利用接收函数散射核方法探测中国东北地区地幔转换带界面三维形态

杨凡， 张涵， 李娟,4*， 王新,4， 陈棋福,4

1 中国科学院地质与地球物理研究所，地球与行星物理院重点实验室， 北京 100029 中国科学院大学地球与行星科学学院， 北京 100049 3 美国新墨西哥大学地球与行星科学系， Albuquerque 87131 4 中国科学院地质与地球物理研究所， 黑龙江漠河地球物理国家野外科学观测研究站， 北京 100029

0 引言

地幔转换带(Mantle Transition Zone, MTZ)是地球内部两个地震波速度和密度不连续面之间的地幔中间层(深度约410～660 km)，是上、下地幔物质交换和能量传递的必经区域.通常认为地幔转换带的上下界面，也称为410-km间断面和660-km间断面，分别对应于地幔的主要构成矿物橄榄石的两个高压相变面：在约410 km深度处，压力约为13.5 GPa，α相橄榄石相变为具有更高地震波速和密度的β相橄榄石(又称瓦兹利石)，标志地幔转换带的开始；在约660 km深度处，压力约为23.5 GPa，γ相橄榄石(又称林伍德石)分解成布里奇曼石和镁方铁矿，指示地幔转换带区域的结束和下地幔的开始(Katsura and Ito, 1989; Helffrich and Wood, 2001).高温高压实验表明410-km和660-km界面对应的相变分别具有正的和负的克拉伯龙斜率，其界面的起伏变化反映了地幔热结构的异常(Ito et al., 1990; Bina and Helffrich, 1994; Helffrich and Wood, 2001; Fei et al., 2004).地幔转换带界面的物理性质或物质组分变化，在地震学中表现为界面附近的速度、密度、界面起伏甚至厚度的变化，体现在不同震相、不同频率的地震波信号中.准确约束地幔转换带界面附近的地震波速度结构和界面起伏变化对于理解地幔在地球热-化学演化中的角色，以及认识整个地球的物质组成和演化、地幔对流模式、板块深俯冲及深源地震等地球深部动力学问题都有重要的意义(周春银等, 2010).

中国东北地区在地质构造上位于西伯利亚板块、西北太平洋板块与华北块体之间，该地区中深源地震频发，板内火山活动强烈，直接体现了俯冲动力学背景下深部地幔和浅部岩石圈壳幔的相互作用.全球及区域地震层析成像研究均表明西北太平洋板块在日本海沟处以较低倾角(～30°)向欧亚大陆俯冲，在中国东北地区下方抵达地幔转换带底部，西向折曲后继续延伸约1500 km(Huang and Zhao, 2006; Fukao and Obayashi, 2013; Tang et al., 2014; Liu et al.,2017; Tao et al., 2018).中国东北地区不同尺度的结构特征成为认识地幔对流模式、地球深部物质循环、深浅部物质响应等科学问题的典型和重要命题.也正因如此，在这一带开展了科学目标各有侧重的地震学野外观测试验，涌现出大量从地壳到岩石圈、软流圈，及至地幔转换带和下地幔的不同尺度、不同频率、不同研究方法的地震学结构探测结果(如，Flanagan and Shearer, 1998; Deuss et al., 2006; 潘佳铁等, 2014; Li and Yuen, 2014; Liu et al., 2015; Sheng et al., 2016; Tao et al., 2018; 陈棋福等, 2019; 张风雪和吴庆举, 2019; Lai et al., 2019; Sun et al., 2020; Wang et al., 2020; Zhang et al., 2020).

有关中国东北地区地幔转换带速度间断面起伏及内部结构的研究主要表现在660-km间断面起伏，与俯冲板片的相互关系以及长白山等火山区深部结构探测方面.接收函数和高频S-P转换波研究结果显示，该区域660-km间断面在与俯冲板片接触区多表现出界面的加深，最大幅度可达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).同时，局部地区观测到双重660-km间断面(Niu and Kawakatsu, 1996; Ai et al., 2003; Liu et al., 2015; Tian et al., 2016)，认为与非橄榄石组分、水或Al等物质的加入相关.此外，三重震相波形拟合研究显示，部分区域660-km间断面表现为～50 km厚的速度梯度带(Wang and Niu, 2010; Li et al., 2013).除660-km间断面之外，在该区域也观测到了复杂的520-km间断面(Tian et al., 2016)和俯冲板片的上下界面(Wang et al., 2020).但是对于滞留在660-km间断面上方的俯冲板片形态及结构的认识还不统一，特别是对板片内是否存在“空缺”这一现象的认识(Takeuchi et al., 2014; Tang et al., 2014; Chen et al., 2017; 雷建设等, 2018; Lai et al., 2019).对于410-km间断面的研究多基于SS前驱波、ScS多次反射波及接收函数等方法，不同方法获得的结果均表明该间断面有整体的下沉趋势(Flanagan and Shearer, 1998; Liu et al., 2015; Tian et al., 2016; Zhang et al., 2016; Wang et al., 2017)，这与深俯冲动力学背景下冷的温度异常对间断面起伏的影响并不一致，体现了该区域410-km间断面很可能受到温度和物质成分异常共同作用，而该界面的复杂特征和形成机制在前人的研究中讨论较少.这些与地幔转换带结构相关的问题亟需更高精度的地幔间断面三维结构成像来解决，以便更好认识深俯冲区域可能的热和物质成分异常.

近年来地震台阵的密集布设以及地震偏移理论的成熟，为研究特定区域下方的复杂介质结构提供了良好的数据基础和技术方法，对地球深部结构的精细成像变得切实可行.本文利用东北地区布设的高密度台站波形资料(图1)，采用能够还原复杂界面信息的Ps散射核方法，获得了中国东北地区下方地幔转换带及附近区域的详细结构信息，确证了410-km和660-km间断面复杂的起伏变化及地幔转换带内部清晰的俯冲板片形态，为认识深俯冲动力学背景下地幔转换带界面起伏特征及内部物质、能量变化提供了新的地震学观测约束.

图1 研究区域概况及台站分布黑色方块代表国家测震台网的固定地震台站，蓝色三角形为NECESSArray流动台阵的台站，洋红色倒三角是NECsaids宽频带台阵的流动台站.棕色圆点是该区域内深度大于380 km的地震事件(地震目录来自ISC-EHB，时间跨度1976年1月—2017年12月).黑色粗线表示图7中测线所在的位置.NSGL表示南北重力梯度带；SLB表示松辽盆地；TLF表示郯庐断裂带；CBS、LG和JPH分别表示长白山火山、龙岗火山和镜泊湖火山；白色虚线为俯冲太平洋板片等深线.右上插图显示了研究中用到的远震事件分布，数字为震中距.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 研究方法和数据

1.1 Ps散射核偏移

接收函数是研究台站下方速度间断面及其结构性质的典型手段之一.其基本原理是：根据“等效震源”假定(Langston, 1979)，当远场地震波以近垂直方向入射到接收台站时，接收台站记录到的P波垂直分量可以视为从震源到接收台站的入射波，径向分量包含了台站下方间断面的Ps转换震相和多次反射波信息.在时间域中，远震P波可以表示为震源时间函数与传播路径的介质响应以及仪器响应的褶积，利用径向分量和垂直分量之间的反褶积可以得到台站下方的S波速度结构.概言之，接收函数就是台站下方速度间断面产生的转换波和多次反射波到时的时间序列.

为了研究地壳及地球深部速度间断面的横向变化，前人将地震勘探中广泛应用的地震叠加和偏移技术应用到天然地震台阵观测数据的处理中.传统的共转换点叠加(Common Conversion Point stacking, CCP)接收函数方法(Zhu, 2000)在全球各区域地球深部结构成像研究中取得了成功的应用(Ai et al., 2003; Steckler et al., 2008; Tauzin et al., 2013; Liu et al., 2015; Sun et al., 2018).该方法基于水平层状介质假设，存在Fresnel衍射半径的限制，对横向速度变化大、含倾斜构造、凹陷结构等介质的成像效果并不好，不能准确反映实际界面位置(Rondenay, 2009; Levander and Miller, 2012; Cheng et al., 2016; Zhang and Schmandt, 2019).为提高接收函数成像精度，在借鉴人工地震偏移叠加方法理论的基础上，学者们提出了各种适应性更强、算法更精细的偏移方法(Bostock et al., 2001; Chen et al., 2005; Liu and Levander, 2013; Cheng et al., 2016; Li et al., 2018; Zhang and Schmandt, 2019).本文将Ps散射核叠前深度偏移成像方法(简称Ps散射核方法)应用到接收函数成像中.该方法基于散射核(scattering kernel)理论(Dahlen et al., 2000; Rondenay, 2009)，通过引入玻恩(Born)近似实现接收函数的波动方程偏移.该方法不依赖水平界面假设，不受Fresnel衍射半径的限制，由于考虑了速度扰动引起的相位变化和振幅变化，能够对含倾斜界面、横向速度变化大等特点的复杂地下结构进行较好的成像(Bostock, 2007; Rondenay, 2009; Cheng et al., 2016; Zhang and Schmandt, 2019).

图2 Ps散射核方法原理示意图(a)和(b)给出了Ps散射核方法中涉及到的空间几何关系.三角形表示接收台站，五角星代表震源，方块是散射点，黑色虚线是偏移等时线.Tsx表示远震P波从震源出发到散射点处的走时；Txr表示近场S波从接收台站反向传播到散射点的走时；Tsr表示远震P波从震源到接收台站的走时；ksx表示远震P波波场的归一化慢度矢量；kxr表示近场S波波场的归一化慢度矢量；和分别表示SH波和SV波的极化方向，满足散射点和接收台站之间的几何关系.ψsrx表示震源和散射点相对于接收台站之间的后方位角差；θxr表示从散射点到接收台站之间的S波入射角.(c)单个理论接收函数的偏移剖面.蓝色实线是理论P波射线路径，红色虚线是理论S波射线路径.水平黑色虚线是理论的410-km和660-km间断面深度.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)在原始接收函数的基础上增加散射核函数权重，考虑了速度扰动引起的相位变化和振幅变化，将空间内所有点对该台站记录到的波形的贡献进行加权叠加.Ps散射核方法的接收函数f(x)可以写成：

(1)

其中，W(s,r,x)是散射核函数，表示在散射点x处的权重系数，s、r、x分别代表了震源、接收台站和散射点，该函数考虑了散射系数、几何扩散和衰减吸收带来的振幅效应；RF(s,r,t)是每个震源-接收台站所对应的接收函数，即原始的接收函数；Tsx表示远震P波从震源出发传播到散射点处的走时；Txr表示近场S波从接收台站反向传播到散射点的走时；Tsr表示远震P波从震源到接收台站的走时(图2).在实际计算过程中，需要对区域内的每个散射点计算两个波场：震源到散射点正向传播的远场P波波场和台站到散射点反向传播的近场S波波场.我们采用快速行进算法(Fast Marching Method，FMM )计算波场走时(De Kool et al., 2006)，该方法可以快速计算三维速度模型中地震波走时，为后续进行三维成像奠定了基础.

公式(1)中的散射核函数W(s,r,x)可进一步表示为(Cheng et al., 2016; Zhang and Schmandt, 2019)：

(2)

在实际计算过程中，受到接收函数采样不规则的影响，各个叠加半径内接收函数数量不均衡，使得网格之间偏移结果的绝对振幅存在较大的偏差，为此增加了归一化因子，最终的接收函数G(x)可以表示为：

G(x)=

(3)

其中，|W(s,r,x)|表示W(s,r,x)的绝对值；G(x)与接收函数具有相同的意义和单位，即代表Ps转换波和直达P波之间的振幅比.叠加和归一化的应用使得该振幅比只是相对值，不能代表绝对的Ps/P振幅比，因此在解释偏移成像结果时，侧重关注偏移成像的间断面起伏信息.

1.2 数据和接收函数的提取

研究中用到的地震波形数据主要来自国家固定台网及两个流动地震台阵NECsaids和NECESSArray(图1).收集的80个固定地震台站波形数据(郑秀芬等, 2009)的时间跨度为2007年8月至2017年12月.“探测深俯冲的中国东北地震台阵” NECsaids(North East China Seismic Array to Investigate Deep Subduction)包含55个宽频带流动台站数据(Wang et al., 2016)，时间跨度为2010年7月至2014年11月.该流动台阵主要沿东西走向和南北走向两条测线布设，同时穿插布设了一些面状台站，使得台站平均间距可以达到20～30 km，是中国东北地区较密集台阵之一.本研究还用到了中-美-日国际合作布设的77个NECESSArray宽频带台阵2009年9月到2011年8月间的波形记录(Tao et al., 2014).这些台站主要覆盖了120°E—140°E和40°N—50°N之间的区域，包括松辽盆地、长白山火山、镜泊湖火山、龙岗火山、郯庐断裂带等地质构造单元/区域(图1).以上台站总计212个，在空间上互相穿插，区域互补，形成了研究区域内迄今为止极高密度的地震观测网络系统，为研究该区域下方的地幔转换带结构提供了良好的数据基础.

我们选取了震中距范围在30°～90°，MW震级大于5.2，三分量完整、初至P波清晰的地震事件，截取P波理论初至到时前50 s、后120 s之间的波形数据来提取远震P波接收函数.首先对原始地震数据做降采、去均值、去线性趋势、去仪器响应等处理，并对数据做0.02～2.0 Hz的二阶带通滤波来减少低频和高频噪声信号的干扰；然后将水平分量数据旋转到径向和切向方向；最后采用时间域最大熵谱反褶积方法(Tselentis, 1990; Wu et al., 2007)提取原始接收函数，其中水准因子k=0.001，高斯滤波系数a=1.5(相当于拐角频率0.75 Hz).在分量旋转前，还利用P波质点运动分析校正了台站可能出现的方位角问题(Niu and Li, 2011; Wang et al., 2016).最终从1949个地震事件中，挑选出了75602条高质量的接收函数.

在进行Ps散射核偏移的过程中，网格大小的划分会影响对不同尺度地质体的探测能力，同时也会影响网格内转换点的采样密度和偏移方法的适应性.另外FMM方法也需要相对规则的网格来保证走时计算的稳定性和准确性.通过对实际资料的分析并借鉴前人的研究结果(Rawlinson and Sambridge, 2004; Zhang and Schmandt, 2019)，将研究区域划分为 0.1°×0.1°×3 km的网格，用FMM方法计算格点上每个地震事件对应的远场P波波场和每个台站对应的近场S波波场，然后根据上文提到的Ps散射核方法对区域内的接收函数进行偏移、叠加和成像.

2 理论模型测试

关于Ps散射核成像方法的优点和使用局限性，前人已从倾斜介质、横向速度异常体、网格大小的划分、接收台站疏密、噪声水平以及与CCP方法的差异等方面展开了大量细致的讨论(Bostock, 2007; Rondenay, 2009; Cheng et al., 2016; Zhang and Schmandt, 2019).为了检验Ps散射核方法在中国东北地区的有效性，我们采用理论波形正演模拟的思路，结合该区域层析成像速度结果，设计了一个简化的二维俯冲板片模型(图3b)：以一维AK135(Kennett et al., 1995)模型为基础，在地幔转换带内部500～600 km深度处加入厚度为100 km的高速异常体，代表俯冲板片，其中停滞和倾斜部分长度都为800 km，板片的倾斜角度为30°.综合体波、面波成像和波形拟合的结果，将高速异常体的P波、S波速度异常分别设为+3%和+6%(Chen et al., 2007；Xie et al., 2021).考虑到射线的覆盖和实际计算需求，设置了100个均匀分布于异常体正上方的接收台站，台间距为24 km，震源设置为4个，间距为600 km(图3a)，该设置能够较好满足40°～90° 的震中距覆盖.

图3 二维俯冲板片模型的理论测试(a) 理论的二维板片模型及震源和台站的几何关系图.红色五角星给出了震源的位置，黑色三角形及之间的圆点表示接收台站的分布，黑色和红色曲线给出了由AK135模型计算的某个台站的理论射线路径; (b) 理论模型中接收台站和俯冲板片之间几何位置关系的局部放大图，浅蓝色部分表示俯冲板片异常体; (c) 按照台站位置排列的理论接收函数的波形.理论接收函数来自(a)中的2号震源，黑色波形为AK135参考模型的计算结果，红色波形来自二维俯冲板片模型.水平黑色点线是P410s和P660s震相的理论到时.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.

采用二维有限差分方法(Li et al., 2014) 计算理论地震图.其中，采样率设置为0.05 s，源时间函数取持续时间为0.5 s的三角形子波.采用与实际观测资料处理完全相同的流程获取接收函数，图3c中给出了2号震源(图3a中红色射线路径所对应震源)得到的接收函数，以及最终利用Ps散射核方法得到的俯冲板片模型的成像结果(图4)，清楚还原了地幔转换带以及俯冲板片的上下界面.

地幔转换带速度间断面的Ps转换震相能量较弱，为了消除接收函数中随机噪声的影响，获得更高分辨率的偏移成像结果，在Ps散射核偏移中，引入了慢度窗口和后方位角窗口参数，可以有效消除偏离散射核中心较远、权重小而噪声大的干扰信号.慢度窗口定义为一个小的慢度变化值，该值决定了散射点和接收台站之间有效的S波慢度窗口的范围.例如，慢度窗口取为0.06 s·km-1，则只有当散射点和接收台站之间的S波慢度在[slowref-0.06，slowref+0.06] s·km-1范围内时，才保留散射核网格内的值，其中slowref是根据速度模型计算的同一震源-台站对的理论P波慢度.同理，也定义了后方位角窗口，限定了每条接收函数能够影响的参与叠加的散射点后方位角范围.例如，若取后方位角窗口为40°，则只有网格点-接收台站之间的后方位角处于[bazref-40，bazref+40]° 范围时，才参与该散射核网格内的叠加，其中bazref代表震源-接收台站的后方位角.

图4a给出了未对慢度窗口和后方位角窗口进行控制的成像结果；图4b中的结果则采用了0.06 s·km-1的慢度窗口和40°的台站后方位角窗口控制.对比可知在台阵边缘地带，由于射线覆盖密度不够，Ps散射核方法不足以压制干扰能量，导致成像结果出现诸多假象，例如条带状同心层(图4a和2c)，660-km间断面下方出现能量较强的伪影，410-km间断面能量较弱，地幔转换带内及板片下方存在较弱的随机假象等.这些问题在图4b中都得到了较好的解决：不仅可以观测到连续明显的地幔转换带上下界面，还可看到清晰可辨的俯冲板片上下界面.慢度窗口和后方位角窗口的应用可以消除部分假象，显著提高信噪比，对于准确地恢复深部速度异常结构体有很重要的作用.

图4 理论测试的Ps散射核方法成像结果(a) 未采用慢度窗口和反方位角窗口的成像结果; (b) 采用慢度窗口为0.06 s·km-1、后方位角窗口为40°的成像结果，黑色三角形及之间的圆点表示接收台站的分布.水平黑色点线是理论的410-km和660-km间断面深度.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.

图5 实际数据的Ps散射核方法成像结果(a)—(d) 表示沿着纬度从南向北(41°N—45°N)每隔1.0° 测线所在垂直剖面的Ps散射核方法成像结果.水平黑色虚线表示全球一维速度模型中410-km和660-km间断面的参考深度；红色点线是本研究给出的410-km和660-km速度间断面的深度；棕色圆点表示该剖面1°内的震源事件在深度上的投影.CBS、LG、JPH分别代表长白山火山、龙岗火山和镜泊湖火山.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.

以上俯冲板片正演模型仅设计了数量有限的震源和台站，测试结果表明Ps散射核方法能够较好恢复理论模型，包括对倾斜俯冲界面的揭示.考虑到东北地区高密度的台阵观测，Ps散射核方法的应用能够有效提取出地幔间断面的起伏特征，并同时恢复和再现其内部倾斜俯冲并停滞的板片精细结构.

3 成像结果

速度模型是偏移成像获取准确的地质体结构的关键因素.前人利用全球和区域地震层析成像方法获得了中国东北地区不同尺度、不同分辨率的P波或S波速度结构(Fukao and Obayashi, 2013; Tang et al., 2014; Tao et al., 2018)，发现该区域的上地幔速度存在很强的不均匀性，如果使用全球一维速度模型进行偏移必然会导致成像结果的明显偏差.本文采用了较新的、分辨率更高的东北亚地区FWEA18速度模型(Tao et al., 2018)进行偏移成像.该模型采用了包含波形振幅的全波信息与失配函数的反演方法，结合东亚地区高密度台站接收的多震相体波(如，S、sS、SS、P、pP、sP、PP、ScS)和面波(包括Rayleigh波和Love波)数据(共计1.35亿条体波波形以及7.2万条面波记录)，得到了东北亚地区三维层析成像结果，具有较精细的P波和S波速度结构.

我们采用FWEA18三维速度模型，结合慢度窗口(0.06 s·km-1)、方位角窗口(40°)，利用Ps散射核方法，获取了中国东北地区下方地幔转换带速度间断面结构.图5给出了沿不同纬度剖面、深度范围300～800 km的速度间断面成像结果.根据理论测试结果和经验分析，我们只展示归一化后振幅大于0.3的数据，红色点线为本研究给出的410-km和660-km间断面深度，图中灰色区域射线覆盖有限，成像结果不做显示和讨论.

在转换点密集区域，我们沿着纬度41°N，从南向北以1.0°为间隔给出了4条测线的成像结果(图5).为清晰显示出间断面起伏形态，对每个剖面进行了归一化处理.成像结果给出了最终计算出的G(x)，即间断面Ps/P的能量强弱，其中暖色调为负振幅，代表了负的速度跳变界面(随着深度的变化，速度由高速向低速转变)；冷色调为正振幅，代表了正的速度跳变界面(从浅到深速度由低速向高速转变).

由图5可见，410-km间断面总体形态清晰完整(图5a、5b)，特别是在41°N—42°N附近；随着测线向北移动，410-km间断面形态变得相对复杂，振幅在经度方向上出现明显强弱变化，连续性变差(图5c—d).所有剖面中410-km间断面深度普遍位于405～425 km之间，部分区域可达430 km(图5c，A-3)，相对于一维全球模型表现出整体性的下沉.在41°N剖面中，410-km间断面在125.5°E—128°E范围内出现局部、小范围的下沉，幅值约为15 km，该位置处于长白山的西南方(图5a，A-1).在42°N剖面中，下沉幅度有所变小，约为10 km，且下沉区域的中心位置向西移动约150 km，范围有所扩大，对应于龙岗火山周围(图5b，A-2).在43°N剖面中，410-km间断面下沉幅度可以达到20 km，出现在129.5°E—131°E处，横向范围变窄(图5c，A-3).44°N剖面中，410-km间断面在镜泊湖火山周围表现为整体下沉，但下沉幅度表现出明显的区域性横向变化(图5d，A-4).

相对而言，660-km间断面深度变化模式较简单，总体表现为研究区域东部下沉(图5a—d，以B-开头的区域)，西部有所抬升(图5b—c，C-开头的区域).具体表现为在127°E—131°E范围内，660-km间断面深度在680～700 km范围内变化，显示出不同程度的下沉，最大幅度可以达到40 km(图5d，B-4)，空间上均位于深源地震活动的西侧，并局限在东西向约300 km宽的区域内.另一方面，在660-km间断面出现下沉的区域以西，42°N—44°N剖面中间断面多表现出10～15 km的轻微隆起(图5b—c中C-1和C-2)，并向西持续展布约200～300 km.在纬度相对较高区域(44°N)，我们还在660-km间断面下方观测到一处较为明显的正极性界面(图5d，D-1).

在成像结果中，除了能够观测到清晰的410-km和660-km间断面外，在地幔转换带内部还观测到一组形态相似且平行、振幅极性相反的界面，其深度分别在490～520 km和580～630 km范围内(图5)，与层析成像给出的高速体上下边界大致吻合(图7a、b)，该界面在较高纬度的剖面中存在明显的倾角(30°左右，图5d，E-1；图7b，E-2).在所有剖面中，这组近平行信号皆清晰可见，界面强度略弱于410-km和660-km间断面的强度，且存在明显的横向变化(图5).同时，正极性信号的连续性明显低于负极性信号，表现出一定的弥散性(图7a，G-1)，且正极性信号的宽度整体小于负极性的.

4 讨论

利用布设在中国东北地区的高密度地震台站波形数据，采用接收函数Ps散射核方法，获得了121°E—133.5°E和40°N—46°N区域下方地幔转换带及其内部界面的三维展布形态.下面我们将从速度模型、热异常、组分异常等方面，结合东北亚地区深俯冲动力学背景，对观测到的地幔转换带及其内部间断面的起伏变化特征和形成机制加以探讨.

三维速度结构对间断面起伏形态的影响不可忽略，准确的区域速度模型对于结果的可靠性至关重要.图6给出了利用FWEA18三维速度模型偏移后的410-km和660-km间断面的深度分布，同时还给出了模型在410 km和660 km深度附近的S波速度异常结果(Tao et al., 2018).以600 km贝尼奥夫等深线为界，等深线以西660-km间断面表现出明显的20～40 km下沉，下沉区域横向展布约200～300 km，下沉起始的位置与板片俯冲至660-km间断面并发生折曲的空间位置吻合(图6b，I区域).410-km间断面总体表现出10～20 km的下沉，特别是在火山分布区域以及研究区域西南角郯庐断裂带附近(图6a，IV、V区域).在接收函数研究中，已有大量关于不同速度模型对成像结果影响的讨论，例如S波速度扰动对Ps走时的影响大于P波速度扰动，会使得局部区域异常更加明显；不同速度模型会改变间断面的绝对深度，但是对起伏形态的相对关系影响较小(Liu et al., 2015; Sun et al., 2018).FWEA18模型同时利用了地震波场中的动力学和运动学信息，结合多种体波震相和面波的约束，包含了独立反演的P波、S波速度结构，我们认为该模型具有更高的分辨率，能够为接收函数的三维偏移成像提供较为准确的速度结构.

结果表明，研究区域内410-km间断面出现抬升的区域平均深度为404.0±1.4 km；下沉区域的410-km间断面平均深度为420.3±2.8 km；而对于660-km间断面，下沉区域的平均深度为677.7±5.8 km；抬升区域的平均深度为649.6±3.6 km.研究区域地幔转换带厚度的平均值为247.7±11.0 km，变化范围为213～294 km.考虑到速度模型对结果的可能影响(Liu et al., 2015; Wang et al., 2017; Sun et al., 2018)以及结果的误差，在后文中只对特征明显、异常幅度较大的区域进行讨论，并对这些区域内的前人研究结果加以汇总和详细比对(图6a、6b和8a，不同样式黑色曲线所示范围).

4.1 660-km间断面特征

研究区域内660-km间断面深度起伏模式相对简单：以600 km贝尼奥夫等深线为界，等深线以东660-km间断面表现出轻微抬升(图6b，II区域)；以西200～300 km范围内间断面表现出明显下沉，最大幅值可以达到40 km，位于镜泊湖火山以北(图6b，I区域)；龙岗火山以西以北区域出现较为明显的抬升(图6b，III区域).

600 km贝尼奥夫线在空间上大致对应了俯冲的太平洋板块与660-km间断面相交的位置.我们观测到的南北向展布约600 km，东西向展布约200～300 km的间断面下沉范围正好对应了俯冲板片西向弯折并与间断面发生相互作用的区域.这一结果和前人利用接收函数(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)、三重震相波形模拟(Li et al., 2013)等方法观测到的结果相似.但受台站分布、数据覆盖、速度模型、理论方法等诸多因素的影响，间断面下沉的空间分布和幅度存在一定的差异(图6b，I区域不同样式黑色曲线所示范围).根据高温高压实验结果，660-km相变面的克拉伯龙斜率为-2.0 MPa·K-1(Ito et al., 1990; Fei et al., 2004)，如果30 km的间断面下沉单纯由热异常产生，则对应需要约450 K的低温异常；考虑P波速度对温度的敏感性，即dVP/dT=(-4.0～-5.0)×10-5K-1(Cammarano et al., 2003)，该低温异常会导致1.8%～2.3% 的波速提升，这与前人的成像结果(Tao et al., 2018)，以及三重震相波形拟合给出的地幔转换带内存在约1.0%～2.5%P波高速异常吻合(Li et al., 2013).因此，我们认为该区域内观测到的660-km间断面大范围下沉与俯冲的太平洋板块在660-km间断面上滞留引起的区域性低温异常相关.

图6 410-km、660-km间断面深度及S波速度异常410-km(a)和660-km(b)间断面的起伏形态，FWEA18模型在410 km(c)和660 km(d)深度处的S波速度异常水平切片.(c) 中紫红椭圆和(d)中绿色方框分别对应(a)和(b)中相应罗马数字表示的异常幅值较大区域，(a)和(b)中不同样式的黑色曲线所示范围为前人研究结果在该区域存在的相似起伏形态，其他符号同图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.

在大范围下沉区域的东侧500 km贝尼奥夫等深线附近，660-km间断面存在5～10 km小幅度的抬升(图6b，II区域).Zhang等(2016)利用接收函数以及Wang等(2017)利用ScS多次反射波也在该区域附近观测到了10～20 km、5～15 km的间断面抬升(图6b，II区域不同样式黑色曲线所示范围)，都显示了可能存在的高温异常.Obayashi等(2009)认为太平洋板块在长白山火山东北约500 km(中心位置：42.5°N和132°E)，深度约500～650 km处可能存在横向撕裂，正好位于本文观测到的660-km间断面抬升区域的上方.我们据此推测局部上升流在此处导致660-km间断面抬升，并可能使板片出现撕裂，但俯冲环境下的高温异常来源还需要更深入的研究.

此外，在长白山火山的西北部，松辽盆地东南缘以及龙岗火山近旁，均观测到660-km间断面出现约5～15 km的抬升(图6b，III区域)，抬升区域以(125°E, 43°N)为中心，沿着南北和东西方向各延伸～200 km.这与Liu等(2015)在该区域观测到的东西向～100 km、南北向～200 km出现的5～10 km的660-km间断面抬升现象相一致(图6b，III区域黑色点虚线所围范围).Zhang等(2016)和Tian等(2016)的接收函数结果也存在类似的660-km间断面抬升现象，只是在空间分布和起伏程度上有所不同(图6b，III区域不同样式黑色曲线所示范围).我们认为该660-km间断面的抬升现象是稳健的，但使用的三维速度模型、成像方法以及数据覆盖范围不同，特别是速度模型很可能是导致抬升幅度不一致的主要原因.对于龙岗火山以西660-km间断面的抬升，可以用热物质上涌穿过间断面来解释.Tang等(2014)较早通过层析成像研究发现长白山西北地区地幔转换带内(124°E—126°E，42°N—44°N)存在小尺度低速异常体，在660 km深度处异常值可以达到-2%，认为停滞板片在空间上并不连续，热的物质在此处上涌使得间断面深度发生相应变化，并为长白山火山活动提供了深部物质来源.Tao等(2018)最新的全波形层析成像研究结果同样揭示了松辽盆地南部和龙岗火山以西的低速异常体，但在速度异常的幅度和空间分布上存在差别(图6d，III区域).综合局部的低速成像结果以及对间断面起伏的揭示表明，该区域660-km间断面表现出的5～15 km抬升，可以用热物质在此处局部上涌产生的100～250 K温度效应来解释(图7a，F-1；图7b，F-2).

图7 A-A′和B-B′ 剖面的综合结果对比图(a) 上、中、下分别是沿着A-A′剖面(纬度41.5°N)的高程图、Ps散射核方法成像结果和S波速度异常结果(来自FWEA18模型(Tao et al., 2018))，经过了长白山、龙岗火山.水平黑色虚线表示全球410-km和660-km间断面的深度，红色点线是本研究给出的410-km和660-km速度间断面的深度；棕色圆点表示该剖面1°内的震源事件在深度上的投影；黑色曲线表示正速度异常的等值线；红色曲线表示负速度异常的等值线. (b) 沿着B-B′ 剖面(纬度43.5°N)的高程图、Ps散射核方法成像结果和S波速度异常结果，经过了镜泊湖火山，图例同(a).两剖面包含松辽盆地(SLB)、郯庐断裂带(TLF)、长白山火山(CBS)、镜泊湖火山(JPH)、龙岗火山(LG)等地质构造单元.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).

尽管660-km间断面起伏形态的模式较为简单，但与660-km间断面对应的转换波信号在振幅强度以及宽度上表现出了明显的变化，特别是在相对高纬区域，观测到了双重660-km间断面(图5d，D-1；图7b，D-1).矿物物理学研究表明非橄榄石组分的加入会对660-km间断面的形态及厚度产生巨大影响(Vacher et al., 1998; Deuss et al., 2006).例如，在660 km深度附近会发生石榴子石-钛铁矿及钛铁矿-钙钛矿的相变，因此石榴子含量的增加会显著影响660-km 间断面的形态，使其表现出不再是通常认为的一级波速跳变面，而出现速度梯度带或者多重间断面(Hirose, 2002; Deuss et al., 2006; Maguire et al., 2018; Hao et al., 2019)的情况.对长白山及其以西以南地区的三重震相结果显示，660-km间断面呈现出厚约50～70 km的速度梯度带，并伴随强烈的横向不均匀性(Wang and Niu, 2010; Li et al., 2013)，表明至少在局部地区，660-km间断面不是一个尖锐的一级速度/密度间断面.Niu和 Kawakatsu(1996)以及Ai等(2003)利用接收函数方法，分别在牡丹江台站(44.62°N，129.59°E)，以及43.5°N以北，126°E以东的地区发现660-km间断面存在双/多重间断面，与本研究在44°N附近地区观测到的双重660-km间断面一致，只是我们的结果包括了西侧更广泛的区域.Tian等(2016)和Liu等(2015)利用接收函数在部分区域也观测到了双重间断面，但他们认为并不能排除由于台站分布不均或下沉界面产生的衍射波等造成的假象.我们认为俯冲板片所携带的玄武岩富集使得石榴子石含量增加而导致石榴子石-钛铁矿及钛铁矿-钙钛矿的相变成为该地区出现多重间断面的主要原因，但是双间断面的分布区域和性质特征需要进一步细致分析，基于密集台阵数据的多种方法的应用，如SS前驱波、ScS多次反射波和三重震相对波形的拟合等可以为双/多重660-km间断面的分布和特征给出更好的约束.

4.2 410-km间断面特征

研究区域内410-km间断面表现出整体性的下沉，下沉部分的平均深度为420.3±2.8 km.Flanagan和Shearer(1998)利用SS前驱波获得了全球性的间断面起伏形态，发现西北太平洋俯冲区域存在5～6 km的下沉.由于研究区域在地质构造上的重要性，近20年来，已有不少学者利用接收函数方法对地幔间断面进行了成像研究.例如Li和Yuan等(2003)、Liu等(2015)、Tian等(2016)、Zhang等(2016)和Sun等(2020)等基于不同的数据集和成像方法，获得了东北地区410-km间断面深度起伏范围为： 400～440 km、403～434 km、405～432 km、390～440 km和395～431 km，表明该地区的410-km间断面相对于全球一维速度模型表现出总体加深的趋势，似乎与俯冲构造背景下冷的温度异常导致410-km间断面抬升的预期不相符合.然而，在前人的文章中很少见到对410-km间断面具体特征和形成机制的探讨.我们的结果同样发现了410-km间断面普遍下沉的特征，同时还揭示出更丰富、更复杂的细节变化：下沉幅度表现出明显的区域性横向变化(图5d，A-4)；与660-km间断面相比，其振幅强弱变化大，且连续性相对较差.由于兼具高密度的数据覆盖和较高精度的Ps散射核方法两个特点，我们将有别于前人的做法，尝试探讨结果中较为显著的410-km间断面变化特征和形成机理.

形成410-km间断面的橄榄石相变是一种放热反应，具有正的克拉伯龙斜率.热的地幔物质上涌穿过间断面，会使得410-km间断面出现下沉.我们的研究结果显示，在长白山、镜泊湖等火山区域，410-km间断面出现了10～20 km的下沉，平均下沉幅度可达15 km(图6a中IV、V区域).高温高压实验给出的橄榄石-瓦兹利石相变的克拉伯龙斜率在1.5～4 MPa·K-1范围内变化(Ito et al., 1990; Bina and Helffrich, 1994; Helffrich and Wood, 2001)，简单取其平均值2.75 MPa·K-1，则410-km间断面约15～20 km的下沉对应了约500～660 MPa的压力变化(Dziewonski and Anderson, 1981)，也就对应了约180～240 K的高温热异常(Katsura and Ito, 1989; Flanagan and Shearer, 1998).如果间断面处的低速异常单纯由热异常产生，则～240 K温度变化可以产生1%～1.2%的P波低速异常.层析成像和三重震相等方法在长白山火山区域附近下方均探测到1%～3%的低速异常体延伸至或聚集在地幔转换带上部(Tao et al., 2018; Han et al., 2021).近期的电导率观测也表明在中国东北地区松辽盆地下方的软流圈中存在大规模低阻高导异常(李世文等, 2020).这些位于火山下方延伸至400 km深度的高导层很可能表明，长白山等板内火山的物质来源不仅仅局限于地壳、岩石圈尺度，而是更深的地幔转换带(Takeuchi et al., 2014; Dokht et al., 2016; Tian et al., 2016).

除去火山地区外，410-km间断面在绝大多数区域都出现了下沉(图6a)，该特征不能用局部的热异常完全解释.该现象主要出现在俯冲地区，而大陆内部鲜有报道，暗示了独特的俯冲动力学背景下其他机理发生作用的可能.俯冲板片会携带大量的水进入地幔转换带，水作为典型的挥发分，能够显著降低熔融发生所需温度，降低熔体黏度、改变熔体成分和密度等(Hirose and Kawamoto, 1995).在410 km深度的温压条件下，以橄榄石为主的上地幔矿物储水能力一般为0.1～0.2 wt%(Bolfan-Casanova et al., 2000)；而地幔转换带中矿物的储水能力可达～3 wt%(Kohlstedt et al., 1996). 基于储水能力的差异和地幔转换带有一定水含量的假设，“地幔转换带水过滤模型”(transition zone water filter model)预测全球范围内广泛存在含水矿物穿过410-km间断面后，由于水的析出而形成上覆低速层的现象(Bercovici and Karato, 2003).对于深俯冲背景下的上升流在410-km间断面顶部形成的一层部分熔体而言(Sakamaki et al., 2006)，尽管熔融分数较小，但在较小的二面角下，少量的熔体也可以连通较好，显著影响地震波速度.近期利用三重震相方法已经在东北亚地区410-km间断面上方观测到广泛存在的低速层，其厚度范围为40～70 km(Han et al., 2021).

有关中国东北地区地幔转换带是否含有足够水的问题仍在争议中.对该地区的电导率反演、玄武岩样品的直接测量、地震波速观测以及动力学数值模拟等结果均表明，中国东北地区地幔转换带含水，其可能含水量至少可达0.1～0.4 wt%(Huang et al., 2005; Kuritani et al., 2011; Li et al., 2013; Yang and Faccenda, 2020).在含水的情况下，局部非火山地区观测到的下沉410-km间断面极有可能是受水影响波阻抗增加的湿-干瓦兹利石界面，而非传统意义上的橄榄石-湿瓦兹利石的相变面.该现象在南美洲、鄂霍茨克海、美国西部、西南太平洋等俯冲地区都有观测(Courtier and Revenaugh, 2007; Schmerr and Garnero, 2007; Schmerr and Thomas, 2011; Tauzin et al., 2013).尽管也有矿物物理学研究表明水的影响不足以使橄榄石-湿瓦兹利石的界面消失(毛竹和李新阳, 2016).另一方面，受水合物质迁移的影响，含水量分布不均匀会导致瓦兹利石湿-干界面变宽，使得410-km间断面的P-S转换波振幅降低，不易被观测到(Meijde et al., 2003; Schmerr and Garnero, 2007)，这可能与在部分区域观测到410-km间断面振幅强弱变化大，连续性弱相关，体现了地幔转换带顶部水含量分布的不均一性.

此外，高温高压实验表明，410-km间断面的起伏同时还受到非橄榄石组分(如辉石、石榴子石)的影响(Katsura et al., 2004; Chen et al., 2011; Mao et al., 2011).Mg2SiO4-Fe2SiO4体系的高温高压实验发现，Mg/Fe含量和分配比例的变化也会直接影响 410-km 间断面深度和厚度，Mg的富集会增加橄榄石-瓦兹利石相变的压力.例如，将(Mg,Fe)2SiO4体系中的Mg含量从89%增加到92%会导致间断面出现7～10 km的下沉(Fei and Bertka, 1999).前人研究表明，板片在俯冲过程中上覆地幔楔的熔融会优先提取铁(Schmerr and Garnero, 2007)，并且橄榄石随压力增加也更容易富集Mg(Irifune and Isshiki, 1998)，因此，观测到的410-km间断面的下沉也可能与板片俯冲过程导致的地幔转换带产生富Mg贫Fe的环境相关，我们的研究并不能排除这种可能性.高密度的台阵观测数据再次确证了东北地区普遍观测到的410-km间断面大范围下沉现象，但究竟是受到地幔转换带水对矿物相变及物性的影响，还是Mg、Fe等物质成分差异或其他因素的共同影响，还需要矿物物理实验、地幔地球化学以及俯冲动力学等多学科的综合论证(Karato et al., 2006; 毛竹和李新阳, 2016; Sun et al., 2021).

4.3 地幔转换带内部的界面特征及性质

我们的观测结果还显示，在490～520 km和580～630 km深度范围内存在一组平行且振幅极性相反的界面，该成对出现的界面在每条剖面中均有不同程度的体现(图5，图7)，且下界面的连续性明显高于上界面，它们在深度和形态上与俯冲的太平洋板块所指示的高速异常体上下界面相吻合(图7a、b黑色等值线).Wang等(2020)利用CCP叠加接收函数波形同样清晰揭示了520 km和630 km附近存在的一组极性相反、形态相似的界面，其上、下界面分别表现为S波速度异常为4%～6%和-4%～-6%的速度跃变梯度带，厚度为20～50 km.这两种独立、方法有所不同的结果表明，我们在地幔转换带内观测到的成对界面是真实和稳健的结构.

结合Wang等(2020)的研究，我们认为，这两个成对出现的信号勾画了西北太平洋俯冲板片在地幔转换带内的上下界面，其上界面很可能为俯冲板片的莫霍面(洋壳与洋幔的界面)，而在地幔转换带含水情况下，下界面与俯冲太平洋板片下侧软流圈的部分熔融相关.本文的重点主要在于地幔转换带上下界面，有关俯冲板片上下界面的特征细节和更具体的解释这里不再赘述，可以参考Wang等(2020)的工作.

4.4 地幔转换带厚度

地幔转换带厚度的提取受上地幔及地壳强烈的速度不均匀性的影响较小.图8a表明研究区域地幔转换带厚度变化趋势总体与660-km间断面(图6b)的起伏趋势一致，大致以600 km贝尼奥夫等深线为界限，等深线以东减薄～15 km(图8a，I区域)，等深线以西加深了10～40 km，平均值为265.1±5.7 km (图8a，II区域)，127°E以西再次表现为大范围的减薄，平均值～235.9 ±5.0 km(图8a，III区域).Zhang等(2016)和Tian等(2016)的接收函数研究结果也给出了类似的地幔转换带厚度变化模式(图8a，不同样式黑色曲线所示范围)，而Liu等(2015)在图8a中I区域并没有观测到地幔转换带变薄的现象.

图8 地幔转换带厚度及与间断面深度的关系(a) 地幔转换带厚度变化，不同样式的黑色曲线图例同图6 .其他符号同图1; (b) 地幔转换带厚度与410-km和660-km间断面深度的关系，红色+号代表410-km间断面，蓝色×代表660-km间断面.左上插图给出了410-km、660-km间断面之间的关系.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.

在图8b中给出了地幔转换带厚度与410-km和660-km间断面深度之间的关系.可以明显观测到：地幔转换带厚度与660-km间断面存在显著的正相关，而与410-km间断面深度的变化不存在相关性，410-km、660-km间断面深度之间也不存在明显的相关性.一般认为，上地幔(410 km之上)的波速异常会导致两个间断面的视深度变化存在正相关(Sun et al., 2018)；而地幔转换带中的温度变化或水含量及其分布引发的相变压力异常会导致两个间断面深度变化存在负相关(Flanagan and Shearer, 1998; Bercovici and Karato, 2003).我们的观测显示出，660-km间断面深度变化与地幔转换带厚度存在明显正相关(图8b),与相应深度的S波速度成像结果也存在很好的相关性(图6b、d)，这表明受俯冲的太平洋板片影响产生的温度效应在660-km间断面深度的变化中起到了主导作用，且变化幅值较大，对MTZ厚度起到了决定性影响.410-km间断面深度变化与地幔转换带厚度之间缺少明显的相关性(图8b),与S波速度异常之间也缺少相关性(图6a、c)，表明控制地幔转换带上、下界面起伏形态的主要因素并不相同，不同于660-km间断面，410-km间断面起伏并非单纯的热效应导致，而是体现出同时叠加了受俯冲太平洋板片影响的温度变化和物质异常的综合效应，水、Mg/Fe等元素的综合影响是产生研究区域较为复杂的410-km间断面行为的主要原因.

5 结论

本文基于中国东北地区的高密度地震台站波形数据，采用接收函数Ps散射核方法，获得了～1200 km×600 km区域内地幔转换带的起伏形态，并探测到俯冲板片在地幔转换带内的上下界面.结果表明， 660-km间断面起伏与俯冲太平洋板块在地幔转换带内的滞留密切相关，在俯冲板片与该间断面相交处以西200～300 km范围内，间断面存在约20～40 km的下沉，并将其解释为矿物相变深度对冷的太平洋板块产生的低温异常的响应；在长白山和龙岗火山西北部660-km间断面约5～15 km的抬升则主要由局部热物质上涌的高温异常导致.在地幔转换带内部，西北太平洋俯冲板片上下界面清晰可见，在高纬度(44°N)区域东侧存在～30°的倾角，并且界面的振幅表现出横向不连续和弥散性的特点.在火山地区，410-km间断面存在大幅度下沉，平均幅度达15 km，这与火山下方探测到的低速异常体相关.同时，研究区域410-km间断面出现大范围下沉，幅值大于10 km，表明与俯冲板片相关的温度效应不是主控因素，板片的俯冲、停滞和海沟后撤过程中，产生的物质异常和富水的地幔转换带很可能是产生410-km间断面深度复杂起伏形态的重要原因.西北太平洋深俯冲动力学背景下，对地幔转换带界面的探测能够为地幔深部的物质循环和能量交换提供有力的约束，但也需要矿物物理实验、地幔地球化学以及俯冲动力学等多学科的综合验证，才能更完整的揭示地幔转换带和俯冲板片在地球热-化学演化中所扮演的角色.

致谢谨此祝贺陈颙先生从事地球物理教学科研工作60周年.感谢中国地震局台网中心与国家数字测震台网数据备份中心提供的波形数据；感谢所有参与“探测深俯冲的中国东北地震台阵”NECsaids和NECESSArray地震台阵仪器布设和数据采集的工作人员；感谢IRIS-DMS提供的NECESSArray地震台阵数据资料.感谢三位匿名审稿人仔细审阅了稿件并提出宝贵的修改意见使本文更完善.Sac2000、Tau-P和GMT软件用于本文大多数图件的基础数据处理和绘图.