缅甸弧中部俯冲带下方地幔间断面起伏形态研究

崔清辉, 高原, 周元泽, 魏荣强, 李国辉

1 地震预测重点实验室, 中国地震局地震预测研究所, 北京 100036 2 计算地球动力学重点实验室, 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京 100049

0 引言

410-km间断面是地球内部重要的地震波速界面之一,该间断面出现于常见的地球参考模型中,如PREM模型(Dziewonski and Anderson, 1981),IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)和AK135模型(Kennett et al., 1995).一般认为,410-km间断面是橄榄石(olivine)到瓦兹利石(wadsleyite) (α→β)的相变面,该相变具有正的克拉伯龙斜率(Clapeyron slope)(dP/dT>0),高温高压矿物物理实验和第一性原理计算研究得出该相变的克拉伯龙斜率的变化区间为1.8～4.0 MPa/K(如,Akaogi et al., 1989; Katsura et al., 2004; Jenkins et al., 2016),其主要参考值为2.5 MPa/K(如,Bina and Helffrich, 1994; Jenkins et al., 2016).前人地震学研究显示410-km间断面在冷的大洋和大陆俯冲带地区显示出不同程度的抬升(如,Collier and Helffrich, 2001; Cui et al., 2019),在地幔热柱等热异常地区则表现为明显的下沉(如,Obayashi et al., 2006; Deuss, 2009).高温高压矿物物理实验研究揭示了在富含水地幔环境下,橄榄石到瓦兹利石的相变压力变小且相变区间变大,因此410-km间断面的相变深度变浅且会出现变宽的现象(如,Wood, 1995; Collier et al., 2001; Smyth and Frost, 2002).

X间断面是上地幔内的地震波速度界面,一般出现在250～300 km深度之间,又被称为300-km间断面.不同于全球分布的410-km和660-km间断面,地震学家对于X间断面的报道出现在一些零星地区,主要集中在大陆克拉通地区和弧后盆地地区(如,Williams and Revenaugh, 2005).前人提出了多种物理机制来解释X间断面的成因(如,Chen et al., 2015): (1)水相A(Mg7Si2H6O14),但在300 km深度且温度大于1000 ℃时会不稳定,其分布仅限于水合的冷俯冲带地区(如,Komabayashi et al., 2005); (2)斜方辉石(orthoenstatite)到高压斜顽辉石(clinoenstatite)的转变,即辉石从斜方晶系转变到单斜晶系结构,但产生的速度跃变量较小(如,Woodland, 1998); (3)镁橄榄石(forsterite)和方镁石(periclase)转变为非水相B(Mg14Si5O24)(如,Ganguly and Frost, 2006),但产生足够量方镁石的机制还需要通过实验和观测验证(如,Chen et al., 2015); (4)柯石英(coesite)到斯石英(stishovite)的相变(如,Williams and Revenaugh, 2005),矿物中自由SiO2的含量会影响相变的阻抗变化量,为X间断面的成因提供了一种很好的解释.

新生代以来,印度板块和欧亚板块发生剧烈碰撞,导致岩石圈发生大规模的缩短(如,Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001),并形成了喜马拉雅造山带和青藏高原(如,许志琴等, 2008).喜马拉雅造山带呈向南突出的E-W向弧形展布, 长约2500 km, 宽约300～500 km, 在喜马拉雅主造山带的东西两端分别形成了东构造结(eastern Himalayan syntaxis)和西构造结(western Himalayan syntaxis)(如,许志琴等, 2008).缅甸弧地区位于喜马拉雅造山带的东构造结,地壳构造变形强烈且地震活动性强,发育有南北向分布的大陆俯冲带,是陆内碰撞俯冲的典型地区(图1)(如,臧绍先等, 1987; 张浪平等, 2013).缅甸弧为横跨中缅印三国交界的南北向弧形造山带,代表了喜马拉雅造山带和印度尼西亚弧的转换地带,即特提斯构造体系正向碰撞和侧向走滑的转换地带(如,Holt et al., 1991; 胡家富等, 2008).缅甸弧地区是研究大陆板片碰撞-俯冲深部动力学过程的理想场所,开展该地区上地幔间断面的地震学研究有助于认识印度大陆岩石圈的碰撞以及深俯冲机制,同时对于认识印度板片俯冲对上地幔结构的影响具有重要意义.

图1 缅甸弧及周边地区构造背景图黑色实线为印度和欧亚板块的边界(DeMets et al., 1990).黑色虚线为和达-贝尼奥夫带等深线(Gudmundsson and Sambridge, 1998).红色沙滩球表示本文所用三个地震事件.彩色圆点为ISC-EHB目录提供的地震事件.两条红色虚线分别表示层析成像剖面AA′和BB′的位置.Fig.1 Tectonic background image of the Burma arc and adjacent areasBlack solid line denotes the plate boundary of the Indian and Eurasian plates (DeMets et al., 1990). Black dashed lines show depth contours of the Wadati-Benioff zone (Gudmundsson and Sambridge, 1998). Red beach balls indicate three earthquakes used in this study. Colored dots denote the seismicity from the ISC-EHB Bulletin. Two red dashed lines show the locations of depth sections AA′ and BB′, respectively.

在印度板块的碰撞和俯冲作用下,缅甸弧下方形成了倾斜的呈“V”字型分布的地震带(如,Verma et al., 1980; Ni et al., 1989).多数震源机制解研究显示印度板块的俯冲方向为NE或NNE(如,Satyabala, 2003),且俯冲倾角在南北两端和中间存在变化,板片延伸距离也有所差异(如,张浪平等, 2013).S波分裂研究得出东构造结北部地区上地幔快波方向基本为NE-SW向,与印度板块向青藏高原的俯冲方向一致; 在其周边地区上地幔快波方向则表现为绕东构造结顺时针旋转,与地表GPS测量变形一致(常利军等,2015).从东构造结南部(～26°N)前缘至青藏高原东南缘,上地幔快波方向为E-W向,壳幔之间存在解耦变形(高原等,2020).地震层析成像研究显示印度板片在缅甸弧下方存在深俯冲现象,但俯冲深度和板片形态各异,如俯冲至上地幔(如,Huang and Zhao, 2006); 俯冲至地幔转换带(如,Li et al., 2008; Koulakov, 2011); 俯冲至地幔转换带并在青藏高原东南缘下方形成滞留,且板片脱水作用可能与腾冲火山的成因有关(如,Lei et al., 2013).Bai等(2020)利用P波接收函数研究发现在缅甸中部地区410-km间断面有15 km的抬升,而在410-km间断面抬升区域的西南部660-km间断面显示为下沉,据此认为印度俯冲板片在～21°N位置发生撕裂(tearing),以北的板片穿过410-km间断面进入了地幔转换带,以南断离的板片已下降至地幔转换带底部.总体而言,目前关于印度板片的存在形态和俯冲过程仍存在很大争议,同时板片在上地幔的变质作用是否会影响间断面形态还并不清楚,需要进一步开展相关研究工作.

本文选用了发生于缅甸弧地区的3个中源地震事件,获取了欧洲和美国阿拉斯加地区多个密集地震台网/台阵记录的宽频带波形资料,利用N次根倾斜叠加方法(N=1,4)成功提取了近震源一侧地幔间断面处产生的SdP次生震相,对上地幔间断面开展了小尺度地震学探测.通过本研究我们获得了缅甸弧中部俯冲带下方410-km间断面和X间断面的起伏形态,分析了印度板片俯冲对410-km间断面和X间断面结构的影响,为印度板片在深部地幔的存在及其影响提供了新的启示.

1 方法和数据

1.1 N次根倾斜叠加

当离源下行的S波在遇到深度为d的间断面时会转换为P波,即SdP次生震相(图2).当使用远震中距地震台记录地震波时,SdP和P震相的射线路径近似重合,其差别主要集中在震源和间断面之间.俯冲带是地球内部物质发生运移的重要场所,上地幔物质存在较强的三维不均一性(如,Stern, 2002; Kufner et al., 2016).接收函数方法在利用Pds/Sdp震相研究俯冲区地幔间断面时,台站至间断面之间传播路径上均会受到地幔速度结构的影响.采用近震源SdP次生震相来研究地幔间断面时,震源与间断面之间的距离较小(图2),因此在传播路径上所受到地幔三维不均一性的影响较Pds/Sdp震相要小一些,可用来有效约束地幔间断面的起伏形态.

密集地震台阵所记录的地震波形资料具有较好的一致性.通过对波形资料进行叠加可以显著增强地震信号的一致性,并压制其中的噪声水平.随着各国地震监测工作的发展,全球范围内布设了大量的密集地震台网和台阵,这为利用台阵叠加方法提取SdP次生震相进而研究地球内部间断面提供了很好的观测前提条件.

N次根倾斜叠加方法在压制地震记录中的尖锐噪声方面非常有效,常用于从远震记录中有效提取弱次生震相(如,臧绍先和周元泽, 2002).对于一个台站数量为K的台网/台阵所记录到的同一地震事件的地震波(慢度为p)而言,台站j所记录到的走时延迟为τj=Dj·p，Dj为台站j与中心参考台站之间的震中距差.若以xij表示台站j在走时i的振幅,那么通过N次根倾斜叠加可得到y(p)(如,Vidale and Benz, 1992; Kawakatsu and Niu, 1994):

yi(p)=Ri(p)|Ri(p)|N-1，

(1)

图2 本文研究所用地震台站分布图主图为震源至台站的射线路径.左上角插图为欧洲地区台网/台阵: GB,GR,CZ,CH,FR,IV,RO和KO.右上角插图为美国阿拉斯加地区台网/台阵: AK和TA.右下角插图为近震源SdP震相示意图,其中P波和S波分别以直线和虚线表示.Fig.2 Maps showing the locations of sources and stations used in this studyThe main figure shows the source to receiver geometry. The upper left insert shows networks/arrays in Europe, including the GB, GR, CZ, CH, FR, IV, RO and KO. The upper right one shows networks/arrays in Alaska of America, including the AK and TA. The lower right insert shows the schematic diagram of the near-source SdP phase, and solid and dashed lines respectively denote the P and S waves.

当N=1时,公式(1)则表示为线性倾斜叠加:

(2)

地震学家利用N次根倾斜叠加方法从远震记录中提取SdP震相,研究了地球内部特别是俯冲区多个地幔间断面的结构,包括X间断面(如,Schmerr et al., 2013; Cui et al., 2018), 410-km间断面(如,Collier et al., 2001; Cui et al., 2019),660-km间断面(如,Collier et al., 2001; Zang et al., 2006; Zhou et al., 2012；Wang et al., 2020)以及中地幔散射体(如Kaneshima, 2016).一般而言,实际叠加处理过程中,N经常取值为1,2和4(臧绍先和周元泽, 2002).在本研究中,我们利用4次根倾斜叠加和线性倾斜叠加来处理地震记录,综合识别并提取SdP次生震相.

1.2 数据收集与处理

本研究基于ISC-EHB目录(http:∥www.isc.ac.uk/isc-ehb/)提供的全球地震事件,初步筛选出缅甸弧地区2010—2020年发生的中源地震事件,其中震源深度不小于100 km,震级Mb不小于5级.考虑到SdP次生震相的射线转换点主要集中在震源下方附近,我们采用了欧洲和美国阿拉斯加地区布设的多个密集宽频带地震台网/台阵,以扩大地震射线对间断面的采样范围(图2).欧洲地区所采用的地震台网/台阵有CH(Switzerland Seismological Network,50个台站),CZ(Czech Regional Seismic Network,17个台站),FR(RESIF and other broad-band and accelerometric permanent networks in metropolitan France,51个台站),GB(Great Britain Seismograph Network, 25个台站),GR(German Regional Seismic Network.39个台站),IV(Italian National Seismic Network, 111个台站),KO(Bogazici University Kandilli Observatory And Earthquake Research Institute, KOERI, 71个台站)和RO(Romanian Seismic Network, 26个台站).美国阿拉斯加地区所采用的地震台网/台阵有AK(Alaska Regional Network, 110个台站)和TA(Transportable Array, 149个台站).原始地震波形资料下载于美国地震学研究联合会(Incorporated Research Institution for Seismology, IRIS)(https:∥www.iris.edu/).根据全球地震台网(GSN, Global Seismography Network)记录的远震中距(30°～90°)观测波形,我们以直达P震相为参考震相,从所收集事件目录中挑选出震源时间函数相对简单,信噪比高且P波持续时长小于5 s的3个地震事件(见表1).本文所用地震事件的震源参数引自ISC-EHB目录,其为利用EHB算法(EHB algorithm)对ISC目录进行重定位后的更新目录,对地震事件具有更高的定位精度(Engdahl et al., 2020).本文所用3个地震事件的震源机制解参数引自全球质心矩张量解(Global Centroid-Moment-Tensor, 简称GCMT)(https:∥www.globalcmt.org/).

震源深度直接关系到SdP和P震相之间的相对到时差, 震源深度的误差会影响到SdP震相的时深转换结果.我们利用全球地震台网(GSN)记录的30°～90°震中距的宽频带地震波形对所用地震事件进行了震源深度重定位(图3).具体流程如下: (1)挑选直达P和pP震相清晰的地震波形并读取其初至到时, 获得pP与直达P之间的到时差; (2)基于IASP91模型扰动震源深度, 计算pP-P走时差的观测值和理论预测值之间的残差值; (3)当残差最小时, 我们可获得最佳震源深度.地震事件1重定位后的震源深度为142 km, 与ISC-EHB目录提供的深度一致.对地震事件2重定位后的震源深度为156 km, 与ISC-EHB目录提供的深度相差5.4 km.地震事件3由于pP震相不清晰而未进行震源深度重定位, 直接采用了ISC-EHB目录提供的震源深度, 即133.7 km.

图4 地震事件2观测波形数据处理实例(a) GR记录的地震事件2的观测波形, ～17 s和～25 s时刻虚线标示了速度谱分析图中所识别的SdP震相.下方一排图为不同震相的台站响应函数, 黑色加号标识了目标震相的慢度(p)和反方位角(Baz), 其中px和py分别为慢度的东西和南北分量.(b)—(d)分别表示N=1,2和4次根倾斜叠加所得出的速度谱分析图, 圆圈标示以IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)计算的理论震相, 黑色线为SdP震相的走时-慢度线.Fig.4 Example of data processing of the observed seismograms for Event No.2(a) The observed seismograms for Event No.2 recorded by the GR network. Dashed line at ～17 and ～25 s marks the SdP phases identified in the vespagrams. Lower panels exhibit the array response functions for different phases. Black plus signs denote the locations of the slowness and back azimuth for target phases. The px and py denote the east-west and south-north components of the slowness (p). (b)—(d) shows the vespagrams obtained from the N-th root slant stacks (N=1,2 and 4), respectively. Black circles denote the theoretical phases calculated with the IASP91 model (Kennett and Engdahl, 1991), and black line show the traveltime-slowness trend of the SdP phases.

本文地震数据处理的主要步骤如下: (1)从IRIS数据管理中心下载垂向宽频带波形, 进行去均值、去线性趋势和去仪器响应预处理, 并采用0.2～1.0 Hz(Cui et al., 2019)的巴特沃斯滤波器进行带通滤波处理; (2)从波形资料中挑选出信噪比大于2的观测波形, 对各地震事件-台网分组的波形以P波峰值点对齐并归一化; (3)对挑选后的波形进行N次根倾斜叠加处理得到叠加扫描波形,N取值为1和4; (4)将叠加扫描波形进行Hilbert变换获得其包络线, 再做以10为底的对数并乘以20倍的处理转化为分贝(dB), 得到走时-慢度域的速度谱分析图(vespagram); (5)基于IASP91模型, 利用TauP软件(Crotwell et al., 1999)计算SdP震相相对于直达P震相的走时差和慢度差, 并在此参考值附近进行SdP震相识别; (6)对所识别的SdP震相进行局部网格搜索得出其走时和慢度参数, 通过时深转换得出转换点的深度, 并计算转换点的空间位置; (7)基于三维P波速度模型GAP_P4(Obayashi et al., 2013)和S波速度模型S40RTS(Ritsema et al., 2011), 利用基于快速行进法(Fast Marching Method)的FM3D有限差分程序(Rawlinson and Sambridge, 2004)对SdP震相转换点的深度进行地幔不均一性校正.

2 结果

图4给出了GR台网记录的地震事件2的观测波形以及叠加结果.直达P波和pP震相在观测波形中较为清晰, 但SdP次生震相在叠加波形中不能被直接识别出来.图4(b—d)分别给出了N次根倾斜叠加结果, 其中包括N=1,2和4.从速度谱分析图可以看出直达P和pP震相的能量较强, 0 s时刻对应于观测波形中直达P震相的峰值点且能量最强.pP震相约在P波后约40 s, 慢度值较P偏大一些; 在直达P波后约17 s和26 s各存在一个清晰的次生震相, 分别位于SdP理论走时-慢度线上的S300P和S410P震相附近, 经过震相识别后分别为X间断面和410-km间断面处产生的转换波.经过震相拾取、时深转换和深度校正后分别为312 km和403 km, 分别标记为S312P和S403P.当倾斜叠加过程中N值变大时, 直达P和pP能量值的分布变得较为集中, S312P和S403P次生震相也更为明显.除此之外还存在一些其他震相, 这可能与地震信号中的噪声干扰有关.

我们从速度谱分析图中可看出所识别的SxP震相的慢度基本在理论值附近, S403P震相慢度较理论值偏大约0.05 s/(°), 这说明S403P震相与其理论传播路径存在差异.我们利用f-k分析技术(Rost and Thomas, 2002)对观测波形中震相进行了慢度和反方位角分析(图4), 其中直达P和pP震相的截取时间窗为震相前后3.0 s, 次生震相的截取时间窗为前后0.5 s.通过f-k分析得出各震相的台阵响应函数(Array Response Function), 可看出S403P相对于P的慢度为0.03 s/(°), 这与速度谱分析中的结果(0.00 s/(°))基本相当; 直达P的反方位角为79.44°, S403P的反方位角为80.02°, 相对于P的反方位角差为0.58°.由此可见, S403P和直达P震相的射线传播路径存在一定程度的偏离.S403P和P震相射线路径大部分是重合的, 其差别主要集中在震源与410-km间断面之间, 因此我们推测这可能与俯冲带地区上地幔局部存在的三维不均一性有关.

本文经过处理共得出了13个地震事件—台网对(source to network pair), 获得了26组叠加速度谱分析图, 其中线性倾斜叠加结果与4次根倾斜叠加结果基本一致.S410P震相发生转换的深度位于392～407 km之间, 平均深度为400 km; SXP震相发生转换的深度位于289～314 km之间, 平均深度为306 km (表1).我们基于IASP91模型计算得出理论S660P震相位于pP和sP强震相之间, 在速度谱分析图中并不明显.受pP和sP震相能量的影响, 不容易排除掉pP尾波或sP前驱波震相, 因此本文并未对S660P震相进行识别.

3 讨论

3.1 410-km和X间断面起伏

我们将研究结果进行了水平投影, 发现S410P和SXP震相的转换点集中在印度板片100 km等深线附近(图5a).在震源以西方位上转换点分布较多, 410-km间断面深度集中在392～407 km, 平均深度为400 km; X间断面深度集中在289～314 km之间, 平均深度为306 km.在震源以东方位上观测资料质量偏差, 转换点分布偏少, 410-km间断面深度在400～402 km之间.在震源的东西两侧方位上, 410-km间断面的深度基本一致.

我们将S410P和SXP震相与理论SdP震相的慢度差进行汇总(图5b), 发现地震事件3对应的SdP震相平均慢度差为0.01 s/(°), 地震事件1对应的平均慢度差为0.02 s/(°), 地震事件2对应的慢度差为0～0.15 s/(°), 平均慢度差为0.06 s/(°).由此可见, 研究区域北部地区SdP震相偏离理论震相的程度较大.结合对GR记录的地震事件2观测波形的f-k分析结果(图4), 我们认为SdP震相在该地区上地幔不同程度地偏离了其理论传播平面, 这一现象在喜马拉雅西构造结处俯冲区地幔间断面研究中也被观测到(Cui et al., 2019), 均反映出大陆俯冲带下方上地幔物质可能存在较强的横向不均一性.

Koulakov(2011)一文利用ISC目录(1964—2004)提供的走时资料在多个子区域重叠窗内分别调整参数, 优化不同射线覆盖程度下的层析成像反演, 获得了亚洲下方上地幔速度结构, 因此本文选择其在东构造结地区的P波速度图像作为对照.我们将本文结果与前人结果分AA′和BB′剖面进行对比, 东西向深度剖面AA′位于23°N, 近平行于印度板片的俯冲方向; 南北向深度剖面BB′位于94°E, 近垂直于印度板片的俯冲方向(图5(c—d)).

由AA′深度剖面(图5c)可见, 地震带呈“V”字型分布且震源深度主要集中在200 km以内.在缅甸弧中部俯冲带,印度板片显示为地震波高速异常, 板片自印-缅山脉(Indo-Burman Ranges)下方俯冲至上地幔, 部分板片已穿过410-km间断面并进入了地幔转换带.沿AA′剖面的接收函数研究结果(Bai et al., 2020)显示出410-km间断面在印度板片进入地幔转换带的区域显示出抬升, 大致在缅甸中央盆地(Central Burma Basin)和掸邦高原(Shan Plateau)交界地区的下方出现最大幅度的抬升(～15 km).本文所得出的SdP震相转换点均位于地震波高速异常区, 其中S410P震相转换点主要位于印度板片的中下部分至边缘区域, SXP震相转换点则位于印度板片的中下部分.从对比来看, 本文所得出的S410P震相转换点的深度较接收函数结果要偏小一些.由BB′剖面可看出410-km间断面在研究区域均显示为抬升(图5d).沿BB′剖面的接收函数结果显示出410-km间断面在印-缅山脉南部下方为下沉, 在印-缅山脉的北部下方则出现了抬升.本研究和接收函数研究结果在印-缅山脉南部下方差值在15 km左右, 在印-缅山脉的北部差值不到5 km.两者之间不完全一致, 这可能与上地幔横向非均一性对Pds和SdP震相的影响有关, 也可能与不同研究方法所用滤波频段的差异有关.

图5 缅甸弧中部俯冲带下方SdP震相转换点分布图(a)—(b)分别表示SdP震相(S410P, SXP)转换点分布和慢度偏离.(c)—(d) AA′和BB′深度剖面, 背景图为P波层析成像剖面(Koulakov, 2011), 灰色圆点为ISC-EHB目录提供的地震事件.黑色圆点为本文结果, 黑色线为Bai 等 (2020)一文中的结果.Fig.5 The maps of SdP converted points beneath the central Burma arc subduction zone(a)—(b) represent map views of the converted points and slowness deviations of SdP phases (S410P and SXP), respectively. (c)—(d) represent depth sections AA′ and BB′. Background images show P-wave tomographic results (Koulakov, 2011). Gray dots show the seismicity from the ISC-EHB Bulletin. Black dots show results of this study, and black lines show results in Bai et al. (2020).

3.2 喜马拉雅东西构造结俯冲区

前人对喜马拉雅西构造结处兴都库什和帕米尔俯冲带下方410-km间断面的结构进行了研究(眭怡等, 2015; Cui et al., 2019), 发现该地区410-km间断面平均深度为387 km, 相比于IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)的平均抬升幅度为27 km, 其中兴都库什俯冲带下方深度范围为367～384 km,平均深度为375 km; 帕米尔俯冲带下方深度范围为380～414 km, 平均深度为395 km.这两个俯冲带下方410-km间断面起伏特征与区域层析成像(Kufner et al., 2016)揭示的板片形态及速度异常呈正相关的趋势.Negredo等(2007)利用数值模拟研究显示印度板片在兴都库什下方的俯冲速率较大(～5 cm·a-1), 并伴随着下地壳和岩石圈地幔的俯冲, 板片内部温度较低; 亚洲板片在帕米尔下方的俯冲速率较小(～1.5 cm·a-1), 板片内部温度偏高, 据此认为俯冲速率对双向俯冲带的温度场影响很大.

GPS测量研究显示印度板块在其西北边界与欧亚板块的汇聚速率约为4.6 cm·a-1, 实皆断裂(Sagaing Fault)吸收了约2.1 cm·a-1的剪切运动分量; 在印-缅山脉下方闭锁逆冲断裂上存在板块汇聚, 速率约为1.3～1.7 cm·a-1, 这预示了在印—缅山脉下方存在活跃的板块俯冲活动(Steckler et al., 2016).从青藏高原东南缘S波分裂研究结果来看(高原等, 2020), 印度板片的俯冲对东构造结乃至周边地区上地幔物质形成E-W方向流动可能具有一定的促进作用.本文所观测到的缅甸弧中部俯冲带下方410-km间断面的平均抬升幅度为10 km, 前人研究得出该地区最大抬升幅度约15 km(Bai et al., 2020), 较西构造结处兴都库什和帕米尔俯冲带下方410-km间断面的抬升幅度要偏小一些.结合GPS测量研究(Steckler et al., 2016)以及俯冲带数值模拟结果(Negredo et al., 2007), 我们推测由于印度板片在东构造结处的俯冲速率偏小, 受周围地幔物质持续加热的影响, 印度板片在缅甸弧下方深部地幔处的温度异常可能偏低,因此对410-km间断面起伏的影响程度较小.

3.3 X间断面成因

在大陆碰撞俯冲带, 当地壳随岩石圈俯冲到较大深度(>80 km)会发生超高压变质作用而形成超高压变质岩, 主要有柯石英(>80 km), 金刚石(>120 km)以及镁硅石榴子石(>200 km); 地壳俯冲深度不大(<80 km)时, 则只形成高压变质岩(如,郑永飞等, 2015).喜马拉雅造山带是印度与亚洲板块新生代以来持续发生碰撞的产物, 目前该造山带仍在持续活动(如,许志琴等, 2008; 张泽明等, 2013).岩石学研究发现在喜马拉雅造山带东段发现有高压麻粒岩, 中段发现有高压榴辉岩, 西段发现有高压榴辉岩和含柯石英超高压榴辉岩, 显示出大陆深俯冲和折返过程的差异性, 而超高压变质岩的发现表明印度大陆岩石圈已深俯冲至亚洲大陆下方(张泽明等, 2013).

从缅甸弧俯冲带的层析成像剖面来看, 印度板片以高地震波速度异常显示, 自印-缅山脉下方俯冲至上地幔深部, 部分板片已穿过410-km间断面进入地幔转换带内.由ISC-EHB目录提供的地震活动性分布可看出, 该俯冲带地震事件呈下倾分布且主要位于印度板片内, 最大震源深度在～200 km (图5c).本文对410-km间断面的研究结果也表明了印度板片在喜马拉雅东构造结下方可能已俯冲至地幔转换带范围.Zheng等(2020)利用接收函数研究证实了在缅甸下方俯冲的印度地壳的厚度约为30 km且延伸至约100 km深度.因此我们推测在印度板块的俯冲过程中, 地壳物质也随之进入上地幔, 在地幔深部可能发生了超高压变质作用而形成含柯石英的超高压变质岩.高温高压矿物物理实验表明, 在地球内部高温高压条件下(～300 km), 柯石英会相变成斯石英, 密度和地震波速度会显著变大, 矿物中自由SiO2的含量对于柯石英到斯石英相变所产生的密度、速度以及阻抗跃变具有很大影响(如,Williams and Revenaugh, 2005; Chen et al., 2015).本文发现在研究区域X间断面深度在289～314 km之间, 平均深度为306 km.从AA′深度剖面来看, 这些转换点均位于具有高地震波速度的印度板片内.我们推测, 本文所观测到的X间断面可能是由大陆地壳深俯冲背景下形成的超高压变质岩中柯石英到斯石英的相变引起的.

4 结论

本文利用缅甸弧地区的3个中源地震事件, 通过N次根倾斜叠加方法(N=1,4)从远震观测资料中提取了410-km间断面和X间断面处产生的SdP震相, 以此对缅甸弧中部俯冲带下方上地幔间断面开展了地震学探测.通过研究发现410-km间断面深度范围为392～407 km, 平均深度为400 km.我们推测印度俯冲板片已穿过410-km间断面并进入了地幔转换带, 410-km间断面的抬升受到了冷俯冲板片的影响.此外, 我们发现该地区X间断面深度在289～314 km之间, 平均深度为306 km, 推测其可能与大陆地壳深俯冲背景下形成的超高压变质岩中柯石英到斯石英的相变有关.

致谢美国地震学研究联合会数据管理中心(IRIS DMC)为本研究提供了宽频带地震波形资料.地震数据预处理过程中使用了Seismic Analysis Code (SAC).中国科学院地质与地球物理研究所白一鸣博士提供了缅甸地区410-km间断面的接收函数研究结果.审稿人对本文提出了宝贵的修改意见和建议.文中图件均采用Generic Mapping Tools (GMT)绘制.作者在此一并表示感谢.