相较于中西部较厚的岩石圈，中国东部尤其是华北克拉通东部存在较薄的岩石圈已是一种共识.尽管华北克拉通岩石圈减薄已得到大多数学者的认同，但其减薄的动力学机制还存在较大争议.已提出的岩石圈减薄机制/模型众多，包括拆沉作用(Gao et al., 2004，2008)、热化学/机械侵蚀作用(Menzies et al., 1993; Griffin et al., 1998; Zheng et al., 1998，2007; Xu，2001; Xu et al., 2004)、橄榄岩-熔体相互作用(Zhang，2005)、岩浆提取作用(Chen et al., 2004)以及岩石圈地幔水化模型(牛耀龄，2005)等.吴福元等(2008)认为，在华北的周边地区，板块俯冲而导致的拆沉作用可能是岩石圈减薄的主要机制，但在华北内部热侵蚀可能更为重要.目前，关于太平洋板块俯冲是华北克拉通破坏的主要动力作用的证据越来越多，其中包括地形地貌、深部地球物理、岩浆演化以及地幔组成等多个方面(吴福元和孙德有，1999; Xu， 2001，2007; 牛耀龄，2005; Zheng et al., 2008; Zhang et al., 2009; 朱日祥和郑天愉，2009; 朱日祥等， 2011，2012).然而，这种深部作用可能涉及怎样的地幔动力学过程？之后在上地幔中保留有怎样的结构特征？尚有待于获得更多的深部信息加以探讨.

地震层析成像获得的速度分布图像可为地幔动力学研究提供直观的地震学证据.为此，本文在以往研究工作(Tian et al., 2009; Xu and Zhao， 2009; Zhao et al., 2009)基础上扩大了层析成像的研究范围和数据来源，将包括整个华北克拉通及其以东直至日本岛弧地区在内的30°N—50°N、95°E—145°E范围，纳入同一框架进行高分辨率地震层析成像研究.成像区域包含华北克拉通、边缘洋盆以及俯冲带等构造区域(图 1).青藏高原东北部和中亚造山带构成了华北克拉通的西—北缘边界，秦岭—大别—苏鲁造山带、郯庐断裂带共同构成了华北克拉通的东—南缘边界.华北克拉通以东地区发育一系列盆地，如黄海盆地和东海陆架盆地.研究区域东部为复杂的日本俯冲带区域，包含北边的日本海、东北日本岛弧和日本海沟以及南边的冲绳海槽、西南日本岛弧、南海海槽、四国盆地以及伊豆海沟.对本区域上地幔的层析成像研究可为探讨华北克拉通破坏与西 太平洋俯冲之间的深部动力学联系提供地震学信息.

图 1

Fig. 1

图 1 成像区域及构造背景 黑色线条为主要构造单元分界线或断裂带构造线，洋红色虚线为沿纬度所切剖面的位置. Fig. 1 Map showing the major geological features of imaging region Black lines show the major block boundaries and /or fault zones. Magenta dashed lines show the position of profiles.

本次地震层析成像研究用到的地震数据包含近震、区域地震的到时数据以及远震的相对走时残差数据.在以往研究工作积累的地震到时数据(Xu and Zhao， 2009)基础上，增加了来自国家地震科学数据共享中心(CEDC)、日本气象厅网站(JMA)以及国际地震中心(ISC)公开的震相报告，将这些不同来源的数据进行了去重处理及合并.为了提高数据质量，需依据一定原则对数据进行挑选.对于区内地震，将研究区域划分为0.1°×0.1°×2 km的网格，在每个网格中选择具有最多条P波到时并且震源定位误差小的地震事件.对于远震数据，首先挑选震中距在30°~90°之间的远震事件，以避免地震射线过多地穿越上地幔和核幔边界的复杂结构而对整个走时产生不明影响.选用的远震事件至少有5个P波到时数据.1981—2007年的远震事件的震源参数还参考了Engdahl整理的全球地震目录(Engdahl et al., 1998).经过数据检查和筛选，本项研究最终 采用了区内2626个台站(图 2a)记录的21504个区内地震事件(图 2b)的539815个P波走时数据以及13062个远震事件(图 2c)的318976个P波相对走时残差数据.

图 2

Fig. 2

图 2 本文研究中用到的台站和地震事件分布 (a)台站分布(红色三角)；(b)近震和区域地震震中分布(红色圆圈)；(c)远震震中分布(红色圆圈)，黑色方框为成像区域. Fig. 2 Distribution of seismic stations and events used in this study (a)Distribution of seismic stations(red triangles);(b)Epicenter distribution of local and regional earthquakes(red circles); (c)Epicenter locations of teleseismic events(red circles)used in this study. The black box denotes the present study area.

本次研究采用近震、远震联合反演方法(Zhao et al., 1992，1994).该方法利用有效的三维射线追踪技术计算走时及射线路径，允许模型中引入复杂速度界面(如莫霍面)，针对反演计算中产生的大型稀疏矩阵，采用LSQR算法(Paige，1982)，同时采用迭代方法将非线性问题进行线性化处理.

为对研究区模型空间初始化，根据台站及地震射线三维空间分布特点，将研究区域划分为1°×1°的网格，在3，13，24，38，60，90，140，200，300，400，500，600，700和800 km共14层深度上设置速度界面.采用统一的一维速度模型(图 3)赋值，该初始速度模型在80 km以上参考人工地震观测结果(嘉世旭和张先康，2005)，80 km以下采用IASP91模型(Kennett and Engdahl， 1991).在计算中引入速度界面，地壳中的界面和莫霍面深度参考CRUST2.0模型(Laske，2001).

图 3

Fig. 3

图 3 反演计算中的一维初始速度模型(P波) 黑色实线为本次研究的模型.灰色实线为IASP91模型.二者在80 km以下的深度是重合的. Fig. 3 One-dimensional P-wave velocity model(black lines) modified slightly from the IASP91 Earth model(gray lines)

在反演计算过程中设置阻尼系数以防止求解方程时过快收敛.为了选取最佳的阻尼系数，需要在速度扰动变化和走时残差均方根之间进行折中平衡.本研究测试了不同的阻尼系数，得到的折中曲线图如图 4所示，最终采用的最佳阻尼系数值为25.

图 4

Fig. 4

图 4 速度扰动变化与走时残差均方根之间的折中曲线 圈圈表示测试过程中采用的一系列阻尼系数，实心圆圈(25)为本文最终采用的最佳阻尼系数. Fig. 4 Trade-off curve for the norm of solution and the root-mean-square(RMS)travel-time residual Numbers beside the circles denote the damping parameters adopted for the tomographic inversions， and the number beside the solid black circle denotes the optimal damping parameter.

本文采用检测板测试方法测试在上述初始模型和数据结构情况下层析成像反演结果能达到的分辨率.在该方法中，相邻网格的初始速度按“棋盘式”被赋予大小相等、互为正负的速度扰动值，采用相同的数据结构作反演，结果如能复原“棋盘式”速度扰动分布，则分辨率好.本文采用±3%的相对一维速度模型初始扰动值，并在计算理论走时过程中加入标准差为0.1 s的随机误差来检测在该模型下的计算稳定性，测试结果如图 5所示.在无地震台站的大陆(蒙古及中蒙边境地区)及海域，300 km以浅因缺乏地震射线或射线交叉覆盖较差，测试结果对应大片空白区域或非黑白相间区域，不能分辨或分辨率较差.但在300 km以下有远震射线加入后，测试结果呈现“棋盘式”分布，分辨率尺度至少可达到或优于1°.在华北克拉通和日本岛弧地区，由于地震事件和台站分布密集，从浅至深部正负异常均相间分布，分辨尺度优于1°.因此，在本文重点关注的华北克拉通及其东邻西太平洋活动大陆边缘区域，层析成像结果至少能达到1°×1°的分辨尺度，即能可靠分辨约100 km尺度的速度异常体.

图 5

Fig. 5

图 5 1°×1°网格间距的检测板分辨率测试结果 每一水平层的深度标在每幅图的上方；黑色和白色的实心圆圈分别表示高低速异常；速度扰动大小标于下方. Fig. 5 Results of checkerboard resolution test when a 1°×1° grid was adopted The depth of the layer is shown on the top of each map. Solid and open circles denote high and low velocities，respectively. The velocity perturbation scale is shown at the bottom.

经过反演计算最终得到研究区域0~800 km、1°×1°的P波速度扰动三维数据体.为了直观认识华北克拉通与西太平洋活动大陆边缘的深部结构，探讨西太平洋俯冲对华北克拉通破坏的作用与机制，我们从反演结果数据体中沿37°N和39°N切出 两条具有典型意义的速度剖面(剖面位置见图 1中洋红色虚线)，如图 6所示.剖面中相对于初始速度模型的速度扰动值用颜色表示，色标列于剖面图右侧.剖面两侧50 km范围内的地震投影到该剖面上(图 6中用白色圆圈表示).依据地表构造单元的分界线，自西向东可划分为4类构造区域：造山区、华北克拉通、边缘洋盆/俯冲带和西太平洋主洋盆.本文重点剖析华北克拉通及其东邻西太平洋活动大陆边缘的地幔速度结构，剖面西端的造山区和东端的主洋盆区不在本文讨论范围之内.

图 6

Fig. 6

图 6 层析成像剖面 红、蓝色分别代表相对于一维速度初始模型的负、正扰动.白色圆圈为距离剖面50 km内的地震震中位置的投影.箭头代表速度异常体的 运动方向.速度剖面中的分割线代表不同构造单元的地表分界位置.A1-1—A1-3代表西太平洋俯冲板片高速体，H1—H6表示与岩石圈 拆沉有关的高速体(详见文中说明). Fig. 6 Vertical cross-sections along the magenta lines showing in Fig. 1 Red and blue colours denote low and high velocities，respectively. Earthquakes within a 50 km width from each profile are shown as white circles. Arrows represent directions of movement of velocity anomalies. The two horizontal dashed lines denote the 410 km and 660 km discontinuities and the vertical lines denote the surface boundary location of different tectonic units. A1-1—A1-3 denote high velocity anomalies of west Pacific subducting slab，H1—H6 denote high velocity anomalies relevant with lithospheric delamination.

在俯冲带区域，向西倾斜的高速异常带(图 6中的A1-1，A1-2和A1-3)，与投影在该剖面上的地震带重合(图中白色圆圈示意地震震中位置)，从而可将这一高速异常带“标定”为沿日本海沟向西俯冲的西太平洋板片.它与其上方的楔状低速异常区域共同组成了西太平洋俯冲带及其上覆地幔楔的典型式样.高速异常A1-1和A1-2在约300~400 km深度范围内断开，其“缺口”被低速物质充填，说明西太平洋俯冲板片可能在这一深度上发生了断离.俯冲板片下方显示为大范围低速异常区域，与Honda等(2007)根据流体动力学模拟结果得出的西太平洋俯冲带之下410 km附近圈闭有高热异常的结论相吻合.俯冲板片断离为其下方的地幔高热物质提供了进入地幔楔的通道，与板片俯冲激发的热地幔物质上涌共同汇入地幔楔内(如图 6中白色箭头所示)，构成热物质对流，对岩石圈的改造和弧后盆地的开启起到重要作用.

图 6a(沿37°N剖面)的东段，由于靠近日本海沟、伊豆海沟以及南海(Nankai)海槽相连的三联点位置，既有向西俯冲的太平洋板块，也有向北俯冲的菲律宾板块.俯冲带速度结构较为复杂.除西倾的高速异常带(A1-1、A1-2、A1-3)以及地震带勾勒出向西俯冲的太平洋板块之外，其上方还存在一接近水平的高速异常体B，可能代表向北俯冲的菲律宾板块.图 6a与6b显示了相似的速度结构样式，但在图 6b中高速异常A1-2基本消失，可能指示板块断离形成的“缺口”在北侧规模更大.

我们发现，在华北克拉通下方的上地幔中直至地幔过渡带深度范围内存在多个高速异常体(在图 6中用H1—H6标出)，并可大致划分出三组东倾 的高速异常带，分别是H1—H2—H3、H4—H5和H6，它们之间基本被低速异常带隔开，从而构成东倾、高低速异常带相间排列的式样.这一现象在北部剖面图 6b中表现得尤为明显，我们认为这代表了典型的克拉通深部结构式样.南侧的图 6a剖面，因为受到多个俯冲板块影响深部结构变得较为复杂，仅作为参考.Xu和Zhao(2009)的地震层析研究工作首次发现在华北克拉通东部岩石圈减薄区域之下410 km界面上有高速异常体堆积，并认为可能与拆沉的岩石圈有关.本文结果中的高速异常体H5与之相类似，但与之相关的上述三个高速异常条带，涉及西至鄂尔多斯、东至朝鲜半岛的广泛区域，是否也与拆沉的大陆岩石圈有关？本文将在第4节讨论中对此做出探讨. 3.3 对西太平洋俯冲板片的可恢复测试

3.2节中提到反演结果(图 6)显示西太平洋俯冲板片在约300~400 km深度范围内断开，形成一个低速的“缺口”，俯冲板片貌似在此发生了“断离”.为了确认这一现象，本文对这一俯冲板片做了可恢复测试，如图 7所示.首先人工合成初始模型，分为连续的俯冲板片(图 7(1))和不连续的板片(图 7(2))，其次在该模型的基础上进行理论走时计算得到合成数据，之后对合成数据进行反演，在反演参数不变的情况下，反演结果如图 7所示.当初始模型为连续的板片时，反演得到的俯冲板片也是连续的，当初始模型为不连续的板片时，反演得到的板片也不连续，输入模型与输出结果具有很好的一致性，进一步验证了本文结果是可信的：即俯冲板片在400 km深度上存在低速异常，俯冲板片可能在此处发生“断离”.但是俯冲板片“断离”的确认以及造成这一现象的原因都还有待更精细的探测以及更多的数值模拟研究来解答.

图 7

Fig. 7

图 7 俯冲板片的可恢复测试(沿39°N剖面) (1)初始模型为连续的俯冲板片：(a)输入的人工合成模型，(b)输出的反演结果； (2)初始模型为不连续的俯冲板片：(c)输入的人工合成模型，(d)输出的反演结果. Fig. 7 Results of synthetic tests along 39°N latitudes (1)Synthetic continuous subducting slab:(a)input model，(b)recovered result; (2)Synthetic “break-off” subducting slab:(c)input model，(d)recovered result.

根据层析成像剖面(图 6)揭示的上地幔速度结构特征，我们尝试精简成速度结构模式卡通图(图 8A)，作为华北克拉通与西太平洋活动大陆边缘区 域深部结构的“标准剖面”，并给出与之相对应的动力学模式图(图 8B)，以解释华北克拉通岩石圈减薄与西太平洋活动大陆边缘相互作用的深部动力学过程.为叙述方便，我们将南北重力梯度带以西的鄂尔多斯—山西地块统称为中部台地区，其东部为华北平原区、陆架盆地、弧后洋盆(日本海)以及东北日本岛弧.

图 8

Fig. 8

图 8 西太平洋俯冲与华北克拉通及邻区岩石圈拆沉减薄模型 (A)速度结构模式卡通图(主要据图 6b)；(B)动力学解释图. Fig. 8 The lithospheric delamination-thinning model of the North China Craton and the western Pacific subduction (A)A mode pattern of seismic structure(based on Fig. 6b);(B)Dynamic interpretation cartoon for(A).

在这一模式中，西太平洋板块的俯冲作用作为初始动力激发弧后区地幔热物质上涌并在其上方地幔楔内形成对流，使岩石圈底部受到“烘烤”改造而“弱化”.对流方向自东向西(图 8B中箭头所示)，东端部位受到对流热物质的改造作用更加强烈.俯冲板片断离为俯冲板片之下被圈闭在410 km附近的热地幔物质穿过断离部位进入弧后地幔楔提供了通道，从而加剧了地幔楔中的对流作用.伴随着俯冲带后撤和弧后盆地打开，被“弱化”的岩石圈可能发生类似“胶合板脱胶”现象，即导致岩石圈分层拆沉(delamination)(如图 8B).同时，热物质沿着拆离部位侵入，发生热化学/机械侵蚀作用，加剧大陆岩石圈内部的 “热劈开”，最终导致岩石圈减薄.

根据图 6剖面H1—H3、H4—H5和H6三条高速条带的位置，我们推测，岩石圈拆沉减薄过程可能分为三个阶段，分别对应不同的影响范围.第一阶段的拆沉(见图 8B中的第一阶段拆沉板片，对应图 6中的H1—H3)，即早期的岩石圈拆沉(图 8A中高速体1)，影响范围向西至少扩展到中部台地之下(西至鄂尔多斯)，拆沉的岩石圈板片部分沉入上、下地幔过渡带，进入下地幔.随着俯冲带的后撤，地幔楔内部的热对流场随之后撤(东移)，对大陆岩石圈改造的影响范围也随之东移，可能发生第二阶段的岩石圈拆沉(图 8A中的高速体2，图 8B中的第二阶段拆沉板片，与图 6中的H4—H5相对应)，影响范围为南北重力梯度带以东地区.之后可能在东部的陆架盆地区第三次发生拆沉(图 8B中的第三阶段拆沉板片，图 8A中的高速体3，对应图 6中的H6).这样，中国东部黄海盆地之下的岩石圈经历了三次拆沉减薄作用，而西部台地区的鄂尔多斯—山西地区仅经历一次，可以解释现今华北克拉通岩石圈自西向东呈阶梯状变薄的深部现象.中国大陆东部和西太平洋大陆边缘的岩浆活动以及新生代盆地中心的向东迁移(索艳慧等，2012)可能是这一深部动力学过程的浅部响应.新生代山西台地北部大同火山群的出现以及伸展、沉降作用形成渤海湾盆地，暗示上述华北克拉通及其东邻地区连续发生的三阶段大陆岩石圈的拆沉最可能发生在新生代.

综上所述，我们认为：(1)华北克拉通及其东邻陆架盆地区的岩石圈减薄与西太平洋板块俯冲/断离引发地幔上涌并在其上覆地幔楔内形成热对流、导致岩石圈发生拆沉作用有关；(2)拆沉作用可能经历了三个阶段，自西向东依次完成；(3)三个阶段中减薄范围的西边界依次东移，造成现今岩石圈厚度自西向东呈现阶梯式变薄. 5 结论

本文采用近、远震联合反演方法对包含华北克拉通及其以东直至日本岛弧地区进行了地震层析成像研究，获得了研究区1°×1°、深达800 km的P波速度结构，据此对华北克拉通岩石圈减薄的动力学过程进行了初步探讨，得到如下主要结论与认识.

(1)华北克拉通下方上地幔—地幔过渡带范围内存在多个高速异常体，按照其倾向和位置可大致划分出三组东倾的高速异常带.本文分析认为，这些高速异常带可能与克拉通岩石圈分阶段拆沉减薄有关.

(2)西太平洋俯冲板片高速体在300~400 km深度范围内被低速物质充填，暗示俯冲板片可能发生了断离.

(3)太平洋板片的俯冲、断离及后撤，触发热地幔物质上涌并在上覆地幔楔中形成对流，使华北克拉通岩石圈受到改造(底侵与弱化)，发生类似“胶合板脱胶”式的阶段性拆沉与减薄，这可能是导致华北克拉通岩石圈减薄的动力学过程之一.