崔清輝, 高原, 周元澤, 魏榮強, 李國輝

1 地震預測重點實驗室, 中國地震局地震預測研究所, 北京 100036 2 計算地球動力學重點實驗室, 中國科學院大學地球與行星科學學院, 北京 100049

0 引言

410-km間斷面是地球內(nèi)部重要的地震波速界面之一,該間斷面出現(xiàn)于常見的地球參考模型中,如PREM模型(Dziewonski and Anderson, 1981),IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)和AK135模型(Kennett et al., 1995).一般認為,410-km間斷面是橄欖石(olivine)到瓦茲利石(wadsleyite) (α→β)的相變面,該相變具有正的克拉伯龍斜率(Clapeyron slope)(dP/dT>0),高溫高壓礦物物理實驗和第一性原理計算研究得出該相變的克拉伯龍斜率的變化區(qū)間為1.8～4.0 MPa/K(如,Akaogi et al., 1989; Katsura et al., 2004; Jenkins et al., 2016),其主要參考值為2.5 MPa/K(如,Bina and Helffrich, 1994; Jenkins et al., 2016).前人地震學研究顯示410-km間斷面在冷的大洋和大陸俯沖帶地區(qū)顯示出不同程度的抬升(如,Collier and Helffrich, 2001; Cui et al., 2019),在地幔熱柱等熱異常地區(qū)則表現(xiàn)為明顯的下沉(如,Obayashi et al., 2006; Deuss, 2009).高溫高壓礦物物理實驗研究揭示了在富含水地幔環(huán)境下,橄欖石到瓦茲利石的相變壓力變小且相變區(qū)間變大,因此410-km間斷面的相變深度變淺且會出現(xiàn)變寬的現(xiàn)象(如,Wood, 1995; Collier et al., 2001; Smyth and Frost, 2002).

X間斷面是上地幔內(nèi)的地震波速度界面,一般出現(xiàn)在250～300 km深度之間,又被稱為300-km間斷面.不同于全球分布的410-km和660-km間斷面,地震學家對于X間斷面的報道出現(xiàn)在一些零星地區(qū),主要集中在大陸克拉通地區(qū)和弧后盆地地區(qū)(如,Williams and Revenaugh, 2005).前人提出了多種物理機制來解釋X間斷面的成因(如,Chen et al., 2015): (1)水相A(Mg7Si2H6O14),但在300 km深度且溫度大于1000 ℃時會不穩(wěn)定,其分布僅限于水合的冷俯沖帶地區(qū)(如,Komabayashi et al., 2005); (2)斜方輝石(orthoenstatite)到高壓斜頑輝石(clinoenstatite)的轉(zhuǎn)變,即輝石從斜方晶系轉(zhuǎn)變到單斜晶系結(jié)構(gòu),但產(chǎn)生的速度躍變量較小(如,Woodland, 1998); (3)鎂橄欖石(forsterite)和方鎂石(periclase)轉(zhuǎn)變?yōu)榉撬郆(Mg14Si5O24)(如,Ganguly and Frost, 2006),但產(chǎn)生足夠量方鎂石的機制還需要通過實驗和觀測驗證(如,Chen et al., 2015); (4)柯石英(coesite)到斯石英(stishovite)的相變(如,Williams and Revenaugh, 2005),礦物中自由SiO2的含量會影響相變的阻抗變化量,為X間斷面的成因提供了一種很好的解釋.

新生代以來,印度板塊和歐亞板塊發(fā)生劇烈碰撞,導致巖石圈發(fā)生大規(guī)模的縮短(如,Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001),并形成了喜馬拉雅造山帶和青藏高原(如,許志琴等, 2008).喜馬拉雅造山帶呈向南突出的E-W向弧形展布, 長約2500 km, 寬約300～500 km, 在喜馬拉雅主造山帶的東西兩端分別形成了東構(gòu)造結(jié)(eastern Himalayan syntaxis)和西構(gòu)造結(jié)(western Himalayan syntaxis)(如,許志琴等, 2008).緬甸弧地區(qū)位于喜馬拉雅造山帶的東構(gòu)造結(jié),地殼構(gòu)造變形強烈且地震活動性強,發(fā)育有南北向分布的大陸俯沖帶,是陸內(nèi)碰撞俯沖的典型地區(qū)(圖1)(如,臧紹先等, 1987; 張浪平等, 2013).緬甸弧為橫跨中緬印三國交界的南北向弧形造山帶,代表了喜馬拉雅造山帶和印度尼西亞弧的轉(zhuǎn)換地帶,即特提斯構(gòu)造體系正向碰撞和側(cè)向走滑的轉(zhuǎn)換地帶(如,Holt et al., 1991; 胡家富等, 2008).緬甸弧地區(qū)是研究大陸板片碰撞-俯沖深部動力學過程的理想場所,開展該地區(qū)上地幔間斷面的地震學研究有助于認識印度大陸巖石圈的碰撞以及深俯沖機制,同時對于認識印度板片俯沖對上地幔結(jié)構(gòu)的影響具有重要意義.

圖1 緬甸弧及周邊地區(qū)構(gòu)造背景圖黑色實線為印度和歐亞板塊的邊界(DeMets et al., 1990).黑色虛線為和達-貝尼奧夫帶等深線(Gudmundsson and Sambridge, 1998).紅色沙灘球表示本文所用三個地震事件.彩色圓點為ISC-EHB目錄提供的地震事件.兩條紅色虛線分別表示層析成像剖面AA′和BB′的位置.Fig.1 Tectonic background image of the Burma arc and adjacent areasBlack solid line denotes the plate boundary of the Indian and Eurasian plates (DeMets et al., 1990). Black dashed lines show depth contours of the Wadati-Benioff zone (Gudmundsson and Sambridge, 1998). Red beach balls indicate three earthquakes used in this study. Colored dots denote the seismicity from the ISC-EHB Bulletin. Two red dashed lines show the locations of depth sections AA′ and BB′, respectively.

在印度板塊的碰撞和俯沖作用下,緬甸弧下方形成了傾斜的呈“V”字型分布的地震帶(如,Verma et al., 1980; Ni et al., 1989).多數(shù)震源機制解研究顯示印度板塊的俯沖方向為NE或NNE(如,Satyabala, 2003),且俯沖傾角在南北兩端和中間存在變化,板片延伸距離也有所差異(如,張浪平等, 2013).S波分裂研究得出東構(gòu)造結(jié)北部地區(qū)上地幔快波方向基本為NE-SW向,與印度板塊向青藏高原的俯沖方向一致; 在其周邊地區(qū)上地?？觳ǚ较騽t表現(xiàn)為繞東構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn),與地表GPS測量變形一致(常利軍等,2015).從東構(gòu)造結(jié)南部(～26°N)前緣至青藏高原東南緣,上地幔快波方向為E-W向,殼幔之間存在解耦變形(高原等,2020).地震層析成像研究顯示印度板片在緬甸弧下方存在深俯沖現(xiàn)象,但俯沖深度和板片形態(tài)各異,如俯沖至上地幔(如,Huang and Zhao, 2006); 俯沖至地幔轉(zhuǎn)換帶(如,Li et al., 2008; Koulakov, 2011); 俯沖至地幔轉(zhuǎn)換帶并在青藏高原東南緣下方形成滯留,且板片脫水作用可能與騰沖火山的成因有關(guān)(如,Lei et al., 2013).Bai等(2020)利用P波接收函數(shù)研究發(fā)現(xiàn)在緬甸中部地區(qū)410-km間斷面有15 km的抬升,而在410-km間斷面抬升區(qū)域的西南部660-km間斷面顯示為下沉,據(jù)此認為印度俯沖板片在～21°N位置發(fā)生撕裂(tearing),以北的板片穿過410-km間斷面進入了地幔轉(zhuǎn)換帶,以南斷離的板片已下降至地幔轉(zhuǎn)換帶底部.總體而言,目前關(guān)于印度板片的存在形態(tài)和俯沖過程仍存在很大爭議,同時板片在上地幔的變質(zhì)作用是否會影響間斷面形態(tài)還并不清楚,需要進一步開展相關(guān)研究工作.

本文選用了發(fā)生于緬甸弧地區(qū)的3個中源地震事件,獲取了歐洲和美國阿拉斯加地區(qū)多個密集地震臺網(wǎng)/臺陣記錄的寬頻帶波形資料,利用N次根傾斜疊加方法(N=1,4)成功提取了近震源一側(cè)地幔間斷面處產(chǎn)生的SdP次生震相,對上地幔間斷面開展了小尺度地震學探測.通過本研究我們獲得了緬甸弧中部俯沖帶下方410-km間斷面和X間斷面的起伏形態(tài),分析了印度板片俯沖對410-km間斷面和X間斷面結(jié)構(gòu)的影響,為印度板片在深部地幔的存在及其影響提供了新的啟示.

1 方法和數(shù)據(jù)

1.1 N次根傾斜疊加

當離源下行的S波在遇到深度為d的間斷面時會轉(zhuǎn)換為P波,即SdP次生震相(圖2).當使用遠震中距地震臺記錄地震波時,SdP和P震相的射線路徑近似重合,其差別主要集中在震源和間斷面之間.俯沖帶是地球內(nèi)部物質(zhì)發(fā)生運移的重要場所,上地幔物質(zhì)存在較強的三維不均一性(如,Stern, 2002; Kufner et al., 2016).接收函數(shù)方法在利用Pds/Sdp震相研究俯沖區(qū)地幔間斷面時,臺站至間斷面之間傳播路徑上均會受到地幔速度結(jié)構(gòu)的影響.采用近震源SdP次生震相來研究地幔間斷面時,震源與間斷面之間的距離較小(圖2),因此在傳播路徑上所受到地幔三維不均一性的影響較Pds/Sdp震相要小一些,可用來有效約束地幔間斷面的起伏形態(tài).

密集地震臺陣所記錄的地震波形資料具有較好的一致性.通過對波形資料進行疊加可以顯著增強地震信號的一致性,并壓制其中的噪聲水平.隨著各國地震監(jiān)測工作的發(fā)展,全球范圍內(nèi)布設(shè)了大量的密集地震臺網(wǎng)和臺陣,這為利用臺陣疊加方法提取SdP次生震相進而研究地球內(nèi)部間斷面提供了很好的觀測前提條件.

N次根傾斜疊加方法在壓制地震記錄中的尖銳噪聲方面非常有效,常用于從遠震記錄中有效提取弱次生震相(如,臧紹先和周元澤, 2002).對于一個臺站數(shù)量為K的臺網(wǎng)/臺陣所記錄到的同一地震事件的地震波(慢度為p)而言,臺站j所記錄到的走時延遲為τj=Dj·p，Dj為臺站j與中心參考臺站之間的震中距差.若以xij表示臺站j在走時i的振幅,那么通過N次根傾斜疊加可得到y(tǒng)(p)(如,Vidale and Benz, 1992; Kawakatsu and Niu, 1994):

yi(p)=Ri(p)|Ri(p)|N-1，

(1)

圖2 本文研究所用地震臺站分布圖主圖為震源至臺站的射線路徑.左上角插圖為歐洲地區(qū)臺網(wǎng)/臺陣: GB,GR,CZ,CH,FR,IV,RO和KO.右上角插圖為美國阿拉斯加地區(qū)臺網(wǎng)/臺陣: AK和TA.右下角插圖為近震源SdP震相示意圖,其中P波和S波分別以直線和虛線表示.Fig.2 Maps showing the locations of sources and stations used in this studyThe main figure shows the source to receiver geometry. The upper left insert shows networks/arrays in Europe, including the GB, GR, CZ, CH, FR, IV, RO and KO. The upper right one shows networks/arrays in Alaska of America, including the AK and TA. The lower right insert shows the schematic diagram of the near-source SdP phase, and solid and dashed lines respectively denote the P and S waves.

當N=1時,公式(1)則表示為線性傾斜疊加:

(2)

地震學家利用N次根傾斜疊加方法從遠震記錄中提取SdP震相,研究了地球內(nèi)部特別是俯沖區(qū)多個地幔間斷面的結(jié)構(gòu),包括X間斷面(如,Schmerr et al., 2013; Cui et al., 2018), 410-km間斷面(如,Collier et al., 2001; Cui et al., 2019),660-km間斷面(如,Collier et al., 2001; Zang et al., 2006; Zhou et al., 2012；Wang et al., 2020)以及中地幔散射體(如Kaneshima, 2016).一般而言,實際疊加處理過程中,N經(jīng)常取值為1,2和4(臧紹先和周元澤, 2002).在本研究中,我們利用4次根傾斜疊加和線性傾斜疊加來處理地震記錄,綜合識別并提取SdP次生震相.

1.2 數(shù)據(jù)收集與處理

本研究基于ISC-EHB目錄(http:∥www.isc.ac.uk/isc-ehb/)提供的全球地震事件,初步篩選出緬甸弧地區(qū)2010—2020年發(fā)生的中源地震事件,其中震源深度不小于100 km,震級Mb不小于5級.考慮到SdP次生震相的射線轉(zhuǎn)換點主要集中在震源下方附近,我們采用了歐洲和美國阿拉斯加地區(qū)布設(shè)的多個密集寬頻帶地震臺網(wǎng)/臺陣,以擴大地震射線對間斷面的采樣范圍(圖2).歐洲地區(qū)所采用的地震臺網(wǎng)/臺陣有CH(Switzerland Seismological Network,50個臺站),CZ(Czech Regional Seismic Network,17個臺站),FR(RESIF and other broad-band and accelerometric permanent networks in metropolitan France,51個臺站),GB(Great Britain Seismograph Network, 25個臺站),GR(German Regional Seismic Network.39個臺站),IV(Italian National Seismic Network, 111個臺站),KO(Bogazici University Kandilli Observatory And Earthquake Research Institute, KOERI, 71個臺站)和RO(Romanian Seismic Network, 26個臺站).美國阿拉斯加地區(qū)所采用的地震臺網(wǎng)/臺陣有AK(Alaska Regional Network, 110個臺站)和TA(Transportable Array, 149個臺站).原始地震波形資料下載于美國地震學研究聯(lián)合會(Incorporated Research Institution for Seismology, IRIS)(https:∥www.iris.edu/).根據(jù)全球地震臺網(wǎng)(GSN, Global Seismography Network)記錄的遠震中距(30°～90°)觀測波形,我們以直達P震相為參考震相,從所收集事件目錄中挑選出震源時間函數(shù)相對簡單,信噪比高且P波持續(xù)時長小于5 s的3個地震事件(見表1).本文所用地震事件的震源參數(shù)引自ISC-EHB目錄,其為利用EHB算法(EHB algorithm)對ISC目錄進行重定位后的更新目錄,對地震事件具有更高的定位精度(Engdahl et al., 2020).本文所用3個地震事件的震源機制解參數(shù)引自全球質(zhì)心矩張量解(Global Centroid-Moment-Tensor, 簡稱GCMT)(https:∥www.globalcmt.org/).

震源深度直接關(guān)系到SdP和P震相之間的相對到時差, 震源深度的誤差會影響到SdP震相的時深轉(zhuǎn)換結(jié)果.我們利用全球地震臺網(wǎng)(GSN)記錄的30°～90°震中距的寬頻帶地震波形對所用地震事件進行了震源深度重定位(圖3).具體流程如下: (1)挑選直達P和pP震相清晰的地震波形并讀取其初至到時, 獲得pP與直達P之間的到時差; (2)基于IASP91模型擾動震源深度, 計算pP-P走時差的觀測值和理論預測值之間的殘差值; (3)當殘差最小時, 我們可獲得最佳震源深度.地震事件1重定位后的震源深度為142 km, 與ISC-EHB目錄提供的深度一致.對地震事件2重定位后的震源深度為156 km, 與ISC-EHB目錄提供的深度相差5.4 km.地震事件3由于pP震相不清晰而未進行震源深度重定位, 直接采用了ISC-EHB目錄提供的震源深度, 即133.7 km.

圖4 地震事件2觀測波形數(shù)據(jù)處理實例(a) GR記錄的地震事件2的觀測波形, ～17 s和～25 s時刻虛線標示了速度譜分析圖中所識別的SdP震相.下方一排圖為不同震相的臺站響應函數(shù), 黑色加號標識了目標震相的慢度(p)和反方位角(Baz), 其中px和py分別為慢度的東西和南北分量.(b)—(d)分別表示N=1,2和4次根傾斜疊加所得出的速度譜分析圖, 圓圈標示以IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)計算的理論震相, 黑色線為SdP震相的走時-慢度線.Fig.4 Example of data processing of the observed seismograms for Event No.2(a) The observed seismograms for Event No.2 recorded by the GR network. Dashed line at ～17 and ～25 s marks the SdP phases identified in the vespagrams. Lower panels exhibit the array response functions for different phases. Black plus signs denote the locations of the slowness and back azimuth for target phases. The px and py denote the east-west and south-north components of the slowness (p). (b)—(d) shows the vespagrams obtained from the N-th root slant stacks (N=1,2 and 4), respectively. Black circles denote the theoretical phases calculated with the IASP91 model (Kennett and Engdahl, 1991), and black line show the traveltime-slowness trend of the SdP phases.

本文地震數(shù)據(jù)處理的主要步驟如下: (1)從IRIS數(shù)據(jù)管理中心下載垂向?qū)掝l帶波形, 進行去均值、去線性趨勢和去儀器響應預處理, 并采用0.2～1.0 Hz(Cui et al., 2019)的巴特沃斯濾波器進行帶通濾波處理; (2)從波形資料中挑選出信噪比大于2的觀測波形, 對各地震事件-臺網(wǎng)分組的波形以P波峰值點對齊并歸一化; (3)對挑選后的波形進行N次根傾斜疊加處理得到疊加掃描波形,N取值為1和4; (4)將疊加掃描波形進行Hilbert變換獲得其包絡(luò)線, 再做以10為底的對數(shù)并乘以20倍的處理轉(zhuǎn)化為分貝(dB), 得到走時-慢度域的速度譜分析圖(vespagram); (5)基于IASP91模型, 利用TauP軟件(Crotwell et al., 1999)計算SdP震相相對于直達P震相的走時差和慢度差, 并在此參考值附近進行SdP震相識別; (6)對所識別的SdP震相進行局部網(wǎng)格搜索得出其走時和慢度參數(shù), 通過時深轉(zhuǎn)換得出轉(zhuǎn)換點的深度, 并計算轉(zhuǎn)換點的空間位置; (7)基于三維P波速度模型GAP_P4(Obayashi et al., 2013)和S波速度模型S40RTS(Ritsema et al., 2011), 利用基于快速行進法(Fast Marching Method)的FM3D有限差分程序(Rawlinson and Sambridge, 2004)對SdP震相轉(zhuǎn)換點的深度進行地幔不均一性校正.

2 結(jié)果

圖4給出了GR臺網(wǎng)記錄的地震事件2的觀測波形以及疊加結(jié)果.直達P波和pP震相在觀測波形中較為清晰, 但SdP次生震相在疊加波形中不能被直接識別出來.圖4(b—d)分別給出了N次根傾斜疊加結(jié)果, 其中包括N=1,2和4.從速度譜分析圖可以看出直達P和pP震相的能量較強, 0 s時刻對應于觀測波形中直達P震相的峰值點且能量最強.pP震相約在P波后約40 s, 慢度值較P偏大一些; 在直達P波后約17 s和26 s各存在一個清晰的次生震相, 分別位于SdP理論走時-慢度線上的S300P和S410P震相附近, 經(jīng)過震相識別后分別為X間斷面和410-km間斷面處產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波.經(jīng)過震相拾取、時深轉(zhuǎn)換和深度校正后分別為312 km和403 km, 分別標記為S312P和S403P.當傾斜疊加過程中N值變大時, 直達P和pP能量值的分布變得較為集中, S312P和S403P次生震相也更為明顯.除此之外還存在一些其他震相, 這可能與地震信號中的噪聲干擾有關(guān).

我們從速度譜分析圖中可看出所識別的SxP震相的慢度基本在理論值附近, S403P震相慢度較理論值偏大約0.05 s/(°), 這說明S403P震相與其理論傳播路徑存在差異.我們利用f-k分析技術(shù)(Rost and Thomas, 2002)對觀測波形中震相進行了慢度和反方位角分析(圖4), 其中直達P和pP震相的截取時間窗為震相前后3.0 s, 次生震相的截取時間窗為前后0.5 s.通過f-k分析得出各震相的臺陣響應函數(shù)(Array Response Function), 可看出S403P相對于P的慢度為0.03 s/(°), 這與速度譜分析中的結(jié)果(0.00 s/(°))基本相當; 直達P的反方位角為79.44°, S403P的反方位角為80.02°, 相對于P的反方位角差為0.58°.由此可見, S403P和直達P震相的射線傳播路徑存在一定程度的偏離.S403P和P震相射線路徑大部分是重合的, 其差別主要集中在震源與410-km間斷面之間, 因此我們推測這可能與俯沖帶地區(qū)上地幔局部存在的三維不均一性有關(guān).

本文經(jīng)過處理共得出了13個地震事件—臺網(wǎng)對(source to network pair), 獲得了26組疊加速度譜分析圖, 其中線性傾斜疊加結(jié)果與4次根傾斜疊加結(jié)果基本一致.S410P震相發(fā)生轉(zhuǎn)換的深度位于392～407 km之間, 平均深度為400 km; SXP震相發(fā)生轉(zhuǎn)換的深度位于289～314 km之間, 平均深度為306 km (表1).我們基于IASP91模型計算得出理論S660P震相位于pP和sP強震相之間, 在速度譜分析圖中并不明顯.受pP和sP震相能量的影響, 不容易排除掉pP尾波或sP前驅(qū)波震相, 因此本文并未對S660P震相進行識別.

3 討論

3.1 410-km和X間斷面起伏

我們將研究結(jié)果進行了水平投影, 發(fā)現(xiàn)S410P和SXP震相的轉(zhuǎn)換點集中在印度板片100 km等深線附近(圖5a).在震源以西方位上轉(zhuǎn)換點分布較多, 410-km間斷面深度集中在392～407 km, 平均深度為400 km; X間斷面深度集中在289～314 km之間, 平均深度為306 km.在震源以東方位上觀測資料質(zhì)量偏差, 轉(zhuǎn)換點分布偏少, 410-km間斷面深度在400～402 km之間.在震源的東西兩側(cè)方位上, 410-km間斷面的深度基本一致.

我們將S410P和SXP震相與理論SdP震相的慢度差進行匯總(圖5b), 發(fā)現(xiàn)地震事件3對應的SdP震相平均慢度差為0.01 s/(°), 地震事件1對應的平均慢度差為0.02 s/(°), 地震事件2對應的慢度差為0～0.15 s/(°), 平均慢度差為0.06 s/(°).由此可見, 研究區(qū)域北部地區(qū)SdP震相偏離理論震相的程度較大.結(jié)合對GR記錄的地震事件2觀測波形的f-k分析結(jié)果(圖4), 我們認為SdP震相在該地區(qū)上地幔不同程度地偏離了其理論傳播平面, 這一現(xiàn)象在喜馬拉雅西構(gòu)造結(jié)處俯沖區(qū)地幔間斷面研究中也被觀測到(Cui et al., 2019), 均反映出大陸俯沖帶下方上地幔物質(zhì)可能存在較強的橫向不均一性.

Koulakov(2011)一文利用ISC目錄(1964—2004)提供的走時資料在多個子區(qū)域重疊窗內(nèi)分別調(diào)整參數(shù), 優(yōu)化不同射線覆蓋程度下的層析成像反演, 獲得了亞洲下方上地幔速度結(jié)構(gòu), 因此本文選擇其在東構(gòu)造結(jié)地區(qū)的P波速度圖像作為對照.我們將本文結(jié)果與前人結(jié)果分AA′和BB′剖面進行對比, 東西向深度剖面AA′位于23°N, 近平行于印度板片的俯沖方向; 南北向深度剖面BB′位于94°E, 近垂直于印度板片的俯沖方向(圖5(c—d)).

由AA′深度剖面(圖5c)可見, 地震帶呈“V”字型分布且震源深度主要集中在200 km以內(nèi).在緬甸弧中部俯沖帶,印度板片顯示為地震波高速異常, 板片自印-緬山脈(Indo-Burman Ranges)下方俯沖至上地幔, 部分板片已穿過410-km間斷面并進入了地幔轉(zhuǎn)換帶.沿AA′剖面的接收函數(shù)研究結(jié)果(Bai et al., 2020)顯示出410-km間斷面在印度板片進入地幔轉(zhuǎn)換帶的區(qū)域顯示出抬升, 大致在緬甸中央盆地(Central Burma Basin)和撣邦高原(Shan Plateau)交界地區(qū)的下方出現(xiàn)最大幅度的抬升(～15 km).本文所得出的SdP震相轉(zhuǎn)換點均位于地震波高速異常區(qū), 其中S410P震相轉(zhuǎn)換點主要位于印度板片的中下部分至邊緣區(qū)域, SXP震相轉(zhuǎn)換點則位于印度板片的中下部分.從對比來看, 本文所得出的S410P震相轉(zhuǎn)換點的深度較接收函數(shù)結(jié)果要偏小一些.由BB′剖面可看出410-km間斷面在研究區(qū)域均顯示為抬升(圖5d).沿BB′剖面的接收函數(shù)結(jié)果顯示出410-km間斷面在印-緬山脈南部下方為下沉, 在印-緬山脈的北部下方則出現(xiàn)了抬升.本研究和接收函數(shù)研究結(jié)果在印-緬山脈南部下方差值在15 km左右, 在印-緬山脈的北部差值不到5 km.兩者之間不完全一致, 這可能與上地幔橫向非均一性對Pds和SdP震相的影響有關(guān), 也可能與不同研究方法所用濾波頻段的差異有關(guān).

圖5 緬甸弧中部俯沖帶下方SdP震相轉(zhuǎn)換點分布圖(a)—(b)分別表示SdP震相(S410P, SXP)轉(zhuǎn)換點分布和慢度偏離.(c)—(d) AA′和BB′深度剖面, 背景圖為P波層析成像剖面(Koulakov, 2011), 灰色圓點為ISC-EHB目錄提供的地震事件.黑色圓點為本文結(jié)果, 黑色線為Bai 等 (2020)一文中的結(jié)果.Fig.5 The maps of SdP converted points beneath the central Burma arc subduction zone(a)—(b) represent map views of the converted points and slowness deviations of SdP phases (S410P and SXP), respectively. (c)—(d) represent depth sections AA′ and BB′. Background images show P-wave tomographic results (Koulakov, 2011). Gray dots show the seismicity from the ISC-EHB Bulletin. Black dots show results of this study, and black lines show results in Bai et al. (2020).

3.2 喜馬拉雅東西構(gòu)造結(jié)俯沖區(qū)

前人對喜馬拉雅西構(gòu)造結(jié)處興都庫什和帕米爾俯沖帶下方410-km間斷面的結(jié)構(gòu)進行了研究(眭怡等, 2015; Cui et al., 2019), 發(fā)現(xiàn)該地區(qū)410-km間斷面平均深度為387 km, 相比于IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)的平均抬升幅度為27 km, 其中興都庫什俯沖帶下方深度范圍為367～384 km,平均深度為375 km; 帕米爾俯沖帶下方深度范圍為380～414 km, 平均深度為395 km.這兩個俯沖帶下方410-km間斷面起伏特征與區(qū)域?qū)游龀上?Kufner et al., 2016)揭示的板片形態(tài)及速度異常呈正相關(guān)的趨勢.Negredo等(2007)利用數(shù)值模擬研究顯示印度板片在興都庫什下方的俯沖速率較大(～5 cm·a-1), 并伴隨著下地殼和巖石圈地幔的俯沖, 板片內(nèi)部溫度較低; 亞洲板片在帕米爾下方的俯沖速率較小(～1.5 cm·a-1), 板片內(nèi)部溫度偏高, 據(jù)此認為俯沖速率對雙向俯沖帶的溫度場影響很大.

GPS測量研究顯示印度板塊在其西北邊界與歐亞板塊的匯聚速率約為4.6 cm·a-1, 實皆斷裂(Sagaing Fault)吸收了約2.1 cm·a-1的剪切運動分量; 在印-緬山脈下方閉鎖逆沖斷裂上存在板塊匯聚, 速率約為1.3～1.7 cm·a-1, 這預示了在印—緬山脈下方存在活躍的板塊俯沖活動(Steckler et al., 2016).從青藏高原東南緣S波分裂研究結(jié)果來看(高原等, 2020), 印度板片的俯沖對東構(gòu)造結(jié)乃至周邊地區(qū)上地幔物質(zhì)形成E-W方向流動可能具有一定的促進作用.本文所觀測到的緬甸弧中部俯沖帶下方410-km間斷面的平均抬升幅度為10 km, 前人研究得出該地區(qū)最大抬升幅度約15 km(Bai et al., 2020), 較西構(gòu)造結(jié)處興都庫什和帕米爾俯沖帶下方410-km間斷面的抬升幅度要偏小一些.結(jié)合GPS測量研究(Steckler et al., 2016)以及俯沖帶數(shù)值模擬結(jié)果(Negredo et al., 2007), 我們推測由于印度板片在東構(gòu)造結(jié)處的俯沖速率偏小, 受周圍地幔物質(zhì)持續(xù)加熱的影響, 印度板片在緬甸弧下方深部地幔處的溫度異?？赡芷?因此對410-km間斷面起伏的影響程度較小.

3.3 X間斷面成因

在大陸碰撞俯沖帶, 當?shù)貧るS巖石圈俯沖到較大深度(>80 km)會發(fā)生超高壓變質(zhì)作用而形成超高壓變質(zhì)巖, 主要有柯石英(>80 km), 金剛石(>120 km)以及鎂硅石榴子石(>200 km); 地殼俯沖深度不大(<80 km)時, 則只形成高壓變質(zhì)巖(如,鄭永飛等, 2015).喜馬拉雅造山帶是印度與亞洲板塊新生代以來持續(xù)發(fā)生碰撞的產(chǎn)物, 目前該造山帶仍在持續(xù)活動(如,許志琴等, 2008; 張澤明等, 2013).巖石學研究發(fā)現(xiàn)在喜馬拉雅造山帶東段發(fā)現(xiàn)有高壓麻粒巖, 中段發(fā)現(xiàn)有高壓榴輝巖, 西段發(fā)現(xiàn)有高壓榴輝巖和含柯石英超高壓榴輝巖, 顯示出大陸深俯沖和折返過程的差異性, 而超高壓變質(zhì)巖的發(fā)現(xiàn)表明印度大陸巖石圈已深俯沖至亞洲大陸下方(張澤明等, 2013).

從緬甸弧俯沖帶的層析成像剖面來看, 印度板片以高地震波速度異常顯示, 自印-緬山脈下方俯沖至上地幔深部, 部分板片已穿過410-km間斷面進入地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi).由ISC-EHB目錄提供的地震活動性分布可看出, 該俯沖帶地震事件呈下傾分布且主要位于印度板片內(nèi), 最大震源深度在～200 km (圖5c).本文對410-km間斷面的研究結(jié)果也表明了印度板片在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)下方可能已俯沖至地幔轉(zhuǎn)換帶范圍.Zheng等(2020)利用接收函數(shù)研究證實了在緬甸下方俯沖的印度地殼的厚度約為30 km且延伸至約100 km深度.因此我們推測在印度板塊的俯沖過程中, 地殼物質(zhì)也隨之進入上地幔, 在地幔深部可能發(fā)生了超高壓變質(zhì)作用而形成含柯石英的超高壓變質(zhì)巖.高溫高壓礦物物理實驗表明, 在地球內(nèi)部高溫高壓條件下(～300 km), 柯石英會相變成斯石英, 密度和地震波速度會顯著變大, 礦物中自由SiO2的含量對于柯石英到斯石英相變所產(chǎn)生的密度、速度以及阻抗躍變具有很大影響(如,Williams and Revenaugh, 2005; Chen et al., 2015).本文發(fā)現(xiàn)在研究區(qū)域X間斷面深度在289～314 km之間, 平均深度為306 km.從AA′深度剖面來看, 這些轉(zhuǎn)換點均位于具有高地震波速度的印度板片內(nèi).我們推測, 本文所觀測到的X間斷面可能是由大陸地殼深俯沖背景下形成的超高壓變質(zhì)巖中柯石英到斯石英的相變引起的.

4 結(jié)論

本文利用緬甸弧地區(qū)的3個中源地震事件, 通過N次根傾斜疊加方法(N=1,4)從遠震觀測資料中提取了410-km間斷面和X間斷面處產(chǎn)生的SdP震相, 以此對緬甸弧中部俯沖帶下方上地幔間斷面開展了地震學探測.通過研究發(fā)現(xiàn)410-km間斷面深度范圍為392～407 km, 平均深度為400 km.我們推測印度俯沖板片已穿過410-km間斷面并進入了地幔轉(zhuǎn)換帶, 410-km間斷面的抬升受到了冷俯沖板片的影響.此外, 我們發(fā)現(xiàn)該地區(qū)X間斷面深度在289～314 km之間, 平均深度為306 km, 推測其可能與大陸地殼深俯沖背景下形成的超高壓變質(zhì)巖中柯石英到斯石英的相變有關(guān).

致謝美國地震學研究聯(lián)合會數(shù)據(jù)管理中心(IRIS DMC)為本研究提供了寬頻帶地震波形資料.地震數(shù)據(jù)預處理過程中使用了Seismic Analysis Code (SAC).中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所白一鳴博士提供了緬甸地區(qū)410-km間斷面的接收函數(shù)研究結(jié)果.審稿人對本文提出了寶貴的修改意見和建議.文中圖件均采用Generic Mapping Tools (GMT)繪制.作者在此一并表示感謝.