靳炎锡,秦满忠,2,李少华,2
(1. 中国地震局兰州地震研究所, 甘肃 兰州 730000;2. 甘肃兰州地球物理国家野外科学观测研究站, 甘肃 兰州 730000)
地球内部间断面的研究一直是地震学备受关注的科学问题[1]。了解在哪些深度存在间断面以及间断面的强弱、起伏形态和化学物理性质,对于建立客观真实的地球模型及地幔对流形式的确定都具有重要的意义[2]。目前已知全球普遍存在410-km和660-km速度间断面,对上地幔中这两种速度间断面的起伏形态、速度跃变的研究为地幔物理化学成分、温度和合理的对流模型提供了重要的约束,研究表明间断面与地幔物质中橄榄石的多态相变有关,这些间断面的深度可能随地幔温度的横向变化而变化[3]。
近年来,全球大量的地震学观测使得地球上地幔的结构变得更为清晰。地震学家发现地球上地幔具有层状结构,上地幔的地震波速梯度陡峭,同时地震波速度和密度存在不连续的变化,即地幔间断面。在地球科学界,普遍认为全球在上地幔410 km和660 km深度处存在速度间断面,在此深度处发生的变化主要涉及化学相变。矿物物理学解释表明,410-km间断面认为是α相橄榄石向β相橄榄石转变的结果,并且由热力学研究得出,410-km间断面的相变具有正的克拉珀龙斜率(即dP/dT),约为+2.5～+4.0 MPa/K[4-6],温度较冷处,如冷的俯冲板块会使410-km间断面抬升,而在温度较高的地区,如洋中脊和地幔柱热点区域会使410-km间断面下沉[7]。而660-km间断面表现为γ相尖晶石分解成钙钛矿和镁铝榴辉石[8-9],其间断面的相变具有负的克拉珀龙斜率,约为-4.0～-0.5 MPa/K,冷的俯冲板块会使660-km间断面出现下沉[10],而洋中脊和地幔柱热点区域会使660-km间断面抬升。
多位学者发现不同地区的410-km间断面有局部抬升和660-km间断面的下沉[11-14]。Tibi等[14]研究了汤加俯冲带410-km和660-km间断面的起伏特征,发现410-km间断面的起伏特征较为复杂,不能仅用橄榄石的相变来解释,而660-km间断面具有双重下沉的特征,可能与该地区复杂的地震活动有关。Flanagan等[15]在全球范围内发现不同地区660-km间断面的下沉与该地区的俯冲带有关,而410-km间断面没有明显的深度变化。
除了上地幔存在410-km和660-km间断面以外,一些学者在上地幔220～250 km、300 km等深度也发现了速度间断面[16-17],300-km间断面表现为柯石英石转换为斯石英石[18],也有学者认为此间断面是斜方辉石转换为单斜辉石形成的[19]。地震学家也成功地在全球范围内发现了上地幔520 km深度处的间断面[20-22],520-km间断面表现为β相尖晶石转换为γ相尖晶石[15]。更有学者在一些地区下地幔800～900 km和1 100～1 200 km、1 800 km、2 400 km深度也观测到了间断面的存在[23-26]。
由于前驱波震相在参考震相之前到达,可以避免其他震相的干扰,通过叠加大量观测波形数据可以有效提取前驱波震相。许多地震学家利用SS震相的前驱波[27-34]、PP前驱波[35-40]、sP和pP震相的前驱波[41-46]、PKPPKP(P′P′)震相的前驱波[47-50]开展了全球地幔间断面的研究工作,并对地幔间断面的起伏形态特征做了详细合理的解释。本文收集整理了近些年来地震学者利用前驱波(S410S、S660S、P410P、P660P,sMP、pMP、s410P、p410P,PKP410PKP、PKP660PKP等)研究地幔间断面的研究成果,并对不同参考震相[长周期反射震相SS或PP、深震震相sP、pP和地球表面反射震相PKPPKP(P′P′)等]前驱波的特征、优缺点及地幔间断面的相关研究成果进行了总结。
在研究地震波的传播过程时,发现地震波在传播时遇到不同深度的间断面会发生反射或者转换,从而产生不同的反射波或转换波。比如SS、PP、sP、pP、PKPPKP等震相在410-km和660-km间断面底部会产生S410S、S660S、P410P、P660P、s410P、p410P、PKP410PKP、PKP660PKP等反射或转换震相[15,42,51],这些产生的新震相在参考震相之前到达,因此叫做前驱波。通常来说,前驱波震相普遍较弱,振幅或能量很小,如pP震相的前驱波振幅不到pP震相的5%,SS震相的前驱波振幅仅为SS震相振幅的2%～5%,因此可以通过叠加多条地震观测波形数据有效压制噪声,来达到清楚识别前驱波震相的目的,从而可以利用前驱波与参考震相的到时差来研究上地幔间断面的起伏特征[52-54]。
1.1 SS和PP前驱波研究
SS震相是S波在地表发生一次反射并继续以S波传播到观测台站的震相。SS前驱波(SdS,其中d表示间断面的深度)与SS震相具有相似的传播路径,其反射点在震源与观测台站之间地球内部间断面(如410-km、660-km等)的底部,由于前驱波传播路径较短,故早于参考震相SS到达观测台站(图1),PP震相及其前驱波PdP也有相似的射线传播路径。
SS和PP前驱波是目前唯一在海洋和大陆区域都有显著覆盖的体波震相,具有长周期的性质,且对弱的间断面敏感,因此常用来探究1 200 km以上地幔间断面的存在及特征。而且SS和PP前驱波走时与振幅对SS和PP反射点下方的结构敏感,研究区域不受地震与台站分布的局限,大大提高了对海洋等台站分布稀疏地区地球内部结构的认识[7,55]。
图1 SS震相及其前驱波SdS、PP震相及其前驱波PdP射线传播路径示意图[其中星号代表震源位置,三角形代表接收台站位置,蓝色实线和蓝色虚线分别为SS震相及其前驱波SdS射线传播路径,红色实线和红色虚线分别为PP震相及其前驱波PdP射线传播路径,d表示间断面深度(如410 km、660 km等),0°、60°、120°、180°代表震中距,震源深度为30 km]Fig.1 Ray propagation paths of SS phase and its precursor wave SdS, and PP phase and its precursor wave PdP
Deuss等[31]使用SS前驱波(SdS)发现在海洋和大陆下方都存在Lehmann间断面(220-km),并且在约260 km和310 km深度都观测到较弱的间断面。Rost等[36]采用短周期(1 Hz)台阵数据,利用PP的前驱波(PdP)研究了西北太平洋地区上地幔200-km间断面,并发现该间断面起伏变化明显。Shearer等[56]利用PP前驱波在全球尺度观测到了410-km间断面,并发现410-km间断面存在约30 km的起伏。An等[57]利用SS前驱波探测了太平洋东北部和加拿大西北部下方的间断面,发现250～330 km、520 km、900～1 200 km深度范围内都存在一些较弱的反射体。Tian等[22]叠加了大量的SS前驱波数据,发现520-km间断面是一个弱的全球性间断面,而560-km间断面只出现在特定的区域。Houser[33]利用SS的前驱波(S410S、S660S)发现410-km间断面起伏与过渡带内的速度无关,而660-km间断面起伏变化与过渡带内的波速变化相关。Deuss[7]利用SS和PP的前驱波研究了上地幔不同深度的速度间断面,发现410-km间断面的结构相对简单,520-km间断面显示出复杂的结构,而660-km间断面在地震学和矿物物理学上都有更为复杂的特征,需要用橄榄石和石榴石的相变相结合来解释其结构。肖勇等[58]通过SS前驱波震相研究,发现阿留申—阿拉斯加俯冲带西部410-km间断面深度接近于全球平均值,而660-km间断面出现明显下沉,导致地幔过渡带明显加厚。
1.2 sP和pP等深震震相前驱波研究
sP是上行的S波到近地球表面发生反射并转换成P波后到达观测台站的震相,pP是上行的P波到近地球表面发生反射到达观测台站的震相。其反射点在近源区速度间断面(如Moho、LAB、410-km、660-km等)底部,在一些狭长且深源地震分布密集的俯冲带(如汤加—斐济俯冲带、马里亚纳俯冲带等)利用pP、sP等深震震相的前驱波(sdP、pdP等,d为间断面深度)来确定狭窄俯冲带间断面的横向变化具有很大的优势。这些近源前驱波震相(sdP、pdP等)具有较小的菲涅尔区,有利于对反射波和转换波的识别,提高地球内部结构的分辨率,因此可以更好地研究上地幔的间断面结构[52-53]。深源地震可以避免产生多次波和噪声对研究震相的干扰,可以通过叠加大量地震观测数据有效提取前驱波信号,进而得到前驱波与参考震相的到时差,计算转换点处的间断面深度。通常使用N次根叠加方法[54,59]、PWD相位加权叠加法[60-61]来有效提取前驱波信号。
Schenk等[62]利用莫霍面反射的pP震相前驱波pMP,通过反射率方法计算了理论地震图并与观测波形进行比较,得到地壳厚度和莫霍面的P波速度变化。并利用此方法对朝鲜北部地壳进行研究发现,从北到南约300 km,地壳厚度从27 km增加到32 km,同时莫霍面的速度变化量从1.3 km/s减少到0.9 km/s。Zheng等[63]利用pP、sP、sS在Moho反射的前驱波pMP、sMP和sMS研究了鄂霍次克海的地壳和上地幔结构,发现鄂霍次克海大部分地区地壳厚度为19～25 km,并发现其下方上地幔顶部的vP/vS值在1.6～1.7之间,可能是由于地幔孔隙流体的存在和二氧化硅的富集造成了低vP/vS值的现象。Jia[64]等利用琉球弧大量的中深源地震,使用Moho底界面和壳内界面反射的sP和pP前驱波研究了琉球弧下方地壳结构,发现沿着琉球弧Moho深度变化范围为22～27 km,表明大陆地壳较薄,而在冲绳海槽之下地壳厚度从26 km向南逐渐减小到了15 km。崔清辉[46]利用sP震相与其在LAB底界面反射的前驱波sLABP走时差计算出反射点深度,发现南美中部地区从西到东LAB深度从60～63 km增加到了78～82 km,可能跟大陆岩石圈被改造的差异程度有关。
Gilbert等[65]利用pP前驱波研究了汤加—斐济俯冲带附近上地幔的结构,发现410-km间断面在汤加俯冲板块附近上升了30 km,660-km间断面下降了20～30 km。Vidale等[66]利用pP震相及其前驱波对南美洲、汤加地区、小笠原地区和马里亚纳下方地幔结构研究发现了410-km间断面的局部抬升和660-km间断面的局部下沉。Flanagan等[42]通过sS、sP和pP深震震相的前驱波研究观测到汤加地区下方410-km间断面横向变化为33 km,并在410-km间断面上方观测到其他反射体的存在。蒋志勇等[2]利用前驱波sdP、pdP和转换波SdP研究了鄂霍次克海下方的地幔结构,发现了410-km和660-km间断面分别存在抬升和下沉现象,在鄂霍次克海北部俯冲板片穿透660-km间断面并进入下地幔,而在其南部俯冲板片停滞在660-km间断面的上方。
图2 sP及其前驱波s410P射线路径示意图(五角星代表震源位置,实线和虚线分别表示P波和S波。前驱波s410P为上行的S波在410-km间断面底部反射并转换的P波)Fig.2 Ray propagation paths of sP phase and its precursor wave s410P
1.3 PKPPKP(P′P′)前驱波的研究
PKPPKP震相又称为P′P′波,是P波穿过地球外核到达地表经过反射后再穿过地球外核最终到达观测台站的震相。Engdahl等[51]从多个地震事件波形中观测到P′P′之前约150 s 处存在一个未知震相,将该震相解释为650 km深度处间断面的前驱波。与SS、PP、sP及pP等震相不同的是,P′P′波穿过地球外核,传播路径近似垂直,P′P′前驱波(PKPdPKP,d为间断面的深度)只有在接近焦散点附近较小的震中距范围(60°～75°)内能够被较好地观测到[67]。P′P′前驱波携带有大量的高频能量,同时射线入射方向近似垂直(图3),这使得P′P′前驱波具有对间断面结构尤其是小尺度结构非常敏感的特性,可用于研究间断面是否尖锐等问题。Benz等[48]和Xu等[68]利用P′P′的前驱波P′410P′和P′660P′推断印度洋、大西洋及南极洲地区下方410-km是一个渐变的间断面(局部可能较为尖锐),而660-km是一个相对尖锐的间断面,因此,P′410P′的振幅普遍弱于P′660P′,而且具有明显的横向差异,以至于 P′410P′只有在局部地区被观测到。
图3 PKPPKP及其前驱波PKPdPKP射线路径示意图[其中星号代表震源位置,三角形代表接收台站位置,红色实线和红色虚线分别为PKPPKP震相及其前驱波PKPdPKP的射线传播路径,d表示间断面的深度(如410 km、660 km等),0°、70°代表震中距,震源深度为30 km]Fig.3 Ray propagation paths of PKPPKP phase and its precursor wave PKPdPKP
Whitcomb等[47]利用P′P′前驱波观测到了地幔中不同深度(280 km、410 km、520 km、630 km、940 km及1 250 km等)的间断面。Adams[67]利用P′P′前驱波研究了南极洲东部地区下方地幔结构,发现420 km和650 km深度处都存在明显的反射体。Nakanishi[69]利用P′P′前驱波发现在靠近大西洋中脊地区下方660 km深处存在着一个尖锐的间断面。Xu等[70]利用P′P′的前驱波研究了非洲南部下方的上地幔间断面,并发现了明显的410-km间断面和660-km间断面。Wu等[50]使用P′P′前驱波研究表明玻利维亚地区下方410-km间断面比较平坦,而660-km间断面存在小尺度的起伏,这一结果支持地幔混合对流模型。Schultz等[71]对P′P′前驱波发展了一种基于反卷积、叠加、Radon变换和深度迁移的新型处理方法,并用此方法研究了纳斯卡南美俯冲带下方地幔结构,发现410-km间断面与橄榄石和石榴石的相变有关,而660-km间断面存在下沉。
除了本文提到的SS、PP、sP、pP、PKPPKP(P′P′)等震相的前驱波,还有一些学者利用其他震相与不同的方法对地幔间断面进行了研究,包括SdP转换波、核幔界面反射震相(ScS和ScP)、三重震相及接收函数等。
2.1 SdP转换波
SdP转换波是下行的S波在近源区地幔间断面处(d为间断面深度)转换成下行的P波,震源与地幔间断面之间距离较短,可用于研究震源下方地幔间断面的起伏特征(图4)。Chen等[17]使用N次根叠加方法提取SdP转换波并对汤加地区地幔结构进行了研究,结果显示在230 km存在一个平坦的速度间断面,这表明汤加地区下方的Lehmann间断面有逐渐下沉趋势且没有明显的起伏波动。谢彩霞等[16]利用SdP转换波发现在汤加地区300 km左右存在一个明显的速度间断面,且该间断面的起伏程度强于410-km间断面。Cui等[72]利用宽频带地震计观测到的SdP转换波研究了兴都库什—帕米尔地区下方的410-km间断面,发现在兴都库什下方410-km间断面平均深度为375 km,在帕米尔下方410-km间断面平均深度为395 km,与IASP91模型相比,该地区410-km间断面的隆起幅度更大,并认为410-km间断面的隆起可能是由于冷俯冲板片的下穿引起的。Richards等[41]利用SdP转换波研究了汤加—斐济俯冲带下方地幔结构,发现汤加北部下方660-km间断面的深度在660～680 km之间,汤加南部下方660-km间断面的深度在660～700 km之间。Zhou等[44]利用下行转换波SdP研究了Izu—Bonin地区下方660-km间断面的结构,发现北部地区670 km、710 km和730 km深度有三个明显的间断面,南部地区下方只有700 km和740 km两个深度存在间断面。Li等[73]利用SdP转换波研究了我国东北地区俯冲带对660-km间断面的影响,俯冲带的下边界与660-km间断面相连。从研究区域向西,660-km间断面受冷的俯冲带的影响逐渐加深,研究区东部660-km间断面较为平缓,没有表现出受俯冲带的明显影响。Kawakatsu等[23]利用SdP转换波研究发现汤加俯冲带下方920 km处存在间断面,在日本和弗洛雷斯海的俯冲带下方同样存在明显间断面,研究认为920-km间断面是一个化学界面,而660-km间断面是一个相变界面。
图4 转换波S410P射线路径示意图(五角星代表震源位置,实线和虚线分别表示P波和S波。转换波S410P为下行的S波在410-km间断面转换的P波)Fig.4 Ray propagation path of the converted wave S410P
2.2 核幔界面反射震相(ScS和ScP)
ScS和ScP 震相都是核幔界面反射震相(图5)。其中ScS震相是S波在核幔界面发生反射产生的震相,ScSScS(ScS2)震相是ScS震相再次在核幔界面发生反射产生的震相。ScP震相是S波在核幔界面发生反射并转换成的P波,利用ScS及ScP震相可以研究下地幔间断面及核幔边界速度结构。Revenaug等[74]利用ScS 震相多次反射波在日本海、黄海和亚洲最东部下方探测到410-km间断面顶部低速层的存在。Courtier等[75]利用ScS震相研究了塔斯曼海和珊瑚海(Tasman and Coral Seas)下方的地幔结构,并在410-km间断面上方观测到低速层的存在,其平均深度为352 km。Kato等[76]利用ScS震相研究了日本下方的地幔结构,发现660-km间断面下沉了约10 km,而410-km间断面没有明显变化。Wang等[77]利用ScS震相研究了日本海及其邻近地区下方地幔结构,发现660-km间断面下沉了10～20 km,这种下沉可能是太平洋俯冲板片造成的。Roth等[78]通过ScS震相发现了汤加俯冲带下方西部地区660-km间断面下沉了约30 km。Li等[79]利用ScS震相在太平洋大型低速区(LLVP)的北缘发现了一个巨型超低速带(ULVZ)。
Castle等[25]通过对ScP震相在阿拉斯加地区和墨西哥湾下方1 800 km到核幔边界(CMB)之间没有发现明显的速度间断面。Rost等[80]利用ScP震相研究了在汤加—斐济和澳大利亚之间的CMB的结构,表明CMB上方存在一个超低速带(ULVZ),其厚度约5～20 km。Garnero等[81]利用ScP震相研究了西南太平洋下方地幔底部的结构,证实有ULVZ的存在。Persh等[82]利用加利福尼亚州北部和南部地震台网观测数据未提取到与ULVZ相关的前驱波信号,在前驱波应该出现的时间窗内,发现核幔边界(CMB)的反射震相(PcP和ScP)叠加振幅比前人所提出的ULVZ模型预测的振幅低。
图5 ScS、ScS2、ScP、PcP震相传播路径示意图(黑色虚线代表ScS及ScS2震相,红色虚线及实线代表ScP震相,蓝色实线代表PcP震相)Fig.5 Ray propagation paths of ScS,ScS2,ScP, and PcP phases
2.3 三重震相
地震波经过不同速度间断面时由于速度跳变在某些震中距会产生“三重震相”(图6),三重震相分别对应间断面之上的直达波(AB)、 间断面处的广角反射波(BC)和穿透到间断面之下的折射波(CD),其到时差和振幅比对间断面附近的速度结构敏感,因此,利用P波和S波的三重震相可以研究不同地区地幔过渡带的速度结构[83]。李国辉等[84]基于P波三重震相研究了扬子克拉通地幔转换带结构,发现410-km间断面上方存在低速层,并对其成因进行了分析讨论。崔辉辉等[83]研究了华北克拉通东部660-km间断面附近的P波速度结构,发现华北克拉通东部660-km间断面下沉约15～20 km。吕苗苗等[85]利用P 波三重震相对华南地区上地幔间断面进行了研究,得出660-km间断面下沉约11 km,可能与后尖晶石相变的克拉珀龙斜率为负有关的结论。王秀姣等[86]研究了西北太平洋俯冲地区410-km间断面,研究结果表明410-km 间断面上方存在厚约(47±14) km,异常值约2%的低速层,横向展布近700 km。李嘉琪等[87]对千岛俯冲板块内部及附近410-km间断面的结构进行了非线性反演,研究结果表明410-km间断面在研究区域有着不同程度的抬升(10～70 km),但俯冲带内部似乎不存在大量的亚稳态橄榄石。Li等[88]研究了千岛地区410-km间断面及俯冲板块的结构,得到了410-km间断面的深度为(420±15) km,在410-km间断面下方50～70 km的深度为俯冲板块上界面的结论。
图6 P波三重震相传播路径示意图(AB、BC、CD分别代表直达波、反射波和折射波)Fig.6 Ray propagation paths of the P-wave triplications
2.4 接收函数方法
接收函数方法主要基于远震P波或S波近似垂直入射的特点,利用其在台站下方间断面处产生的转换波(Ps、 Sp 等)研究台站下方地壳和上地幔间断面(Moho、LAB、410-km、660-km等)的速度结构(图7)。Heit等[89]利用S波的接收函数方法研究发现南美地区LAB深度约为50～160 km,而Moho从大陆海岸下方的18 km逐渐变深到安第斯地区下方的80 km。Vinnik等[90]利用P和S波接收函数方法发现芬兰地区LAB深度在160 km。薛光琦等[91]利用S波接收函数方法研究了青藏高原西部下方上地幔结构,发现位于塔里木岩石圈和青藏高原岩石圈汇聚处下方200 km深度存在S波低速异常。Zhu等[92]用P-S转换震相接收函数反演得出南加州地区Moho深度为21～37 km。Li等[93]用P-S转换震相接收函数研究了北美克拉通区域东缘的地幔间断面,清楚地观测到了270～280 km深度的间断面。吴庆举等[94]利用远震体波偏移叠加方法,研究发现在西藏南部下方存在一个倾斜界面,自100 km深度由南向北俯冲到410-km间断面附近,说明印度—欧亚板块在碰撞时地壳(上岩石圈)与上地幔岩石圈拆离后向更深的亚欧上地幔俯冲。Ai等[12]采用P波接收函数对中国东北地区660-km间断面进行了深入的研究,发现660-km间断面在128.0°～130.5°E、40.0°～44.0°N区域内下沉,并在周围地区呈现不连续状态,推测可能是由于上地幔和俯冲板块之间的相互作用导致了这种现象。Cui等[95]在天山地区使用P波接收函数,发现在造山过程中地壳存在不同程度的增厚现象,认为热地幔物质上涌使得壳内发生部分熔化从而导致了地壳的增厚。
图7 P波接收函数射线传播路径示意图Fig.7 Ray propagation path of the P-wave receiver function
随着全球地震观测数据的极大丰富,地震学家利用不同震相[长周期反射震相SS或PP、深震震相sP、pP和地球表面反射震相PKPPKP(P′P′)等]的前驱波、SdP转换波、核幔界面反射震相(ScS和ScP)及三重震相及接收函数等方法全面研究了全球上地幔间断面结构。由于前驱波震相在参考震相之前到达,可以避免其他震相的干扰,通过叠加大量观测波形数据可以有效提取前驱波震相,是研究全球地幔间断面结构的重要手段。本文阐述了不同震相前驱波(S410S、S660S、P410P、P660P,sMP、pMP、s410P、p410P,PKP410PKP、PKP660PKP等)的研究成果,并对不同震相前驱波的特征进行归纳总结:
(1) SS和PP具有长周期震相特征,其反射点在震源和接收台站位置的中心点附近,SS和PP前驱波走时与振幅对SS和PP反射点下方的结构敏感,受地震和台站的空间分布局限性较小,可以提高海洋等台站分布稀疏地区地球内部结构的认识。SS和PP前驱波的振幅还可以约束间断面(410-km、660-km)两侧的速度、密度比值。SS前驱波研究适用于震中距110°～170°之间(在这个范围内受其他震相干扰较少),且对弱间断面很敏感,因此常用来研究1 200 km以上地幔间断面的结构特征,但其前驱波横向分辨率较低。PP前驱波的观测较为困难,其受到其他震相的干扰较为严重,故而较难观测到P410P、P660P等前驱波 。
(2) sP和pP是远震深震震相,其反射点在近源区速度间断面(如Moho、LAB、410-km及660-km等)底部,其前驱波具有较小的菲涅尔区,对地球内部结构的分辨率较高。sP和pP前驱波研究一般适用于震中距在70°～95°之间的中、深源远震(此范围内其前驱波能被更好地提取),在狭窄俯冲带(如汤加—斐济俯冲带、马里亚纳俯冲带等)间断面的横向变化研究具有很大的优势。
(3) PKPPKP(P"P")震相具有高频(可达1 Hz)特征，同时射线入射方向近似垂直，有近乎对称的菲涅尔区，横向分辨率大，对间断面结构和小尺度结构非常敏感。P′P′波穿过地球外核,传播路径近似垂直,其前驱波只有在接近焦散点附近较小的震中距范围(60°～75°)内能够被较好地观测到,可对间断面的精细特征进行分析,如判断间断面是否尖锐等。但在对地幔间断面的多数研究中,P′410P′的振幅普遍弱于P′660P′,而且具有明显的横向差异,P′660P′比P′410P′更能清晰地被识别,在局部地区才能观测到P′410P′。
地震学者们通常认为410-km间断面的形成是由橄榄石(Olivine)α相到β相的相变造成,660-km间断面是γ相橄榄石(Ringwoodite)到钙钛矿(Perovskite)和镁方铁矿(Magnesio-Wustite)的相变造成的。410-km和660-km间断面的起伏并非仅如岩石实验预测结果呈现单一相关性,可能与温度及化学物质成分都有关,410-km的起伏主要成因为相变,而660-km界面则不完全是相变面,还有一部分区域是化学变化,并且由于俯冲带的存在会引起温度和物质变化,从而影响地幔间断面。地震学者们在不同地区的不同深度(220～250 km、300～350 km、520 km,560 km、800～900 km、1 100～1 200 km、1 800 km和2 400 km)发现了地幔间断面。
尽管许多地震学者们对地幔间断面的研究取得了长足进展,但对特殊区域(如狭窄的俯冲带、海洋区域和观测台站分布稀疏区域等)地幔间断面精细结构的研究结果还存在一定分歧。因此,随着地震观测数据的不断积累,技术方法的不断创新,综合研究区域不同深度的速度间断面、地震分布和观测台站的位置等信息,结合不同震相前驱波、反射波和转换波特征研究地幔间断面精细结构,探讨地幔间断面结构与温度、水含量、矿物相变及俯冲板块的影响等因素,并与矿物物理学、地球动力学和地球化学等学科开展交叉融合研究,对于正确理解地球内部温度分布特征和化学结构,确定地幔间断面成因及地幔对流模式等地球动力学问题具有重要的意义。
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