地幔过渡带间断面结构的空间分布

地幔过渡带间断面结构的空间分布

20世纪60年代，在靠近210公里和660公里深度的地方发现了地震波速度的突变。因此，对该发现进行了大量研究。旅行时间研究、核反射地震相（p）p'）的预测波、日期序列波的特征分析和高距离面波的色散分析证实了这一发现。1989年，anderson将地幔过渡带定义为相对于2010年和6670km深度的地震波速度间隔。根据理论计算，这种大速度变化不是单一物质的温度和压力的影响。另一方面，基于高温高压矿物物理实验的结果，在上述深度和压力范围内，橄榄石和辉石的晶体结构发生了变化。在210公里的温度和压力条件下，倾斜方晶系的橄榄石（橄榄岩的相）转化为等轴晶系的尖晶石（橄榄岩的相），具有正折射角曲线的斜率（dp，d）。在660公里的间歇性内，大厅内的硅单矿和镁方矿（方镁石、方开采矿和超石英）和负折射角曲线的斜率（dp-d）。由于210公里和660公里的间歇性出口反演傅里叶斜率，因此过渡区的厚度增加。相反，如果过渡区的温度和地幔转换区的温度发生变化，过渡区的厚度将变薄。相反，如果地幔变换区的温度和湿度变高，过渡区的厚度将变薄。在热动力平衡系统中，两个间隙的深度随着温度和组成而变化。同时，由于岩屑横截面的性质或上升地幔柱的偏差，过渡区的特征特征需要越来越多的研究。前人的地震学研究在板块俯冲带附近区域观测到变深的660km间断面以及厚的过渡带,对这些观测现象的主要解释是:俯冲的岩石圈板片或者拆沉的海洋岩石圈的残余停滞在上地幔底部[7~12].在洋脊和热点区域探测到过渡带的厚度变薄,通常被解释成是受地幔上涌作用的影响.前人也用地幔过渡带的水含量和温度变化来解释地震观测到的410km间断面深度的变化;用存在于板块俯冲区域和地幔上涌区域的挥发组分导致波速减小来解释410km间断面上方存在低速层[14~17].地幔过渡带结构的多样性反映了地幔动力学过程的复杂性,需要通过多视角的观测研究来认识地幔过程.利用反射波或转换波记录观测410km间断面和660km间断面的绝对深度,需要知道地震波通过的上地幔的速度结构.由于410km间断面之上的速度结构对于测定两个间断面深度的影响相当,因此在缺乏速度结构信息时,从410km间断面和660km间断面的深度差来估计地幔过渡带的厚度,是人们通常得到的观测结果.然而,410km间断面和660km间断面的形态同步变化的前提是整个地幔过渡带有一致的热状态变化.继续深入的地震观测研究已发现,410km间断面和660km间断面的形态变化并没有明显的反相关性,因此,深入的研究要求根据410km间断面和660km间断面的绝对深度,而不是厚度分布(形态)来探测地幔动力学过程.为研究活化的华北克拉通下的地幔状态,本文采用高分辨的波形反演和地震层析成像获得的地壳-上地幔速度模型作为对接收函数偏移叠加的时深转换模型,获得了华北克拉通下410km间断面和660km间断面绝对深度的成像结果.1华北克拉通东部—研究区域的构造背景华北克拉通(图1)是一个古老的克拉通,由太古代的微陆块拼合,在元古代完成克拉通化.从晚中生代开始,俯冲板块的脱水作用及其对软流圈物性和流动的影响使华北克拉通岩石圈进入活化时期,原有的克拉通结构和性质发生了根本性变化.对中国东部及邻区的地震层析成像研究结果识别出了在华北克拉通东部地幔过渡带的高速异常,以及在华北克拉通西部有达200km深度以下的高速异常;推测东部的高速异常是停滞在地幔过渡带的太平洋俯冲板块残留,而西部的高速异常可能是没有被破坏的古老克拉通根.最近Zhao等和Tian等发表了对华北克拉通地区上地幔的高分辨的地震层析成像研究结果,他们得到的P波和S波速度模型都显示华北克拉通下存在一个低速区.该低速区位于克拉通中部,邻近西部高速的克拉通根区域,为一南北走向的窄带.地震层析成像揭示的华北克拉通下多变的上地幔结构,暗示了俯冲板块、克拉通根以及周围地幔的相互作用,可能造成复杂的地幔动力学状态.Chen和Ai用接收函数偏移成像构建了华北克拉通下地幔过渡带的结构;他们的结果揭示了地幔过渡带厚度和间断面深度的东西差异,论证了太平洋俯冲板块停滞在克拉通东部地幔过渡带区域;他们在分析上地幔S波速度模型对间断面深度成像的影响时,采用的是Rayleigh波成像的结果.鉴于该Rayleigh波成像的横向分辨率为4°~6°,相应得到的间断面深度是大尺度平滑的结果.为了探测控制华北克拉通岩石圈活化的上地幔动力学体系,需要进一步观测地幔过渡带的小尺度特性.在华北地区开展的大规模流动地震台阵观测,以及最近发表的华北克拉通地区上地幔高分辨地震层析成像结果为更精细地成像华北克拉通下地幔过渡带的结构提供了资料和条件.2接收函数的选择410km间断面与660km间断面是上地幔的强速度间断面,从接收函数中可以有效追踪来自这两个间断面的P-S转换波震相,进而利用接收函数的偏移叠加方法得到上地幔间断面深度变化的信息.自2000年以来,“华北地区内部结构探测”(NCISP)研究计划和国家自然科学基金重大研究计划“克拉通破坏”(DNCC)的地震观测项目,利用先进的宽频带数字地震仪,选择与典型构造以及边界走向接近正交的线性观测剖面,开展了密集流动台阵的地震观测.本文研究工作的资料包括已经完成的7条观测剖面的天然地震记录,还采用了中国地震局首都圈地震台网位于燕山和太行山的部分台站的地震记录资料.用于研究上地幔结构的远震资料的覆盖区域为106°~123°E,33.0°~43.0°N.图1给出了本文用到的台站位置及区域背景.由于盆地地区浅表沉积盖层的多次波的干扰,我们只选用了全部384个台站中记录质量好的330个基岩场地台站的地震记录,包括294个流动台站和36个固定台站.从图1所示的330个宽频带台站中,我们挑选了震中距为30°~90°的远震记录的P波部分,选取记录长度为P波前20s,后100s,作为反褶积的时窗长度.采用时间域最大熵谱反褶积方法提取接收函数,在反褶积过程中高斯参数设为2.5.对于上地幔间断面的研究,可分辨的主频部分在1Hz之下.大的频率范围含有的信息更丰富,但是同时也带入了更多的干扰,降低对信息的分辨能力.为此,我们对提取出的接收函数使用零相位Butterworth滤波器进行了滤波,频带取在0.03~0.3Hz之间.对于得到的接收函数再次进行严格的挑选(提取出的接收函数需满足信噪比高,初动尖锐的条件),总共得到19728道高质量的接收函数.由于上地幔过渡带的两个间断面的转换波震相信息非常弱,必须采用偏移叠加技术才能够可靠识别.我们采用通用的共转换点(CCP)叠加方法,将射线经过的空间按一定间隔划分,对于每道接收函数按照给定模型的速度结构及射线的慢度值将其反投影至空间相应位置;再将落在每个网格中的接收函数对应时间点上的振幅进行叠加,最后得到沿该测线的接收函数CCP叠加成像剖面.射线背投影的过程就是时深转换过程,需要给定研究区域的速度模型.Zheng等[26~29]利用接收函数波形反演获得了本研究使用的观测剖面下的地壳-上地幔顶部结构模型,Zhao等利用地震层析成像得到华北克拉通地区上地幔高分辨的三维P波和S波速度模型.在0~70km深度范围采用该组地壳-上地幔顶部结构模型,在70~800km深度范围采用该上地幔结构模型,在大于800km深度范围采用IASPEI91模型,我们构建了用于射线背投影的三维速度模型(称为NCC模型).在接收函数成像中,水平向分辨率取决于菲涅尔带的大小,垂向分辨率取决于地震波波长,也考虑到华北克拉通东西变化的构造特征和地震台站分布,我们把成像空间划分成沿纬度方向宽4km,沿经度方向宽110km,深度方向高1km的网格,在经度方向每一度得到一条叠加剖面.由于天然地震台站间距以及资料频带决定了成像的分辨能力的有限性,我们对结果在水平方向作了平滑处理.对于转换波成像,射线菲涅尔带半径大小为,其中λ为地震波波长,z为深度.这表明,深度越大的地方,菲涅尔带半径越大,因此我们采用了一个自上而下成锥状的平滑窗,在不同的深度采用不同的平滑尺度.依据成像深度的菲涅尔带半径大小,对于410km间断面,我们给定的平滑范围为136km;对于660km间断面给定的平滑范围为208km.按照这个平滑范围所决定的面元大小,我们计算了资料在410km间断面和660km间断面上的转换点的密度(即每个面元中的转换点个数)分布,除边缘部分外,研究区域大部分面元中的接收函数数目均大于50,资料的覆盖密度保证了成像的可靠性.按照上述方法,我们进行了接收函数CCP叠加.取对应于410km间断面和660km间断面深度处最大振幅所对应的深度值,即可得到对应这两个间断面的深度分布.图2给出了其中几条沿纬度方向剖面的叠加结果,成像结果展示了起伏的410km间断面和660km间断面形态.在图2中,可以看到660km间断面存在双重界面(见图2中箭头b指示的位置);在660km间断面局部转换波振幅散布,或者很弱(见图2中箭头a指示的位置).整个研究区域的410km间断面深度在399~430km范围,平均415km;660km间断面深度在642~690km范围,平均670km.在660km间断面的双重界面处,最大深度达719km.图3是研究区域两个间断面深度的空间分布.与410km间断面和660km间断面的全球平均深度410km和660km比较,我们检测了明显偏离全球平均深度的区域,称之为深度异常区,标注在图3中(区域A~H).成像结果显示,华北克拉通地幔过渡带的结构特征以南北重力梯度带为界分为东西两部分.410间断面变深(420~430km)的区域主要分布在华北克拉通东部(图3中的B,C和D区),660km间断面变浅(642~655km)的区域出现在华北克拉通西北部(图3中的E区).在华北克拉通东南部,660km间断面显著加深.在图3中的F和G区,双重界面的下界面深度为680~708km;在H区,深度达到700~719km.在图3中的I区,是660km间断面的叠加振幅散布或者减弱的区域.该区域正位于660km间断面变浅的E区和660km间断面加深的F区之间.成像结果揭示了华北克拉通410km间断面和660km间断面结构存在显著的空间变化.3解释和讨论3.1ccp叠加成像数据的分析上地幔过渡带偏移叠加成像结果的可信程度取决于数据质量和射线背投影时采用的速度模型.在本研究中,为了减少数据质量引起的不确定性,我们没有采用场地条件不理想(如有厚土层覆盖的场地)的台站记录,并且对接收函数逐条进行挑选,剔除了信噪比不高的数据.图3中的灰色部分是数据不充分的区域,成像结果剔除了这些部分.从成像结果检测出的410km间断面深度异常区(图3中的A,B,C和D区)的东西向展布尺度约180~330km,660km间断面深度异常区(图3中的E,F,G和H区)的东西向展布尺度约大于240km,二者都是相应深度的CCP叠加成像能够分辨的尺度.在利用地震层析成像建立华北克拉通地区上地幔的速度模型中,由测试板的分辨率测试得到反演的速度异常通常只是输入模型的1/1.5.我们用1.5倍模型速度异常值作为上限,估计由速度模型导致的误差.用1.5倍速度异常值模型进行CCP成像结果与真实解比较,在90%的可信度下,410km间断面深度的均方差是2.2km,绝对误差是2.6km;660km间断面深度的均方差是2.1km,绝对误差是3.0km.我们观测到的间断面深度异常大于10km,2~3km的成像误差不影响对成像结果的理解.3.2ccp叠加和叠加特征为了判断速度模型对CCP叠加结果的影响,我们也采用了均匀的速度模型进行CCP叠加.将全球平均的IASPEI91模型,在地壳部分改成华北地区的平均模型构成均匀模型.将采用NCC模型进行CCP叠加的得到的410km间断面深度(图4(a))和660km间断面深度(图4(b))与采用均匀模型的结果(图4(c)和(d))进行比较,可以清楚看到二者得到的地幔过渡带结构存在明显差异,局部深度变化超过20km.在采用NCC模型进行CCP叠加得到的结果中,410km间断面变深区域的位置变化,特征清楚(图4(c));660km间断面形态的东西变化更为清晰,其构造边界与南北重力梯度带一致(图4(d)),这是探测南北重力梯度带的构造意义的重要信息.比较表明,地壳-上地幔速度结构对地幔过渡带间断面深度成像的影响是不可忽略的.我们也将本研究得到的间断面深度成像结果与Chen和Ai考虑大尺度模型修正的结果进行比较(图5).二者得到的地幔过渡带间断面形态的一级面貌特征相同:即410km间断面比较平缓,660km间断面东深西浅.Chen和Ai得到的间断面形态较平滑,显示了太平洋俯冲板块停滞在克拉通东部地幔过渡带区域的结果.本文的结果提供了间断面形态变化的细节,揭示了华北克拉通410km间断面和660km间断面结构的空间变化显著,存在多处间断面深度异常.在Chen和Ai考虑大尺度模型修正的结果中,平滑了区域尺度为200~300km的深度异常(图5).本文展示了地幔过渡带小尺度的特性,为探测控制华北克拉通活化的上地幔动力学状态提供了信息.3.3克拉通间断面的地震成像解释410km间断面和660km间断面的相变克拉珀珑斜率符号相反,导致在温度低的过渡带区域,两个间断面相距变远,过渡带的厚度大;在温度高的过渡带区域,两个间断面靠近,过渡带的厚度小.我们得到的华北克拉通地区的地幔过渡带的形态并没有表现为这种两个间断面反相关的面貌,这表明地幔过渡带周围地幔的性质状态,既是横向不均匀的,同时在深度上也是不均匀的.因此,我们根据两个间断面的绝对深度来推测发生在华北克拉通下的地幔动力学过程.与先前的研究结果一致,推测俯冲的太平洋板块在地幔过渡带停滞使温度下降,导致了克拉通东部660km间断面的大幅度下沉.然而,在克拉通东部410km间断面并没有抬升,反而下沉了10~20km.这揭示了俯冲板块停滞只影响了地幔过渡带下部的性质状态,没有影响到过渡带上部.在华北克拉通东南部,660km间断面出现双重界面,下界面最大深度达到719km.俯冲到地幔过渡带底部的洋脊玄武岩(MORB)到钙钛矿的相变,有可能是出现双重界面中的下界面的原因.本研究工作中增加了位于克拉通东北部和西南部两条观测剖面(图1)的资料,扩大了成像的区域.在新增数据覆盖的东北部,660km间断面的特征与其以南区域不同,间断面深度没有显著加深.在西南部,与其以北的区域相似,660km间断面变浅.这两个区域410km间断面的深度接近全球平均值.克拉通东北缘的660km间断面深度接近全球平均深度,没有明显下沉,这表明或者是只在局部区域有俯冲板块的停滞,或者是俯冲板块停滞在更向东的部位.在华北克拉通西北部(图3中的E区)660km间断面抬升意味着该区域的温度比周围地幔高.同时在E区上方,410km间断面深度接近全球平均深度,没有指示温度变化.因此,不能用热的下地幔物质垂直上升来解释660km间断面的抬升.410km间断面下沉的区域,一部分位于俯冲板块停滞区域上方(图3(a)中的C和D区),另一部分位于西部原始的厚克拉通和东部俯冲板块停滞区域之间(图3(a)中的A和B区).同时,在西部原始的厚克拉通和东部俯冲板块停滞区域之间,是660km间断面叠加振幅散布或者减弱的区域(图3