利用前驅波研究地幔間斷面的若干進展

靳炎錫,秦滿忠,2,李少華,2

(1. 中國地震局蘭州地震研究所, 甘肅 蘭州 730000;2. 甘肅蘭州地球物理國家野外科學觀測研究站, 甘肅 蘭州 730000)

0 引言

地球內部間斷面的研究一直是地震學備受關注的科學問題[1]。了解在哪些深度存在間斷面以及間斷面的強弱、起伏形態和化學物理性質,對于建立客觀真實的地球模型及地幔對流形式的確定都具有重要的意義[2]。目前已知全球普遍存在410-km和660-km速度間斷面,對上地幔中這兩種速度間斷面的起伏形態、速度躍變的研究為地幔物理化學成分、溫度和合理的對流模型提供了重要的約束,研究表明間斷面與地幔物質中橄欖石的多態相變有關,這些間斷面的深度可能隨地幔溫度的橫向變化而變化[3]。

近年來,全球大量的地震學觀測使得地球上地幔的結構變得更為清晰。地震學家發現地球上地幔具有層狀結構,上地幔的地震波速梯度陡峭,同時地震波速度和密度存在不連續的變化,即地幔間斷面。在地球科學界,普遍認為全球在上地幔410 km和660 km深度處存在速度間斷面,在此深度處發生的變化主要涉及化學相變。礦物物理學解釋表明,410-km間斷面認為是α相橄欖石向β相橄欖石轉變的結果,并且由熱力學研究得出,410-km間斷面的相變具有正的克拉珀龍斜率(即dP/dT),約為+2.5～+4.0 MPa/K[4-6],溫度較冷處,如冷的俯沖板塊會使410-km間斷面抬升,而在溫度較高的地區,如洋中脊和地幔柱熱點區域會使410-km間斷面下沉[7]。而660-km間斷面表現為γ相尖晶石分解成鈣鈦礦和鎂鋁榴輝石[8-9],其間斷面的相變具有負的克拉珀龍斜率,約為-4.0～-0.5 MPa/K,冷的俯沖板塊會使660-km間斷面出現下沉[10],而洋中脊和地幔柱熱點區域會使660-km間斷面抬升。

多位學者發現不同地區的410-km間斷面有局部抬升和660-km間斷面的下沉[11-14]。Tibi等[14]研究了湯加俯沖帶410-km和660-km間斷面的起伏特征,發現410-km間斷面的起伏特征較為復雜,不能僅用橄欖石的相變來解釋,而660-km間斷面具有雙重下沉的特征,可能與該地區復雜的地震活動有關。Flanagan等[15]在全球范圍內發現不同地區660-km間斷面的下沉與該地區的俯沖帶有關,而410-km間斷面沒有明顯的深度變化。

除了上地幔存在410-km和660-km間斷面以外,一些學者在上地幔220～250 km、300 km等深度也發現了速度間斷面[16-17],300-km間斷面表現為柯石英石轉換為斯石英石[18],也有學者認為此間斷面是斜方輝石轉換為單斜輝石形成的[19]。地震學家也成功地在全球范圍內發現了上地幔520 km深度處的間斷面[20-22],520-km間斷面表現為β相尖晶石轉換為γ相尖晶石[15]。更有學者在一些地區下地幔800～900 km和1 100～1 200 km、1 800 km、2 400 km深度也觀測到了間斷面的存在[23-26]。

由于前驅波震相在參考震相之前到達,可以避免其他震相的干擾,通過疊加大量觀測波形數據可以有效提取前驅波震相。許多地震學家利用SS震相的前驅波[27-34]、PP前驅波[35-40]、sP和pP震相的前驅波[41-46]、PKPPKP(P′P′)震相的前驅波[47-50]開展了全球地幔間斷面的研究工作,并對地幔間斷面的起伏形態特征做了詳細合理的解釋。本文收集整理了近些年來地震學者利用前驅波(S410S、S660S、P410P、P660P,sMP、pMP、s410P、p410P,PKP410PKP、PKP660PKP等)研究地幔間斷面的研究成果,并對不同參考震相[長周期反射震相SS或PP、深震震相sP、pP和地球表面反射震相PKPPKP(P′P′)等]前驅波的特征、優缺點及地幔間斷面的相關研究成果進行了總結。

1 不同反射震相的前驅波研究

在研究地震波的傳播過程時,發現地震波在傳播時遇到不同深度的間斷面會發生反射或者轉換,從而產生不同的反射波或轉換波。比如SS、PP、sP、pP、PKPPKP等震相在410-km和660-km間斷面底部會產生S410S、S660S、P410P、P660P、s410P、p410P、PKP410PKP、PKP660PKP等反射或轉換震相[15,42,51],這些產生的新震相在參考震相之前到達,因此叫做前驅波。通常來說,前驅波震相普遍較弱,振幅或能量很小,如pP震相的前驅波振幅不到pP震相的5%,SS震相的前驅波振幅僅為SS震相振幅的2%～5%,因此可以通過疊加多條地震觀測波形數據有效壓制噪聲,來達到清楚識別前驅波震相的目的,從而可以利用前驅波與參考震相的到時差來研究上地幔間斷面的起伏特征[52-54]。

1.1 SS和PP前驅波研究

SS震相是S波在地表發生一次反射并繼續以S波傳播到觀測臺站的震相。SS前驅波(SdS,其中d表示間斷面的深度)與SS震相具有相似的傳播路徑,其反射點在震源與觀測臺站之間地球內部間斷面(如410-km、660-km等)的底部,由于前驅波傳播路徑較短,故早于參考震相SS到達觀測臺站(圖1),PP震相及其前驅波PdP也有相似的射線傳播路徑。

SS和PP前驅波是目前唯一在海洋和大陸區域都有顯著覆蓋的體波震相,具有長周期的性質,且對弱的間斷面敏感,因此常用來探究1 200 km以上地幔間斷面的存在及特征。而且SS和PP前驅波走時與振幅對SS和PP反射點下方的結構敏感,研究區域不受地震與臺站分布的局限,大大提高了對海洋等臺站分布稀疏地區地球內部結構的認識[7,55]。

圖1 SS震相及其前驅波SdS、PP震相及其前驅波PdP射線傳播路徑示意圖[其中星號代表震源位置,三角形代表接收臺站位置,藍色實線和藍色虛線分別為SS震相及其前驅波SdS射線傳播路徑,紅色實線和紅色虛線分別為PP震相及其前驅波PdP射線傳播路徑,d表示間斷面深度(如410 km、660 km等),0°、60°、120°、180°代表震中距,震源深度為30 km]Fig.1 Ray propagation paths of SS phase and its precursor wave SdS, and PP phase and its precursor wave PdP

Deuss等[31]使用SS前驅波(SdS)發現在海洋和大陸下方都存在Lehmann間斷面(220-km),并且在約260 km和310 km深度都觀測到較弱的間斷面。Rost等[36]采用短周期(1 Hz)臺陣數據,利用PP的前驅波(PdP)研究了西北太平洋地區上地幔200-km間斷面,并發現該間斷面起伏變化明顯。Shearer等[56]利用PP前驅波在全球尺度觀測到了410-km間斷面,并發現410-km間斷面存在約30 km的起伏。An等[57]利用SS前驅波探測了太平洋東北部和加拿大西北部下方的間斷面,發現250～330 km、520 km、900～1 200 km深度范圍內都存在一些較弱的反射體。Tian等[22]疊加了大量的SS前驅波數據,發現520-km間斷面是一個弱的全球性間斷面,而560-km間斷面只出現在特定的區域。Houser[33]利用SS的前驅波(S410S、S660S)發現410-km間斷面起伏與過渡帶內的速度無關,而660-km間斷面起伏變化與過渡帶內的波速變化相關。Deuss[7]利用SS和PP的前驅波研究了上地幔不同深度的速度間斷面,發現410-km間斷面的結構相對簡單,520-km間斷面顯示出復雜的結構,而660-km間斷面在地震學和礦物物理學上都有更為復雜的特征,需要用橄欖石和石榴石的相變相結合來解釋其結構。肖勇等[58]通過SS前驅波震相研究,發現阿留申—阿拉斯加俯沖帶西部410-km間斷面深度接近于全球平均值,而660-km間斷面出現明顯下沉,導致地幔過渡帶明顯加厚。

1.2 sP和pP等深震震相前驅波研究

sP是上行的S波到近地球表面發生反射并轉換成P波后到達觀測臺站的震相,pP是上行的P波到近地球表面發生反射到達觀測臺站的震相。其反射點在近源區速度間斷面(如Moho、LAB、410-km、660-km等)底部,在一些狹長且深源地震分布密集的俯沖帶(如湯加—斐濟俯沖帶、馬里亞納俯沖帶等)利用pP、sP等深震震相的前驅波(sdP、pdP等,d為間斷面深度)來確定狹窄俯沖帶間斷面的橫向變化具有很大的優勢。這些近源前驅波震相(sdP、pdP等)具有較小的菲涅爾區,有利于對反射波和轉換波的識別,提高地球內部結構的分辨率,因此可以更好地研究上地幔的間斷面結構[52-53]。深源地震可以避免產生多次波和噪聲對研究震相的干擾,可以通過疊加大量地震觀測數據有效提取前驅波信號,進而得到前驅波與參考震相的到時差,計算轉換點處的間斷面深度。通常使用N次根疊加方法[54,59]、PWD相位加權疊加法[60-61]來有效提取前驅波信號。

Schenk等[62]利用莫霍面反射的pP震相前驅波pMP,通過反射率方法計算了理論地震圖并與觀測波形進行比較,得到地殼厚度和莫霍面的P波速度變化。并利用此方法對朝鮮北部地殼進行研究發現,從北到南約300 km,地殼厚度從27 km增加到32 km,同時莫霍面的速度變化量從1.3 km/s減少到0.9 km/s。Zheng等[63]利用pP、sP、sS在Moho反射的前驅波pMP、sMP和sMS研究了鄂霍次克海的地殼和上地幔結構,發現鄂霍次克海大部分地區地殼厚度為19～25 km,并發現其下方上地幔頂部的vP/vS值在1.6～1.7之間,可能是由于地幔孔隙流體的存在和二氧化硅的富集造成了低vP/vS值的現象。Jia[64]等利用琉球弧大量的中深源地震,使用Moho底界面和殼內界面反射的sP和pP前驅波研究了琉球弧下方地殼結構,發現沿著琉球弧Moho深度變化范圍為22～27 km,表明大陸地殼較薄,而在沖繩海槽之下地殼厚度從26 km向南逐漸減小到了15 km。崔清輝[46]利用sP震相與其在LAB底界面反射的前驅波sLABP走時差計算出反射點深度,發現南美中部地區從西到東LAB深度從60～63 km增加到了78～82 km,可能跟大陸巖石圈被改造的差異程度有關。

Gilbert等[65]利用pP前驅波研究了湯加—斐濟俯沖帶附近上地幔的結構,發現410-km間斷面在湯加俯沖板塊附近上升了30 km,660-km間斷面下降了20～30 km。Vidale等[66]利用pP震相及其前驅波對南美洲、湯加地區、小笠原地區和馬里亞納下方地幔結構研究發現了410-km間斷面的局部抬升和660-km間斷面的局部下沉。Flanagan等[42]通過sS、sP和pP深震震相的前驅波研究觀測到湯加地區下方410-km間斷面橫向變化為33 km,并在410-km間斷面上方觀測到其他反射體的存在。蔣志勇等[2]利用前驅波sdP、pdP和轉換波SdP研究了鄂霍次克海下方的地幔結構,發現了410-km和660-km間斷面分別存在抬升和下沉現象,在鄂霍次克海北部俯沖板片穿透660-km間斷面并進入下地幔,而在其南部俯沖板片停滯在660-km間斷面的上方。

圖2 sP及其前驅波s410P射線路徑示意圖(五角星代表震源位置,實線和虛線分別表示P波和S波。前驅波s410P為上行的S波在410-km間斷面底部反射并轉換的P波)Fig.2 Ray propagation paths of sP phase and its precursor wave s410P

1.3 PKPPKP(P′P′)前驅波的研究

PKPPKP震相又稱為P′P′波,是P波穿過地球外核到達地表經過反射后再穿過地球外核最終到達觀測臺站的震相。Engdahl等[51]從多個地震事件波形中觀測到P′P′之前約150 s 處存在一個未知震相,將該震相解釋為650 km深度處間斷面的前驅波。與SS、PP、sP及pP等震相不同的是,P′P′波穿過地球外核,傳播路徑近似垂直,P′P′前驅波(PKPdPKP,d為間斷面的深度)只有在接近焦散點附近較小的震中距范圍(60°～75°)內能夠被較好地觀測到[67]。P′P′前驅波攜帶有大量的高頻能量,同時射線入射方向近似垂直(圖3),這使得P′P′前驅波具有對間斷面結構尤其是小尺度結構非常敏感的特性,可用于研究間斷面是否尖銳等問題。Benz等[48]和Xu等[68]利用P′P′的前驅波P′410P′和P′660P′推斷印度洋、大西洋及南極洲地區下方410-km是一個漸變的間斷面(局部可能較為尖銳),而660-km是一個相對尖銳的間斷面,因此,P′410P′的振幅普遍弱于P′660P′,而且具有明顯的橫向差異,以至于 P′410P′只有在局部地區被觀測到。

圖3 PKPPKP及其前驅波PKPdPKP射線路徑示意圖[其中星號代表震源位置,三角形代表接收臺站位置,紅色實線和紅色虛線分別為PKPPKP震相及其前驅波PKPdPKP的射線傳播路徑,d表示間斷面的深度(如410 km、660 km等),0°、70°代表震中距,震源深度為30 km]Fig.3 Ray propagation paths of PKPPKP phase and its precursor wave PKPdPKP

Whitcomb等[47]利用P′P′前驅波觀測到了地幔中不同深度(280 km、410 km、520 km、630 km、940 km及1 250 km等)的間斷面。Adams[67]利用P′P′前驅波研究了南極洲東部地區下方地幔結構,發現420 km和650 km深度處都存在明顯的反射體。Nakanishi[69]利用P′P′前驅波發現在靠近大西洋中脊地區下方660 km深處存在著一個尖銳的間斷面。Xu等[70]利用P′P′的前驅波研究了非洲南部下方的上地幔間斷面,并發現了明顯的410-km間斷面和660-km間斷面。Wu等[50]使用P′P′前驅波研究表明玻利維亞地區下方410-km間斷面比較平坦,而660-km間斷面存在小尺度的起伏,這一結果支持地幔混合對流模型。Schultz等[71]對P′P′前驅波發展了一種基于反卷積、疊加、Radon變換和深度遷移的新型處理方法,并用此方法研究了納斯卡南美俯沖帶下方地幔結構,發現410-km間斷面與橄欖石和石榴石的相變有關,而660-km間斷面存在下沉。

2 利用其他震相對地幔間斷面的研究

除了本文提到的SS、PP、sP、pP、PKPPKP(P′P′)等震相的前驅波,還有一些學者利用其他震相與不同的方法對地幔間斷面進行了研究,包括SdP轉換波、核幔界面反射震相(ScS和ScP)、三重震相及接收函數等。

2.1 SdP轉換波

SdP轉換波是下行的S波在近源區地幔間斷面處(d為間斷面深度)轉換成下行的P波,震源與地幔間斷面之間距離較短,可用于研究震源下方地幔間斷面的起伏特征(圖4)。Chen等[17]使用N次根疊加方法提取SdP轉換波并對湯加地區地幔結構進行了研究,結果顯示在230 km存在一個平坦的速度間斷面,這表明湯加地區下方的Lehmann間斷面有逐漸下沉趨勢且沒有明顯的起伏波動。謝彩霞等[16]利用SdP轉換波發現在湯加地區300 km左右存在一個明顯的速度間斷面,且該間斷面的起伏程度強于410-km間斷面。Cui等[72]利用寬頻帶地震計觀測到的SdP轉換波研究了興都庫什—帕米爾地區下方的410-km間斷面,發現在興都庫什下方410-km間斷面平均深度為375 km,在帕米爾下方410-km間斷面平均深度為395 km,與IASP91模型相比,該地區410-km間斷面的隆起幅度更大,并認為410-km間斷面的隆起可能是由于冷俯沖板片的下穿引起的。Richards等[41]利用SdP轉換波研究了湯加—斐濟俯沖帶下方地幔結構,發現湯加北部下方660-km間斷面的深度在660～680 km之間,湯加南部下方660-km間斷面的深度在660～700 km之間。Zhou等[44]利用下行轉換波SdP研究了Izu—Bonin地區下方660-km間斷面的結構,發現北部地區670 km、710 km和730 km深度有三個明顯的間斷面,南部地區下方只有700 km和740 km兩個深度存在間斷面。Li等[73]利用SdP轉換波研究了我國東北地區俯沖帶對660-km間斷面的影響,俯沖帶的下邊界與660-km間斷面相連。從研究區域向西,660-km間斷面受冷的俯沖帶的影響逐漸加深,研究區東部660-km間斷面較為平緩,沒有表現出受俯沖帶的明顯影響。Kawakatsu等[23]利用SdP轉換波研究發現湯加俯沖帶下方920 km處存在間斷面,在日本和弗洛雷斯海的俯沖帶下方同樣存在明顯間斷面,研究認為920-km間斷面是一個化學界面,而660-km間斷面是一個相變界面。

圖4 轉換波S410P射線路徑示意圖(五角星代表震源位置,實線和虛線分別表示P波和S波。轉換波S410P為下行的S波在410-km間斷面轉換的P波)Fig.4 Ray propagation path of the converted wave S410P

2.2 核幔界面反射震相(ScS和ScP)

ScS和ScP 震相都是核幔界面反射震相(圖5)。其中ScS震相是S波在核幔界面發生反射產生的震相,ScSScS(ScS2)震相是ScS震相再次在核幔界面發生反射產生的震相。ScP震相是S波在核幔界面發生反射并轉換成的P波,利用ScS及ScP震相可以研究下地幔間斷面及核幔邊界速度結構。Revenaug等[74]利用ScS 震相多次反射波在日本海、黃海和亞洲最東部下方探測到410-km間斷面頂部低速層的存在。Courtier等[75]利用ScS震相研究了塔斯曼海和珊瑚海(Tasman and Coral Seas)下方的地幔結構,并在410-km間斷面上方觀測到低速層的存在,其平均深度為352 km。Kato等[76]利用ScS震相研究了日本下方的地幔結構,發現660-km間斷面下沉了約10 km,而410-km間斷面沒有明顯變化。Wang等[77]利用ScS震相研究了日本海及其鄰近地區下方地幔結構,發現660-km間斷面下沉了10～20 km,這種下沉可能是太平洋俯沖板片造成的。Roth等[78]通過ScS震相發現了湯加俯沖帶下方西部地區660-km間斷面下沉了約30 km。Li等[79]利用ScS震相在太平洋大型低速區(LLVP)的北緣發現了一個巨型超低速帶(ULVZ)。

Castle等[25]通過對ScP震相在阿拉斯加地區和墨西哥灣下方1 800 km到核幔邊界(CMB)之間沒有發現明顯的速度間斷面。Rost等[80]利用ScP震相研究了在湯加—斐濟和澳大利亞之間的CMB的結構,表明CMB上方存在一個超低速帶(ULVZ),其厚度約5～20 km。Garnero等[81]利用ScP震相研究了西南太平洋下方地幔底部的結構,證實有ULVZ的存在。Persh等[82]利用加利福尼亞州北部和南部地震臺網觀測數據未提取到與ULVZ相關的前驅波信號,在前驅波應該出現的時間窗內,發現核幔邊界(CMB)的反射震相(PcP和ScP)疊加振幅比前人所提出的ULVZ模型預測的振幅低。

圖5 ScS、ScS2、ScP、PcP震相傳播路徑示意圖(黑色虛線代表ScS及ScS2震相,紅色虛線及實線代表ScP震相,藍色實線代表PcP震相)Fig.5 Ray propagation paths of ScS,ScS2,ScP, and PcP phases

2.3 三重震相

地震波經過不同速度間斷面時由于速度跳變在某些震中距會產生“三重震相”(圖6),三重震相分別對應間斷面之上的直達波(AB)、 間斷面處的廣角反射波(BC)和穿透到間斷面之下的折射波(CD),其到時差和振幅比對間斷面附近的速度結構敏感,因此,利用P波和S波的三重震相可以研究不同地區地幔過渡帶的速度結構[83]。李國輝等[84]基于P波三重震相研究了揚子克拉通地幔轉換帶結構,發現410-km間斷面上方存在低速層,并對其成因進行了分析討論。崔輝輝等[83]研究了華北克拉通東部660-km間斷面附近的P波速度結構,發現華北克拉通東部660-km間斷面下沉約15～20 km。呂苗苗等[85]利用P 波三重震相對華南地區上地幔間斷面進行了研究,得出660-km間斷面下沉約11 km,可能與后尖晶石相變的克拉珀龍斜率為負有關的結論。王秀姣等[86]研究了西北太平洋俯沖地區410-km間斷面,研究結果表明410-km 間斷面上方存在厚約(47±14) km,異常值約2%的低速層,橫向展布近700 km。李嘉琪等[87]對千島俯沖板塊內部及附近410-km間斷面的結構進行了非線性反演,研究結果表明410-km間斷面在研究區域有著不同程度的抬升(10～70 km),但俯沖帶內部似乎不存在大量的亞穩態橄欖石。Li等[88]研究了千島地區410-km間斷面及俯沖板塊的結構,得到了410-km間斷面的深度為(420±15) km,在410-km間斷面下方50～70 km的深度為俯沖板塊上界面的結論。

圖6 P波三重震相傳播路徑示意圖(AB、BC、CD分別代表直達波、反射波和折射波)Fig.6 Ray propagation paths of the P-wave triplications

2.4 接收函數方法

接收函數方法主要基于遠震P波或S波近似垂直入射的特點,利用其在臺站下方間斷面處產生的轉換波(Ps、 Sp 等)研究臺站下方地殼和上地幔間斷面(Moho、LAB、410-km、660-km等)的速度結構(圖7)。Heit等[89]利用S波的接收函數方法研究發現南美地區LAB深度約為50～160 km,而Moho從大陸海岸下方的18 km逐漸變深到安第斯地區下方的80 km。Vinnik等[90]利用P和S波接收函數方法發現芬蘭地區LAB深度在160 km。薛光琦等[91]利用S波接收函數方法研究了青藏高原西部下方上地幔結構,發現位于塔里木巖石圈和青藏高原巖石圈匯聚處下方200 km深度存在S波低速異常。Zhu等[92]用P-S轉換震相接收函數反演得出南加州地區Moho深度為21～37 km。Li等[93]用P-S轉換震相接收函數研究了北美克拉通區域東緣的地幔間斷面,清楚地觀測到了270～280 km深度的間斷面。吳慶舉等[94]利用遠震體波偏移疊加方法,研究發現在西藏南部下方存在一個傾斜界面,自100 km深度由南向北俯沖到410-km間斷面附近,說明印度—歐亞板塊在碰撞時地殼(上巖石圈)與上地幔巖石圈拆離后向更深的亞歐上地幔俯沖。Ai等[12]采用P波接收函數對中國東北地區660-km間斷面進行了深入的研究,發現660-km間斷面在128.0°～130.5°E、40.0°～44.0°N區域內下沉,并在周圍地區呈現不連續狀態,推測可能是由于上地幔和俯沖板塊之間的相互作用導致了這種現象。Cui等[95]在天山地區使用P波接收函數,發現在造山過程中地殼存在不同程度的增厚現象,認為熱地幔物質上涌使得殼內發生部分熔化從而導致了地殼的增厚。

圖7 P波接收函數射線傳播路徑示意圖Fig.7 Ray propagation path of the P-wave receiver function

3 總結與展望

隨著全球地震觀測數據的極大豐富,地震學家利用不同震相[長周期反射震相SS或PP、深震震相sP、pP和地球表面反射震相PKPPKP(P′P′)等]的前驅波、SdP轉換波、核幔界面反射震相(ScS和ScP)及三重震相及接收函數等方法全面研究了全球上地幔間斷面結構。由于前驅波震相在參考震相之前到達,可以避免其他震相的干擾,通過疊加大量觀測波形數據可以有效提取前驅波震相,是研究全球地幔間斷面結構的重要手段。本文闡述了不同震相前驅波(S410S、S660S、P410P、P660P,sMP、pMP、s410P、p410P,PKP410PKP、PKP660PKP等)的研究成果,并對不同震相前驅波的特征進行歸納總結:

(1) SS和PP具有長周期震相特征,其反射點在震源和接收臺站位置的中心點附近,SS和PP前驅波走時與振幅對SS和PP反射點下方的結構敏感,受地震和臺站的空間分布局限性較小,可以提高海洋等臺站分布稀疏地區地球內部結構的認識。SS和PP前驅波的振幅還可以約束間斷面(410-km、660-km)兩側的速度、密度比值。SS前驅波研究適用于震中距110°～170°之間(在這個范圍內受其他震相干擾較少),且對弱間斷面很敏感,因此常用來研究1 200 km以上地幔間斷面的結構特征,但其前驅波橫向分辨率較低。PP前驅波的觀測較為困難,其受到其他震相的干擾較為嚴重,故而較難觀測到P410P、P660P等前驅波 。

(2) sP和pP是遠震深震震相,其反射點在近源區速度間斷面(如Moho、LAB、410-km及660-km等)底部,其前驅波具有較小的菲涅爾區,對地球內部結構的分辨率較高。sP和pP前驅波研究一般適用于震中距在70°～95°之間的中、深源遠震(此范圍內其前驅波能被更好地提取),在狹窄俯沖帶(如湯加—斐濟俯沖帶、馬里亞納俯沖帶等)間斷面的橫向變化研究具有很大的優勢。

(3) PKPPKP(P'P')震相具有高頻(可達1 Hz)特征，同時射線入射方向近似垂直，有近乎對稱的菲涅爾區，橫向分辨率大，對間斷面結構和小尺度結構非常敏感。P′P′波穿過地球外核,傳播路徑近似垂直,其前驅波只有在接近焦散點附近較小的震中距范圍(60°～75°)內能夠被較好地觀測到,可對間斷面的精細特征進行分析,如判斷間斷面是否尖銳等。但在對地幔間斷面的多數研究中,P′410P′的振幅普遍弱于P′660P′,而且具有明顯的橫向差異,P′660P′比P′410P′更能清晰地被識別,在局部地區才能觀測到P′410P′。

地震學者們通常認為410-km間斷面的形成是由橄欖石(Olivine)α相到β相的相變造成,660-km間斷面是γ相橄欖石(Ringwoodite)到鈣鈦礦(Perovskite)和鎂方鐵礦(Magnesio-Wustite)的相變造成的。410-km和660-km間斷面的起伏并非僅如巖石實驗預測結果呈現單一相關性,可能與溫度及化學物質成分都有關,410-km的起伏主要成因為相變,而660-km界面則不完全是相變面,還有一部分區域是化學變化,并且由于俯沖帶的存在會引起溫度和物質變化,從而影響地幔間斷面。地震學者們在不同地區的不同深度(220～250 km、300～350 km、520 km,560 km、800～900 km、1 100～1 200 km、1 800 km和2 400 km)發現了地幔間斷面。

盡管許多地震學者們對地幔間斷面的研究取得了長足進展,但對特殊區域(如狹窄的俯沖帶、海洋區域和觀測臺站分布稀疏區域等)地幔間斷面精細結構的研究結果還存在一定分歧。因此,隨著地震觀測數據的不斷積累,技術方法的不斷創新,綜合研究區域不同深度的速度間斷面、地震分布和觀測臺站的位置等信息,結合不同震相前驅波、反射波和轉換波特征研究地幔間斷面精細結構,探討地幔間斷面結構與溫度、水含量、礦物相變及俯沖板塊的影響等因素,并與礦物物理學、地球動力學和地球化學等學科開展交叉融合研究,對于正確理解地球內部溫度分布特征和化學結構,確定地幔間斷面成因及地幔對流模式等地球動力學問題具有重要的意義。