利用接收函數散射核方法探測中國東北地區地幔轉換帶界面三維形態

楊凡， 張涵， 李娟,4*， 王新,4， 陳棋福,4

1 中國科學院地質與地球物理研究所，地球與行星物理院重點實驗室， 北京 100029 中國科學院大學地球與行星科學學院， 北京 100049 3 美國新墨西哥大學地球與行星科學系， Albuquerque 87131 4 中國科學院地質與地球物理研究所， 黑龍江漠河地球物理國家野外科學觀測研究站， 北京 100029

0 引言

地幔轉換帶(Mantle Transition Zone, MTZ)是地球內部兩個地震波速度和密度不連續面之間的地幔中間層(深度約410～660 km)，是上、下地幔物質交換和能量傳遞的必經區域.通常認為地幔轉換帶的上下界面，也稱為410-km間斷面和660-km間斷面，分別對應于地幔的主要構成礦物橄欖石的兩個高壓相變面：在約410 km深度處，壓力約為13.5 GPa，α相橄欖石相變為具有更高地震波速和密度的β相橄欖石(又稱瓦茲利石)，標志地幔轉換帶的開始；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，指示地幔轉換帶區域的結束和下地幔的開始(Katsura and Ito, 1989; Helffrich and Wood, 2001).高溫高壓實驗表明410-km和660-km界面對應的相變分別具有正的和負的克拉伯龍斜率，其界面的起伏變化反映了地幔熱結構的異常(Ito et al., 1990; Bina and Helffrich, 1994; Helffrich and Wood, 2001; Fei et al., 2004).地幔轉換帶界面的物理性質或物質組分變化，在地震學中表現為界面附近的速度、密度、界面起伏甚至厚度的變化，體現在不同震相、不同頻率的地震波信號中.準確約束地幔轉換帶界面附近的地震波速度結構和界面起伏變化對于理解地幔在地球熱-化學演化中的角色，以及認識整個地球的物質組成和演化、地幔對流模式、板塊深俯沖及深源地震等地球深部動力學問題都有重要的意義(周春銀等, 2010).

中國東北地區在地質構造上位于西伯利亞板塊、西北太平洋板塊與華北塊體之間，該地區中深源地震頻發，板內火山活動強烈，直接體現了俯沖動力學背景下深部地幔和淺部巖石圈殼幔的相互作用.全球及區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，在中國東北地區下方抵達地幔轉換帶底部，西向折曲后繼續延伸約1500 km(Huang and Zhao, 2006; Fukao and Obayashi, 2013; Tang et al., 2014; Liu et al.,2017; Tao et al., 2018).中國東北地區不同尺度的結構特征成為認識地幔對流模式、地球深部物質循環、深淺部物質響應等科學問題的典型和重要命題.也正因如此，在這一帶開展了科學目標各有側重的地震學野外觀測試驗，涌現出大量從地殼到巖石圈、軟流圈，及至地幔轉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結構探測結果(如，Flanagan 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; 張風雪和吳慶舉, 2019; Lai et al., 2019; Sun et al., 2020; Wang et al., 2020; Zhang et al., 2020).

有關中國東北地區地幔轉換帶速度間斷面起伏及內部結構的研究主要表現在660-km間斷面起伏，與俯沖板片的相互關系以及長白山等火山區深部結構探測方面.接收函數和高頻S-P轉換波研究結果顯示，該區域660-km間斷面在與俯沖板片接觸區多表現出界面的加深，最大幅度可達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，局部地區觀測到雙重660-km間斷面(Niu and Kawakatsu, 1996; Ai et al., 2003; Liu et al., 2015; Tian et al., 2016)，認為與非橄欖石組分、水或Al等物質的加入相關.此外，三重震相波形擬合研究顯示，部分區域660-km間斷面表現為～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，在該區域也觀測到了復雜的520-km間斷面(Tian et al., 2016)和俯沖板片的上下界面(Wang et al., 2020).但是對于滯留在660-km間斷面上方的俯沖板片形態及結構的認識還不統一，特別是對板片內是否存在“空缺”這一現象的認識(Takeuchi et al., 2014; Tang et al., 2014; Chen et al., 2017; 雷建設等, 2018; Lai et al., 2019).對于410-km間斷面的研究多基于SS前驅波、ScS多次反射波及接收函數等方法，不同方法獲得的結果均表明該間斷面有整體的下沉趨勢(Flanagan and Shearer, 1998; Liu et al., 2015; Tian et al., 2016; Zhang et al., 2016; Wang et al., 2017)，這與深俯沖動力學背景下冷的溫度異常對間斷面起伏的影響并不一致，體現了該區域410-km間斷面很可能受到溫度和物質成分異常共同作用，而該界面的復雜特征和形成機制在前人的研究中討論較少.這些與地幔轉換帶結構相關的問題亟需更高精度的地幔間斷面三維結構成像來解決，以便更好認識深俯沖區域可能的熱和物質成分異常.

近年來地震臺陣的密集布設以及地震偏移理論的成熟，為研究特定區域下方的復雜介質結構提供了良好的數據基礎和技術方法，對地球深部結構的精細成像變得切實可行.本文利用東北地區布設的高密度臺站波形資料(圖1)，采用能夠還原復雜界面信息的Ps散射核方法，獲得了中國東北地區下方地幔轉換帶及附近區域的詳細結構信息，確證了410-km和660-km間斷面復雜的起伏變化及地幔轉換帶內部清晰的俯沖板片形態，為認識深俯沖動力學背景下地幔轉換帶界面起伏特征及內部物質、能量變化提供了新的地震學觀測約束.

圖1 研究區域概況及臺站分布黑色方塊代表國家測震臺網的固定地震臺站，藍色三角形為NECESSArray流動臺陣的臺站，洋紅色倒三角是NECsaids寬頻帶臺陣的流動臺站.棕色圓點是該區域內深度大于380 km的地震事件(地震目錄來自ISC-EHB，時間跨度1976年1月—2017年12月).黑色粗線表示圖7中測線所在的位置.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震事件分布，數字為震中距.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 研究方法和數據

1.1 Ps散射核偏移

接收函數是研究臺站下方速度間斷面及其結構性質的典型手段之一.其基本原理是：根據“等效震源”假定(Langston, 1979)，當遠場地震波以近垂直方向入射到接收臺站時，接收臺站記錄到的P波垂直分量可以視為從震源到接收臺站的入射波，徑向分量包含了臺站下方間斷面的Ps轉換震相和多次反射波信息.在時間域中，遠震P波可以表示為震源時間函數與傳播路徑的介質響應以及儀器響應的褶積，利用徑向分量和垂直分量之間的反褶積可以得到臺站下方的S波速度結構.概言之，接收函數就是臺站下方速度間斷面產生的轉換波和多次反射波到時的時間序列.

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用的地震疊加和偏移技術應用到天然地震臺陣觀測數據的處理中.傳統的共轉換點疊加(Common Conversion Point stacking, CCP)接收函數方法(Zhu, 2000)在全球各區域地球深部結構成像研究中取得了成功的應用(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假設，存在Fresnel衍射半徑的限制，對橫向速度變化大、含傾斜構造、凹陷結構等介質的成像效果并不好，不能準確反映實際界面位置(Rondenay, 2009; Levander and Miller, 2012; Cheng et al., 2016; Zhang and Schmandt, 2019).為提高接收函數成像精度，在借鑒人工地震偏移疊加方法理論的基礎上，學者們提出了各種適應性更強、算法更精細的偏移方法(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(簡稱Ps散射核方法)應用到接收函數成像中.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)近似實現接收函數的波動方程偏移.該方法不依賴水平界面假設，不受Fresnel衍射半徑的限制，由于考慮了速度擾動引起的相位變化和振幅變化，能夠對含傾斜界面、橫向速度變化大等特點的復雜地下結構進行較好的成像(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系.三角形表示接收臺站，五角星代表震源，方塊是散射點，黑色虛線是偏移等時線.Tsx表示遠震P波從震源出發到散射點處的走時；Txr表示近場S波從接收臺站反向傳播到散射點的走時；Tsr表示遠震P波從震源到接收臺站的走時；ksx表示遠震P波波場的歸一化慢度矢量；kxr表示近場S波波場的歸一化慢度矢量；和分別表示SH波和SV波的極化方向，滿足散射點和接收臺站之間的幾何關系.ψsrx表示震源和散射點相對于接收臺站之間的后方位角差；θxr表示從散射點到接收臺站之間的S波入射角.(c)單個理論接收函數的偏移剖面.藍色實線是理論P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)在原始接收函數的基礎上增加散射核函數權重，考慮了速度擾動引起的相位變化和振幅變化，將空間內所有點對該臺站記錄到的波形的貢獻進行加權疊加.Ps散射核方法的接收函數f(x)可以寫成：

(1)

其中，W(s,r,x)是散射核函數，表示在散射點x處的權重系數，s、r、x分別代表了震源、接收臺站和散射點，該函數考慮了散射系數、幾何擴散和衰減吸收帶來的振幅效應；RF(s,r,t)是每個震源-接收臺站所對應的接收函數，即原始的接收函數；Tsx表示遠震P波從震源出發傳播到散射點處的走時；Txr表示近場S波從接收臺站反向傳播到散射點的走時；Tsr表示遠震P波從震源到接收臺站的走時(圖2).在實際計算過程中，需要對區域內的每個散射點計算兩個波場：震源到散射點正向傳播的遠場P波波場和臺站到散射點反向傳播的近場S波波場.我們采用快速行進算法(Fast Marching Method，FMM )計算波場走時(De Kool et al., 2006)，該方法可以快速計算三維速度模型中地震波走時，為后續進行三維成像奠定了基礎.

公式(1)中的散射核函數W(s,r,x)可進一步表示為(Cheng et al., 2016; Zhang and Schmandt, 2019)：

(2)

在實際計算過程中，受到接收函數采樣不規則的影響，各個疊加半徑內接收函數數量不均衡，使得網格之間偏移結果的絕對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G(x)可以表示為：

G(x)=

(3)

其中，|W(s,r,x)|表示W(s,r,x)的絕對值；G(x)與接收函數具有相同的意義和單位，即代表Ps轉換波和直達P波之間的振幅比.疊加和歸一化的應用使得該振幅比只是相對值，不能代表絕對的Ps/P振幅比，因此在解釋偏移成像結果時，側重關注偏移成像的間斷面起伏信息.

1.2 數據和接收函數的提取

研究中用到的地震波形數據主要來自國家固定臺網及兩個流動地震臺陣NECsaids和NECESSArray(圖1).收集的80個固定地震臺站波形數據(鄭秀芬等, 2009)的時間跨度為2007年8月至2017年12月.“探測深俯沖的中國東北地震臺陣” NECsaids(North East China Seismic Array to Investigate Deep Subduction)包含55個寬頻帶流動臺站數據(Wang et al., 2016)，時間跨度為2010年7月至2014年11月.該流動臺陣主要沿東西走向和南北走向兩條測線布設，同時穿插布設了一些面狀臺站，使得臺站平均間距可以達到20～30 km，是中國東北地區較密集臺陣之一.本研究還用到了中-美-日國際合作布設的77個NECESSArray寬頻帶臺陣2009年9月到2011年8月間的波形記錄(Tao et al., 2014).這些臺站主要覆蓋了120°E—140°E和40°N—50°N之間的區域，包括松遼盆地、長白山火山、鏡泊湖火山、龍崗火山、郯廬斷裂帶等地質構造單元/區域(圖1).以上臺站總計212個，在空間上互相穿插，區域互補，形成了研究區域內迄今為止極高密度的地震觀測網絡系統，為研究該區域下方的地幔轉換帶結構提供了良好的數據基礎.

我們選取了震中距范圍在30°～90°，MW震級大于5.2，三分量完整、初至P波清晰的地震事件，截取P波理論初至到時前50 s、后120 s之間的波形數據來提取遠震P波接收函數.首先對原始地震數據做降采、去均值、去線性趨勢、去儀器響應等處理，并對數據做0.02～2.0 Hz的二階帶通濾波來減少低頻和高頻噪聲信號的干擾；然后將水平分量數據旋轉到徑向和切向方向；最后采用時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，其中水準因子k=0.001，高斯濾波系數a=1.5(相當于拐角頻率0.75 Hz).在分量旋轉前，還利用P波質點運動分析校正了臺站可能出現的方位角問題(Niu and Li, 2011; Wang et al., 2016).最終從1949個地震事件中，挑選出了75602條高質量的接收函數.

在進行Ps散射核偏移的過程中，網格大小的劃分會影響對不同尺度地質體的探測能力，同時也會影響網格內轉換點的采樣密度和偏移方法的適應性.另外FMM方法也需要相對規則的網格來保證走時計算的穩定性和準確性.通過對實際資料的分析并借鑒前人的研究結果(Rawlinson and Sambridge, 2004; Zhang and Schmandt, 2019)，將研究區域劃分為 0.1°×0.1°×3 km的網格，用FMM方法計算格點上每個地震事件對應的遠場P波波場和每個臺站對應的近場S波波場，然后根據上文提到的Ps散射核方法對區域內的接收函數進行偏移、疊加和成像.

2 理論模型測試

關于Ps散射核成像方法的優點和使用局限性，前人已從傾斜介質、橫向速度異常體、網格大小的劃分、接收臺站疏密、噪聲水平以及與CCP方法的差異等方面展開了大量細致的討論(Bostock, 2007; Rondenay, 2009; Cheng et al., 2016; Zhang and Schmandt, 2019).為了檢驗Ps散射核方法在中國東北地區的有效性，我們采用理論波形正演模擬的思路，結合該區域層析成像速度結果，設計了一個簡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，在地幔轉換帶內部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果，將高速異常體的P波、S波速度異常分別設為+3%和+6%(Chen et al., 2007；Xie et al., 2021).考慮到射線的覆蓋和實際計算需求，設置了100個均勻分布于異常體正上方的接收臺站，臺間距為24 km，震源設置為4個，間距為600 km(圖3a)，該設置能夠較好滿足40°～90° 的震中距覆蓋.

圖3 二維俯沖板片模型的理論測試(a) 理論的二維板片模型及震源和臺站的幾何關系圖.紅色五角星給出了震源的位置，黑色三角形及之間的圓點表示接收臺站的分布，黑色和紅色曲線給出了由AK135模型計算的某個臺站的理論射線路徑; (b) 理論模型中接收臺站和俯沖板片之間幾何位置關系的局部放大圖，淺藍色部分表示俯沖板片異常體; (c) 按照臺站位置排列的理論接收函數的波形.理論接收函數來自(a)中的2號震源，黑色波形為AK135參考模型的計算結果，紅色波形來自二維俯沖板片模型.水平黑色點線是P410s和P660s震相的理論到時.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) 計算理論地震圖.其中，采樣率設置為0.05 s，源時間函數取持續時間為0.5 s的三角形子波.采用與實際觀測資料處理完全相同的流程獲取接收函數，圖3c中給出了2號震源(圖3a中紅色射線路徑所對應震源)得到的接收函數，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果(圖4)，清楚還原了地幔轉換帶以及俯沖板片的上下界面.

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

圖4a給出了未對慢度窗口和后方位角窗口進行控制的成像結果；圖4b中的結果則采用了0.06 s·km-1的慢度窗口和40°的臺站后方位角窗口控制.對比可知在臺陣邊緣地帶，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，導致成像結果出現諸多假象，例如條帶狀同心層(圖4a和2c)，660-km間斷面下方出現能量較強的偽影，410-km間斷面能量較弱，地幔轉換帶內及板片下方存在較弱的隨機假象等.這些問題在圖4b中都得到了較好的解決：不僅可以觀測到連續明顯的地幔轉換帶上下界面，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用可以消除部分假象，顯著提高信噪比，對于準確地恢復深部速度異常結構體有很重要的作用.

圖4 理論測試的Ps散射核方法成像結果(a) 未采用慢度窗口和反方位角窗口的成像結果; (b) 采用慢度窗口為0.06 s·km-1、后方位角窗口為40°的成像結果，黑色三角形及之間的圓點表示接收臺站的分布.水平黑色點線是理論的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 實際數據的Ps散射核方法成像結果(a)—(d) 表示沿著緯度從南向北(41°N—45°N)每隔1.0° 測線所在垂直剖面的Ps散射核方法成像結果.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；棕色圓點表示該剖面1°內的震源事件在深度上的投影.CBS、LG、JPH分別代表長白山火山、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計了數量有限的震源和臺站，測試結果表明Ps散射核方法能夠較好恢復理論模型，包括對傾斜俯沖界面的揭示.考慮到東北地區高密度的臺陣觀測，Ps散射核方法的應用能夠有效提取出地幔間斷面的起伏特征，并同時恢復和再現其內部傾斜俯沖并停滯的板片精細結構.

3 成像結果

速度模型是偏移成像獲取準確的地質體結構的關鍵因素.前人利用全球和區域地震層析成像方法獲得了中國東北地區不同尺度、不同分辨率的P波或S波速度結構(Fukao and Obayashi, 2013; Tang et al., 2014; Tao et al., 2018)，發現該區域的上地幔速度存在很強的不均勻性，如果使用全球一維速度模型進行偏移必然會導致成像結果的明顯偏差.本文采用了較新的、分辨率更高的東北亞地區FWEA18速度模型(Tao et al., 2018)進行偏移成像.該模型采用了包含波形振幅的全波信息與失配函數的反演方法，結合東亞地區高密度臺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)數據(共計1.35億條體波波形以及7.2萬條面波記錄)，得到了東北亞地區三維層析成像結果，具有較精細的P波和S波速度結構.

我們采用FWEA18三維速度模型，結合慢度窗口(0.06 s·km-1)、方位角窗口(40°)，利用Ps散射核方法，獲取了中國東北地區下方地幔轉換帶速度間斷面結構.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果.根據理論測試結果和經驗分析，我們只展示歸一化后振幅大于0.3的數據，紅色點線為本研究給出的410-km和660-km間斷面深度，圖中灰色區域射線覆蓋有限，成像結果不做顯示和討論.

在轉換點密集區域，我們沿著緯度41°N，從南向北以1.0°為間隔給出了4條測線的成像結果(圖5).為清晰顯示出間斷面起伏形態，對每個剖面進行了歸一化處理.成像結果給出了最終計算出的G(x)，即間斷面Ps/P的能量強弱，其中暖色調為負振幅，代表了負的速度跳變界面(隨著深度的變化，速度由高速向低速轉變)；冷色調為正振幅，代表了正的速度跳變界面(從淺到深速度由低速向高速轉變).

由圖5可見，410-km間斷面總體形態清晰完整(圖5a、5b)，特別是在41°N—42°N附近；隨著測線向北移動，410-km間斷面形態變得相對復雜，振幅在經度方向上出現明顯強弱變化，連續性變差(圖5c—d).所有剖面中410-km間斷面深度普遍位于405～425 km之間，部分區域可達430 km(圖5c，A-3)，相對于一維全球模型表現出整體性的下沉.在41°N剖面中，410-km間斷面在125.5°E—128°E范圍內出現局部、小范圍的下沉，幅值約為15 km，該位置處于長白山的西南方(圖5a，A-1).在42°N剖面中，下沉幅度有所變小，約為10 km，且下沉區域的中心位置向西移動約150 km，范圍有所擴大，對應于龍崗火山周圍(圖5b，A-2).在43°N剖面中，410-km間斷面下沉幅度可以達到20 km，出現在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為整體下沉，但下沉幅度表現出明顯的區域性橫向變化(圖5d，A-4).

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

在成像結果中，除了能夠觀測到清晰的410-km和660-km間斷面外，在地幔轉換帶內部還觀測到一組形態相似且平行、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(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，這組近平行信號皆清晰可見，界面強度略弱于410-km和660-km間斷面的強度，且存在明顯的橫向變化(圖5).同時，正極性信號的連續性明顯低于負極性信號，表現出一定的彌散性(圖7a，G-1)，且正極性信號的寬度整體小于負極性的.

4 討論

利用布設在中國東北地區的高密度地震臺站波形數據，采用接收函數Ps散射核方法，獲得了121°E—133.5°E和40°N—46°N區域下方地幔轉換帶及其內部界面的三維展布形態.下面我們將從速度模型、熱異常、組分異常等方面，結合東北亞地區深俯沖動力學背景，對觀測到的地幔轉換帶及其內部間斷面的起伏變化特征和形成機制加以探討.

三維速度結構對間斷面起伏形態的影響不可忽略，準確的區域速度模型對于結果的可靠性至關重要.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，同時還給出了模型在410 km和660 km深度附近的S波速度異常結果(Tao et al., 2018).以600 km貝尼奧夫等深線為界，等深線以西660-km間斷面表現出明顯的20～40 km下沉，下沉區域橫向展布約200～300 km，下沉起始的位置與板片俯沖至660-km間斷面并發生折曲的空間位置吻合(圖6b，I區域).410-km間斷面總體表現出10～20 km的下沉，特別是在火山分布區域以及研究區域西南角郯廬斷裂帶附近(圖6a，IV、V區域).在接收函數研究中，已有大量關于不同速度模型對成像結果影響的討論，例如S波速度擾動對Ps走時的影響大于P波速度擾動，會使得局部區域異常更加明顯；不同速度模型會改變間斷面的絕對深度，但是對起伏形態的相對關系影響較小(Liu et al., 2015; Sun et al., 2018).FWEA18模型同時利用了地震波場中的動力學和運動學信息，結合多種體波震相和面波的約束，包含了獨立反演的P波、S波速度結構，我們認為該模型具有更高的分辨率，能夠為接收函數的三維偏移成像提供較為準確的速度結構.

結果表明，研究區域內410-km間斷面出現抬升的區域平均深度為404.0±1.4 km；下沉區域的410-km間斷面平均深度為420.3±2.8 km；而對于660-km間斷面，下沉區域的平均深度為677.7±5.8 km；抬升區域的平均深度為649.6±3.6 km.研究區域地幔轉換帶厚度的平均值為247.7±11.0 km，變化范圍為213～294 km.考慮到速度模型對結果的可能影響(Liu et al., 2015; Wang et al., 2017; Sun et al., 2018)以及結果的誤差，在后文中只對特征明顯、異常幅度較大的區域進行討論，并對這些區域內的前人研究結果加以匯總和詳細比對(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

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

600 km貝尼奧夫線在空間上大致對應了俯沖的太平洋板塊與660-km間斷面相交的位置.我們觀測到的南北向展布約600 km，東西向展布約200～300 km的間斷面下沉范圍正好對應了俯沖板片西向彎折并與間斷面發生相互作用的區域.這一結果和前人利用接收函數(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)等方法觀測到的結果相似.但受臺站分布、數據覆蓋、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區域不同樣式黑色曲線所示范圍).根據高溫高壓實驗結果，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生，則對應需要約450 K的低溫異常；考慮P波速度對溫度的敏感性，即dVP/dT=(-4.0～-5.0)×10-5K-1(Cammarano et al., 2003)，該低溫異常會導致1.8%～2.3% 的波速提升，這與前人的成像結果(Tao et al., 2018)，以及三重震相波形擬合給出的地幔轉換帶內存在約1.0%～2.5%P波高速異常吻合(Li et al., 2013).因此，我們認為該區域內觀測到的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域性低溫異常相關.

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，FWEA18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)中綠色方框分別對應(a)和(b)中相應羅馬數字表示的異常幅值較大區域，(a)和(b)中不同樣式的黑色曲線所示范圍為前人研究結果在該區域存在的相似起伏形態，其他符號同圖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.

在大范圍下沉區域的東側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區域).Zhang等(2016)利用接收函數以及Wang等(2017)利用ScS多次反射波也在該區域附近觀測到了10～20 km、5～15 km的間斷面抬升(圖6b，II區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)認為太平洋板塊在長白山火山東北約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，正好位于本文觀測到的660-km間斷面抬升區域的上方.我們據此推測局部上升流在此處導致660-km間斷面抬升，并可能使板片出現撕裂，但俯沖環境下的高溫異常來源還需要更深入的研究.

此外，在長白山火山的西北部，松遼盆地東南緣以及龍崗火山近旁，均觀測到660-km間斷面出現約5～15 km的抬升(圖6b，III區域)，抬升區域以(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)在該區域觀測到的東西向～100 km、南北向～200 km出現的5～10 km的660-km間斷面抬升現象相一致(圖6b，III區域黑色點虛線所圍范圍).Zhang等(2016)和Tian等(2016)的接收函數結果也存在類似的660-km間斷面抬升現象，只是在空間分布和起伏程度上有所不同(圖6b，III區域不同樣式黑色曲線所示范圍).我們認為該660-km間斷面的抬升現象是穩健的，但使用的三維速度模型、成像方法以及數據覆蓋范圍不同，特別是速度模型很可能是導致抬升幅度不一致的主要原因.對于龍崗火山以西660-km間斷面的抬升，可以用熱物質上涌穿過間斷面來解釋.Tang等(2014)較早通過層析成像研究發現長白山西北地區地幔轉換帶內(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到-2%，認為停滯板片在空間上并不連續，熱的物質在此處上涌使得間斷面深度發生相應變化，并為長白山火山活動提供了深部物質來源.Tao等(2018)最新的全波形層析成像研究結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區域).綜合局部的低速成像結果以及對間斷面起伏的揭示表明，該區域660-km間斷面表現出的5～15 km抬升，可以用熱物質在此處局部上涌產生的100～250 K溫度效應來解釋(圖7a，F-1；圖7b，F-2).

圖7 A-A′和B-B′ 剖面的綜合結果對比圖(a) 上、中、下分別是沿著A-A′剖面(緯度41.5°N)的高程圖、Ps散射核方法成像結果和S波速度異常結果(來自FWEA18模型(Tao et al., 2018))，經過了長白山、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；棕色圓點表示該剖面1°內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散射核方法成像結果和S波速度異常結果，經過了鏡泊湖火山，圖例同(a).兩剖面包含松遼盆地(SLB)、郯廬斷裂帶(TLF)、長白山火山(CBS)、鏡泊湖火山(JPH)、龍崗火山(LG)等地質構造單元.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間斷面起伏形態的模式較為簡單，但與660-km間斷面對應的轉換波信號在振幅強度以及寬度上表現出了明顯的變化，特別是在相對高緯區域，觀測到了雙重660-km間斷面(圖5d，D-1；圖7b，D-1).礦物物理學研究表明非橄欖石組分的加入會對660-km間斷面的形態及厚度產生巨大影響(Vacher et al., 1998; Deuss et al., 2006).例如，在660 km深度附近會發生石榴子石-鈦鐵礦及鈦鐵礦-鈣鈦礦的相變，因此石榴子含量的增加會顯著影響660-km 間斷面的形態，使其表現出不再是通常認為的一級波速跳變面，而出現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.對長白山及其以西以南地區的三重震相結果顯示，660-km間斷面呈現出厚約50～70 km的速度梯度帶，并伴隨強烈的橫向不均勻性(Wang and Niu, 2010; Li et al., 2013)，表明至少在局部地區，660-km間斷面不是一個尖銳的一級速度/密度間斷面.Niu和 Kawakatsu(1996)以及Ai等(2003)利用接收函數方法，分別在牡丹江臺站(44.62°N，129.59°E)，以及43.5°N以北，126°E以東的地區發現660-km間斷面存在雙/多重間斷面，與本研究在44°N附近地區觀測到的雙重660-km間斷面一致，只是我們的結果包括了西側更廣泛的區域.Tian等(2016)和Liu等(2015)利用接收函數在部分區域也觀測到了雙重間斷面，但他們認為并不能排除由于臺站分布不均或下沉界面產生的衍射波等造成的假象.我們認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致石榴子石-鈦鐵礦及鈦鐵礦-鈣鈦礦的相變成為該地區出現多重間斷面的主要原因，但是雙間斷面的分布區域和性質特征需要進一步細致分析，基于密集臺陣數據的多種方法的應用，如SS前驅波、ScS多次反射波和三重震相對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

研究區域內410-km間斷面表現出整體性的下沉，下沉部分的平均深度為420.3±2.8 km.Flanagan和Shearer(1998)利用SS前驅波獲得了全球性的間斷面起伏形態，發現西北太平洋俯沖區域存在5～6 km的下沉.由于研究區域在地質構造上的重要性，近20年來，已有不少學者利用接收函數方法對地幔間斷面進行了成像研究.例如Li和Yuan等(2003)、Liu等(2015)、Tian等(2016)、Zhang等(2016)和Sun等(2020)等基于不同的數據集和成像方法，獲得了東北地區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，表明該地區的410-km間斷面相對于全球一維速度模型表現出總體加深的趨勢，似乎與俯沖構造背景下冷的溫度異常導致410-km間斷面抬升的預期不相符合.然而，在前人的文章中很少見到對410-km間斷面具體特征和形成機制的探討.我們的結果同樣發現了410-km間斷面普遍下沉的特征，同時還揭示出更豐富、更復雜的細節變化：下沉幅度表現出明顯的區域性橫向變化(圖5d，A-4)；與660-km間斷面相比，其振幅強弱變化大，且連續性相對較差.由于兼具高密度的數據覆蓋和較高精度的Ps散射核方法兩個特點，我們將有別于前人的做法，嘗試探討結果中較為顯著的410-km間斷面變化特征和形成機理.

形成410-km間斷面的橄欖石相變是一種放熱反應，具有正的克拉伯龍斜率.熱的地幔物質上涌穿過間斷面，會使得410-km間斷面出現下沉.我們的研究結果顯示，在長白山、鏡泊湖等火山區域，410-km間斷面出現了10～20 km的下沉，平均下沉幅度可達15 km(圖6a中IV、V區域).高溫高壓實驗給出的橄欖石-瓦茲利石相變的克拉伯龍斜率在1.5～4 MPa·K-1范圍內變化(Ito et al., 1990; Bina and Helffrich, 1994; Helffrich and Wood, 2001)，簡單取其平均值2.75 MPa·K-1，則410-km間斷面約15～20 km的下沉對應了約500～660 MPa的壓力變化(Dziewonski and Anderson, 1981)，也就對應了約180～240 K的高溫熱異常(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生，則～240 K溫度變化可以產生1%～1.2%的P波低速異常.層析成像和三重震相等方法在長白山火山區域附近下方均探測到1%～3%的低速異常體延伸至或聚集在地幔轉換帶上部(Tao et al., 2018; Han et al., 2021).近期的電導率觀測也表明在中國東北地區松遼盆地下方的軟流圈中存在大規模低阻高導異常(李世文等, 2020).這些位于火山下方延伸至400 km深度的高導層很可能表明，長白山等板內火山的物質來源不僅僅局限于地殼、巖石圈尺度，而是更深的地幔轉換帶(Takeuchi et al., 2014; Dokht et al., 2016; Tian et al., 2016).

除去火山地區外，410-km間斷面在絕大多數區域都出現了下沉(圖6a)，該特征不能用局部的熱異常完全解釋.該現象主要出現在俯沖地區，而大陸內部鮮有報道，暗示了獨特的俯沖動力學背景下其他機理發生作用的可能.俯沖板片會攜帶大量的水進入地幔轉換帶，水作為典型的揮發分，能夠顯著降低熔融發生所需溫度，降低熔體黏度、改變熔體成分和密度等(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水能力一般為0.1～0.2 wt%(Bolfan-Casanova et al., 2000)；而地幔轉換帶中礦物的儲水能力可達～3 wt%(Kohlstedt et al., 1996). 基于儲水能力的差異和地幔轉換帶有一定水含量的假設，“地幔轉換帶水過濾模型”(transition zone water filter model)預測全球范圍內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象(Bercovici and Karato, 2003).對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)，盡管熔融分數較小，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在東北亞地區410-km間斷面上方觀測到廣泛存在的低速層，其厚度范圍為40～70 km(Han et al., 2021).

有關中國東北地區地幔轉換帶是否含有足夠水的問題仍在爭議中.對該地區的電導率反演、玄武巖樣品的直接測量、地震波速觀測以及動力學數值模擬等結果均表明，中國東北地區地幔轉換帶含水，其可能含水量至少可達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，局部非火山地區觀測到的下沉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，而非傳統意義上的橄欖石-濕瓦茲利石的相變面.該現象在南美洲、鄂霍茨克海、美國西部、西南太平洋等俯沖地區都有觀測(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, 2016).另一方面，受水合物質遷移的影響，含水量分布不均勻會導致瓦茲利石濕-干界面變寬，使得410-km間斷面的P-S轉換波振幅降低，不易被觀測到(Meijde et al., 2003; Schmerr and Garnero, 2007)，這可能與在部分區域觀測到410-km間斷面振幅強弱變化大，連續性弱相關，體現了地幔轉換帶頂部水含量分布的不均一性.

此外，高溫高壓實驗表明，410-km間斷面的起伏同時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體系的高溫高壓實驗發現，Mg/Fe含量和分配比例的變化也會直接影響 410-km 間斷面深度和厚度，Mg的富集會增加橄欖石-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%會導致間斷面出現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優先提取鐵(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，觀測到的410-km間斷面的下沉也可能與板片俯沖過程導致的地幔轉換帶產生富Mg貧Fe的環境相關，我們的研究并不能排除這種可能性.高密度的臺陣觀測數據再次確證了東北地區普遍觀測到的410-km間斷面大范圍下沉現象，但究竟是受到地幔轉換帶水對礦物相變及物性的影響，還是Mg、Fe等物質成分差異或其他因素的共同影響，還需要礦物物理實驗、地幔地球化學以及俯沖動力學等多學科的綜合論證(Karato et al., 2006; 毛竹和李新陽, 2016; Sun et al., 2021).

4.3 地幔轉換帶內部的界面特征及性質

我們的觀測結果還顯示，在490～520 km和580～630 km深度范圍內存在一組平行且振幅極性相反的界面，該成對出現的界面在每條剖面中均有不同程度的體現(圖5，圖7)，且下界面的連續性明顯高于上界面，它們在深度和形態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、形態相似的界面，其上、下界面分別表現為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.這兩種獨立、方法有所不同的結果表明，我們在地幔轉換帶內觀測到的成對界面是真實和穩健的結構.

結合Wang等(2020)的研究，我們認為，這兩個成對出現的信號勾畫了西北太平洋俯沖板片在地幔轉換帶內的上下界面，其上界面很可能為俯沖板片的莫霍面(洋殼與洋幔的界面)，而在地幔轉換帶含水情況下，下界面與俯沖太平洋板片下側軟流圈的部分熔融相關.本文的重點主要在于地幔轉換帶上下界面，有關俯沖板片上下界面的特征細節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 地幔轉換帶厚度

地幔轉換帶厚度的提取受上地幔及地殼強烈的速度不均勻性的影響較小.圖8a表明研究區域地幔轉換帶厚度變化趨勢總體與660-km間斷面(圖6b)的起伏趨勢一致，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區域)，127°E以西再次表現為大范圍的減薄，平均值～235.9 ±5.0 km(圖8a，III區域).Zhang等(2016)和Tian等(2016)的接收函數研究結果也給出了類似的地幔轉換帶厚度變化模式(圖8a，不同樣式黑色曲線所示范圍)，而Liu等(2015)在圖8a中I區域并沒有觀測到地幔轉換帶變薄的現象.

圖8 地幔轉換帶厚度及與間斷面深度的關系(a) 地幔轉換帶厚度變化，不同樣式的黑色曲線圖例同圖6 .其他符號同圖1; (b) 地幔轉換帶厚度與410-km和660-km間斷面深度的關系，紅色+號代表410-km間斷面，藍色×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中給出了地幔轉換帶厚度與410-km和660-km間斷面深度之間的關系.可以明顯觀測到：地幔轉換帶厚度與660-km間斷面存在顯著的正相關，而與410-km間斷面深度的變化不存在相關性，410-km、660-km間斷面深度之間也不存在明顯的相關性.一般認為，上地幔(410 km之上)的波速異常會導致兩個間斷面的視深度變化存在正相關(Sun et al., 2018)；而地幔轉換帶中的溫度變化或水含量及其分布引發的相變壓力異常會導致兩個間斷面深度變化存在負相關(Flanagan and Shearer, 1998; Bercovici and Karato, 2003).我們的觀測顯示出，660-km間斷面深度變化與地幔轉換帶厚度存在明顯正相關(圖8b),與相應深度的S波速度成像結果也存在很好的相關性(圖6b、d)，這表明受俯沖的太平洋板片影響產生的溫度效應在660-km間斷面深度的變化中起到了主導作用，且變化幅值較大，對MTZ厚度起到了決定性影響.410-km間斷面深度變化與地幔轉換帶厚度之間缺少明顯的相關性(圖8b),與S波速度異常之間也缺少相關性(圖6a、c)，表明控制地幔轉換帶上、下界面起伏形態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導致，而是體現出同時疊加了受俯沖太平洋板片影響的溫度變化和物質異常的綜合效應，水、Mg/Fe等元素的綜合影響是產生研究區域較為復雜的410-km間斷面行為的主要原因.

5 結論

本文基于中國東北地區的高密度地震臺站波形數據，采用接收函數Ps散射核方法，獲得了～1200 km×600 km區域內地幔轉換帶的起伏形態，并探測到俯沖板片在地幔轉換帶內的上下界面.結果表明， 660-km間斷面起伏與俯沖太平洋板塊在地幔轉換帶內的滯留密切相關，在俯沖板片與該間斷面相交處以西200～300 km范圍內，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冷的太平洋板塊產生的低溫異常的響應；在長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上涌的高溫異常導致.在地幔轉換帶內部，西北太平洋俯沖板片上下界面清晰可見，在高緯度(44°N)區域東側存在～30°的傾角，并且界面的振幅表現出橫向不連續和彌散性的特點.在火山地區，410-km間斷面存在大幅度下沉，平均幅度達15 km，這與火山下方探測到的低速異常體相關.同時，研究區域410-km間斷面出現大范圍下沉，幅值大于10 km，表明與俯沖板片相關的溫度效應不是主控因素，板片的俯沖、停滯和海溝后撤過程中，產生的物質異常和富水的地幔轉換帶很可能是產生410-km間斷面深度復雜起伏形態的重要原因.西北太平洋深俯沖動力學背景下，對地幔轉換帶界面的探測能夠為地幔深部的物質循環和能量交換提供有力的約束，但也需要礦物物理實驗、地幔地球化學以及俯沖動力學等多學科的綜合驗證，才能更完整的揭示地幔轉換帶和俯沖板片在地球熱-化學演化中所扮演的角色.

致謝謹此祝賀陳颙先生從事地球物理教學科研工作60周年.感謝中國地震局臺網中心與國家數字測震臺網數據備份中心提供的波形數據；感謝所有參與“探測深俯沖的中國東北地震臺陣”NECsaids和NECESSArray地震臺陣儀器布設和數據采集的工作人員；感謝IRIS-DMS提供的NECESSArray地震臺陣數據資料.感謝三位匿名審稿人仔細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圖件的基礎數據處理和繪圖.