2018, Vol. 61
2. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
3. 中国石油大学(华东)地球科学与技术学院, 山东青岛 266580;
4. 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院页岩气与地质工程重点实验室, 北京 100029
2. Institutions of Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. School of Geosciences, China University of Petroleum(East China), Shandong Qingdao 266580, China;
4. Key Laboratory of Shale Gas and Geoengineering, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
莫霍面于1909年由克罗地亚地震学家莫霍洛维奇提出至今已有100余年.莫霍面作为地壳和上地幔的界面并以其发现者莫霍洛维奇命名，自其发现就引起了人们的关注并进行了系统和深入的研究.莫霍面是一条全球性的间断面，也是地球内部介质物理性质差异的界面(如速度和密度等).为了纪念莫霍面发现100周年，《Tectonophysics》于2013年出版了一期专辑(Thybo and Artemieva, 2013)，分别从莫霍面的研究历史、区域模型、其代表的物理和化学本质、以及动力学过程等诸多方面进行了综述研究.
在莫霍面发现之初，其被认为是地震P波速度由地壳速度跃变到地幔速度的界面，如6.5 km·s-1跃升至8.0 km·s-1，不同构造环境下该值略有差异.然而，地震学探测到的莫霍面深度和岩石学确定的莫霍面深度存在较大差异，这引起了学界的广泛讨论.从岩石学角度，莫霍面代表了长英质地壳到基性或超基性地幔的界面.经过广泛和深入讨论后，最终在20世纪80年代达成共识，将前者称为莫霍面(Moho，即地震学莫霍面)，后者称为壳-幔边界(crust-mantle boundary，即岩石学莫霍面).通常情况下壳-幔边界深于莫霍面，主要表现在岩性从长英质和镁铁质变化到超镁铁质.但壳-幔边界在特定情况下亦会浅于莫霍面，比如上地幔顶部岩石发生变质作用生成低速的蛇纹岩(Coleman, 1971).
需要注意的是，地球的介质尺度与地震波频率密切相关.地震波频率越高，其波长越短，可分辨的介质非均匀性越小，即介质的多尺度性和频率依赖性(如, Kennett and Furumura, 2016).目前，接收函数是探测地壳和上地幔界面的有效方法，因其主要利用了低频的地震信号(0.05~1 Hz)，其分辨率约为8~15 km(如, Selway et al., 2015).Kennett和Furumura(2008)发现澳大利亚西北部地震台站记录的地震事件初至波尾波频率高达16 Hz.综合地震波传播模拟、层析成像等研究成果，Kennett和Furumura(2016)推断该地区岩石圈呈现出明显的不均匀性, 垂向非均匀介质的相关长度可小至0.5 km.介质的多尺度性和频率依赖性可能是地震学和岩石学莫霍面差异的一个重要原因.
莫霍面是地壳和上地幔的边界，但莫霍面并不是一个简单的“面”，而是一个反映地壳和地幔物质交换相互作用等动力学意义的“过渡带”.Griffin和O′Reilly(1987)研究壳-幔边界和莫霍面之间的差异后将二者差异认定为壳-幔过渡带(crust-mantle transition)，因而，地震学莫霍面和岩石学莫霍面不需要必须一致.我国学者已通过地震学方法在壳-幔过渡带方面开展了较多的研究.王椿镛等(1994)通过冀中拗陷的深地震反射剖面研究发现测线下方存在厚度约为3~4 km的壳-幔过渡带；胡鸿翔等(1996)利用地震反射波资料发现川滇地区壳-幔过渡带是高低速交替的薄互层，可能是由高速固体透镜状物质和局部熔融低速物质组成.赵俊猛等(1999)对比研究了挤压和伸展等不同构造环境下的壳-幔过渡带结构，并指出壳-幔过渡带结构的复杂程度可能与岩石圈的构造活动有关.特别地，天山地区的壳-幔过渡带由7~8个高低速相间的薄层组合而成，每个薄层厚2~3 km，壳-幔过渡带的总厚度约为20 km(赵俊猛等, 1999).滕吉文(2006)详尽地论述了壳-幔过渡带的精细结构、物理属性和岩石学特征等.综合研究结果，壳-幔过渡带的厚度从几公里到数十公里，在阿尔卑斯地区厚度达25 km，在青藏高原地区厚达30 km (邓万明和钟大赉，1997; 李廷栋等, 2013).综合地震学研究，图 1给出了壳-幔过渡带可能的速度结构示意图.壳-幔过渡带厚度趋于零时，则是传统认识速度跃变的莫霍面(图 1a)；壳-幔过渡带的速度可以是逐渐增加(图 1b)或高低速交替增加(图 1c).此外，壳-幔过渡带的岩性也极为复杂，主要以基性岩石为主，含有镁铁质岩石和榴辉岩相岩石(吴福元，1998; 樊祺诚等, 2005; Prodehl et al., 2013).
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图 1 壳-幔过渡带速度结构示意图 (a)速度跳变; (b)速度渐变; (c)高低速相间薄互层，改自滕吉文(2006).图(b)和(c)中，虚线之间部分是壳幔过渡带. Fig. 1 Schematic map of crust-mantle transition (a) Sharp velocity; (b) Gradual velocity; (c) Intermingled high-and low-velocity layers (after Teng, 2006). In figures (b) and (c), the crust-mantle transition locates between the dashed lines. |
全球莫霍面的平均厚度约为35 km，大洋地壳较薄约为几公里，在洋中脊处最薄.最厚的地壳可达80 km，位于青藏高原下方.我国的地壳厚度整体上呈现出“西厚东薄”的特点，而地壳厚度与壳-幔过渡带之间的联系尚不清楚.研究壳-幔过渡带的结构与性质对板块构造运动及岩浆活动等具有重要的意义和价值.国外学者Holbrook等(1992)综合分析了全球不同构造环境(岛弧、造山带、克拉通等)下93条地震折射剖面结果和实验室岩石测量结果显示下地壳速度范围是5.4~7.5 km·s-1.在该速度区间内，存在两个较为明显的P波速度峰值，即6.7~6.8 km·s-1和7.1~7.5 km·s-1.前者可能指示了下地壳长英质麻粒岩或者麻粒岩相变质的沉积岩，后者可能指示了基性麻粒岩或者榴辉岩(邓万明和钟大赉, 1997; 吴福元, 1998).本文主要利用层析反演的下地壳和上地幔顶部三维P波速度和已知的壳-幔过渡带的速度范围，确定了中国东部壳-幔过渡带的厚度.
1 壳-幔边界的地球物理特征 1.1 地震Pg和Pn震相的振幅特征区域地震事件的Pg波和Pn波的振幅和走时特征可反映壳-幔过渡带厚度以及速度梯度的变化.已有研究表明，当壳-幔过渡带厚度较薄且地壳和地幔速度对比较强时，在区域地震事件波形上可同时观测到Pn和Pg震相，且Pg震相的振幅明显大于Pn震相(Braile and Smith, 1975; Collins, 1991; 张坚等, 2002).Pg波振幅增强的主要原因是Pg波和反射波PmP波的振幅发生叠加.图 2为震中位于安徽省无为县的一个区域地震事件波形，震中距为247 km.可以发现，Pn波先于Pg波到达且Pn波的振幅明显小于Pg波振幅.该现象在我国东部较为普遍，在世界其他地区如澳大利亚(Collins, 1991)均有报道.Braile和Smith(1975)对比了不同壳-幔过渡带厚度情况下基于1-D模型的理论合成地震图和实际观测地震波形，二者具有极为相似的特征.进一步，何永锋等(2006)研究了壳-幔过渡带厚度和速度梯度变化对Pn波振幅的影响.他们的研究结果表明，当超过特定临界距离且随着传播距离的增加，较厚的壳-幔过渡带Pn波振幅衰减明显弱于壳-幔过渡带较薄的情况.
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图 2 震中位于安徽省无为县境内的地震事件的原始波形的Z分量(a)及其放大图(b).发震时刻是国际时2016年4月15日09:55:42，震中位置是(117.74°E，31.31°N)，震源深度为6 km，台站名称HB.MCH，ML震级3.6，震中距为247 km.该地震事件来自于国家测震台网数据备份中心(2007)和郑秀芬等(2009) Fig. 2 Z component of raw waveforms of a regional event located in Wuwei Anhui (a) and enlarged view (b). The origin time is 09:55:42 of 15 April 2016. The epicenter is (117.74°E, 31.31°N), the focal depth is 6 km. The station name is HB.MCH, the magnitude is 3.6, the epicentral distance is 247 km. The event data is fetched from Data Management Centre of China National Seismic Network (2007) and Zheng et al. (2009) |
Braile和Smith(1975)、何永锋等(2006)从不同角度分别利用1-D模型研究了壳-幔过渡带Pn波和Pg波振幅变化特征，但由于采用1-D模型而未考虑界面起伏对地震波振幅的影响大小.图 3是利用交错网格弹性波卷积差分方法(Sun et al., 2015)计算了两层介质的起伏界面模型中地震波场快照和地震记录的垂直分量.该方法是一种半解析半数值的方法，其利用反Fourier变换解析表达一阶空间偏导数，具有与解析解相近的计算精度和经典有限差分方法相同的计算效率.上层介质的P波和S波速度分别是5.9 km·s-1和3.5 km·s-1，下层介质的P波和S波速度分别是7.6 km·s-1和4.5 km·s-1，密度为常数.通过追踪不同时刻的地震波场快照，对于该模型当震中距超过150 km时，Pg和PmP震相的走时十分相近，Pg和PmP振幅发生了叠加，证实了Pg震相的强振幅实际上是Pg和PmP的震相叠加形成的.对比图 2和图 3，尽管二者的波形不能直接对比，但二者所反映的特征是一致的.合成波形和实际观测波形差异的原因是天然地震事件震源机制和合成理论地震图的震源函数存在差异；另外，真实的地球介质比本文采用的数值模型复杂亦是原因之一.
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图 3 两层介质模型的弹性地震波场快照(t=10 s)的垂直分量(a)以及事件波形的垂直分量(b).震源位于(10, 20) km处，震源函数为雷克子波，主频为1 Hz.图中标注了主要的震相，Pg和PmP震相到时相近而发生了振幅叠加 Fig. 3 The vertical component of elastic wave snapshots (t=10 s) (a) and the vertical component of synthetic waveform (b). The source is at (10, 20) km. The source function is Ricker wavelet with dominant peak of 1 Hz. The primary phases are marked. The amplitudes of Pg and PmP are stacked |
Pg和Pn波振幅特征能较好地反映壳-幔过渡带的大尺度特征，但Pg和Pn震相的振幅特征与过渡带的厚度间的关系有待研究.进一步，Pg和Pn震相走时反演获取地壳和上地幔顶部的速度结构是研究壳-幔过渡带厚度的有效方法.利用Pg震相走时反演地壳速度结构需要十分密集的台站(震中距 < 100 km)，且Pg震相对下地壳的采样较差即Pg射线路线不能很好地覆盖下地壳.区域地震事件产生的Pn震相自位于地壳的震源出发，穿过壳-幔过渡带进入上地幔顶部，由于垂向速度梯度Pn向上折返再次向上返回到地表被台站记录(Kennett, 2002).
较Pg震相而言，Pn震相的射线路径很好地穿透了壳-幔过渡带，如图 4所示.本文采用FMTOMO(Fast Marching TOMOgraphy)方法反演了中国东部的上地幔顶部三维的P波速度结构(Sun and Kennett, 2016a)，该方法使用了三维的初始速度模型.图 4比较了澳大利亚和中国东部两个地区的3-D初始速度模型和1-D ak135模型中的Pn波射线路径.在震中距较小时(约为2°)，二者Pn波的射线路径差异较小；但随着震中距的增加，3-D速度模型中的Pn波射线路径深度明显大于1-D速度模型中的Pn波射线路径深度.1-D速度模型和3-D速度模型中计算的地震射线路径差异同样存在于全球尺度的P波层析反演(Simmons et al., 2012).
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图 4 1-D ak135模型(虚线)和3-D模型(实线)中Pn震相射线路径的比较 (a)中国东部和(b)澳大利亚，射线路径叠加在3-D速度模型上.由于垂向速度梯度，3-D模型中的射线路径的穿透深度通常大于1-D模型中的射线路径的穿透深度. Fig. 4 Comparisons of Pn raypath in the 1-D ak135 model (dashed lines) and the 3-D model (solid lines) (a) eastern China, and (b) Australia. The Pn raypaths are overlapped on the 3-D model. Due to the vertical velocity gradient, the Pn raypath in 3-D model penetrates much deeper than those in the 1-D model. |
P波速度层析反演会遇到解的非唯一性，目前尚无有效的解决办法.可行的方法是提供更多的约束信息，如增加射线的数量，并且保证这些约束信息足够准确.P波层析速度反演最重要的是震相的走时信息准确，其与震源位置和发震时刻紧密相关.通常地震目录中的震源位置和发震时刻是在1-D速度模型中确定的.为了提高震相走时信息的准确度，首先根据已知的地球物理信息(如已有的3-D大尺度速度模型)建立3-D初始速度模型，在该模型中进行地震事件重定位以确定震源位置和发震时刻.
本文采用邻域最优化算法(Neighborhood Algorithm)(Sambridge and Kennett, 2001)搜索每个地震事件最优的震源位置和发震时刻.检验反演速度模型和地震定位精度的方法之一是利用反演后的速度模型和地震定位算法对“地真”事件(Ground-truth event)进行定位.这里，“地真”事件是通过其他方法(如地震引起的地表破裂、人工爆炸)确定了准确震中位置的事件.利用该思路对澳大利亚进行了速度结构反演并重定位了6个地真事件，最小定位误差是1.1 km(Sun and Kennett, 2016b)，这证明了上述研究思路的有效性和可靠性.
1.3 地震光照成像方法探测壳-幔过渡带的有效方法是采用人工震源的地震深反射和宽角折射.人工地震多采用大吨位的炸药震源，其激发的地震波最高频率可达50 Hz以上，这大于天然地震学中通常采用的频率(高频截止频率约为1 Hz)，因而其对莫霍面的分辨率可达到1 km.Ps波和Sp波接收函数也是研究莫霍面的重要方法.近年来，研究者利用自相关方法从连续波形记录或者远震事件P波及尾波中提取反射P波信号(Gorbatov et al., 2013; Kennett, 2015; Sun and Kennett, 2016c, 2017; Saygin et al., 2017; Pham and Tkalic′, 2017).其基本原理是透射波的自相关等价于以台站为虚拟震源和接收点的反射波(Claerbout, 1968)，该过程将透射波及其自由地表和间断面之间的多次反射波通过自相关构建来自间断面的反射信号.该方法原理提出者将其命名为“acoustic daylight imaging”而后被称作“daylight seismic imaging”(Rickett and Claerbout, 1999; Schuster et al., 2004)，本文统一命名为地震光照成像(seismic daylight imaging)，其原理如图 5所示.
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图 5 地震光照成像方法的原理(a)和接收函数的原理(b).地震光照成像方法主要思路是利用自相关从包含自由地表多次波的透射波信号中构建反射波信号，接收函数主要是利用透射波及其转换波 Fig. 5 Principle of seismic daylight imaging (a) and receiver function (b). The idea of seismic daylight imaging is using autocorrelation to extract reflections from transmissions including free-surface-related multiples, where receiver function uses the transmitted primary and its conversions |
图 6是一个远震事件的Z分量波形及其时频分析结果，P波初至及其尾波的频率达到4 Hz.相应地，地震光照成像方法利用有效的高频地震信号(0.5~4 Hz)构建反射波，可提高间断面的分辨能力至2 km (Gorbatov et al., 2013; Kennett, 2015)，因而该方法有助于探测地壳和岩石圈地幔不连续面的精细结构.
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图 6 澳大利亚BBOO台站记录的一个位于苏门答腊的远震事件的Z分量(a)及其时频分析(b) 图 6a中给出了理论的P波和S波，图 6b中的虚线给出了参考频率值1 Hz和4 Hz. Fig. 6 Z component of a teleseismic event in Sumatra recorded by BBOO station in Australia (a) and its time-frequency analysis (b) In Fig. 6a, the theoretical P and S arrivals are marked, where the reference frequency at 1 Hz and 4 Hz are marked in dashed lines in Fig. 6b. |
本文利用理论模型(图 7a)以验证本方法的正确性和可行性.利用反射率方法合成了远震事件不同慢度(0.04~0.08 s·km-1)入射的透射波地震图，其包括了自由地表和层间的多次波以及转换波，采用地震光照成像方法的流程(Sun and Kennett, 2016c)构建了反射波.可以发现，当入射慢度大于0时，合成的地震图有明显的转换波和多次波，但经过叠加后这些多次反射波和转换波等噪声得到明显压制，间断面所对应的反射波明显加强，说明该方法正确和可行.实际中，壳-幔过渡带存在多个高低速交互薄层(如, 王椿镛等, 1994; 胡鸿翔等, 1996; 赵俊猛等, 2001; 赖晓玲等, 2004; 滕吉文, 2006)，这使得地震光照成像方法构建的反射波比使用理论模型合成的反射波复杂(Sun and Kennett, 2017).
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图 7 理论P波速度模型(a)，地震光照成像方法构建的反射波信号(b) 图 7b中分别给出了入射慢度为0，0.06，0.08 s·km-1的反射P波，以及慢度范围[0.04，0.08] s·km-1构建的反射P波的叠加结果(图 7b中粗线，标签为stk). Fig. 7 Theoretical P velocity model (a) and the constructed reflections by seismic daylight imaging (b) Fig. 7b gives the reflected waves with incident slowness of 0, 0.06 and 0.08 s·km-1, and the stacked P reflections with difference incident slowness ranging [0.04, 0.08] s·km-1 (The thick line in Fig. 7b and the stk label). |
本研究3-D速度层析反演中的阻尼因子和光滑因子值很小(均为5.0)，这有利于研究小尺度结构变化特征.三维Pn层析成像获得的速度在垂向的分辨率约为10 km，尽管如此，利用速度准则确定的壳-幔过渡带厚度仍然会与实际厚度略有差别.因此，利用高频和高分辨率的地震光照成像方法构建的反射波可更为精确地探测壳-幔过渡带的厚度.
2 中国东部壳-幔过渡带厚度 2.1 壳-幔过渡带厚度确定的准则全球不同构造环境(岛弧、造山带、克拉通等)下93条地震折射剖面结果和实验室岩石测量结果显示下地壳速度范围是5.4~7.5 km·s-1，其中94%的速度值分布在6.4~7.4 km·s-1(Holbrook et al., 1992).在该速度区间内，存在两个较为明显的P波速度峰值，即6.7~6.8 km·s-1和7.1~7.5 km·s-1.前者可能指示了下地壳长英质麻粒岩或者麻粒岩相变质的沉积岩，后者可能指示了基性麻粒岩或者榴辉岩(邓万明和钟大赉, 1997; 吴福元, 1998).
邓阳凡等(2011)收集的57条在我国华南板块的深地震反射资料显示:华南板块下地壳的平均速度是6.7 km·s-1，上地幔顶部的平均速度约为7.9 km·s-1.Teng等(2013)综合分析了我国114条深地震反射剖面资料，给出了不同构造环境下地壳的平均速度，其中中国东部下地壳的平均速度为6.5~6.8 km·s-1.高温高压条件下华北克拉通下地壳捕虏体弹性波速测量结果显示壳-幔过渡带的速度范围是6.8~7.55 km·s-1，对应的样品岩性包括镁铁质麻粒岩、镁铁质堆晶岩以及辉石岩和橄榄辉石岩(邵济安和韩庆军, 2000).综合深地震反射、宽角地震折射和高温高压物理实验结果，本文使用6.8~7.5 km·s-1作为中国东部壳-幔过渡带的速度区间.
2.2 壳-幔过渡带厚度根据上述确定的速度准则，利用中国东部下地壳和上地幔顶部的P波速度模型(Sun and Kennett, 2016a)确定了中国东部的壳-幔过渡带厚度，如图 8所示.进一步利用华北克拉通中西部的地震光照成像结果(Sun and Kennett, 2017)对华北克拉通中西部的厚度进行了修正.图 9给出了克拉通和造山带等不同构造环境下的壳-幔过渡带的P波速度结构及壳-幔过渡带位置，包括四川盆地、鄂尔多斯盆地、华北中部造山带等.这些选定位置的莫霍面深度、壳-幔过渡带厚度以及速度梯度如表 1所示.
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图 8 中国东部过渡带的厚度 图中红色十字为选定的不同构造环境下过渡带厚度及提取的反演速度结果(图 9). Fig. 8 The thickness of the crust-mantle transition in eastern China The red crosses denote the locations in different tectonic environments shown in Fig. 9. |
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图 9 不同构造环境下的壳-幔过渡带的速度结构及壳-幔过渡带位置 (a)四川盆地，(b)华夏陆块，(c)鄂尔多斯盆地，(d)华北中部造山带，(e)华北东部，(f)东北松辽盆地.粗横线是接收函数确定的莫霍面位置(Li et al., 2014)，箭头位置指示了壳-幔过渡带的上边界和下边界.图 9a—9f分别对应图 8中1~6的位置. Fig. 9 The depth and velocity of the crust-mantle transition in different tectonic environments (a) Sichuan Basin, (b) Cathaysia, (c) Ordos Basin, (d) Trans-North China Orogen, (e) eastern North China, and (f) Songliao Basin. The thick lines denote the Moho by Li et al. (2014), and the arrows indicate the upper and the lower bound of crust-mantle transition. Fig. 9a—9f corresponds to location 1~6 in Fig. 8. |
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表 1 不同构造环境下选定位置的壳-幔过渡带结构信息 Table 1 Information of crust-mantle transition in different tectonic environments at given locations |
研究结果显示，中国东部大部分地区的壳-幔过渡带厚度小于10 km，在扬子克拉通的核心地区四川盆地壳-幔过渡带的厚度小于5 km，在鄂尔多斯盆地和松辽盆地部分地区的壳-幔过渡带厚度亦小于5 km.最为显著的特点是华北中部造山带下方的壳-幔过渡带厚度大于20 km，最厚处可达35 km.我国东部观测到的区域地震事件Pg波振幅大于Pn波振幅这一现象支持了本文壳幔过渡带厚度的研究.
图 10a给出了接收函数法确定的中国东部的地壳厚度(Li et al., 2014)，地壳厚度自东向西呈现出逐渐加厚的特征，即中国南北重力梯度带东西两侧的莫霍面深度差异明显.其中，自北而南的松辽盆地、华北东部以及华夏陆块的平均地壳厚度约为33 km，而这些地区以西地壳厚度明显加厚至40 km及以上.图 10b显示了中国东部地区下地壳和上地幔顶部P波速度结构分辨率测试的结果，中国东部地区的分辨率为2°×2°，在台站最密集的地区如首都圈，分辨率可达到1°×1°.
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图 10 (a) 中国东部的地壳厚度(Li et al., 2014)以及(b)中国东部下地壳和上地幔顶部P波速度结构的分辨率测试结果 Fig. 10 (a) The crustal thickness of eastern China (Li et al., 2014) and (b) resolution tests of lower crustal and upper mantle P velocity inversion beneath eastern China |
比较图 8和图 10a发现，莫霍面深度与壳-幔过渡带的厚度之间并无明显的相关性.在四川盆地下方，莫霍面平均深度是45 km，而壳-幔过渡带厚度在该地区最薄，平均厚度小于5 km.图 9中，莫霍面位置与壳-幔过渡带的顶底边界并无明显的耦合特征，再次说明莫霍面与壳-幔过渡带上下边界无明显相关性.在四川盆地(图 9a)莫霍面与壳-幔过渡带的上边界十分接近，而在华北克拉通东部(图 9e)莫霍面与壳-幔过渡带的下边界一致.
中国东部四川盆地、华夏陆块、鄂尔多斯、华北克拉通东部和东北松辽盆地等典型构造地区的壳-幔过渡带的速度梯度较大(图 9a—9c，9e—9f)，地震P波速度在平均5 km的厚度范围内可从6.8 km·s-1跃升至7.5 km·s-1，地震P波从6.8 km·s-1跃升至8.0 km·s-1仅在10 km的深度范围内完成.但是在华北克拉通中部造山带表现出很小的地震速度梯度变化，地震P波从6.8 km·s-1到7.5 km·s-1的厚度达30 km(图 9d).
3 讨论 3.1 过渡带厚度的可靠性探测壳-幔过渡带需要具有高分辨率的方法和技术，深地震反射是最佳的选择，其分辨率可达到1 km甚至更高，但采集数据的成本相对较高.地震学接收函数方法是探测间断面的有效方法，但其使用的频率较低而导致分辨率有限.地震光照成像方法使用了0.5~4 Hz的高频地震信号而具有2 km的分辨能力，是较为合适的选择，在华北中西部地区壳-幔过渡带的厚度经过地震光照成像结果(Sun and Kennett, 2017)的校正.壳-幔过渡带厚度准确与否的关键因素之一是其速度变化区间的确定.注意到地球介质是频率依赖的，即采用人工地震信号和天然地震信号所揭示的介质尺度的约束能力有差异.本文所使用的中国东部壳-幔过渡带的速度边界综合了深地震反射、宽角地震折射、高温高压物理实验以及地震Pn震相走时反演的结果.这考虑了不同尺度条件下的约束，因此该速度范围可较为准确地反映中国东部壳-幔过渡带厚度的整体特征.
影响壳-幔过渡带厚度的另一关键因素是地震P波速度结构的可靠性.本文所使用的是中国东部下地壳和上地幔顶部的3-D地震P波速度模型(Sun and Kennett, 2016a)，该速度模型采用了“三维初始速度模型+地震事件重定位+球坐标地震速度层析反演”新方法获得.地震射线很好地穿过了下地壳和上地幔顶部(见图 4和图 10b)，因此本文所使用的地震P波速度结构是可靠的.需要说明的是虽然地震P波速度并不能唯一指示岩性的变化，但利用地震P波可有效地反映大尺度的壳-幔过渡带结构.
3.2 不同构造类型单元的速度梯度变化特征图 9给出了不同构造单元的壳-幔过渡带的速度变化特征，在四川盆地(图 9a)和鄂尔多斯盆地(图 9c)等构造稳定的克拉通地块速度梯度最强，而在造山带等构造活动区域速度梯度较小.Sun和Kennett (2016d)研究中国东部地震波速比时，发现不同构造类型单元区域的S波速度梯度和地震波速比在垂向上存在明显变化.较中国东部而言，澳大利亚大陆中西部克拉通地区上地幔顶部速度高达8.36 km·s-1，其比全球平均速度ak135模型(8.04 km·s-1)快39.8%(Sun and Kennett, 2016b)，但在澳大利亚中西部地区并未发现厚的壳-幔过渡带(Braile and Smith, 1975).因而，中国东部构造活动地区的这种速度梯度的变化特征可能与中国东部遭受的最后一期构造运动即古太平洋板块在晚中生代的俯冲作用有关.
如前所述，本文采用6.8~7.5 km·s-1作为中国东部壳-幔过渡带的速度区间，但在图 9中，视觉的壳-幔过渡带厚度大于本文采用的速度范围确定的厚度.例如图 9a中，视觉壳-幔过渡带范围在39~50 km之间，对应的速度范围是6.5~8.1 km·s-1.注意到接收函数确定的莫霍面位置在本文利用P波速度确定的壳-幔过渡带内，这可进一步说明本文采用的速度区间是合理的.二者之间的差异可能是: 1)岩性的变化是渐变的而不是突变的，2)所采用的地震信号的频率较低，其仅能反映速度结构和岩性的大尺度变化特征.
3.3 华北克拉通中部造山带本文给出的壳-幔过渡带厚度最明显的特点是华北克拉通中部造山带的厚度>20 km，是中国东部地区壳-幔过渡带最厚的地区.华北克拉通中部造山带是华北东部陆块和西部陆块在18.5亿年前碰撞拼合而成(如, Zhao et al., 2000).华北克拉通的东部在晚中生代经历了冷的、亏损的岩石圈根拆沉即克拉通破坏，其主要受控于太平洋板块的俯冲(朱日祥等, 2012).
相较而言，秦岭—大别—苏鲁造山带和中亚造山带东部的壳-幔过渡带厚度平均约为10 km，而华北中部造山带下方的巨厚壳-幔过渡带并不能由华北东、西两个陆块碰撞而导致.岩浆底侵作用被认为是地幔物质进入地壳的主要方式，并且是地壳垂向增生的主要机制(如, 吴福元, 1998).地球化学证据显示中生代晚期幔源岩浆的底侵作用使得华北中部造山带发生了岩浆同化、混染和岩浆结晶分异作用(如, 樊祺诚等, 2005)，这可能是太平洋板块俯冲的结果.由于板片俯冲脱水，岩石的熔点降低而发生部分熔融，部分幔源岩浆向上底侵并进入到下地壳中.与此同时，壳-幔过渡带的高低速交互的多层结构可能是岩浆堆晶作用的结果.
需要注意的是，图 9所示的中国东部的速度变化平缓，这主要是因为利用区域地震事件震相走时反演的地震P波速度可探测速度结构垂向上的变化(Sun and Kennett, 2016b)，但其较难反映小尺度速度结构(~1 km)的变化.
4 结论本文综合深地震反射、宽角地震折射以及高温高压实验，确定了壳-幔过渡带的地震P波速度变化范围是6.8~7.5 km·s-1.利用中国东部3-D下地壳和上地幔顶部的地震P波速度研究了中国东部地区的壳-幔过渡带厚度.在克拉通等构造活动稳定地区壳-幔过渡带的垂向速度梯度明显大于造山带等构造活动地区的垂向速度梯度.在克拉通等构造活动稳定地区壳-幔过渡带薄，中国东部地区的壳-幔过渡带厚度范围是5~10 km，其中扬子克拉通核心地区四川盆地内的壳-幔过渡带厚度 < 5 km.与中国东部其他地区不同，华北克拉通中部造山带下方的壳-幔过渡带平均厚度~30 km.综合地球物理和地球化学证据，研究表明该地区的壳-幔过渡带岩性主要由榴辉岩相石榴辉石岩、辉石岩和二辉橄榄岩组成，幔源岩浆的底侵作用和堆晶作用可能是该地区壳-幔过渡带增厚及高速低速层交互的主要机制.
致谢谨此祝贺姚振兴先生从事地球物理教学科研工作60周年.感谢多位审稿人建设性和批评性的宝贵建议，这使得本文的质量得到很大的提升.
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