俞春泉，李 娟，楊 凡，張 炎

1 南方科技大學 地球與空間科學系，深圳 518055

2 南方海洋科學與工程廣東省實驗室（廣州），廣州 511458

3 廣東省地球物理高精度成像技術(shù)重點實驗室（南方科技大學），深圳 518055

4 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所 地球與行星物理院重點實驗室，北京 100029

5 中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 100049

0 引言

最早的一維地球速度結(jié)構(gòu)模型（J-B 模型）將地球內(nèi)部分成7 個區(qū)域，其中深度約400 km 到1 000 km 的區(qū)域（區(qū)域C）稱為地幔過渡帶（Jeffreys and Bullen,1940）.與上地幔（區(qū)域B）和下地幔（區(qū)域D）不同，地幔過渡帶內(nèi)的速度隨深度快速增加.隨著地震數(shù)據(jù)的不斷積累和方法的改進，逐漸獲得了更為精確的一維地球速度結(jié)構(gòu)模型，尤其是發(fā)現(xiàn)地幔過渡帶的上下界面并非為J-B 模型中的漸變型邊界，而是速度和密度發(fā)生快速跳躍的間斷面.PREM、IASP91 和AK135 等模型是現(xiàn)今廣泛使用的一維地球參考模型，其中PREM 模型綜合了自由振蕩、體波走時、面波頻散、天文觀測等數(shù)據(jù)反演獲得，其地幔過渡帶上下界面的深度分別為400 km 和 670 km（Dziewonski and Anderson,1981）；IASP91 模型（Kennett and Engdahl,1991）和AK135 模型（Kennett et al.,1995）則是利用大量體波走時數(shù)據(jù)反演獲得，其地幔過渡帶上下界面深度均約束在410 km 和660 km（圖1a）.目前基于反射和轉(zhuǎn)換震相得到的地幔過渡帶的上下界面全球平均深度總體接近410 km 和660 km，因此這兩個界面通常也被稱為410-km 和660-km 間斷面（或不連續(xù)面）（Shearer,2000）.

對于410-km 和660-km 間斷面的形成機制，學者們普遍認為是由于地幔中的主要組成礦物橄欖石的高溫高壓相變所導致（Ita and Stixrude,1992;Ringwood,1975;Weidner and Wang,2000）：410-km間斷面對應為～14 GPa 壓力條件下橄欖石（olivine,α 相橄欖石）到瓦茲利石（wadsleyite,β 相橄欖石）的礦物相變，而660-km 間斷面對應為～24 GPa 壓力條件下林伍德石（ringwoodite,γ 相橄欖石）到布里奇曼石（bridgmanite）和鐵方鎂石（ferropericlase）的礦物相變（Frost,2008;Ito and Takahashi,1989;Katsura and Ito,1989;周春銀等,2010）（圖1b）.橄欖石到瓦茲利石的相變?yōu)榉艧岱磻?，具有正的克拉伯龍斜率（即dP/dT值），而林伍德石到布里奇曼石和鐵方鎂石的相變?yōu)槲鼰岱磻?，具有負的克拉伯龍斜率（Bina and Helffrich,1994）.在地幔過渡帶內(nèi)部約520 km 深度處還存在520-km 間斷面，一般認為是瓦茲利石到林伍德石的相變產(chǎn)生，其克拉伯龍斜率為正，且大于橄欖石到瓦茲利石相變的克拉伯龍斜率（Rigden et al.,1991）；該相變也會導致速度和密度的增加，但由于相變較為緩慢，對應的速度和密度跳躍值也較小，因此地震學上對520-km 間斷面的探測較為困難，對其是否為全球性間斷面也沒有明確的結(jié)論（Revenaugh and Jordan,1991;Shearer,1990,1996）.

圖1 地球內(nèi)部0～1 000 km 深度范圍內(nèi)（a）地震波速度和密度結(jié)構(gòu)和（b）礦物體積分數(shù).地震波速度和密度結(jié)構(gòu)基于AK135 參考模型（Kennett et al.,1995）.礦物體積分數(shù)基于Pyrolite 地幔巖模型（修改自Frost,2008）Fig.1 (a) Wavespeed and density profiles and (b) volume fractions of minerals in the upper 1 000 km of the Earth's interior.P and S wavespeeds and density are from the AK135 reference model (Kennett et al.,1995).Volume fractions of minerals are based on the Pyrolite model (modified from Frost,2008)

盡管對410-km 和660-km 間斷面的形成機制已基本達成共識，但對地幔過渡帶的物質(zhì)組成及其分布仍存在較大爭議.Ringwood（1962a,1962b）根據(jù)來自上地幔熔融產(chǎn)生的巖石樣本和熔融關(guān)系提出了地幔巖（pyrolite）物質(zhì)成分模型.Pyrolite 模型假定地幔的平均成分等價于純橄欖巖（dunite）和玄武巖（basalt）按照一定比例混合并達到化學均衡的產(chǎn)物，其中橄欖石的含量約為60%（圖1b）.盡管不同研究給出的化學成分可能存在一定差異，但Pyrolite 模型得到了許多后續(xù)研究的認可（Lyubetskaya and Korenaga,2007;McDonough and Sun,1995;Palme and O'Neill,2003）.然而，Anderson 及其合作者則認為Pyrolite 模型雖然可以較好地解釋上地幔的化學成分和地震波速結(jié)構(gòu)，但不能解釋地幔過渡帶的波速結(jié)構(gòu)（Anderson,1979;Anderson and Bass,1984,1986;Bass and Anderson,1984;Duffy and Anderson,1989）.他們將多種礦物組合計算得到的地震波速與地球一維速度結(jié)構(gòu)模型進行對比，認為苦橄質(zhì)榴輝巖（piclogite）模型更加符合地幔過渡帶的波速結(jié)構(gòu).與Pyrolite 模型相比，Piclogite 模型富含更多的石榴子石和單斜輝石礦物，而橄欖石的含量只有20%左右（Anderson and Bass,1984;Bass and Anderson,1984）.另一方面，人們也認識到地幔的化學成分在長期演化過程中可能并未達到化學均衡.上地幔物質(zhì)在洋中脊熔融分異形成玄武質(zhì)地殼和虧損地幔，這些物質(zhì)隨著板塊的俯沖被重新帶入地球內(nèi)部.由于地球內(nèi)部的化學擴散速率非常慢（Hofmann and Hart,1978），俯沖到地球內(nèi)部的玄武質(zhì)地殼和虧損地幔很難與周圍地幔達到化學均衡，而更有可能以某種機械混合（mechanical mixture）的 形式 存 在（Allègre and Turcotte,1986;Stixrude and Lithgow-Bertelloni,2012）.在整個地球歷史過程中，洋中脊分異產(chǎn)生的玄武質(zhì)地殼和虧損地幔體積至少與整體地幔的體積相當，因此現(xiàn)今地幔中這種機械混合物很可能普遍存在.除此之外，地球內(nèi)部是否存在徑向化學成分的分層結(jié)構(gòu)，尤其是660-km 間斷面兩側(cè)是否存在化學成分的系統(tǒng)性差異，也是長期爭論的焦點（Van Keken et al.,2002）.

針對地幔過渡帶的結(jié)構(gòu)、物質(zhì)組成以及對地球內(nèi)部動力學過程的影響，前人開展了大量研究，也有許多相關(guān)的綜述性文章（Deuss,2009;Deuss et al.,2013;Frost,2008;Goes et al.,2017;Helffrich,2000;Kind and Li,2007;Shearer,2000）.本文將主要從地震學角度總結(jié)地幔過渡帶的研究方法及進展，具體組織結(jié)構(gòu)如下：首先，概括了地幔過渡帶研究的重要科學意義；其次，介紹了研究地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)的主要地震學方法；然后，總結(jié)了全球尺度以及以中國東北地區(qū)為例的區(qū)域尺度地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)研究進展；最后，展望了地幔過渡帶地震學研究未來發(fā)展前景.

1 地幔過渡帶研究的重要科學意義

1.1 地幔過渡帶是認識地球內(nèi)部溫度結(jié)構(gòu)的關(guān)鍵區(qū)域

由于橄欖石到瓦茲利石的相變具有正的克拉伯龍斜率，410-km 間斷面的深度在溫度低于周圍地幔的區(qū)域會變淺，而在溫度高于周圍地幔的區(qū)域會變深（Katsura and Ito,1989）.相反，由于林伍德石到布里奇曼石和鐵方鎂石的相變具有負的克拉伯龍斜率，660-km 間斷面的深度在溫度低于周圍地幔的區(qū)域會變深，而在溫度高于周圍地幔的區(qū)域會變淺（Ito and Takahashi,1989）.因此，當?shù)蒯＿^渡帶處于低溫環(huán)境時，比如在板塊俯沖區(qū)域，地幔過渡帶的厚度（410-km 和660-km 間斷面的深度差）增加；當?shù)蒯＿^渡帶處于高溫環(huán)境時，比如地幔熱物質(zhì)上涌區(qū)域，地幔過渡帶的厚度減小.因此，410-km 和660-km 間斷面的深度和幾何形態(tài)是地球內(nèi)部溫度結(jié)構(gòu)的重要“指示劑”.此外，地幔的其他組成礦物——非橄欖石礦物的相變對地幔過渡帶間斷面的形成和特點也有一定貢獻.例如，存在顯著高溫異常時，地幔礦物中石榴子石到布里奇曼石的相變可能會起到更主要的作用，從而導致地震學觀測到的660-km 間斷面變得更深而非更淺（Deuss,2007;Hirose,2002;Weidner and Wang,1998）.在地幔過渡帶內(nèi)部，由于礦物相變的克拉伯龍斜率為正，理論上520-km 間斷面具有與410-km間斷面類似的界面起伏特征，但受到地幔溫度的影響更大（Rigden et al.,1991）.

1.2 地幔過渡帶是認識地幔物質(zhì)化學成分的關(guān)鍵區(qū)域

地幔過渡帶的物質(zhì)組成強烈影響著地幔過渡帶的速度和密度結(jié)構(gòu).礦物物理實驗表明地幔過渡帶410-km 和660-km 間斷面的深度主要受控于地幔溫度，間斷面的強度則主要受控于地幔化學成分.一般而言，地幔中橄欖石含量越高，410-km 和660-km間斷面的速度和密度跳躍幅度越大，反之亦然（Xu et al.,2008）.因此，Pyrolite 模型預測的410-km 和660-km 處的速度和密度跳躍幅度比Piclogite 模型預測值要大.地幔中非橄欖石組分的相變，比如輝石和石榴子石等，對地幔過渡帶的彈性性質(zhì)和間斷面的幾何特征也有較大影響（Hirose,2002;Weidner and Wang,1998;周春銀等,2010）.例如，部分區(qū)域觀測到的660-km 間斷面分裂現(xiàn)象可能與超硅石榴子石（majorite）到鈦鐵礦（ilmenite）以及鈦鐵礦到布里奇曼石的礦物相變相關(guān)（Ai et al.,2003;Deuss et al.,2006;Niu and Kawakatsu,1996）.此外，超硅石榴子石中富鈣成分出溶可形成鈣-鈣鈦礦（Ca-perovskite）（Ita and Stixrude,1992）.該相變深度與瓦茲利石到林伍德石的相變深度接近，強度與地幔過渡帶的鈣含量有關(guān)，可能是造成地震學觀測到的520-km 間斷面分裂現(xiàn)象的重要原因（Deuss and Woodhouse,2001;Saikia et al.,2008）.

1.3 地幔過渡帶是認識地球內(nèi)部水和揮發(fā)分儲量以及遷移過程的關(guān)鍵區(qū)域

礦物物理實驗表明地幔過渡帶中瓦茲利石和林伍德石的儲水能力遠大于上地幔的橄欖石和下地幔的布里奇曼石（Kohlstedt et al.,1996;毛竹和李新陽,2016;Ohtani,2005;Thio et al.,2016）.盡管仍存在爭議，但實際地幔過渡帶中總的水量可能是現(xiàn)今地表海洋總水量的幾倍（Bercovici and Karato,2003;Fei et al.,2017;Hirschmann,2006;Karato et al.,2020）.水對地幔礦物的彈性性質(zhì)、熔融溫度、流變特征、電導率等具有重要影響，深刻影響著地球深部的物質(zhì)和能量循環(huán)過程（Hirschmann,2006;Karato,2011）.Bercovici 和Karato（2003）提出的“地幔過渡帶水過濾器”模型認為當過渡帶中物質(zhì)穿過410-km 間斷面進入上地幔時，由于礦物儲水能力的下降使得水析出，發(fā)生部分熔融作用，并過濾出不相容元素.這些熔體的密度可能介于上地幔礦物和地幔過渡帶礦物之間，從而在410-km 間斷面上積累并表現(xiàn)為地震學上的低速層.另外，一些礦物物理實驗表明地幔過渡帶中水含量的增加可以導致410-km 變淺和660-km 變深，即地幔過渡帶變厚，與溫度降低作用類似（Smyth and Jacobsen,2006）.水含量的增加也會降低地幔過渡帶的地震波速度，也可能導致410-km 和660-km 間斷面變得 更 寬（Frost and Dolej?,2007;Muir et al.,2021;Wood,1995）.

1.4 地幔過渡帶是認識地球內(nèi)部動力學演化過程以及深源地震機制的關(guān)鍵區(qū)域

地幔過渡帶橄欖石礦物相變造成的密度差異強烈影響著俯沖板塊內(nèi)部的應力狀態(tài).比如，受到低溫影響，俯沖板塊下方的660-km 間斷面會向下凹陷，與周圍下地幔物質(zhì)相比產(chǎn)生局部低密度異常，導致板塊內(nèi)部產(chǎn)生沿俯沖方向的壓應力，從而阻礙板塊向下俯沖.盡管410-km 間斷面相變不會阻礙板塊俯沖，但在板塊內(nèi)部410-km 間斷面之下可能存在的亞穩(wěn)態(tài)橄欖石對俯沖過程也有一定影響.亞穩(wěn)態(tài)橄欖石可能與深源地震的發(fā)震機理密切相關(guān)（Green and Houston,1995）.俯沖帶中源地震和深源地震的震源機制解揭示了俯沖板塊內(nèi)部的應力狀態(tài)：總體而言，中源地震張應力軸（T 軸）平行于板塊俯沖方向，深源地震壓應力軸（P 軸）平行于板塊俯沖方向（Isacks and Molnar,1969）.地震層析成像和地球動力學數(shù)值模擬進一步證實了地幔過渡帶對俯沖板塊的屏障作用，因而在660-km 間斷面附近產(chǎn)生了停滯平躺、直接下插、堆積崩塌、回卷彎折等不同幾何形態(tài)的俯沖模式（Agrusta et al.,2017;Fukao et al.,1992;Goes et al.,2017;Li C et al.,2008;Li et al.,2016;李江海和劉仲蘭,2019;Van der Hilst et al.,1997）.除此之外，地幔過渡帶礦物相變也可能導致上下地幔流變性質(zhì)的差異.比如，根據(jù)全球大地水準面數(shù)據(jù)以及層析成像速度模型約束得到的地幔粘滯系數(shù)總體表現(xiàn)為下地幔高于上地幔（Hager et al.,1985）.

2 地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)地震學成像方法

地震學探測是認識地球深部結(jié)構(gòu)、物質(zhì)組成和動力學過程的重要手段.其中，地震層析成像是獲得地幔過渡帶三維速度結(jié)構(gòu)最重要的技術(shù)手段，目前已有大量全球和區(qū)域尺度的地震層析成像研究成果.就大尺度結(jié)構(gòu)而言，盡管細節(jié)各有差異，但多數(shù)層析成像模型都清晰顯示了與俯沖板塊相關(guān)的高速體結(jié)構(gòu).其中，部分俯沖板片在地幔過渡帶內(nèi)停滯平躺，尤以西北太平洋地區(qū)的俯沖為典型，例如阿留申俯沖帶、南千島俯沖帶、伊豆—小笠原俯沖帶、琉球俯沖帶等（Bijwaard et al.,1998;Fukao et al.,1992,2009;Kárason and Van der Hilst,2000;Li C et al.,2008;Replumaz et al.,2004;Van der Hilst et al.,1991）.另有一部分區(qū)域，俯沖板片直接穿越地幔過渡帶進入下地幔，比如馬里亞納俯沖帶、北千島—堪察加俯沖帶、科克斯俯沖帶等（Grand et al.,1997;Li C et al.,2008）.相對而言，與地幔柱相關(guān)的低速體結(jié)構(gòu)的成像結(jié)果則存在較大爭議，不同研究結(jié)果揭示的地幔柱規(guī)模以及幾何形態(tài)存在較大差異.一些研究發(fā)現(xiàn)全球多個地表熱點（hotspots）下方存在穿過地幔過渡帶并延伸到核幔邊界的低速體結(jié)構(gòu)，比如夏威夷（Hawaii）、冰島（Iceland）、薩摩亞群島（Samoa）、皮特凱恩群島（Pitcairn）等熱點地區(qū)，暗示了地幔柱（mantle plume）的存在（French and Romanowicz,2015）.也有一些地表熱點下方的低速體并未延伸到下地幔，而是最深僅達到上地?；虻蒯＿^渡帶，比如鮑伊（Bowie）熱點等（French and Romanowicz,2015）.另有部分地幔柱，比如南非地幔柱，在穿越地幔過渡帶后分成了多個小地幔柱（Lei et al.,2020）.相比而言，區(qū)域地震層析成像對地球不均一性更精細的揭示則可以為認識地球內(nèi)部動力學過程以及物質(zhì)和能量交換機制提供重要線索.例如東北亞地區(qū)層析成像研究揭示了地幔過渡帶中大量存在的高速滯留板塊以及上地幔中的低速體，與東北亞地區(qū)構(gòu)造演化歷史、新生代板內(nèi)火山之間具有緊密的聯(lián)系（Chen et al.,2015;Huang and Zhao,2006;Tao et al.,2018;田有等,2019）.

地震層析成像方法可以獲得地幔過渡帶速度結(jié)構(gòu)的多尺度三維不均勻性圖像，然而卻難以刻畫界面的精細結(jié)構(gòu)特征，比如地幔過渡帶410-km 和660-km 間斷面以及俯沖板塊的上下界面等.地球內(nèi)部間斷面結(jié)構(gòu)研究主要依賴于地震體波在這些界面處的反射、折射以及轉(zhuǎn)換震相信息.以下我們將介紹地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)的主要地震學成像方法（圖2）.

圖2 地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)主要地震學成像方法射線路徑示意圖Fig.2 Ray paths of major seismic phases used for imaging mantle transition zone discontinuities

2.1 SS 和PP 前驅(qū)波方法

SS 和PP 前驅(qū)波方法相似，我們以SS 前驅(qū)波為例闡述該方法的原理.SS 震相為震源處發(fā)出的S波在地表處發(fā)生一次反射并繼續(xù)以S 波傳播到臺站的震相.SS 前驅(qū)波與SS 震相具有相似的傳播路徑，但其反射點在地球內(nèi)部某個間斷面處（圖2）.SS前驅(qū)波的傳播路徑比SS 震相更短，用時更少，故而被稱為SS 主震相的前驅(qū)波，兩者的到時差主要受控于反射點處的間斷面深度以及間斷面之上的速度結(jié)構(gòu).通常SS 前驅(qū)波標記為SdS，其中d 為反射點處間斷面的深度.比如S410S 和S660S 是指在410-km 和660-km 間斷面處發(fā)生反射的SS 前驅(qū)波震相.SS 前驅(qū)波的反射點在地理上近似處在地震震源和接收臺站的中心點處，因此該方法受地震和臺站的空間分布局限性的影響較小，是研究全球地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)特征的重要手段.但由于SS 前驅(qū)波的周期較長（大約在20 s 以上），菲涅爾帶較寬，因此該方法只能獲得較大尺度的地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)信息，而不能分辨小尺度精細結(jié)構(gòu).

Shearer（1991）通過疊加全球長周期地震波形觀測到了來自地幔過渡帶間斷面的多個SS 前驅(qū)波震相.隨后，Shearer 和Masters（1992）通過校正上地幔速度擾動獲得了全球660-km 間斷面深度分布，發(fā)現(xiàn)該界面向下凹陷的區(qū)域與俯沖帶具有較好的相關(guān)性.此后，不同研究者利用SS 前驅(qū)波方法開展了全球（Deuss,2009;Flanagan and Shearer,1998;Gu et al.,1998;Gu and Dziewonski,2002;Guo and Zhou,2020;Houser et al.,2008;Huang et al.,2019;Lawrence and Shearer,2006,2008;Shearer and Flanagan,1999）和區(qū)域（Gu et al.,2012;Schmerr and Garnero,2006,2007;Yu et al.,2017;Zheng et al.,2015）尺度的地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)研究.其中，多數(shù)研究主要關(guān)注410-km 和660-km 間斷面的深度以及地幔過渡帶的厚度.還有一些研究重點關(guān)注地幔過渡帶內(nèi)部的520-km 間斷面（Deuss and Woodhouse,2001;Shearer,1996;Tian et al.,2020）.SS 前驅(qū)波成像通常采用基于三維模型校正的時深轉(zhuǎn)換方法，也有一些研究采用了偏移成像（Cao et al.,2010;Shearer et al.,1999;Thomas and Billen,2009）或有限頻反演（Guo and Zhou,2020;Lawrence and Shearer,2008）等方法.由于上地幔速度結(jié)構(gòu)存在較強的不均勻性，地幔過渡帶間斷面的絕對深度估計通常存在較大不確定性.而地幔過渡帶的厚度估計不依賴于上地幔速度結(jié)構(gòu)，一般認為其結(jié)果更為可靠.

與SS 前驅(qū)波相比，PP 前驅(qū)波的觀測較為困難（Chambers et al.,2005a,2005b;Deuss et al.,2006;Estabrook and Kind,1996;Flanagan and Shearer,1999;Lessing et al.,2015）.一方面，PP 前驅(qū)波受到其他震相（包括PKP 分支及其多次波、P 和Pdiff 的多次波、PcPPcP 的前驅(qū)波等）的強烈干擾，以至于理論上能清晰觀測到PP 前驅(qū)波（尤其是P660P）的震中距窗口較小.另一方面，P660P 是一個較為“神秘”的震相，實際數(shù)據(jù)中測量得到的振幅遠小于PREM 和AK135 理論模型的預測值（Lessing et al.,2015）.前人利用P410P 震相研究了全球410-km 間斷面的深度分布（Chambers et al.,2005b;Flanagan and Shearer,1999），但尚未有研究能利用PP 前驅(qū)波獲得全球660-km 間斷面的深度以及過渡帶厚度分布特征.

除了約束地幔過渡帶厚度和間斷面深度之外，SS 和PP 前驅(qū)波還可以提供地幔過渡帶間斷面彈性性質(zhì)的重要信息.Shearer 和Flanagan（1999）借鑒勘探地震學中的AVO 分析方法，通過分析SS 和PP 前驅(qū)波的振幅隨震中距的變化特征，約束了全球平均的410-km 和660-km 間斷面兩側(cè)速度和密度跳躍值.Yu 等（2018）在利用臺陣方法去除干擾震相影響的基礎上，將SS 前驅(qū)波AVO 分析方法應用于太平洋中部地區(qū)的地幔過渡帶結(jié)構(gòu)研究中，探測到了660-km 間斷面兩側(cè)速度和密度跳躍值在橫向上的變化.還有一些研究利用疊加之后的SS 和PP 前驅(qū)波振幅約束了間斷面兩側(cè)的速度、密度或者波阻抗跳躍值（Chambers et al.,2005a;Lawrence and Shearer,2006）.

2.2 接收函數(shù)方法

遠震P 波入射到臺站下方的間斷面處可轉(zhuǎn)換為S 波并繼續(xù)向上傳播到達臺站，該震相為Ps 震相（圖2）.同理，遠震S 波在到達臺站之前轉(zhuǎn)換為P 波的震相為Sp 震相.Ps 震相晚于P 波到達，Sp 震相早于S 波到達臺站.利用Ps、Sp 等轉(zhuǎn)換波震相研究臺站下方殼幔間斷面結(jié)構(gòu)的方法稱為接收函數(shù)方法.為了去除震源復雜性的影響以恢復臺站處的結(jié)構(gòu)響應，接收函數(shù)方法通常將垂向分量或者旋轉(zhuǎn)得到的P 波、S 波分量近似為等效震源時間函數(shù)并進行反褶積去除（Farra and Vinnik,2000;Langston,1979）.關(guān)于接收函數(shù)原理、反褶積方法和數(shù)據(jù)處理流程等，前人已有較多詳細總結(jié)（Ammon,1991;徐強和趙俊猛,2008），本文不再贅述.

接收函數(shù)方法是獲得地幔過渡帶間斷面幾何形態(tài)的重要手段.前人通過單臺接收函數(shù)疊加并考慮三維速度模型的時深轉(zhuǎn)換獲得了全球范圍內(nèi)的地幔過渡帶厚度和間斷面深度分布特征（Chevrot et al.,1999;Tauzin et al.,2008）.相比于單臺接收函數(shù)疊加只能獲得臺站下方平均的地幔過渡帶結(jié)構(gòu)而言，基于密集臺陣觀測的接收函數(shù)偏移成像不僅可以獲得間斷面的橫向起伏特征，而且在成像精度和結(jié)果可靠性方面都得到了大幅提升.基于射線理論的共轉(zhuǎn)換點疊加（CCP）方法是較為常用的地幔過渡帶接收函數(shù)偏移成像方法（Dueker and Sheehan,1997）.該方法將所有可能的轉(zhuǎn)換震相振幅按照射線路徑反向投影到其真實的空間位置，在此基礎上通過疊加提高信噪比來獲得間斷面的空間分布特征.基于波動方程的偏移成像方法，比如疊后深度偏移、逆時偏移等，則在復雜間斷面結(jié)構(gòu)成像方面具有更佳的效果（Chen et al.,2005;Shang et al.,2012）.

接收函數(shù)方法也是獲取地幔過渡帶間斷面強度和寬度的有效手段.通過分析轉(zhuǎn)換波的振幅可以約束間斷面兩側(cè)的速度和密度跳躍值.比如，Lawrence和Shearer（2006）結(jié)合了接收函數(shù)、SS 和PP 前驅(qū)波以及P 波多次反射波共同約束了全球平均的410-km 和660-km 間斷面兩側(cè)的速度和密度跳躍值.由于真實的地幔過渡帶間斷面并非寬度為零的一階間斷面，相對高頻的接收函數(shù)轉(zhuǎn)換波信號表現(xiàn)出較為明顯的振幅隨頻率變化特征.這一特征在低頻SS 或PP 前驅(qū)波信號中并不明顯.因此，通過定量分析接收函數(shù)振幅隨頻率變化的特征并與理論模擬結(jié)果進行對比可以約束間斷面的寬度.比如，Van der Meijde（2003）利用接收函數(shù)的這一特征，通過對地中海地區(qū)410-km 間斷面寬度的分析推斷出水在深部的存在.

2.3 ScS 多次反射波方法

S 波在地表和核幔邊界之間發(fā)生多次反射的震相稱為ScS（或sScS）多次反射震相，標記為ScSn（或sScSn,n 為核幔邊界處的反射次數(shù)）.ScS（或sScS）多次反射震相也可在地幔過渡帶間斷面的下界面或上界面處發(fā)生反射，形成前驅(qū)波和后至波（圖2）.ScS 多次反射波方法通常使用波形較為簡單的切向分量，并使用深源地震數(shù)據(jù)以避免復雜的震源信息對地幔過渡帶結(jié)構(gòu)信號產(chǎn)生干擾.ScS 多次反射波方法與SS 前驅(qū)波方法類似，具有較長的周期，較寬的菲涅爾帶，橫向分辨率較低.但該方法在研究沒有臺站覆蓋的海洋地區(qū)，比如西北太平洋，具有一定的優(yōu)勢.

利用ScS 多次反射震相及其與前驅(qū)波或后至波的到時差信息可約束地幔過渡帶間斷面的深度.由于ScS 多次反射波的前驅(qū)波或后至波可能存在多種到時相近的傳播路徑，相應的震相難以區(qū)分，傳統(tǒng)的研究通常只能獲得震源和臺站之間的平均地幔過渡帶結(jié)構(gòu)（Niu et al.,2000;Revenaugh and Jordan,1991）.在臺陣較為密集、ScS 多次反射波覆蓋較好的情況下，也可通過共反射點疊加等方法獲得地幔過渡帶間斷面在橫向上的變化特征，可以達到高于菲涅爾帶的分辨率（Wang et al.,2017）.此外，分析ScS 多次反射震相的振幅可以約束間斷面兩側(cè)的S 波阻抗值（Revenaugh and Jordan,1991）.ScS 多次反射波方法也是最早探測到410-km 間斷面頂部存在低速層的方法（Revenaugh and Sipkin,1994）.

2.4 P'P' 前驅(qū)波方法

P'P'前驅(qū)波方法與SS 和PP 前驅(qū)波方法類似，利用到時早于P'P'震相（P'代表PKP 分支）的地幔間斷面底部反射震相來研究間斷面的深度、厚度以及物理性質(zhì).然而，與SS 和PP 前驅(qū)波存在很大不同的是，由于其特殊的幾何路徑（穿過外核），P'P'前驅(qū)波只有在接近焦散點附近較小的震中距范圍內(nèi)（約60°～75°之間；圖2 中P'P'震相小圓弧路徑距離）能夠被較好地觀測到（Xu et al.,2003）.P'P'前驅(qū)波豐富的高頻能量（可達1 Hz）以及近垂直的射線入射方向使得其振幅對間斷面厚度和小尺度結(jié)構(gòu)非常敏感，因此是了解地幔過渡帶間斷面精細結(jié)構(gòu)的重要手段.

利用P'P'前驅(qū)波研究地幔過渡帶間斷面始于1960 年代末.Engdahl 和Flinn（1969）從多個地震事件波形中觀測到P'P'震相之前約150 s 處存在一個尚未被解釋的震相，并將其解釋為650 km 處間斷面的前驅(qū)波震相.在之后的研究中，P'660P'在全球多個地區(qū)被觀測到（Adams,1971;Benz and Vidale,1993;Nakanishi,1986;Schultz and Gu,2013;Whitcomb and Anderson,1970）.然而，P'410P'振幅則普遍要弱于P'660P'，而且表現(xiàn)出強烈的橫向差異，以至于P'410P'只有在局部地區(qū)被觀測到（Benz and Vidale,1993;Xu et al.,2003）.P'410P'和P'660P'的特征差異可能是由于410-km 和660-km 間斷面的寬度存在差異導致，即660-km 是一個較為尖銳的間斷面，而410-km 則是一個較為漸變的間斷面（但局部可能較為尖銳）（Benz and Vidale,1993;Xu et al.,2003）.另外值得一提的是，Wu 等（2019）利用非對稱路徑地幔過渡帶間斷面P'·P'散射波，約束了410-km 和660-km 間斷面處的小尺度（百米至千米量級）界面起伏特征，發(fā)現(xiàn)660-km 間斷面具有強烈的小尺度起伏，而410-km間斷面則較為光滑.

2.5 三重震相波形模擬方法

由于地幔過渡帶間斷面處速度隨深度快速增加，導致在10o～30o之間的某些震中距位置可以有三種不同的地震波震相先后到達，該現(xiàn)象稱為地震波“三重震相”（triplication）現(xiàn)象.這三重震相分別對應間斷面之上的折射波、間斷面處的廣角反射波和穿透到間斷面之下的折射波，它們的到時差和振幅比對地幔過渡帶間斷面附近的速度結(jié)構(gòu)非常敏感，因此是研究地幔過渡帶精細結(jié)構(gòu)的重要手段.通常采用波形正演模擬的方法，通過對比一維或二維速度結(jié)構(gòu)的理論地震波形與實際觀測數(shù)據(jù)來研究地幔過渡帶間斷面的深度、速度跳躍值及其附近的速度結(jié)構(gòu).也有一些研究試圖通過網(wǎng)格搜索、共軛梯度等方式將三重震相波形反演自動化（Chu et al.,2012;Gao et al.,2006;Li et al.,2017）.三重震相方法一般選用中深源地震以避免淺源地震的震源機制和結(jié)構(gòu)復雜性，采用較為密集的地震臺陣觀測以構(gòu)建震中距較為連續(xù)的地震剖面.因此，三重震相方法主要適用于具有中深源地震分布且臺站覆蓋較為密集的俯沖帶地區(qū).

Niazi 和Anderson（1965）最早利用P 波三重震相方法探測到了北美西部地區(qū)的地幔過渡帶間斷面.Johnson（1967）將類似的方法應用到了更長的剖面數(shù)據(jù)并更新了地幔過渡帶間斷面深度和速度結(jié)構(gòu)模型.Helmberger 和Engen（1974）將三重震相方法應用到SH 波以研究上地幔S 波速度結(jié)構(gòu).Grand 和Helmberger（1984）則結(jié)合了S 和SS 的三重震相分析分別約束了北美地盾地區(qū)和北美西部構(gòu)造地區(qū)的S 波速度結(jié)構(gòu)模型.此后，全球多個地區(qū)開展大量P 和S 波三重震相研究，包括北美地區(qū)（Song et al.,2004;Walck,1984）、東北亞俯沖帶（Han et al.,2021;Li et al.,2013,2016;Tajima and Grand,1995,1998;Wang et al.,2006;Ye et al.,2011）和青藏高原地區(qū)（Chen and Tseng,2007;Chu et al.,2019;Li et al.,2017;Tseng and Chen,2008）等.

2.6 背景噪聲體波干涉成像方法

將兩個臺站記錄到的連續(xù)背景噪聲進行互相關(guān)疊加可以提取該臺站對之間的經(jīng)驗格林函數(shù).由于經(jīng)驗格林函數(shù)中面波占據(jù)主導地位，背景噪聲干涉方法通常被用于面波成像研究.近幾年，隨著密集臺陣數(shù)據(jù)的不斷積累，來自地幔過渡帶間斷面的反射體波信號也被成功從背景噪聲互相關(guān)函數(shù)中提取，盡管其振幅相對于面波要小得多.Poli 等（2012）最早利用該方法探測到了410-km 和660-km 間斷面的P 波反射信號.Feng 等（2017）將該方法應用到華北克拉通地區(qū)，成功提取了410-km 和660-km的P 波反射信號，并獲得了橫向變化的410-km 和660-km 間斷面深度特征.Feng 等（2021a）進一步分析了410-km 和660-km 間斷面反射波的振幅特征，結(jié)合礦物物理模型約束了間斷面處的物質(zhì)成分.背景噪聲體波成像方法也被應用于藏東南地區(qū)（Feng et al.,2021b）和中國東北地區(qū)（Li et al.,2019）的地幔過渡帶結(jié)構(gòu)研究中.

2.7 其他方法

除了上述幾種方法外，還有一些其他的地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)地震學研究方法.Shearer（1991）通過疊加長周期P 波和S 波，清晰地探測到了地幔過渡帶間斷面的多次反射波.P 和S 的多次反射波可用于約束地幔過渡帶間斷面的深度和強度（Lawrence and Shearer,2006;Shearer and Buehler,2019）.需要注意的是，P 和S 的多次反射波既可能來源于震源附近也可能來源于臺站附近的間斷面結(jié)構(gòu)反射.對于淺源地震，震源區(qū)和臺站區(qū)的多次反射波到時接近，通常難以區(qū)分.在具有深源地震分布的俯沖帶區(qū)域，地震波在震源附近的反射和轉(zhuǎn)換震相也可用于地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)研究.深源地震的直達波和深度震相之間包含了處于震源之上的間斷面的反射波信號.前人通過對這些反射波信號進行單個地震事件分析或者偏移成像等方式獲得了410-km 以及上地幔間斷面的深度分布特征（Vidale and Benz,1992;Zheng et al.,2007），但該方法不能對震源之下的間斷面進行成像.另外，可以利用震源側(cè)的地幔間斷面SdP 轉(zhuǎn)換波約束間斷面的起伏特征（Niu and Kawakatsu,1995;Vidale and Benz,1992）.Li J 等（2008）利用該方法界定了俯沖的太平洋板片和660-km 間斷面的相交位置，相交處以東660-km 間斷面不受影響，保持平直，以西則出現(xiàn)20 km 的急劇下沉.

3 地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)地震學研究進展

地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)的地震學探測結(jié)果不勝枚舉，研究結(jié)果之間既體現(xiàn)出較好的一致性，也存在一定的爭議.在對比不同研究方法獲得的地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)時，需要注意以下幾點問題.首先，不同研究方法的數(shù)據(jù)覆蓋存在差異.比如，SS 和PP 前驅(qū)波研究可以覆蓋全球，而接收函數(shù)只能研究距離臺站較近處的地幔過渡帶結(jié)構(gòu).ScS 多次反射波和三重震相方法的探測范圍則介于兩者之間.P'P'前驅(qū)波雖然傳播距離很遠，但其可探測的震中距范圍較小.其次，不同方法的頻帶范圍和結(jié)構(gòu)分辨率存在差異.比如，SS 和PP 前驅(qū)波、ScS 多次反射波的周期較長，可探測間斷面整體結(jié)構(gòu)，卻較難分辨其是尖銳型還是漸變型界面.接收函數(shù)、P'P'前驅(qū)波的周期較短，可分辨間斷面精細結(jié)構(gòu)但對寬度較厚的漸變型間斷面探測能力較弱.最后，不同方法對結(jié)構(gòu)參數(shù)的敏感性存在差異.比如，SS 前驅(qū)波與SS 震相的到時差主要依賴于間斷面的深度和上地幔的S 波速度結(jié)構(gòu)，而接收函數(shù)Ps 轉(zhuǎn)換震相與直達P 震相之間的到時差主要依賴于間斷面的深度和上地幔的P 和S 波速度比值.鑒于以上考慮，我們將分別介紹全球和區(qū)域尺度的地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)特征和成像結(jié)果，并探討不同研究之間的共同點和差異性；其中區(qū)域尺度研究將以東北亞地區(qū)為例.

3.1 全球尺度地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)與性質(zhì)

3.1.1 地幔過渡帶厚度

地幔過渡帶厚度是成像結(jié)果中較為可靠的參數(shù).全球范圍內(nèi)的地幔過渡帶厚度分布特征主要由SS 前驅(qū)波方法測量得到（圖3），也有部分研究利用接收函數(shù)方法，但成像結(jié)果在海洋地區(qū)缺乏數(shù)據(jù)覆蓋.較早時期測量的全球平均地幔過渡帶厚度為240～242 km（Houser et al.,2008;Lawrence and Shearer,2008）.最新的SS 前驅(qū)波研究疊加了更多數(shù)據(jù)，得到的結(jié)果略厚一些，約為245 km（Waszek et al.,2021）.地幔過渡帶的平均厚度總體與1 600 K 地幔潛能溫度（mantle potential temperature）下礦物熱力學模擬結(jié)果較為一致（Xu et al.,2008）.就大尺度結(jié)構(gòu)而言，地幔過渡帶厚度分布特征與地幔過渡帶內(nèi)的地震波速度結(jié)構(gòu)具有較好的正相關(guān)性（圖3）.這種正相關(guān)性與橄欖石礦物相變預測結(jié)果一致，表明兩者在很大程度上都受到溫度的控制.比如SS 前驅(qū)波研究發(fā)現(xiàn)東亞—西太平洋地區(qū)地幔過渡帶厚度大于全球平均值，與地震層析成像揭示的地幔過渡帶內(nèi)部高波速體相對應，皆受到西太平洋地區(qū)冷的海洋板塊俯沖的影響.太平洋大部分區(qū)域的地幔過渡帶厚度則小于全球平均值，且過渡帶內(nèi)地震波速較低，表明該地區(qū)地幔過渡帶內(nèi)溫度較高，可能與太平洋地區(qū)大量存在的地幔柱相關(guān).地幔過渡帶厚度的變化范圍大約為±20 km（圖3），表明橫向溫度變化范圍約為 ±200 K 左右（Bina and Helffrich,1994）.值得注意的是，該結(jié)果主要基于頻率較低、菲涅爾帶較寬的SS 前驅(qū)波方法估計得到，實際的地幔過渡帶厚度和溫度在小尺度上可能存在更大幅度的橫向差異.然而，不同研究組給出的小尺度地幔過渡帶厚度結(jié)構(gòu)存在較大差異（圖3），導致這一差異的原因可能是數(shù)據(jù)覆蓋、處理方式、參考速度模型、結(jié)構(gòu)分辨率等方面存在不同.

圖3 對比四個研究組基于SS 前驅(qū)波方法得到的全球410-km 和660-km 間斷面深度以及地幔過渡帶厚度分布（Guo and Zhou,2020;Houser et al.,2008;Lawrence and Shearer,2008;Waszek et al.,2021）.為了更好地對比，所有結(jié)果都只保留了球諧函數(shù)角序數(shù)20 階以內(nèi)的信號.最后一行為S40RTS 模型在地幔過渡帶內(nèi)平均S 波速度異常值（Ritsema et al.,2011）與以上四個模型中410-km 和660-km 間斷面深度以及地幔過渡帶厚度在不同角序數(shù)下的相關(guān)系數(shù)Fig.3 A comparison of 410-km and 660-km discontinuity depths and mantle transition zone thickness measured using SS precursors from four different studies (Guo and Zhou,2020;Houser et al.,2008;Lawrence and Shearer,2008;Waszek et al.,2021).For better comparison,all results are filtered to angular degrees ≤20.The last row shows the correlation coefficients at each angular degree between averaged mantle transition zone shear-wave velocity anomalies of the S40RTS model (Ritsema et al.,2011) and 410-km and 660-km discontinuity depths and mantle transition zone thickness of the above four models

3.1.2 410-km 和660-km 間斷面深度

多數(shù)研究表明660-km 間斷面的橫向深度變化與層析成像得到的地幔過渡帶內(nèi)橫向速度擾動存在正相關(guān)性（圖3），符合橄欖石礦物相變預測，表明兩者主要受控于溫度結(jié)構(gòu).然而，除了Waszek 等（2021）研究之外，多數(shù)研究表明410-km 間斷面的橫向深度變化與地幔過渡帶內(nèi)橫向速度擾動之間并不存在明顯的負相關(guān)性（圖3）；410-km 和660-km間斷面的深度變化也缺乏如橄欖石礦物相變預測的負相關(guān)性（Gu et al.,2003;Guo and Zhou,2020;Houser et al.,2008）.造成以上地震學與礦物物理學結(jié)果不完全一致的原因可能有以下幾點.首先，410-km 和660-km 間斷面深度存在負相關(guān)性是基于地幔過渡帶頂部和底部的溫度具有一致的橫向變化特征推測得到.然而實際地球內(nèi)部的橫向溫度變化特征可能在垂直方向上存在明顯差異.比如，全球范圍內(nèi)的俯沖板塊除了少數(shù)垂直穿過地幔過渡帶，大部分都存在一定傾斜角度并與地幔過渡帶發(fā)生了強烈的相互作用，使得板塊在間斷面附近產(chǎn)生了停滯平躺、直接下插、堆積崩塌、回卷彎折等多種幾何形態(tài)（Goes et al.,2017）.這種相互作用對660-km 間斷面的影響更為明顯.在存在地幔柱的區(qū)域，從核幔邊界上涌的高溫低速物質(zhì)也很有可能受到660-km 間斷面的強烈阻擋而產(chǎn)生物質(zhì)堆積，并在穿越地幔過渡帶的過程中發(fā)生位置遷移和形態(tài)改變.其次，410-km 和660-km 間斷面的深度除了受溫度影響以外，還可能受到化學成分和水含量等因素的影響.許多礦物物理學實驗與地球動力學模型表明，水對 410-km 和 660-km 間斷面深度產(chǎn)生的影響有著類似于低溫異常的作用.尤其是在過渡帶底部，水的存在對660-km 間斷面下沉的影響較大，2.0 wt%的水含量可能會引起 660-km 間斷面下沉約 15 km（Helffrich,2000;Pearson et al.,2014;Thompson,1992）.也有實驗證據(jù)表明化學成分對間斷面深度的影響，比如，含鐵量對410-km 間斷面深度的影響與含水量相似，這意味著在富含鐵元素的區(qū)域，410-km 間斷面深度更淺（Katsura et al.,2004）.最后，地震學探測得到的410-km 和660-km 間斷面的絕對深度及其橫向變化特征存在一定的不確定性.目前的地幔過渡帶間斷面成像往往難以精確校正地殼和上地幔中存在的強烈速度結(jié)構(gòu)擾動，從而導致成像結(jié)果與真實情況存在偏差.

3.1.3 410-km 和660-km 間斷面的強度和寬度

地震學研究也可以約束410-km 和660-km 間斷面的強度，包括速度、密度和波阻抗的跳躍值（Chambers et al.,2005a;Estabrook and Kind,1996;Lawrence and Shearer,2006;Shearer and Flanagan,1999）.由于地幔過渡帶間斷面反射波和轉(zhuǎn)換波震相能量弱，且受到其他震相的干擾，振幅測量較為困難.不僅如此，反射波和轉(zhuǎn)換波的振幅除了受間斷面強度的影響外，還受到幾何擴散、介質(zhì)衰減、界面起伏及數(shù)據(jù)處理誤差等多種因素的影響.因此，間斷面強度的估計通常存在較大不確定性.多數(shù)的SS 和PP 前驅(qū)波研究在全球范圍內(nèi)都探測到了清晰的S410S、S660S 和P410P 震相，但幾乎觀測不到P660P 震相（或者振幅非常?。?，只有少部分研究在局部地區(qū)探測到了P660P 震相（Deuss et al.,2006）.Estabrook 和Kind（1996）認為P660P 震相缺失是由于660-km 間斷面處的P 波速度跳躍大約是S 波速度跳躍值（百分比）的40%，并據(jù)此推測660-km 間斷面兩側(cè)的拉梅系數(shù)λ沒有變化.Shearer 和Flanagan（1999）測量了隨震中距變化的SS 和PP 前驅(qū)波振幅值，并估計了410-km 和660-km 間斷面處全球平均的P 波、S 波和密度跳躍值.他們認為Pyrolite 模型（60% 橄欖石）高估了間斷面兩側(cè)的速度和密度跳躍值，推測具有約50%橄欖石含量的地幔成分與實際觀測更為相符.Lawrence 和Shearer（2006）綜合分析了SS 和PP前驅(qū)波、Ps 轉(zhuǎn)換震相以及P 波多次波振幅，發(fā)現(xiàn)410-km 間斷面處的速度和密度跳躍值要比660-km間斷面處更大.在考慮誤差的影響下，他們認為地震學觀測結(jié)果與基于礦物物理得到的Pyrolite 模型預測結(jié)果并不矛盾.Chambers 等（2005a）結(jié)合S410S 和P410P 振幅約束了410-km 間斷面處的波阻抗跳躍值，結(jié)果更符合低橄欖石含量的Piclogite 模型預測.最近，Waszek 等（2021）通過礦物物理模型正演模擬并與實際S660S 和P660P 振幅對比，認為具有相同pyrolite 化學成分的機械混合模型比化學均衡模型能夠更好地解釋P660P 只在全球少數(shù)地區(qū)觀測到的現(xiàn)象.然而，P660P 震相是否確實是在大部分區(qū)域都缺失也是值得進一步研究的問題.Yu 等（2019）通過疊加全球范圍內(nèi)大量觀測數(shù)據(jù)，并利用基于曲波變換的臺陣分析方法去除了干擾震相的影響后，在不同震中距都觀測到了P660P震相，盡管其振幅較小.

410-km 和660-km 間斷面的寬度可以通過對不同頻率的反射波和轉(zhuǎn)換波振幅的分析給出估計.在高頻P'P'前驅(qū)波研究中，P'660P'振幅明顯且較易被探測到，而P'410P'則振幅微弱且只在少數(shù)地區(qū)被探測到（Benz and Vidale,1993;Xu et al.,2003）.Xu 等（2003）基于P'P'前驅(qū)波振幅分析，認為660-km 間斷面較窄，寬度在2 km 之內(nèi)，而410-km間斷面較寬，可能是速度和密度既發(fā)生快速跳躍又存在逐漸變化的界面.410-km 和660-km 間斷面的寬度還可能受到水含量的強烈影響（Frost and Dolej?,2007;Helffrich and Wood,2001;Muir et al.,2021;Wood,1995）.通過分析接收函數(shù)中P410s 振幅隨頻率的變化，Van der Meijde（2003）發(fā)現(xiàn)地中海地區(qū)410-km 間斷面的厚度可以達到20～35 km寬度，并將其歸因于該地區(qū)地幔過渡帶含水量較高.其他地區(qū)較弱的P410s 振幅，也可能是由于410-km 間斷面較寬所導致（Chevrot et al.,1999）.

3.1.4 520-km 間斷面及其分裂

與410-km 和660-km 間斷面相比，520-km 間斷面的地震學探測較為困難.該間斷面探測主要是基于相對低頻的SS 和PP 前驅(qū)波方法（Deuss and Woodhouse,2001;Gu et al.,1998;Shearer,1990,1991,1996;Tian et al.,2020）和ScS 多次反射波方法（Revenaugh and Jordan,1991）.也有一些接收函數(shù)研究在局部地區(qū)探測到了該間斷面（Chevrot et al.,1999;Maguire et al.,2018），但在高頻P'P'前驅(qū)波研究中并未發(fā)現(xiàn)520-km 間斷面的反射波（Xu et al.,2003）.大部分地震學研究認為520-km 間斷面是一個寬度較大（大于10 km）的漸變型間斷面，且其兩側(cè)的速度和密度變化值較小，該結(jié)果與瓦茲利石到林伍德石的相變預測較為一致（Frost,2008;Weidner and Wang,2000）.520-km 間斷面在全球范圍內(nèi)的深度變化與相變預測存在一定差異，可能暗示除溫度之外化學成分的橫向不均勻性對該間斷面也有一定貢獻（Tian et al.,2020）.有一些研究發(fā)現(xiàn)在部分地區(qū)520-km 間斷面可以分裂成兩個間斷面，其中較深的間斷面有時被稱為560-km 間斷面（Deuss and Woodhouse,2001;Tian et al.,2020）.560-km 間斷面的形成可能與鈣-鈣鈦礦從超硅石榴子石中出溶相關(guān).鈣含量越高，560-km 間斷面越強，在地震學上更容易被探測到（Saikia et al.,2008;Tian et al.,2020）.

3.1.5 地幔過渡帶附近的低速層

在部分地區(qū)也觀測到了410-km 和660-km 間斷面附近存在低速層結(jié)構(gòu).Revenaugh 和Sipkin（1994）最早利用ScS 多次反射波方法探測到了東亞—西太平洋俯沖帶地區(qū)的410-km 間斷面頂部存在低速層.在此之后，不同研究者利用多種方法都探測到了410-km 間斷面頂部的低速層結(jié)構(gòu)，包括ScS 多次反射波方法（Courtier and Revenaugh,2007）、三重震相波形模擬（Gao et al.,2006;Han et al.,2021;Li et al.,2022;Song et al.,2004 ）、接收函數(shù)方法（Liu et al.,2016;Schaeffer and Bostock,2010;Schmandt et al.,2011;Tauzin et al.,2017;Thompson et al.,2015;Vinnik and Farra,2007）和SS 前驅(qū)波方法（Wei and Shearer,2017）.雖然有研究認為410-km間斷面頂部的低速層可能在全球普遍存在（Tauzin et al.,2010），但相關(guān)結(jié)論還存在爭議.410-km 間斷面頂部低速層的厚度變化范圍較大，大約在20～100 km 之間，速度降低幅度在不同區(qū)域也有明顯差異（李國輝等，2018）.比如，Song 等（2004）結(jié)合三重震相和接收函數(shù)波形模擬，發(fā)現(xiàn)美國本土西北部地區(qū)410-km 間斷面頂部存在20～90 km 厚、S 波速度下降約5%、橫向變化明顯的低速層.Han 等（2021）同樣通過三重震相波形模擬，發(fā)現(xiàn)在西北太平洋俯沖帶滯留板塊區(qū)域的410-km 間斷面頂部存在約900 km 寬、55～80 km 厚的低速層，P 波和S 波的速度下降分別為1.5%和2.5%左右.410-km 間斷面頂部低速層的成因還存在爭議，主流的觀點認為是由于地幔物質(zhì)脫水發(fā)生部分熔融而導致，可能是由于含水的地幔過渡帶物質(zhì)上升進入水溶性低的上地幔而形成（Bercovici and Karato,2003）.礦物物理實驗表明410-km 間斷面頂部的部分熔融層的密度介于上地幔物質(zhì)和地幔過渡帶物質(zhì)之間，能夠在動力學上保持穩(wěn)定（Stolper et al.,1981）.

相比于410-km 間斷面頂部低速層在諸多地區(qū)被探測到，660-km 間斷面附近低速層的地震學證據(jù)則較為有限.近年來，研究者利用接收函數(shù)方法在美國中部和日本俯沖帶地區(qū)660-km 間斷面之下發(fā)現(xiàn)存在低速層（Liu et al.,2016;Schmandt et al.,2014）.660-km 間斷面之下的低速層可能與地幔過渡帶物質(zhì)下沉進入下地幔之后脫水發(fā)生部分熔融有關(guān).還有一些研究探測到了660-km 間斷面之上的低速層（Tauzin et al.,2017;Wang et al.,2020）.

3.2 中國東北地區(qū)地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)與性質(zhì)

我們將選擇中國東北地區(qū)作為區(qū)域性地幔過渡帶間斷面研究的典型例子.中國東北地區(qū)在地質(zhì)構(gòu)造上具有獨特性：位于歐亞板塊東緣，介于西伯利亞塊體、華北塊體和西太平洋板塊之間，自古生代碰撞聚合以來，經(jīng)歷了中-新生代復雜的構(gòu)造演化過程，形成了以西部大興安嶺、中部松遼盆地和東部長白山山脈為代表的區(qū)域構(gòu)造特征（Wu et al.,2011;許文良等,2019;Zhou and Wilde,2013）；同時，西北太平洋板塊的俯沖對該地區(qū)的巖石圈構(gòu)造演化、板內(nèi)火山活動、深源地震分布、油氣盆地形成等具有重要影響；全球和區(qū)域?qū)游龀上窠Y(jié)果表明，西北太平洋俯沖板片水平停滯在地幔過渡帶內(nèi)部，橫向延伸約1 500 km（Fukao et al.,1992;Huang and Zhao,2006;Li C et al.,2008;Zhao et al.,2004），在深部形成了獨特的“東亞大地幔楔”構(gòu)造.因此，中國東北地區(qū)不同尺度的結(jié)構(gòu)特征成為認識地幔對流、深俯沖動力學背景下物質(zhì)循環(huán)和能量交換，以及深淺部物質(zhì)響應等科學問題的重要內(nèi)容.在該地區(qū)已開展了大量地震野外觀測試驗，涌現(xiàn)出從殼、幔、巖石圈、地幔過渡帶直至下地幔的不同尺度、不同方法的地震學探測結(jié)果.這里，我們將聚焦前人開展的地幔間斷面結(jié)構(gòu)研究，通過解剖和分析該地區(qū)多方法、多震相、多尺度的研究結(jié)果，獲得對地幔間斷面結(jié)構(gòu)更加具體、細節(jié)的認識，幫助理解深俯沖過程對地幔物質(zhì)循環(huán)、能量交換的影響和淺部的響應等.

3.2.1 410-km 和660-km 間斷面結(jié)構(gòu)特征

中國東北地區(qū)精細的地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)刻畫主要來自基于區(qū)域地震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)的接收函數(shù)研究.多數(shù)接收函數(shù)研究結(jié)果都揭示出，西北太平洋俯沖板塊在地幔過渡帶內(nèi)發(fā)生彎折處以西約200～300 km 范圍內(nèi)，沿長白山—五大連池連線一帶存在明顯的660-km 間斷面下沉，下沉幅度約為20～40 km（圖4b）（Ai et al.,2003;Li and Yuan,2003;Liu et al.,2015;Tian et al.,2016;楊凡等,2021;Zhang et al.,2016;張炎等,2022）.基于深源地震SdP 轉(zhuǎn)換震相的研究同樣發(fā)現(xiàn)板塊彎折處，660-km 間斷面出現(xiàn)～20 km 的急劇下沉（Li J et al.,2008）.普遍認為，該處660-km 間斷面的下沉的形態(tài)和范圍與西北太平洋俯沖板塊在地幔過渡帶內(nèi)滯留引起的低溫異常有較好的對應關(guān)系.在大興安嶺西南部，660-km 間斷面也有輕微下沉（圖4b），可能的成因包括巖石圈物質(zhì)拆沉等.長白山火山以西以及松遼盆地東南側(cè)區(qū)域則發(fā)生了660-km 間斷面的局部抬升，抬升幅度約為5～15 km（圖4b）（Liu et al.,2015;楊凡等,2021;Zhang et al.,2016;張炎等,2022）.抬升區(qū)域與基于有限頻和全波形區(qū)域?qū)游龀上裉綔y到的地幔過渡帶內(nèi)低波速異常體存在一定空間相關(guān)性（圖4d）（Tang et al.,2014;Tao et al.,2018）.Tang 等（2014）將該低波速異常體解釋為太平洋滯留板塊的“空缺”（gap）部分，并認為來自下地幔的熱物質(zhì)沿著“空缺”上涌是長白山火山的深部動力學成因機制.然而，經(jīng)典的“大地幔楔”模型則認為在地幔過渡帶中水平滯留的俯沖太平洋板塊脫水作用是驅(qū)動地幔楔內(nèi)熱物質(zhì)上涌并形成長白山火山的深部動力學成因機制（Huang and Zhao,2006;Lei and Zhao,2005;Lei et al.,2013;Tian et al.,2016;Zhao et al.,2004）.關(guān)于長白山火山的成因機制以及該“空缺”是否真實存在仍在爭論中（陳棋福等，2019；雷建設等，2018）.

圖4 中國東北地區(qū)地幔過渡帶結(jié)構(gòu).（a）410-km 間斷面深度分布圖；（b）660-km 間斷面深度分布圖；（c）地幔過渡帶厚度分布圖；（d）沿北緯42°的AA'剖面S 波波速相對擾動（Tao et al.,2018）和接收函數(shù)CCP 疊加深度剖面.圖（ac）中紫色實線表示俯沖太平洋板片等深線；圖（c）中紅色實線表示AA'剖面位置；圖（d）中虛線表示410 km 和660 km 深度.GXAR 和SLB 分別代表大興安嶺和松遼盆地；ABG：阿巴嘎火山；AES：阿爾山火山；CBS：長白山火山；LG：龍崗火山；JPH：鏡泊湖火山；WDLC：五大連池火山（圖片修改自張炎等，2022）Fig.4 Mantle transition zone structures in the northeastern China.(a) Depth of the 410-km discontinuity;(b) Depth of the 660-km discontinuity;(c) Mantle transition zone thickness;and (d) Shear wave velocity perturbations along the AA' depth profile (Tao et al.,2018) and receiver function CCP stacks.Solid purple lines in (a-c) are the iso-depth lines of the subducting Pacific slab;the red line in (c) shows the location of the AA' profile;dashed lines in (d) mark 410 km and 660 km depths.GXAR: Great Xing’an Range;SLB: Songliao Basin;ABG: Abaga Volcano;AES: Aershan Volcano;CBS: Changbaishan Volcano;LG:Longgang Volcano;JPH: Jingpohu Volcano;WDLC: Wudalianchi Volcano (figure modified from Zhang et al.,2022)

中國東北地區(qū)的410-km 間斷面整體呈現(xiàn)出下沉趨勢，但在個別區(qū)域有輕微的抬升（圖4a）.410-km 間斷面較為明顯的下沉區(qū)位于松遼盆地以及長白山、龍崗和鏡泊湖等火山區(qū)附近，與這些區(qū)域上地幔中的低速異常體存在一定相關(guān)性，可能指示了火山活動的深部熱物質(zhì)來源（Li and Yuan,2003;Liu et al.,2015;Tian et al.,2016;楊凡等,2021;Zhang et al.,2016）.這些現(xiàn)象與深俯沖動力學背景下低溫異常導致410-km 間斷面抬升的預期不一致，可能與地幔過渡帶熱物質(zhì)上涌、水含量或者物質(zhì)成分異常等方面因素有關(guān)（Li and Yuan,2003;Tian et al.,2016;楊凡等,2021）.在漢諾巴、阿爾山和五大連池周圍孤立的410-km 間斷面抬升，可能是由巖石圈俯沖或拆沉相關(guān)的低溫異常所致（圖4a）（Zhang et al.,2016;張炎等,2022）.

地幔過渡帶厚度在西北太平洋俯沖板塊發(fā)生彎折以西約200～300 km 范圍內(nèi)增加，在長白山火山以西至松遼盆地區(qū)域減小（圖4c）.結(jié)果表明，地幔過渡帶厚度與660-km 間斷面的深度具有明顯的正相關(guān)性，而與410-km 間斷面深度之間并不存在較好的相關(guān)性，且410-km 和660-km 間斷面之間也不存在明顯相關(guān)性（楊凡等,2021;Zhang et al.,2016;張炎等,2022）.這表明該區(qū)域地幔過渡帶上下界面起伏變化的影響因素存在較大差異，除去溫度的影響外，在深俯沖動力學背景下，俯沖板片和地幔物質(zhì)可能發(fā)生了復雜的相互作用.

與間斷面幾何形態(tài)相比，有關(guān)中國東北地區(qū)地幔過渡帶間斷面強度和寬度的研究相對較少.接收函數(shù)偏移成像得到的410-km 和660-km 間斷面信號，其振幅在橫向上存在明顯變化，表明間斷面強度和寬度存在橫向差異（圖4d）（楊凡等,2021;Zhang et al.,2016;張炎等,2022）.三重震相波形模擬研究結(jié)果研究顯示部分區(qū)域的660-km 間斷面寬度甚至達到50～70 km，并表現(xiàn)出強烈的橫向不均勻性（Li et al.,2013;Wang and Niu,2010）.接收函數(shù)方法在部分地區(qū)還探測到了雙重660-km 間斷面（Ai et al.,2003;Liu et al.,2015;Niu and Kawakatsu,1996;楊凡等,2021），這可能與非橄欖石組分中石榴子石礦物的相變有關(guān)（Hirose,2002）.410-km 間斷面下沉幅度和振幅強弱表現(xiàn)出明顯的區(qū)域性橫向變化特征（楊凡等，2021）.這一現(xiàn)象可能與含水情況下濕-干瓦茲利石界面形成或者過渡帶礦物中鎂鐵含量的差異有關(guān)（Frost and Dolej?,2007;Wood,1995）.類似現(xiàn)象在南美洲（Schmerr and Garnero,2007）和西南太平洋（Courtier and Revenaugh,2007）等俯沖區(qū)域也有觀測.

3.2.2 其他間斷面結(jié)構(gòu)特征

一些接收函數(shù)研究在中國東北地區(qū)520 km 深度處觀測到了速度不連續(xù)面，解釋為瓦茲利石到林伍德石的相變界面（Ai et al.,2003;Li and Yuan,2003;Tian et al.,2016）.也有學者在過渡帶內(nèi)部觀測到一組極性相反、形態(tài)相似的界面，且在深度位置和形態(tài)分布上與層析成像揭示的西北太平洋俯沖板塊表現(xiàn)的高速異常體的上下界面相吻合（Wang et al.,2020;楊凡等,2021）.Wang 等（2020）認為上界面與俯沖板片的莫霍面（洋殼與洋幔的界面）有關(guān)，下界面可能是由于含水情況下俯沖太平洋板片底部軟流圈發(fā)生部分熔融所導致.

此外，多種地震學方法在中國東北地區(qū)都探測到了410-km 間斷面頂部的低速層.在長白山和松遼盆地附近，410-km 間斷面的Ps 轉(zhuǎn)換波之前存在明顯的負震相，對應的S 波速度降低約 2%～4%（Liu et al.,2016;Tauzin et al.,2017）.區(qū)域三維 P波速度結(jié)構(gòu)顯示在長白山火山東南部300～400 km深度附近存在1.5% 的波速降（Ma et al.,2018）.最新三重震相波形擬合方法研究結(jié)果顯示從日本海西部邊緣一直延伸到中國大陸東北部的410-km 間斷面頂部廣泛存在低速層結(jié)構(gòu)（Han et al.,2021）.410-km 間斷面頂部的低速層可能是由于含水的地幔過渡帶物質(zhì)上升進入水溶性低的上地幔發(fā)生脫水和部分熔融所導致（Bercovici and Karato,2003），該溫壓下礦物與熔體間較小的二面角為較厚的部分熔融體的形成提供了可能.

4 總結(jié)與展望

地幔過渡帶是認識地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)、物質(zhì)組成和動力學演化過程的關(guān)鍵區(qū)域.本文總結(jié)了地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)的主要地震學成像方法，包括基于反射波震相的SS 和PP 前驅(qū)波方法、ScS 多次反射波方法、P'P'前驅(qū)波方法、基于轉(zhuǎn)換波震相的接收函數(shù)方法、基于波形模擬的三重震相方法、以及基于背景噪聲互相關(guān)的反射體波方法等.地震學成像結(jié)果顯示地幔過渡帶的上下界面，即410-km 和660-km間斷面，是全球性的間斷面.地幔過渡帶的厚度與地幔過渡帶速度在大尺度結(jié)構(gòu)上具有較好的正相關(guān)性，表明兩者都主要受到溫度的控制，與高溫高壓實驗給出的橄欖石礦物相變預期一致.410-km 和660-km 間斷面的絕對深度并沒有觀測到預期的反相關(guān)性，可能反映了地幔過渡帶上下界面處的溫度結(jié)構(gòu)存在較大垂向差異或者存在水含量和化學成分的不均勻性.總體來說，660-km 間斷面是一個尖銳的間斷面，但在局部地區(qū)也可能是一個較寬的過渡帶，而410-km 間斷面相對較為漸變，兩者的寬度受到了地?；瘜W成分和水含量的影響.地震學測量得到的410-km 和660-km 間斷面處的速度、密度和波阻抗跳躍值有助于約束地幔過渡帶的物質(zhì)成分，比如橄欖石含量，但目前的測量結(jié)果存在較大不確定性.地震學研究在部分地區(qū)探測到了520-km 和560-km 間斷面.520-km 間斷面被認為與瓦茲利石到林伍德石的相變相關(guān)，是一個漸變型的間斷面，寬度較大，速度和密度變化值較小.560-km 間斷面則可能與鈣-鈣鈦礦從超硅石榴子石中出溶相關(guān).局部地區(qū)（比如中國東北地區(qū)）探測到的520 km 深度附近的間斷面也可能對應了滯留板塊的上邊界.除此之外，地震學研究還探測到了410-km 間斷面頂部和660-km 間斷面之下存在低速層，可能與地幔過渡帶物質(zhì)上升進入上地幔或下降進入下地幔發(fā)生脫水熔融有關(guān).

盡管近幾十年來地幔過渡帶研究取得了長足進展，但仍然有許多問題懸而未決.比如，地幔過渡帶具有怎樣的物質(zhì)組成和分布形式？地幔過渡帶間斷面結(jié)構(gòu)如何受控于溫度、化學成分、水含量等因素？地幔過渡帶如何影響地球內(nèi)部的物質(zhì)、能量循環(huán)過程等.這些問題的解決不僅依賴于地震學的研究發(fā)展，也需要與礦物物理學、地球動力學、地球化學等學科交叉融合.隨著地震數(shù)據(jù)的不斷積累，技術(shù)方法的不斷創(chuàng)新，地幔過渡帶研究在未來幾年有望在以下幾個方面實現(xiàn)新的突破.

（1）獲得高精度、高分辨率地幔過渡帶結(jié)構(gòu)成像結(jié)果.比如借鑒地震勘探領(lǐng)域發(fā)展較為成熟的高精度偏移成像方法，發(fā)展基于密集臺陣觀測的天然地震反射波和轉(zhuǎn)換波高精度偏移成像方法.盡管前人取得了一定進展，比如發(fā)展了基于波動方程的天然地震接收函數(shù)偏移方法、接收函數(shù)逆時偏移方法等，但相關(guān)應用還十分有限.除此之外，精細的地幔過渡帶間斷面幾何形態(tài)還依賴于可靠的地殼和上地幔速度結(jié)構(gòu).因此，地幔過渡帶間斷面成像與地殼上地幔層析成像聯(lián)合反演也是一個重要的研究方向.

（2）提取可靠的地幔過渡帶間斷面的物性參數(shù).比如通過分析反射波和轉(zhuǎn)換波振幅隨震中距或入射角的變化特征，約束地幔過渡帶間斷面的速度、密度和波阻抗跳躍值；通過分析反射波和轉(zhuǎn)換波振幅隨頻率的變化特征，約束地幔過渡帶間斷面的寬度.

（3）綜合地震學、礦物物理學、地球動力學等深入認識地幔過渡帶的溫度結(jié)構(gòu)、物質(zhì)組成和動力學演化過程.比如通過對比地震學觀測與礦物物理熱動力學模擬得到的間斷面深度、強度和寬度，約束地幔過渡帶溫度、化學成分、水含量在全球范圍內(nèi)的空間分布，在此基礎上結(jié)合地球動力學模擬認識地球內(nèi)部上下地幔之間的物質(zhì)和能量交換過程.

致謝

感謝三位評審專家對本文提出的建設性修改意見.