華北東部復雜的660 km相變界面

劉震, 田小波, 聶仕潭, 段耀暉, 滕吉文

1 中國科學院地質與地球物理研究所, 北京　100029　2 中國科學院大學, 北京　100049

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華北東部復雜的660 km相變界面

劉震1,2, 田小波1, 聶仕潭1,2, 段耀暉1,2, 滕吉文1

1 中國科學院地質與地球物理研究所, 北京1000292 中國科學院大學, 北京100049

摘要利用華北固定臺網的寬頻帶地震遠震記錄波形資料，提取P波接收函數(shù)，通過偏移成像和共轉換點疊加，得到華北地區(qū)東部地幔過渡帶深度及厚度的圖像.研究結果顯示，地幔過渡帶上界面(410 km間斷面)深度起伏變化不大；在華北地區(qū)東部，存在較厚的地幔過渡帶，地幔過渡帶下界面(660 km間斷面)在660 km深度附近出現(xiàn)兩個不同的界面.造成地幔過渡帶增厚并出現(xiàn)兩個深度不同的界面的原因可能是存在橄欖巖以外的地幔物質相變，該物質相變擁有與橄欖巖向鈣鈦礦轉變不同的克拉伯龍斜率，太平洋俯沖板塊的低溫造成兩種不同的相變界面發(fā)生不同程度的改變.雙重660 km間斷面的范圍存在向北西方向延伸的趨勢并且向南至少延伸到30°N.本文的結果可為古西太平洋板塊向華北俯沖前緣位置的研究提供約束.

關鍵詞地幔過渡帶； 雙層660 km間斷面； 華北； 接收函數(shù)

1引言

華北地區(qū)位于菲律賓板塊和太平洋板塊向歐亞板塊俯沖的俯沖帶附近，板塊的俯沖作用一直被認為是導致華北克拉通破壞的重要因素(Wu et al.,2005；朱日祥等,2011,2012).臧紹先和寧杰遠(1996)認為菲律賓板塊向歐亞板塊俯沖的最大深度不超過250 km；Huang等(2013)利用3-D層析成像的結果顯示：菲律賓板塊在128°E附近已經俯沖到地幔過渡帶深度，但還沒有到達地幔過渡帶底界發(fā)生滯留，所以華北地區(qū)地幔過渡帶堆積的應該是太平洋板片.Huang和Zhao(2006)對中國及周邊地區(qū)的地幔層析成像結果顯示滯留的太平洋俯沖板片前緣已經到達太行山重力梯度帶，Li和Van Der Hilst(2010)利用更多的走時數(shù)據得到的結果顯示俯沖板片前緣在119°E附近.橫波分裂的研究結果(Zhao and Zheng，2005；Zhao et al.，2007；常利軍等，2009)顯示華北地區(qū)上地幔的各向異性與太平洋板塊的俯沖(Koppers et al.，2001，2003；Tian and Santosh，2015)密切相關.太平洋板塊的俯沖造成華北地區(qū)東部巖石圈主要以拉張伸展為主(Xu et al., 2004；宋明春和李洪奎，2001)，該地區(qū)巖石圈厚度從西向東的明顯減薄(郭震等，2012；Chen，2010)，地表為一系列新生代盆地(如渤海灣盆地和蘇北-南黃海盆地等)，其形成過程伴隨著地幔局部熔融、侵入和上涌 (邱瑞照等，2004；牛樹銀等，2004)，這些特征都或多或少反應了太平洋板塊的俯沖對華北地區(qū)的影響.研究太平洋板塊的俯沖范圍和形態(tài)可以對解釋華北地區(qū)的地質現(xiàn)象提供深部的地球物理證據.

Anderson(1989)將大約在410 km和660 km深處的地震波速度間斷面(之后簡稱為410 km間斷面和660 km間斷面)之間的區(qū)域定義為地幔過渡帶，作為上下地幔的分界，兩個間斷面存在速度突變(P波3.6%和5.6%，S波4%和6%(Kennett and Engdahl, 1991)).這樣的速度間斷面被認為是地球內部溫壓條件變化引起的相變界面：410 km間斷面是斜方晶系橄欖石(α相橄欖巖)與等軸晶系尖晶石(β相橄欖巖)的相變界面；660 km間斷面是γ相尖晶石分解成鈣鈦礦及鎂質方鐵礦(方鎂石、方鐵礦和超石英)的間斷面，兩種相變具有不同的克拉伯龍斜率(許衛(wèi)衛(wèi)等，2011；Birch，1952；Ito and Takahashi，1989；Katsura and Ito，1989；Ringwood，1975).當?shù)蒯＿^渡帶物質遇冷，410 km間斷面變淺，660 km間斷面變深，地幔過渡帶變厚；反之，當?shù)蒯＿^渡帶物質遇熱，410 km間斷面變深，660 km間斷面變淺，地幔過渡帶變薄.板塊的俯沖會降低地幔過渡帶的溫度，造成其增厚，一般溫度下降6～7 ℃可以造成地幔過渡帶增厚1 km(Bina and Helffrich,1994; Stixrude, 1997; Helffrich, 2000).Ai和Zheng(2003)的研究結果認為，西太平洋的俯沖板片沒有對華東地區(qū)的410 km間斷面產生重大的影響，而對660 km間斷面的影響比較復雜，在119°E以東出現(xiàn)雙層的660 km間斷面.Gao等(2010)利用中國東部固定地震臺站數(shù)據的研究結果表明，從中國東北到華南有部分臺站下方660 km附近存在兩個明顯的界面.Chen和Ai(2009)和Chen(2010)的結果顯示華北克拉通南部發(fā)現(xiàn)雙層的660 km界面，地幔過渡帶厚度達到290 km以上.雖然前人的很多結果發(fā)現(xiàn)了雙層660 km界面的存在，但是雙層的660 km界面到底延伸到什么位置，還需要更大范圍、更多數(shù)據的研究.

接收函數(shù)通過對遠震波形記錄的反褶積運算，在徑向分量中消除震源時間函數(shù)、大圓弧路徑傳播路徑響應以及臺站的儀器響應，使得接收函數(shù)僅包含反映臺站下方速度結構的轉換波及其多次波(劉啟元等，1997；吳慶舉和曾融生，1998；胡家富等，2003)，可以有效追蹤到410 km間斷面和660 km間斷面的P-S轉換波震相.本研究對華北地區(qū)的寬頻帶地震數(shù)據通過接收函數(shù)方法分析得到華北地區(qū)410 km和660 km間斷面的深度，對雙660 km界面的分布也提供了新的證據，對古太平洋板片俯沖前緣位置有一定的約束作用.

2數(shù)據方法

本文使用山東(2007年8月—2009年10月，2011年1月—2013年11月)、安徽(2007年8月—2009年10月，2011年1月—2013年11月)、江蘇(2011年1月—2013年11月)三省固定臺網三分量寬頻帶地震儀接收到的遠震波形數(shù)據，共81個寬頻帶地震臺站，挑選震中距在30°～90°之間震級大于5的地震事件計算徑向接收函數(shù).臺站及事件的分布情況如圖1所示，圖1a表示臺站在研究區(qū)域內的分布情況，三角形表示臺站分布的位置，臺站主要分布在華北克拉通東部，郯廬斷裂帶兩側，臺站平均間距約100 km；如圖1b所示研究區(qū)域位于歐亞板塊東部，菲律賓板塊和太平洋板塊向歐亞板塊俯沖的前緣；圖1c粉色點標出了事件的分布，地震主要分布在環(huán)太平洋地震帶以及歐亞地震帶，地震反方位角主要覆蓋研究區(qū)域的南方，東北以及西北.

圖1　臺站，事件和研究區(qū)域的相對位置(a) 三角形表示臺站的位置; (b) 研究區(qū)域相對周圍板塊的位置; (c) 紫色點表示事件的位置.Fig.1　Thedistribution of the stations and events(a) The open triangles are the permanent stations in the east of north China; (b) The location of our study region and the plates surrounding; (c) The violet dots are the distribution of the events.

首先，對三分量地震波形數(shù)據進行0.03～2.0 Hz的帶通濾波，去除高頻和低頻噪聲信號的干擾，截取選取P波初動到前20 s，初動后100 s的震相，通過對原始三分量旋轉得到垂向，徑向和切向的地震記錄.并對徑向和垂向分量在頻率域做反褶積(司少坤等，2014)，接收函數(shù)頻率域表達式為：

圖2　部分臺站疊加后的接收函數(shù)以及疊加條數(shù)，黑箭頭標出了410 km間斷面和660 km間斷面的深度，空心箭頭表示在660 km間斷面下方大約30 km附近發(fā)現(xiàn)的另一個間斷面Fig.2　Receiver functions at stations after depth-migrating and stacking. Station names and the numbers of receiver function used in stacked are listed in the left. The discontinuity at the depth of 410 km and 660 km were marked by black arrows, another discontinuity which is about 30 km below the 660 km discontinuity was marked by hollow arrows

對同一個臺站挑選出來的接收函數(shù)通過IASP91模型從時間域轉換到深度域后進行疊加.81個臺站中有74個疊加效果較好(如圖2所示)，臺站名稱后標出了接收函數(shù)的疊加條數(shù)，其中最少11條，最多199條，平均72.28條.因為410 km和660 km相變界面兩側的地震波波阻抗都是界面上方小于界面下方，這樣的界面在接收函數(shù)上表現(xiàn)為正振幅.從疊加后的結果可以看出：410 km間斷面轉換波主要出現(xiàn)在400～430 km之間(峰值位置如圖2中黑色箭頭所示)，平均深度417 km，標準差8.6 km，深于410 km表明華北上地幔地震波速度略低于IASP91模型，可能與古太平洋俯沖形成的地幔楔有關；660 km間斷面轉換波出現(xiàn)在650～700 km(峰值位置如圖2中黑色箭頭所示)，其中一部分臺站在700～750之間出現(xiàn)另外一個轉換震相(峰值位置如圖2中空心箭頭所示).

單個臺站的疊加結果反映了臺站下方及其附近的地幔過渡帶410 km間斷面和660 km間斷面的深度，由于同一個臺站410 km、660 km轉換點的空間分布可達300～400 km，因此臺站疊加降低了空間分辨能力.為了進一步研究地幔過渡帶的形態(tài)，我們在研究區(qū)內域沿著轉換點比較密集的區(qū)域劃出四條剖面AA′、BB′、CC′、DD′(如圖3所示).圖3a和圖3b分別給出了所有的接收函數(shù)在410 km和660 km深度轉換點的位置分布，我們對AA′、BB′、CC′、DD′ 四個剖面通過IASP91模型進行偏移成像(吳慶舉和曾融生，1998；司少坤，2012；Tian et al., 2011；Tian et al., 2010；Schimmel and Paulssen，1997)，將距離測線1°以內的轉換點向測線投影，測線方向疊加長度為10 km，垂直方向疊加長度為2 km，得到了地幔410 km間斷面和660 km間斷面沿著四條剖面的變化圖3c—圖3f.

如圖3c—3f所示，顏色表示界面上下波阻抗的變化，其中紅色為正振幅，表示界面下方地震波波阻抗比界面上方大；藍色為負振幅，表示界面下方地震波波阻抗比界面上方小，顏色越深表示振幅越大，界面越明顯.在300～800 km深度出現(xiàn)兩條明顯的正振幅帶，分別代表四條剖面410 km間斷面和660 km間斷面.四條剖面的結果顯示在研究區(qū)域內410 km間斷面深度均在415±5 km附近，僅有10 km的小范圍起伏.而近北西西向的剖面AA′和東西向的剖面DD′顯示，660 km間斷面在120°E以東出現(xiàn)兩個明顯的界面；北北東向的剖面BB′和南北向剖面CC′分別在33°以北同樣出現(xiàn)兩個660 km間斷面.雖然在100～250 km深度的界面的多次反射波可能對660 km間斷面的成像結果造成干擾(Saul et al., 2000)，但我們的結果在這個深度范圍沒有探測到明顯的界面，所以基本排除這一因素的影響.在研究區(qū)域的西南，結果中只顯示有單層的660 km間斷面，平均深度677±6 km，在出現(xiàn)雙層660 km間斷面的區(qū)域，上界面深度為667±4 km，下界面深度為702±9 km.Ai和Zheng(2003)，Chen和Ai(2009)和Gao等(2010)在相鄰的區(qū)域同樣發(fā)現(xiàn)雙重的660 km間斷面，認為是非橄欖巖相的相變形成的，支持雙660 km間斷面的存在.

3結果與討論

Chen(2010)利用流動寬頻帶臺陣數(shù)據和首都圈地震臺網數(shù)據，通過接收函數(shù)方法研究了華北東部地幔過渡帶厚度，發(fā)現(xiàn)地幔過渡帶由西向東在重力梯度帶附近迅速增厚，結合地殼、上地幔以及地幔過渡帶的結構變化，認為地殼速度結構、巖石圈厚度和地幔過渡帶厚度都在華北的東部和中部的分界處(太行山東緣)發(fā)生一致的變化，界限基本與重力梯度帶一致.這種顯著的分區(qū)特征可能與西太平洋俯沖及可能由其觸發(fā)的克拉通破壞有關(Chen, 2010).朱日祥等(2012)認為華北克拉通的破壞得益于古太平洋俯沖板片的脫水，大量的水上升至華北巖石圈底部使其強烈的水化和弱化，導致華北克拉通東部地幔對流系統(tǒng)局部失穩(wěn)，上覆巖石圈黏滯系數(shù)大幅降低，繼而發(fā)生拆沉或侵蝕，最終華北克拉通遭受破壞.

圖3　接收函數(shù)共轉換點成像(a) 410 km轉換點的位置； (b) 660 km轉換點的位置； (c)—(f) 分別是剖面AA′、CC′、BB′、DD′的成像結果，顏色表示界面上下波阻抗的變化，其中紅色表示界面下方地震波波阻抗比界面上方大，藍色相反.Fig.3　The common conversion point stacking result of receiver function(a) Distributions of 410 km piercing points; (b) Distributions of 660 km piercing points; (c)—(f) Show the images of profiles AA′、CC′、BB′、DD′, the color indicate the value of wave impedance, red means the wave impedance below the distribution is higher than that above, and blue is opposite.

然而，對西太平洋俯沖前緣位置的研究仍存在不同的研究結果.Huang和Zhao(2006)利用P，pP，PP和PcP等體波震相地幔層析成像的方法(水平分辨率為2°×2°)對中國及周邊地區(qū)進行研究，結果顯示：在華東地區(qū)深度400～700 km之間發(fā)現(xiàn)一個明顯的高速異常，并認為是滯留在地幔過渡帶里的太平洋板塊引起的，其前緣達到郯廬斷裂帶附近，高速異常范圍在700 km深度有減小的趨勢.Li和Van Der Hilst(2010)利用更密集的數(shù)據增加使用Pn，Pg，PKP等震相采用有限頻體波層析成像方法(水平分辨率3°×3°)，在相近的區(qū)域600 km深度發(fā)現(xiàn)高速異常，高速異常范圍在700 km深度有所增大.地幔過渡帶中的高速異常前緣同樣顯示到達郯廬斷裂附近，但是地幔過渡帶中的高速異常出現(xiàn)不連續(xù)性，可能是不同時期的俯沖引起的.

而本文的結果如圖4所示：圖4a—4d分別為四條剖面410 km間斷面，660 km間斷面和地幔過渡帶厚度與理論值(410 km、660 km、250 km)之間的差異，地幔過渡帶厚度為410 km間斷面和660 km間斷面之間的厚度，在出現(xiàn)雙660 km間斷面的區(qū)域，地幔過渡帶厚度為下層660 km間斷面與410 km間斷面之間的區(qū)域厚度.410 km間斷面實際深度在理論深度以下10 km的范圍內起伏不大.660 km間斷面深度在120°E以西以及33°N以南表現(xiàn)為單層，實際深度在670 km以下12 km范圍內，地幔過渡帶增厚不超過25 km；出現(xiàn)雙層660 km間斷面的區(qū)域，兩個間斷面分別位于660 km以下10 km范圍內和690 km以下20 km范圍內，地幔過渡帶厚度明顯增厚到30～50 km.地幔過渡帶厚度分布如圖4e所示：在120°E以東以及34°N以北地幔過渡帶存在明顯的增厚(圖4e藍線)，增厚異常在30～50 km，研究區(qū)域的西南部，地幔過渡帶增厚小于25 km(圖4e紅線)；地幔過渡帶增厚基本出現(xiàn)在雙層的660 km間斷面的地區(qū).

圖4　四條剖面的地幔過渡帶厚度(a)—(d)分別表示四條剖面410 km界面、660 km界面和地幔過渡帶厚度與理論值之差; (e) 紅線表示地幔過渡帶增厚異常較小(<25 km)，藍線表示地幔過渡帶增厚較大(30～50 km)淺藍色線(Ai and Zheng, 2003; Chen and Ai, 2009)和虛線區(qū)域(Gao et al., 2010)表示前人研究結果中發(fā)現(xiàn)雙660間斷面的區(qū)域.Fig.4　The thickness of the mantle transition zone of the four profiles(a)—(d) Show the abnormal of the depth of 410 km and 660 km distributions and the thickness of the mantle transition zone; (e) Red lines show the regions where the thickness of the mantle transition zone is thicker less than 25 km, blue lines show the regions where the thickness of the mantle transition zone is thicker between 30～50 km. the light blue lines show the result obtained by Ai and Zheng (2003) and Chen and Ai (2009), where they found the double 660 km distributions, the dash line is the result of Gao et al., (2010)

造成這種現(xiàn)象的原因可能是俯沖的大洋板片將低溫(Fukao et al., 2001)和本來不存在于地幔過渡帶的物質(比如石榴石)帶到660 km間斷面附近，使得在660 km附近出現(xiàn)兩種不同的相變(Vacher et al., 1998)，橄欖巖和鈣鈦礦被認為是地幔的主要成分，含橄欖巖相變具有負的克拉伯龍斜率，低溫會使相變界面變深(Ringwood, 1975; Ito and Takahashi, 1989)；不含橄欖巖相變(比如石榴石到鈣鈦礦的相變(Fukao et al., 2001))可能具有與410 km間斷面相變相近的克拉伯龍斜率，所以我們的研究結果在發(fā)現(xiàn)地幔過渡帶增厚的地區(qū)發(fā)現(xiàn)了一個幾乎與410 km間斷面平行的界面.雙層的660 km界面分布在中國東部，并且向北向西延伸，這一分布與Ai 和Zheng(2003)、Chen和Ai(2009)(圖4e淺藍色線)的研究結果相符合；圖4e淺藍色虛線標出Gao 等(2010)發(fā)現(xiàn)雙層660 km界面臺站的位置，其用到的地震事件大多來自東南方向，穿透點位置與我們的結果位置相當.雙層660 km間斷面的分布前緣位于郯廬斷裂帶附近，這一分布與層析成像的結果大體吻合，所以，雙層660 km間斷面的位置可以作為是界定太平洋板塊俯沖前緣位置的重要約束.

致謝感謝審稿專家和編輯部對本文的支持和幫助.

ReferencesAi Y S, Zheng T Y. 2003. The upper mantle discontinuity structure beneath eastern China.GeophysicalResearchLetters, 30(21): 2089.Anderson D L. 1989. Theory of the Earth. Boston: Blackwell Scientific Publication, 366.Bina C R, Helffrich G. 1994. Phase transitionClapeyronslopesand transition zone seismic discontinuity topography.JournalofGeophysicalResearch, 99(B8): 15853-15860.

Birch F. 1952. Elasticity and constitution of the Earth′s interior.JournalofGeophysicalResearch, 57(2): 227-286.

Chang L J, Wang C Y, Ding Z F. 2009. Seismic anisotropy of upper mantle in eastern China.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 52(6): 774-783.

Chen L, Ai Y S. 2009. Discontinuity structure of the mantle transition zone beneath the North China Craton from receiver function migration.JournalofGeophysicalResearch, 114(B6): B06307.

Chen L. 2010. Concordant structural variations from the surface to the base of the upper mantle in the North China Craton and its tectonic implications.Lithos, 120(1-2): 96-115.

Fukao Y, Widiyantoro S, Obayashi M. 2001. Stagnant slabs in the upper and lower mantle transition region.ReviewsofGeophysics, 39(3): 291-323.Gao Y, Suetsugu D, Fukao Y, et al. 2010. Seismic discontinuities in the mantle transition zone and at the top of the lower mantle beneath eastern China and Korea: Influence of the stagnant Pacific slab.PhysicsoftheEarthandPlanetaryInteriors, 183(1-2): 288-295.

Guo Z, Tang Y C, Chen J, et al. 2012. A study on crustal and upper mantle structures in east part of North China Craton using receiver functions.ChineseJournalofGeophysics(in Chinese), 55(11): 3591-3600, doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.11.008.

Helffrich G. 2000. Topography of the transition zone seismic discontinuities.ReviewsofGeophysics, 38(1): 141-158.

Hu J F, Su Y J, Zhu X G, et al. 2005. S-wave velocity and poisson′s ratio structure of the crust in Yunnan and its implication.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 48(2): 210-218.

Huang J L, Zhao D P. 2006. High-resolution mantle tomography of China and surrounding regions.JournalofGeophysicalResearch, 111(B9): B09305. Huang Z C, Zhao D P, Hasegawa A, et al. 2013. Aseismic deep subduction of the Philippine Sea plate and slab window.JournalofAsianEarthSciences, 75: 82-94.

Ito E, Takahashi E. 1989. Postspinel transformations in the system Mg2SiO4-Fe2SiO4and some geophysical implications.JournalofGeophysicalResearch, 94(B8): 10637-10646.

Katsura T, Ito E. 1989. The system Mg2SiO4-Fe2SiO4at high pressures and temperatures: Precise determination of stabilities of olivine, modified spinel, and spinel.JournalofGeophysicalResearch, 94(B11): 15663-15670. Kennett B L N, Engdahl E R. 1991. Traveltimes for global earthquake location and phase identification.GeophysicalJournalInternational, 105(2): 429-465. Koppers A A P, Morgan J P, Morgan J W, et al. 2001. Testing the fixed hotspot hypothesis using40Ar/39Ar age progressions along seamount trails.EarthandPlanetaryScienceLetters, 185(3-4): 237-252.

Koppers A A P, Staudigel H, Duncan R A. 2003. High-resolution40Ar/39Ar dating of the oldest oceanic basement basalts in the western Pacific Basin.Geochemistry,Geophysics,Geosystems, 4(11): 8914.

Li C, Van Der Hilst R D. 2010. Structure of the upper mantle and transition zone beneath Southeast Asia from traveltime tomography.JournalofGeophysicalResearch, 115(B7): B07308.Liu Q Y, Li S C, Shen C, et al. 1997. Broadband seismic array study of the crust and upper mantle velocity structure beneath Yanhuai basin and its neighbouring region.ActaGeophysicaSinica(in Chinese), 40(6): 763-772.

Niu S Y, Hu H B, Mao W J, et al. 2004. Structure in western Shandong and its genetic mechanism.GeologyinChina(in Chinese), 31(1): 34-39.

Qiu R Z, Deng J F, Zhou S, et al. 2005. Lithosphere types in North China: Evidence from geology and geophysics.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 48(11): 1809-1827.

Ringwood A E. 1975. Composition and Petrology of the Earth′s Mantle. New York: McGraw-Hill, 618.

Saul J, Kumar M R, Sarkar D. 2000. Lithospheric and upper mantle structure of the Indian Shield, from teleseismic receiver functions.GeophysicalResearchLetters, 27(16): 2357-2360.

Schimmel M, Paulssen H. 1997. Noise reduction and detection of weak, coherent signals through phase-weighted stacks.GeophysicalJournalInternational, 130(2): 497-505.Si S K, Tian X B, Zhang H S, et al. 2013. Prevalent thickening and local thinning of the mantle transition zone beneath the Baikal rift zone and its dynamic implications.ScienceChina:EarthSciences, 56(1): 31-42.

Si S K, Tian X B, Zhang H S, et al. 2014. Multiple sinusoidal tapers method to estimate receiver function.ChineseJournalofGeophysics(in Chinese), 57(3): 789-799, doi: 10.6038/cjg20140309. Song M C, Li H K. 2001. Study on regional geological structural evolution in Shandong Province.GeologyofShandong(in Chinese), 17(6): 12-21, 38.

Stixrude L. 1997. Structure and sharpness of phase transitions and mantle discontinuities.JournalofGeophysicalResearch, 102(B7): 14835-14852.

Tian X B, Zhao D P, Zhang H S, et al. 2010. Mantle transition zone topography and structure beneath the central Tien Shan orogenic belt.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth, 115(B10): B10308.

Tian X B, Teng J W, Zhang H S, et al. 2011. Structure of crust and upper mantle beneath the Ordos Block and the Yinshan Mountains revealed by receiver function analysis.PhysicsoftheEarthandPlanetaryInteriors, 184(3-4): 186-193.

Tian X B, Santosh M. 2015. Fossilized lithospheric deformation revealed by teleseismic shear wave splitting in eastern China.GSAToday, 25(2): 4-10.

Vacher P, Mocquet A, Sotin C. 1998. Computation of seismic profiles from mineral physics: The importance of the non-olivine components for explaining the 660 km depth discontinuity.PhysicsoftheEarthandPlanetaryInteriors, 106(3-4): 275-298.Wu F Y, Yang J H, Wilde S A, et al. 2005. Geochronology, petrogenesis and tectonic implications of Jurassic granites in the Liaodong Peninsula, NE China.ChemicalGeology, 221(1-2): 127-156.

Wu Q J, Zeng R S. 1998. The crustal structure of Qinghai-Xizang Plateau inferred from broadband teleseismic waveform.ActaGeophysicaSinica(in Chinese), 41(5): 669-679.

Xu W W, Zheng T Y, Zhao L. 2011. Mantle dynamics of the reactivating North China Craton: Constraints from the topographies of the 410 km and 660 km discontinuities.ScienceChina:EarthSciences, 54(6): 881-887.Xu Y G, Chuang S L, Ma J L, et al. 2004. Contrasting Cenozoic lithospheric evolution and architecture in the western and eastern Sino-Korean craton: Constraints from geochemistry of basalts and mantle xenoliths.TheJournalofGeology, 112(5): 593-605. Zang S X, Ning J Y. 1996. Study on the subduction zone in western pacific and its implication for the geodynamics.ActaGeophysicaSinica(in Chinese), 39(2): 188-202.

Zhao D P, Ohtani E. 2009. Deep slab subduction and dehydration and their geodynamic consequences: Evidence from seismology and mineral physics.GondwanaResearch, 16(3-4): 401-413. Zhao L, Zheng T Y, 2005. Using shear wave splitting measurements to investigate the upper mantle anisotropy beneath the North China Craton: distinct variation from east to west.GeophysicalResearchLetters, 32(10): L10309. Zhao L, Zheng T Y, Chen L, et al. 2007. Shear wave splitting in eastern and central China: implications for upper mantle deformation beneath continental margin.PhysicsoftheEarthandPlanetaryInteriors, 162(1-2): 73-84.

Zhu R X, Chen L, Wu F Y, et al. 2011. Timing, scale and mechanism of the destruction of the North China Craton.ScienceChina:EarthSciences, 54(6): 789-797.

Zhu R X, Xu Y G, Zhu G, et al. 2012. Destruction of the North China Craton.ScienceChina:EarthSciences, 55(10): 1565-1587.

附中文參考文獻

常利軍, 王椿鏞, 丁志峰. 2009. 中國東部上地幔各向異性研究. 中國科學D輯: 地球科學, 39(9): 1169-1178.

郭震, 唐有彩, 陳永順等. 2012. 華北克拉通東部地殼和上地幔結構的接收函數(shù)研究. 地球物理學報, 55(11): 3591-3600, doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.11.008.

胡家富, 蘇有錦, 朱雄關等. 2003. 云南的地殼S波速度與泊松比結構及其意義. 中國科學D 輯: 地球科學, 33(8): 714-722.

劉啟元, 李順成, 沈楊, 等. 1997. 延懷盆地及其鄰區(qū)地殼上地幔速度結構的寬頻帶地震臺陣研究. 地球物理學報, 40(6): 763-772. 牛樹銀, 胡華斌, 毛景文等. 2004. 魯西地區(qū)地質構造特征及其形成機制. 中國地質, 31(1): 34-39.

邱瑞照, 鄧晉福, 周肅等. 2004. 華北地區(qū)巖石圈類型: 地質與地球物理證據. 中國科學D輯 地球科學, 34(8): 698-711.

司少坤, 田小波, 張洪雙等. 2012. 貝加爾裂谷區(qū)地幔過渡帶大范圍增厚與局部減薄現(xiàn)象及其動力學意義. 中國科學: 地球科學, 42(11): 1647-1659.

司少坤, 田小波, 張洪雙等. 2014. 接收函數(shù)提取的多正弦窗方法. 地球物理學報, 57(3): 789-799, doi: 10.6038/cjg20140309.

宋明春, 李洪奎. 2001. 山東省區(qū)域地質構造演化探討. 山東地質, 17(6): 12-21, 38.

吳慶舉, 曾融生. 1998. 用寬頻帶遠震接收函數(shù)研究青藏高原的地殼結構. 地球物理學報, 41(5): 669-679.

許衛(wèi)衛(wèi), 鄭天愉, 趙亮. 2011. 華北地區(qū)410 km間斷面和660 km間斷面結構—克拉通活化的地幔動力學狀態(tài)探測. 中國科學: 地球科學, 41(5): 678-685.

臧紹先, 寧杰遠. 1996. 西太平洋俯沖帶的研究及其動力學意義. 地球物理學報, 39(2): 188-202.

朱日祥, 陳凌, 吳福元等. 2011. 華北克拉通破壞的時間、范圍與機制. 中國科學: 地球科學, 41(5): 583-592.

朱日祥, 徐義剛, 朱光等. 2012. 華北克拉通破壞. 中國科學: 地球科學, 42(8): 1135-1159.

(本文編輯劉少華)

基金項目中科院先導性專項(B)(XDB03010700)、國家自然科學基金項目(41274066) 和地震局行業(yè)科研專項(201408023)聯(lián)合資助.

作者簡介劉震，男，1985年生，中國科學院地質與地球物理研究所博士研究生，主要從事地球殼幔結構方面的研究. E-mail: liuzhen@mail.iggcas.ac.cn

doi:10.6038/cjg20160610 中圖分類號P315

收稿日期2015-08-18，2016-03-19收修定稿

The complex 660 km discontinuity beneath eastern of North China

LIU Zhen1,2, TIAN Xiao-Bo1, NIE Shi-Tan1,2, DUAN Yao-Hui1,2, TENG Ji-Wen1

1InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China2UniversityofChineseAcademyofSciences,Beijing100049,China

AbstractThe P-wave receiver functions were obtained from the teleseismic waveform data recorded by the permanent stations in the east of north China. The mantle transition zone was imaged by migrating and common conversion point stacking of receiver functions. The results show that the 410 km discontinuity is flat and influenced slightly by Western Pacific subduction slabs. But two sharp discontinuities near the depth of 660 km are found in the east of the study region. It may derive from some other components transported by the subduction slabs into the mantle transition zone, and the Clapeyron slope of the immigrated components is different from the slope of olivine to perovskite. So the low temperature brought by the subduction slabs makes the discontinuities separate with each other. The front of double 660 km discontinuities shows a north-west trending and extends southward to the latitude of 30°N. Our results may be taken as an indication of the location of the Western Pacific subduction slabs beneath the north China.

KeywordsMantle transition zone; Double 660 km discontinuities; North China; Receiver funtion

劉震, 田小波, 聶仕潭等. 2016. 華北東部復雜的660 km相變界面. 地球物理學報，59(6):2039-2046,doi:10.6038/cjg20160610.

Liu Z, Tian X B, Nie S T, et al. 2016. The complex 660 km discontinuity beneath eastern of North China.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(6):2039-2046,doi:10.6038/cjg20160610.