(cè)試結(jié)果表明Ps散射核方法能夠較好恢復(fù)理論模型，包括對(duì)傾斜俯沖界面的揭示.考慮到東北地區(qū)高密度的臺(tái)陣觀測(cè)，Ps散射核方法的應(yīng)用能夠有效提取出地幔間斷面的起伏特征，并同時(shí)恢復(fù)和再現(xiàn)其內(nèi)部?jī)A斜俯沖并停滯的板片精細(xì)結(jié)構(gòu).

3 成像結(jié)果

速度模型是偏移成像獲取準(zhǔn)確的地質(zhì)體結(jié)構(gòu)的關(guān)鍵因素.前人利用全球和區(qū)域地震層析成像方法獲得了中國(guó)東北地區(qū)不同尺度、不同分辨率的P波或S波速度結(jié)構(gòu)(Fukao and Obayashi, 2013; Tang et al., 2014; Tao et al., 2018)，發(fā)現(xiàn)該區(qū)域的上地幔速度存在很強(qiáng)的不均勻性，如果使用全球一維速度模型進(jìn)行偏移必然會(huì)導(dǎo)致成像結(jié)果的明顯偏差.本文采用了較新的、分辨率更高的東北亞地區(qū)FWEA18速度模型(Tao et al., 2018)進(jìn)行偏移成像.該模型采用了包含波形振幅的全波信息與失配函數(shù)的反演方法，結(jié)合東亞地區(qū)高密度臺(tái)站接收的多震相體波(如，S、sS、SS、P、pP、sP、PP、ScS)和面波(包括Rayleigh波和Love波)數(shù)據(jù)(共計(jì)1.35億條體波波形以及7.2萬(wàn)條面波記錄)，得到了東北亞地區(qū)三維層析成像結(jié)果，具有較精細(xì)的P波和S波速度結(jié)構(gòu).

我們采用FWEA18三維速度模型，結(jié)合慢度窗口(0.06 s·km-1)、方位角窗口(40°)，利用Ps散射核方法，獲取了中國(guó)東北地區(qū)下方地幔轉(zhuǎn)換帶速度間斷面結(jié)構(gòu).圖5給出了沿不同緯度剖面、深度范圍300～800 km的速度間斷面成像結(jié)果.根據(jù)理論測(cè)試結(jié)果和經(jīng)驗(yàn)分析，我們只展示歸一化后振幅大于0.3的數(shù)據(jù)，紅色點(diǎn)線為本研究給出的410-km和660-km間斷面深度，圖中灰色區(qū)域射線覆蓋有限，成像結(jié)果不做顯示和討論.

在轉(zhuǎn)換點(diǎn)密集區(qū)域，我們沿著緯度41°N，從南向北以1.0°為間隔給出了4條測(cè)線的成像結(jié)果(圖5).為清晰顯示出間斷面起伏形態(tài)，對(duì)每個(gè)剖面進(jìn)行了歸一化處理.成像結(jié)果給出了最終計(jì)算出的G(x)，即間斷面Ps/P的能量強(qiáng)弱，其中暖色調(diào)為負(fù)振幅，代表了負(fù)的速度跳變界面(隨著深度的變化，速度由高速向低速轉(zhuǎn)變)；冷色調(diào)為正振幅，代表了正的速度跳變界面(從淺到深速度由低速向高速轉(zhuǎn)變).

由圖5可見，410-km間斷面總體形態(tài)清晰完整(圖5a、5b)，特別是在41°N—42°N附近；隨著測(cè)線向北移動(dòng)，410-km間斷面形態(tài)變得相對(duì)復(fù)雜，振幅在經(jīng)度方向上出現(xiàn)明顯強(qiáng)弱變化，連續(xù)性變差(圖5c—d).所有剖面中410-km間斷面深度普遍位于405～425 km之間，部分區(qū)域可達(dá)430 km(圖5c，A-3)，相對(duì)于一維全球模型表現(xiàn)出整體性的下沉.在41°N剖面中，410-km間斷面在125.5°E—128°E范圍內(nèi)出現(xiàn)局部、小范圍的下沉，幅值約為15 km，該位置處于長(zhǎng)白山的西南方(圖5a，A-1).在42°N剖面中，下沉幅度有所變小，約為10 km，且下沉區(qū)域的中心位置向西移動(dòng)約150 km，范圍有所擴(kuò)大，對(duì)應(yīng)于龍崗火山周圍(圖5b，A-2).在43°N剖面中，410-km間斷面下沉幅度可以達(dá)到20 km，出現(xiàn)在129.5°E—131°E處，橫向范圍變窄(圖5c，A-3).44°N剖面中，410-km間斷面在鏡泊湖火山周圍表現(xiàn)為整體下沉，但下沉幅度表現(xiàn)出明顯的區(qū)域性橫向變化(圖5d，A-4).

相對(duì)而言，660-km間斷面深度變化模式較簡(jiǎn)單，總體表現(xiàn)為研究區(qū)域東部下沉(圖5a—d，以B-開頭的區(qū)域)，西部有所抬升(圖5b—c，C-開頭的區(qū)域).具體表現(xiàn)為在127°E—131°E范圍內(nèi)，660-km間斷面深度在680～700 km范圍內(nèi)變化，顯示出不同程度的下沉，最大幅度可以達(dá)到40 km(圖5d，B-4)，空間上均位于深源地震活動(dòng)的西側(cè)，并局限在東西向約300 km寬的區(qū)域內(nèi).另一方面，在660-km間斷面出現(xiàn)下沉的區(qū)域以西，42°N—44°N剖面中間斷面多表現(xiàn)出10～15 km的輕微隆起(圖5b—c中C-1和C-2)，并向西持續(xù)展布約200～300 km.在緯度相對(duì)較高區(qū)域(44°N)，我們還在660-km間斷面下方觀測(cè)到一處較為明顯的正極性界面(圖5d，D-1).

在成像結(jié)果中，除了能夠觀測(cè)到清晰的410-km和660-km間斷面外，在地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)部還觀測(cè)到一組形態(tài)相似且平行、振幅極性相反的界面，其深度分別在490～520 km和580～630 km范圍內(nèi)(圖5)，與層析成像給出的高速體上下邊界大致吻合(圖7a、b)，該界面在較高緯度的剖面中存在明顯的傾角(30°左右，圖5d，E-1；圖7b，E-2).在所有剖面中，這組近平行信號(hào)皆清晰可見，界面強(qiáng)度略弱于410-km和660-km間斷面的強(qiáng)度，且存在明顯的橫向變化(圖5).同時(shí)，正極性信號(hào)的連續(xù)性明顯低于負(fù)極性信號(hào)，表現(xiàn)出一定的彌散性(圖7a，G-1)，且正極性信號(hào)的寬度整體小于負(fù)極性的.

4 討論

利用布設(shè)在中國(guó)東北地區(qū)的高密度地震臺(tái)站波形數(shù)據(jù)，采用接收函數(shù)Ps散射核方法，獲得了121°E—133.5°E和40°N—46°N區(qū)域下方地幔轉(zhuǎn)換帶及其內(nèi)部界面的三維展布形態(tài).下面我們將從速度模型、熱異常、組分異常等方面，結(jié)合東北亞地區(qū)深俯沖動(dòng)力學(xué)背景，對(duì)觀測(cè)到的地幔轉(zhuǎn)換帶及其內(nèi)部間斷面的起伏變化特征和形成機(jī)制加以探討.

三維速度結(jié)構(gòu)對(duì)間斷面起伏形態(tài)的影響不可忽略，準(zhǔn)確的區(qū)域速度模型對(duì)于結(jié)果的可靠性至關(guān)重要.圖6給出了利用FWEA18三維速度模型偏移后的410-km和660-km間斷面的深度分布，同時(shí)還給出了模型在410 km和660 km深度附近的S波速度異常結(jié)果(Tao et al., 2018).以600 km貝尼奧夫等深線為界，等深線以西660-km間斷面表現(xiàn)出明顯的20～40 km下沉，下沉區(qū)域橫向展布約200～300 km，下沉起始的位置與板片俯沖至660-km間斷面并發(fā)生折曲的空間位置吻合(圖6b，I區(qū)域).410-km間斷面總體表現(xiàn)出10～20 km的下沉，特別是在火山分布區(qū)域以及研究區(qū)域西南角郯廬斷裂帶附近(圖6a，IV、V區(qū)域).在接收函數(shù)研究中，已有大量關(guān)于不同速度模型對(duì)成像結(jié)果影響的討論，例如S波速度擾動(dòng)對(duì)Ps走時(shí)的影響大于P波速度擾動(dòng)，會(huì)使得局部區(qū)域異常更加明顯；不同速度模型會(huì)改變間斷面的絕對(duì)深度，但是對(duì)起伏形態(tài)的相對(duì)關(guān)系影響較小(Liu et al., 2015; Sun et al., 2018).FWEA18模型同時(shí)利用了地震波場(chǎng)中的動(dòng)力學(xué)和運(yùn)動(dòng)學(xué)信息，結(jié)合多種體波震相和面波的約束，包含了獨(dú)立反演的P波、S波速度結(jié)構(gòu)，我們認(rèn)為該模型具有更高的分辨率，能夠?yàn)榻邮蘸瘮?shù)的三維偏移成像提供較為準(zhǔn)確的速度結(jié)構(gòu).

結(jié)果表明，研究區(qū)域內(nèi)410-km間斷面出現(xiàn)抬升的區(qū)域平均深度為404.0±1.4 km；下沉區(qū)域的410-km間斷面平均深度為420.3±2.8 km；而對(duì)于660-km間斷面，下沉區(qū)域的平均深度為677.7±5.8 km；抬升區(qū)域的平均深度為649.6±3.6 km.研究區(qū)域地幔轉(zhuǎn)換帶厚度的平均值為247.7±11.0 km，變化范圍為213～294 km.考慮到速度模型對(duì)結(jié)果的可能影響(Liu et al., 2015; Wang et al., 2017; Sun et al., 2018)以及結(jié)果的誤差，在后文中只對(duì)特征明顯、異常幅度較大的區(qū)域進(jìn)行討論，并對(duì)這些區(qū)域內(nèi)的前人研究結(jié)果加以匯總和詳細(xì)比對(duì)(圖6a、6b和8a，不同樣式黑色曲線所示范圍).

4.1 660-km間斷面特征

研究區(qū)域內(nèi)660-km間斷面深度起伏模式相對(duì)簡(jiǎn)單：以600 km貝尼奧夫等深線為界，等深線以東660-km間斷面表現(xiàn)出輕微抬升(圖6b，II區(qū)域)；以西200～300 km范圍內(nèi)間斷面表現(xiàn)出明顯下沉，最大幅值可以達(dá)到40 km，位于鏡泊湖火山以北(圖6b，I區(qū)域)；龍崗火山以西以北區(qū)域出現(xiàn)較為明顯的抬升(圖6b，III區(qū)域).

600 km貝尼奧夫線在空間上大致對(duì)應(yīng)了俯沖的太平洋板塊與660-km間斷面相交的位置.我們觀測(cè)到的南北向展布約600 km，東西向展布約200～300 km的間斷面下沉范圍正好對(duì)應(yīng)了俯沖板片西向彎折并與間斷面發(fā)生相互作用的區(qū)域.這一結(jié)果和前人利用接收函數(shù)(Li and Yuan, 2003; Liu et al., 2015; Tian et al., 2016; Zhang et al., 2016)、ScS多次反射波(Wang et al., 2017)、三重震相波形模擬(Li et al., 2013)等方法觀測(cè)到的結(jié)果相似.但受臺(tái)站分布、數(shù)據(jù)覆蓋、速度模型、理論方法等諸多因素的影響，間斷面下沉的空間分布和幅度存在一定的差異(圖6b，I區(qū)域不同樣式黑色曲線所示范圍).根據(jù)高溫高壓實(shí)驗(yàn)結(jié)果，660-km相變面的克拉伯龍斜率為-2.0 MPa·K-1(Ito et al., 1990; Fei et al., 2004)，如果30 km的間斷面下沉單純由熱異常產(chǎn)生，則對(duì)應(yīng)需要約450 K的低溫異常；考慮P波速度對(duì)溫度的敏感性，即dVP/dT=(-4.0～-5.0)×10-5K-1(Cammarano et al., 2003)，該低溫異常會(huì)導(dǎo)致1.8%～2.3% 的波速提升，這與前人的成像結(jié)果(Tao et al., 2018)，以及三重震相波形擬合給出的地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)存在約1.0%～2.5%P波高速異常吻合(Li et al., 2013).因此，我們認(rèn)為該區(qū)域內(nèi)觀測(cè)到的660-km間斷面大范圍下沉與俯沖的太平洋板塊在660-km間斷面上滯留引起的區(qū)域性低溫異常相關(guān).

圖6 410-km、660-km間斷面深度及S波速度異常410-km(a)和660-km(b)間斷面的起伏形態(tài)，F(xiàn)WEA18模型在410 km(c)和660 km(d)深度處的S波速度異常水平切片.(c) 中紫紅橢圓和(d)中綠色方框分別對(duì)應(yīng)(a)和(b)中相應(yīng)羅馬數(shù)字表示的異常幅值較大區(qū)域，(a)和(b)中不同樣式的黑色曲線所示范圍為前人研究結(jié)果在該區(qū)域存在的相似起伏形態(tài)，其他符號(hào)同圖1.Fig.6 The topography of 410-km and 660-km and S-wave velocity perturbations(a) and (b) show the topography of the 410-km and 660-km discontinuities. (c) and (d) show S-wave velocity perturbations form FWEA18 model. The purplish red ellipse in (c) and green square in (d) correspond to the area with large abnormal amplitude in (a) and (b) marked by Roman numerals, respectively. The different types of black curves in (a) and (b) represent the others results with similar patterns in this area. The other symbols are the same as that of Fig.1.

在大范圍下沉區(qū)域的東側(cè)500 km貝尼奧夫等深線附近，660-km間斷面存在5～10 km小幅度的抬升(圖6b，II區(qū)域).Zhang等(2016)利用接收函數(shù)以及Wang等(2017)利用ScS多次反射波也在該區(qū)域附近觀測(cè)到了10～20 km、5～15 km的間斷面抬升(圖6b，II區(qū)域不同樣式黑色曲線所示范圍)，都顯示了可能存在的高溫異常.Obayashi等(2009)認(rèn)為太平洋板塊在長(zhǎng)白山火山東北約500 km(中心位置：42.5°N和132°E)，深度約500～650 km處可能存在橫向撕裂，正好位于本文觀測(cè)到的660-km間斷面抬升區(qū)域的上方.我們據(jù)此推測(cè)局部上升流在此處導(dǎo)致660-km間斷面抬升，并可能使板片出現(xiàn)撕裂，但俯沖環(huán)境下的高溫異常來(lái)源還需要更深入的研究.

此外，在長(zhǎng)白山火山的西北部，松遼盆地東南緣以及龍崗火山近旁，均觀測(cè)到660-km間斷面出現(xiàn)約5～15 km的抬升(圖6b，III區(qū)域)，抬升區(qū)域以(125°E, 43°N)為中心，沿著南北和東西方向各延伸～200 km.這與Liu等(2015)在該區(qū)域觀測(cè)到的東西向～100 km、南北向～200 km出現(xiàn)的5～10 km的660-km間斷面抬升現(xiàn)象相一致(圖6b，III區(qū)域黑色點(diǎn)虛線所圍范圍).Zhang等(2016)和Tian等(2016)的接收函數(shù)結(jié)果也存在類似的660-km間斷面抬升現(xiàn)象，只是在空間分布和起伏程度上有所不同(圖6b，III區(qū)域不同樣式黑色曲線所示范圍).我們認(rèn)為該660-km間斷面的抬升現(xiàn)象是穩(wěn)健的，但使用的三維速度模型、成像方法以及數(shù)據(jù)覆蓋范圍不同，特別是速度模型很可能是導(dǎo)致抬升幅度不一致的主要原因.對(duì)于龍崗火山以西660-km間斷面的抬升，可以用熱物質(zhì)上涌穿過間斷面來(lái)解釋.Tang等(2014)較早通過層析成像研究發(fā)現(xiàn)長(zhǎng)白山西北地區(qū)地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)(124°E—126°E，42°N—44°N)存在小尺度低速異常體，在660 km深度處異常值可以達(dá)到-2%，認(rèn)為停滯板片在空間上并不連續(xù)，熱的物質(zhì)在此處上涌使得間斷面深度發(fā)生相應(yīng)變化，并為長(zhǎng)白山火山活動(dòng)提供了深部物質(zhì)來(lái)源.Tao等(2018)最新的全波形層析成像研究結(jié)果同樣揭示了松遼盆地南部和龍崗火山以西的低速異常體，但在速度異常的幅度和空間分布上存在差別(圖6d，III區(qū)域).綜合局部的低速成像結(jié)果以及對(duì)間斷面起伏的揭示表明，該區(qū)域660-km間斷面表現(xiàn)出的5～15 km抬升，可以用熱物質(zhì)在此處局部上涌產(chǎn)生的100～250 K溫度效應(yīng)來(lái)解釋(圖7a，F(xiàn)-1；圖7b，F(xiàn)-2).

圖7 A-A′和B-B′ 剖面的綜合結(jié)果對(duì)比圖(a) 上、中、下分別是沿著A-A′剖面(緯度41.5°N)的高程圖、Ps散射核方法成像結(jié)果和S波速度異常結(jié)果(來(lái)自FWEA18模型(Tao et al., 2018))，經(jīng)過了長(zhǎng)白山、龍崗火山.水平黑色虛線表示全球410-km和660-km間斷面的深度，紅色點(diǎn)線是本研究給出的410-km和660-km速度間斷面的深度；棕色圓點(diǎn)表示該剖面1°內(nèi)的震源事件在深度上的投影；黑色曲線表示正速度異常的等值線；紅色曲線表示負(fù)速度異常的等值線. (b) 沿著B-B′ 剖面(緯度43.5°N)的高程圖、Ps散射核方法成像結(jié)果和S波速度異常結(jié)果，經(jīng)過了鏡泊湖火山，圖例同(a).兩剖面包含松遼盆地(SLB)、郯廬斷裂帶(TLF)、長(zhǎng)白山火山(CBS)、鏡泊湖火山(JPH)、龍崗火山(LG)等地質(zhì)構(gòu)造單元.Fig.7 The comparison of comprehensive results of A-A′ and B-B′ profiles(a) is from the A-A′ profile (41.5°N) and (b) is from the B-B′ profile (43.5°N) in Fig.1. From top to bottom are the elevation, the migration result of Ps scattering kernel and S-wave velocity perturbation (from FWEA18 (Tao et al., 2018)), and the A-A′ and B-B′ pass through the CBS, LG and JPH respectively. The two horizontal black dashed lines correspond to the theoretical depth of 410-km and 660-km discontinuities. The red dotted lines are the depth of 410-km and 660-km given in this study. The brown dots represent the distribution of the deep earthquakes within 1° along with the profile. The black and red curves represent the contour of positive and negative velocity anomaly in the profile of S-wave velocity perturbations. There are some geological tectonic units include SLB (Songliao Basin), TLF (Tanlu Faults), CBS (Changbaishan Volcano), JPH (Jingpohu Volcano), LG (Longgang Volcano).

盡管660-km間斷面起伏形態(tài)的模式較為簡(jiǎn)單，但與660-km間斷面對(duì)應(yīng)的轉(zhuǎn)換波信號(hào)在振幅強(qiáng)度以及寬度上表現(xiàn)出了明顯的變化，特別是在相對(duì)高緯區(qū)域，觀測(cè)到了雙重660-km間斷面(圖5d，D-1；圖7b，D-1).礦物物理學(xué)研究表明非橄欖石組分的加入會(huì)對(duì)660-km間斷面的形態(tài)及厚度產(chǎn)生巨大影響(Vacher et al., 1998; Deuss et al., 2006).例如，在660 km深度附近會(huì)發(fā)生石榴子石-鈦鐵礦及鈦鐵礦-鈣鈦礦的相變，因此石榴子含量的增加會(huì)顯著影響660-km 間斷面的形態(tài)，使其表現(xiàn)出不再是通常認(rèn)為的一級(jí)波速跳變面，而出現(xiàn)速度梯度帶或者多重間斷面(Hirose, 2002; Deuss et al., 2006; Maguire et al., 2018; Hao et al., 2019)的情況.對(duì)長(zhǎng)白山及其以西以南地區(qū)的三重震相結(jié)果顯示，660-km間斷面呈現(xiàn)出厚約50～70 km的速度梯度帶，并伴隨強(qiáng)烈的橫向不均勻性(Wang and Niu, 2010; Li et al., 2013)，表明至少在局部地區(qū)，660-km間斷面不是一個(gè)尖銳的一級(jí)速度/密度間斷面.Niu和 Kawakatsu(1996)以及Ai等(2003)利用接收函數(shù)方法，分別在牡丹江臺(tái)站(44.62°N，129.59°E)，以及43.5°N以北，126°E以東的地區(qū)發(fā)現(xiàn)660-km間斷面存在雙/多重間斷面，與本研究在44°N附近地區(qū)觀測(cè)到的雙重660-km間斷面一致，只是我們的結(jié)果包括了西側(cè)更廣泛的區(qū)域.Tian等(2016)和Liu等(2015)利用接收函數(shù)在部分區(qū)域也觀測(cè)到了雙重間斷面，但他們認(rèn)為并不能排除由于臺(tái)站分布不均或下沉界面產(chǎn)生的衍射波等造成的假象.我們認(rèn)為俯沖板片所攜帶的玄武巖富集使得石榴子石含量增加而導(dǎo)致石榴子石-鈦鐵礦及鈦鐵礦-鈣鈦礦的相變成為該地區(qū)出現(xiàn)多重間斷面的主要原因，但是雙間斷面的分布區(qū)域和性質(zhì)特征需要進(jìn)一步細(xì)致分析，基于密集臺(tái)陣數(shù)據(jù)的多種方法的應(yīng)用，如SS前驅(qū)波、ScS多次反射波和三重震相對(duì)波形的擬合等可以為雙/多重660-km間斷面的分布和特征給出更好的約束.

4.2 410-km間斷面特征

研究區(qū)域內(nèi)410-km間斷面表現(xiàn)出整體性的下沉，下沉部分的平均深度為420.3±2.8 km.Flanagan和Shearer(1998)利用SS前驅(qū)波獲得了全球性的間斷面起伏形態(tài)，發(fā)現(xiàn)西北太平洋俯沖區(qū)域存在5～6 km的下沉.由于研究區(qū)域在地質(zhì)構(gòu)造上的重要性，近20年來(lái)，已有不少學(xué)者利用接收函數(shù)方法對(duì)地幔間斷面進(jìn)行了成像研究.例如Li和Yuan等(2003)、Liu等(2015)、Tian等(2016)、Zhang等(2016)和Sun等(2020)等基于不同的數(shù)據(jù)集和成像方法，獲得了東北地區(qū)410-km間斷面深度起伏范圍為： 400～440 km、403～434 km、405～432 km、390～440 km和395～431 km，表明該地區(qū)的410-km間斷面相對(duì)于全球一維速度模型表現(xiàn)出總體加深的趨勢(shì)，似乎與俯沖構(gòu)造背景下冷的溫度異常導(dǎo)致410-km間斷面抬升的預(yù)期不相符合.然而，在前人的文章中很少見到對(duì)410-km間斷面具體特征和形成機(jī)制的探討.我們的結(jié)果同樣發(fā)現(xiàn)了410-km間斷面普遍下沉的特征，同時(shí)還揭示出更豐富、更復(fù)雜的細(xì)節(jié)變化：下沉幅度表現(xiàn)出明顯的區(qū)域性橫向變化(圖5d，A-4)；與660-km間斷面相比，其振幅強(qiáng)弱變化大，且連續(xù)性相對(duì)較差.由于兼具高密度的數(shù)據(jù)覆蓋和較高精度的Ps散射核方法兩個(gè)特點(diǎn)，我們將有別于前人的做法，嘗試探討結(jié)果中較為顯著的410-km間斷面變化特征和形成機(jī)理.

形成410-km間斷面的橄欖石相變是一種放熱反應(yīng)，具有正的克拉伯龍斜率.熱的地幔物質(zhì)上涌穿過間斷面，會(huì)使得410-km間斷面出現(xiàn)下沉.我們的研究結(jié)果顯示，在長(zhǎng)白山、鏡泊湖等火山區(qū)域，410-km間斷面出現(xiàn)了10～20 km的下沉，平均下沉幅度可達(dá)15 km(圖6a中IV、V區(qū)域).高溫高壓實(shí)驗(yàn)給出的橄欖石-瓦茲利石相變的克拉伯龍斜率在1.5～4 MPa·K-1范圍內(nèi)變化(Ito et al., 1990; Bina and Helffrich, 1994; Helffrich and Wood, 2001)，簡(jiǎn)單取其平均值2.75 MPa·K-1，則410-km間斷面約15～20 km的下沉對(duì)應(yīng)了約500～660 MPa的壓力變化(Dziewonski and Anderson, 1981)，也就對(duì)應(yīng)了約180～240 K的高溫?zé)岙惓?Katsura and Ito, 1989; Flanagan and Shearer, 1998).如果間斷面處的低速異常單純由熱異常產(chǎn)生，則～240 K溫度變化可以產(chǎn)生1%～1.2%的P波低速異常.層析成像和三重震相等方法在長(zhǎng)白山火山區(qū)域附近下方均探測(cè)到1%～3%的低速異常體延伸至或聚集在地幔轉(zhuǎn)換帶上部(Tao et al., 2018; Han et al., 2021).近期的電導(dǎo)率觀測(cè)也表明在中國(guó)東北地區(qū)松遼盆地下方的軟流圈中存在大規(guī)模低阻高導(dǎo)異常(李世文等, 2020).這些位于火山下方延伸至400 km深度的高導(dǎo)層很可能表明，長(zhǎng)白山等板內(nèi)火山的物質(zhì)來(lái)源不僅僅局限于地殼、巖石圈尺度，而是更深的地幔轉(zhuǎn)換帶(Takeuchi et al., 2014; Dokht et al., 2016; Tian et al., 2016).

除去火山地區(qū)外，410-km間斷面在絕大多數(shù)區(qū)域都出現(xiàn)了下沉(圖6a)，該特征不能用局部的熱異常完全解釋.該現(xiàn)象主要出現(xiàn)在俯沖地區(qū)，而大陸內(nèi)部鮮有報(bào)道，暗示了獨(dú)特的俯沖動(dòng)力學(xué)背景下其他機(jī)理發(fā)生作用的可能.俯沖板片會(huì)攜帶大量的水進(jìn)入地幔轉(zhuǎn)換帶，水作為典型的揮發(fā)分，能夠顯著降低熔融發(fā)生所需溫度，降低熔體黏度、改變?nèi)垠w成分和密度等(Hirose and Kawamoto, 1995).在410 km深度的溫壓條件下，以橄欖石為主的上地幔礦物儲(chǔ)水能力一般為0.1～0.2 wt%(Bolfan-Casanova et al., 2000)；而地幔轉(zhuǎn)換帶中礦物的儲(chǔ)水能力可達(dá)～3 wt%(Kohlstedt et al., 1996). 基于儲(chǔ)水能力的差異和地幔轉(zhuǎn)換帶有一定水含量的假設(shè)，“地幔轉(zhuǎn)換帶水過濾模型”(transition zone water filter model)預(yù)測(cè)全球范圍內(nèi)廣泛存在含水礦物穿過410-km間斷面后，由于水的析出而形成上覆低速層的現(xiàn)象(Bercovici and Karato, 2003).對(duì)于深俯沖背景下的上升流在410-km間斷面頂部形成的一層部分熔體而言(Sakamaki et al., 2006)，盡管熔融分?jǐn)?shù)較小，但在較小的二面角下，少量的熔體也可以連通較好，顯著影響地震波速度.近期利用三重震相方法已經(jīng)在東北亞地區(qū)410-km間斷面上方觀測(cè)到廣泛存在的低速層，其厚度范圍為40～70 km(Han et al., 2021).

有關(guān)中國(guó)東北地區(qū)地幔轉(zhuǎn)換帶是否含有足夠水的問題仍在爭(zhēng)議中.對(duì)該地區(qū)的電導(dǎo)率反演、玄武巖樣品的直接測(cè)量、地震波速觀測(cè)以及動(dòng)力學(xué)數(shù)值模擬等結(jié)果均表明，中國(guó)東北地區(qū)地幔轉(zhuǎn)換帶含水，其可能含水量至少可達(dá)0.1～0.4 wt%(Huang et al., 2005; Kuritani et al., 2011; Li et al., 2013; Yang and Faccenda, 2020).在含水的情況下，局部非火山地區(qū)觀測(cè)到的下沉410-km間斷面極有可能是受水影響波阻抗增加的濕-干瓦茲利石界面，而非傳統(tǒng)意義上的橄欖石-濕瓦茲利石的相變面.該現(xiàn)象在南美洲、鄂霍茨克海、美國(guó)西部、西南太平洋等俯沖地區(qū)都有觀測(cè)(Courtier and Revenaugh, 2007; Schmerr and Garnero, 2007; Schmerr and Thomas, 2011; Tauzin et al., 2013).盡管也有礦物物理學(xué)研究表明水的影響不足以使橄欖石-濕瓦茲利石的界面消失(毛竹和李新陽(yáng), 2016).另一方面，受水合物質(zhì)遷移的影響，含水量分布不均勻會(huì)導(dǎo)致瓦茲利石濕-干界面變寬，使得410-km間斷面的P-S轉(zhuǎn)換波振幅降低，不易被觀測(cè)到(Meijde et al., 2003; Schmerr and Garnero, 2007)，這可能與在部分區(qū)域觀測(cè)到410-km間斷面振幅強(qiáng)弱變化大，連續(xù)性弱相關(guān)，體現(xiàn)了地幔轉(zhuǎn)換帶頂部水含量分布的不均一性.

此外，高溫高壓實(shí)驗(yàn)表明，410-km間斷面的起伏同時(shí)還受到非橄欖石組分(如輝石、石榴子石)的影響(Katsura et al., 2004; Chen et al., 2011; Mao et al., 2011).Mg2SiO4-Fe2SiO4體系的高溫高壓實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，Mg/Fe含量和分配比例的變化也會(huì)直接影響 410-km 間斷面深度和厚度，Mg的富集會(huì)增加橄欖石-瓦茲利石相變的壓力.例如，將(Mg,Fe)2SiO4體系中的Mg含量從89%增加到92%會(huì)導(dǎo)致間斷面出現(xiàn)7～10 km的下沉(Fei and Bertka, 1999).前人研究表明，板片在俯沖過程中上覆地幔楔的熔融會(huì)優(yōu)先提取鐵(Schmerr and Garnero, 2007)，并且橄欖石隨壓力增加也更容易富集Mg(Irifune and Isshiki, 1998)，因此，觀測(cè)到的410-km間斷面的下沉也可能與板片俯沖過程導(dǎo)致的地幔轉(zhuǎn)換帶產(chǎn)生富Mg貧Fe的環(huán)境相關(guān)，我們的研究并不能排除這種可能性.高密度的臺(tái)陣觀測(cè)數(shù)據(jù)再次確證了東北地區(qū)普遍觀測(cè)到的410-km間斷面大范圍下沉現(xiàn)象，但究竟是受到地幔轉(zhuǎn)換帶水對(duì)礦物相變及物性的影響，還是Mg、Fe等物質(zhì)成分差異或其他因素的共同影響，還需要礦物物理實(shí)驗(yàn)、地幔地球化學(xué)以及俯沖動(dòng)力學(xué)等多學(xué)科的綜合論證(Karato et al., 2006; 毛竹和李新陽(yáng), 2016; Sun et al., 2021).

4.3 地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)部的界面特征及性質(zhì)

我們的觀測(cè)結(jié)果還顯示，在490～520 km和580～630 km深度范圍內(nèi)存在一組平行且振幅極性相反的界面，該成對(duì)出現(xiàn)的界面在每條剖面中均有不同程度的體現(xiàn)(圖5，圖7)，且下界面的連續(xù)性明顯高于上界面，它們?cè)谏疃群托螒B(tài)上與俯沖的太平洋板塊所指示的高速異常體上下界面相吻合(圖7a、b黑色等值線).Wang等(2020)利用CCP疊加接收函數(shù)波形同樣清晰揭示了520 km和630 km附近存在的一組極性相反、形態(tài)相似的界面，其上、下界面分別表現(xiàn)為S波速度異常為4%～6%和-4%～-6%的速度躍變梯度帶，厚度為20～50 km.這兩種獨(dú)立、方法有所不同的結(jié)果表明，我們?cè)诘蒯＾D(zhuǎn)換帶內(nèi)觀測(cè)到的成對(duì)界面是真實(shí)和穩(wěn)健的結(jié)構(gòu).

結(jié)合Wang等(2020)的研究，我們認(rèn)為，這兩個(gè)成對(duì)出現(xiàn)的信號(hào)勾畫了西北太平洋俯沖板片在地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)的上下界面，其上界面很可能為俯沖板片的莫霍面(洋殼與洋幔的界面)，而在地幔轉(zhuǎn)換帶含水情況下，下界面與俯沖太平洋板片下側(cè)軟流圈的部分熔融相關(guān).本文的重點(diǎn)主要在于地幔轉(zhuǎn)換帶上下界面，有關(guān)俯沖板片上下界面的特征細(xì)節(jié)和更具體的解釋這里不再贅述，可以參考Wang等(2020)的工作.

4.4 地幔轉(zhuǎn)換帶厚度

地幔轉(zhuǎn)換帶厚度的提取受上地幔及地殼強(qiáng)烈的速度不均勻性的影響較小.圖8a表明研究區(qū)域地幔轉(zhuǎn)換帶厚度變化趨勢(shì)總體與660-km間斷面(圖6b)的起伏趨勢(shì)一致，大致以600 km貝尼奧夫等深線為界限，等深線以東減薄～15 km(圖8a，I區(qū)域)，等深線以西加深了10～40 km，平均值為265.1±5.7 km (圖8a，II區(qū)域)，127°E以西再次表現(xiàn)為大范圍的減薄，平均值～235.9 ±5.0 km(圖8a，III區(qū)域).Zhang等(2016)和Tian等(2016)的接收函數(shù)研究結(jié)果也給出了類似的地幔轉(zhuǎn)換帶厚度變化模式(圖8a，不同樣式黑色曲線所示范圍)，而Liu等(2015)在圖8a中I區(qū)域并沒有觀測(cè)到地幔轉(zhuǎn)換帶變薄的現(xiàn)象.

圖8 地幔轉(zhuǎn)換帶厚度及與間斷面深度的關(guān)系(a) 地幔轉(zhuǎn)換帶厚度變化，不同樣式的黑色曲線圖例同圖6 .其他符號(hào)同圖1; (b) 地幔轉(zhuǎn)換帶厚度與410-km和660-km間斷面深度的關(guān)系，紅色+號(hào)代表410-km間斷面，藍(lán)色×代表660-km間斷面.左上插圖給出了410-km、660-km間斷面之間的關(guān)系.Fig.8 The thickness of mantle transition zone and its relationship between discontinuities depths(a) The thickness of mantle transition zone, and the different black curves are the same as that of Fig.6. The other symbols are the same as that of Fig.1. (b) The relationship between mantle transition zone thickness and 410-km (red+) and 660-km (blue×) discontinuities, respectively. The inserted upper left figure shows the relationship between 410-km and 660-km discontinuities.

在圖8b中給出了地幔轉(zhuǎn)換帶厚度與410-km和660-km間斷面深度之間的關(guān)系.可以明顯觀測(cè)到：地幔轉(zhuǎn)換帶厚度與660-km間斷面存在顯著的正相關(guān)，而與410-km間斷面深度的變化不存在相關(guān)性，410-km、660-km間斷面深度之間也不存在明顯的相關(guān)性.一般認(rèn)為，上地幔(410 km之上)的波速異常會(huì)導(dǎo)致兩個(gè)間斷面的視深度變化存在正相關(guān)(Sun et al., 2018)；而地幔轉(zhuǎn)換帶中的溫度變化或水含量及其分布引發(fā)的相變壓力異常會(huì)導(dǎo)致兩個(gè)間斷面深度變化存在負(fù)相關(guān)(Flanagan and Shearer, 1998; Bercovici and Karato, 2003).我們的觀測(cè)顯示出，660-km間斷面深度變化與地幔轉(zhuǎn)換帶厚度存在明顯正相關(guān)(圖8b),與相應(yīng)深度的S波速度成像結(jié)果也存在很好的相關(guān)性(圖6b、d)，這表明受俯沖的太平洋板片影響產(chǎn)生的溫度效應(yīng)在660-km間斷面深度的變化中起到了主導(dǎo)作用，且變化幅值較大，對(duì)MTZ厚度起到了決定性影響.410-km間斷面深度變化與地幔轉(zhuǎn)換帶厚度之間缺少明顯的相關(guān)性(圖8b),與S波速度異常之間也缺少相關(guān)性(圖6a、c)，表明控制地幔轉(zhuǎn)換帶上、下界面起伏形態(tài)的主要因素并不相同，不同于660-km間斷面，410-km間斷面起伏并非單純的熱效應(yīng)導(dǎo)致，而是體現(xiàn)出同時(shí)疊加了受俯沖太平洋板片影響的溫度變化和物質(zhì)異常的綜合效應(yīng)，水、Mg/Fe等元素的綜合影響是產(chǎn)生研究區(qū)域較為復(fù)雜的410-km間斷面行為的主要原因.

5 結(jié)論

本文基于中國(guó)東北地區(qū)的高密度地震臺(tái)站波形數(shù)據(jù)，采用接收函數(shù)Ps散射核方法，獲得了～1200 km×600 km區(qū)域內(nèi)地幔轉(zhuǎn)換帶的起伏形態(tài)，并探測(cè)到俯沖板片在地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)的上下界面.結(jié)果表明， 660-km間斷面起伏與俯沖太平洋板塊在地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)的滯留密切相關(guān)，在俯沖板片與該間斷面相交處以西200～300 km范圍內(nèi)，間斷面存在約20～40 km的下沉，并將其解釋為礦物相變深度對(duì)冷的太平洋板塊產(chǎn)生的低溫異常的響應(yīng)；在長(zhǎng)白山和龍崗火山西北部660-km間斷面約5～15 km的抬升則主要由局部熱物質(zhì)上涌的高溫異常導(dǎo)致.在地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)部，西北太平洋俯沖板片上下界面清晰可見，在高緯度(44°N)區(qū)域東側(cè)存在～30°的傾角，并且界面的振幅表現(xiàn)出橫向不連續(xù)和彌散性的特點(diǎn).在火山地區(qū)，410-km間斷面存在大幅度下沉，平均幅度達(dá)15 km，這與火山下方探測(cè)到的低速異常體相關(guān).同時(shí)，研究區(qū)域410-km間斷面出現(xiàn)大范圍下沉，幅值大于10 km，表明與俯沖板片相關(guān)的溫度效應(yīng)不是主控因素，板片的俯沖、停滯和海溝后撤過程中，產(chǎn)生的物質(zhì)異常和富水的地幔轉(zhuǎn)換帶很可能是產(chǎn)生410-km間斷面深度復(fù)雜起伏形態(tài)的重要原因.西北太平洋深俯沖動(dòng)力學(xué)背景下，對(duì)地幔轉(zhuǎn)換帶界面的探測(cè)能夠?yàn)榈蒯Ｉ畈康奈镔|(zhì)循環(huán)和能量交換提供有力的約束，但也需要礦物物理實(shí)驗(yàn)、地幔地球化學(xué)以及俯沖動(dòng)力學(xué)等多學(xué)科的綜合驗(yàn)證，才能更完整的揭示地幔轉(zhuǎn)換帶和俯沖板片在地球熱-化學(xué)演化中所扮演的角色.

致謝謹(jǐn)此祝賀陳颙先生從事地球物理教學(xué)科研工作60周年.感謝中國(guó)地震局臺(tái)網(wǎng)中心與國(guó)家數(shù)字測(cè)震臺(tái)網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心提供的波形數(shù)據(jù)；感謝所有參與“探測(cè)深俯沖的中國(guó)東北地震臺(tái)陣”NECsaids和NECESSArray地震臺(tái)陣儀器布設(shè)和數(shù)據(jù)采集的工作人員；感謝IRIS-DMS提供的NECESSArray地震臺(tái)陣數(shù)據(jù)資料.感謝三位匿名審稿人仔細(xì)審閱了稿件并提出寶貴的修改意見使本文更完善.Sac2000、Tau-P和GMT軟件用于本文大多數(shù)圖件的基礎(chǔ)數(shù)據(jù)處理和繪圖.