卡斯凯迪亚孕震区板块界面成像：近海接收函数的新约束



卡斯凯迪亚孕震区板块界面成像：近海接收函数的新约束

0引言

在卡斯凯迪亚俯冲带，胡安·德富卡(JdF)板块向北美板块下方俯冲，有证据表明此处发生过震级约为9.0的强逆冲型古地震(Nelsonetal，1995；Goldfingeretal，2003)。然而，事实上并没有用仪器记录到逆冲带地震，因此我们只能间接地推测发震带的位置和特性。有研究提出温度是控制地震发生深度的因素，闭锁区从海沟或150℃等温线沿倾向延伸至350℃等温线，其过渡带延伸至450℃(Hyndman and Wang，1993；Oleskevichetal，1999；Cozzens and Spinelli，2012)。这些模型一般认为闭锁区的下边缘位于海岸线附近。陆上全球定位系统的数据反演可以用来测定闭锁的特性及近海闭锁区的位置(例如，McCaffreyetal，2013)。

陆上接收函数的成像表明，在海岸线和45km深度间存在较高VP/VS的东倾低速带(LVZ)(Rondenayetal，2001；Nicholsonetal，2005；Abersetal，2009；Audetetal，2009)，该结构被认为是在俯冲洋壳顶部或其上的超压孔隙流体、变质沉积物或二者的组合(Abersetal，2009；Hansenetal，2012)。由于这种不确定性及流体压力和变质随深度的变化，不清楚低速带会不会上倾穿过闭锁区(例如，Hackeretal，2003；Liu and Rice，2007；Saffer and Tobin，2011)。然而，由于过去的宽频带台阵均布设在陆地上，现有的接收函数图像只对闭锁区以下的板块边界取样。Brillon等(2013)分析了温哥华岛近海的两个海底地震仪(OBS)的接收函数，但是这些台站的数据质量较差以致其产生了很大的不确定性。

由于水体多次波对其他到达时的干扰及大量的噪声影响，尤其是水平分量的噪声，海底地震仪的接收函数难以计算(Leahyetal，2010；Bostock and Trehu，2012；Balletal，2014)。卡斯凯迪亚倡议(CI)为重新审视这一挑战提供了绝佳的机会(Toomeyetal，2014)。另外，新的防拖网安装(TRM)的海底地震仪设计不仅意味着我们可以将其布设在浅水区，而且极大地减少了水平分量的噪声(Webbetal，2013)。在本文中，我们评估了卡斯凯迪亚倡议台阵中所有台站计算接收函数的能力，着重研究了布设在华盛顿格雷斯港近海的19个海底地震仪得到的结果，这些台站将地球探测计划的卡斯凯迪亚台阵(CAFE)的宽频带台阵延伸至近海(Abersetal，2009)，使得我们可以对其进行直接的比较。

1数据处理

1.1仪器和数据选择

在卡斯凯迪亚倡议的第一年(2011～2012年)和第三年(2013～2014年)，我们将仪器布设为台站间距约70km的台阵，覆盖了胡安·德富卡板块的北部区域，还在俯冲带的横截面上(近47°N)布设了一个小间距(约10km)的台阵(图1)。格雷斯港研究区(GHFS)的水深大部分小于900m(表S1，见本文电子版补充材料)，主要使用防拖网设计安装的海底地震仪。

在此台阵中分析的地震MW>6.0，震中距在20°～100°之间。海底地震仪仪器的水平轴方位角在海底是未知的，需要回收后计算。首先，我们使用海底地震仪器数据库(OBSIP)管理部(OMO；Lodewyketal，2014)提供的方位角将这些数据的坐标系旋转到垂向—径向—切向(ZRT)坐标系，之后使用0.1Hz的高通滤波器(两极巴特沃斯)去除与重力波有关的噪声(Crawford and Webb，2000)。如果滤波后的信号在初始的15s内有可见P波，且其最大绝对振幅在Z分量和R分量上分别至少是事件前噪声(P波前的5～30s内)的2倍和1.25倍，则选定该信号并对其进行分析。基于此标准，布设的海底地震仪共记录到52个适合计算接收函数的地震事件；然而，由于布设时间和信号质量的差异，单个台站只用到了这些地震事件中的一部分(图1)。事件主要分布在三个反方位角范围：约120°～150°中美到南美方向、约220°～240°西南太平洋方向，约270°～300°日本和阿留申群岛方向(见图1，插图)。为了对比数据质量，我们也计算了在同一时间段内附近的3个陆上台站的接收函数(如图1中的六边形)。

1.2接收函数计算

所选事件的径向分量接收函数用时间域迭代反褶积方法(Ligorria and Ammon，1999)计算，信号都使用形式为exp[-0.5(f/fc)2]的高斯低通滤波器滤波，其中f是圆频率，拐角频率fc为0.2～0.4Hz之间。尽管我们对整个台阵都计算接收函数，但由于浅水防拖网安装的海底地震仪的布设位置和噪声谱使得它们更适合用来解释地壳结构。在浅水台站中，压力和垂向分量在0.1～0.4Hz的通频带中具有较低的相关性，表明其中几乎没有重力波和高频微震产生的噪声(图2a)。去除倾斜和海底变形噪声(例如，Belletal，2014)没有提升信号质量，推测是由于这个较低的相关性造成的。另外，在浅水区，海水层间多次波被滤波器滤除。根据计算小于250m的水深对接收函数没有影响，只有当水深大于1km时才会出现显著的多次波(图2b)。由于格雷斯港研究区中的防拖网安装台站均在浅水区，没有对其进行其他的处理。为了进行对比，我们也展示了没有经过倾斜和海底变形校正的胡安·德富卡洋脊处的结果。

1.3海底地震仪仪器方位

海底地震仪器数据库管理部给出的水平方位由瑞利波的极化确定(Stachniketal，2012)，在格雷斯港研究区的台站中已经发现了高达±80°的不确定性(Lodewyk and Sumy，2014；Lodewyketal，2014)。我们将这个结果与接收函数计算中估计的方位进行对比，在界面水平的各向同性介质中，切向分量接收函数只显示不相关的噪声，这种关系会由于界面倾斜和介质各向异性而变得十分复杂(Cassidy，1992；Savage，1998)，但是这种信号的极性和振幅随反方位角变化而变化，切向分量接收函数能量最小的方向就是正确的反方位角方向。我们计算径向和切向的接收函数时，将坐标系以5°的增幅从0°旋转360°，并对所有可用的地震事件的接收函数进行了叠加，计算了最初5s的能量，在选定的方向上切向波能量最小而径向波振幅为正，利用F检验和信号滤波器响应确定的自由度计算得到95%置信区间，与Silver和Chan(1991)的方法相似。

图1　研究中所用海底地震仪(OBS)的位置[卡斯凯迪亚倡议(CI OBS)和该协议防拖网安装(CI TRM)的海底地震仪]，选择的陆上台站[地球探测计划卡斯凯迪亚台阵(CAFE)；Abers et al，2009]，以及与海底地震仪同时工作的陆上台站(LAND)。根据计算所得的接收函数的数量，我们赋予海底地震仪不同的灰度。灰色实线以10km的梯度表示了该处距俯冲洋壳的深度，虚线表示的是5km的梯度(McCrory et al，2012)。由温度估计出的闭锁区的下倾界限如图中所示的350℃等温线(Cozzens and Spinelli，2012)。胡安·德富卡—北美板块运动来自DeMets等(1994)。格雷斯港的仪器布设位置如图中右上角黑框内所示。左下角插图为本次研究中记录的远震事件

与海底地震仪器数据库管理部为格雷斯港研究区站点提供的方位角的±47°的不确定性相比，计算所得的方位角有平均为±10°的形式不确定性。在这19个台站中，有13个由海底地震仪器数据库管理部提供的方位角位于接收函数方位角的95%置信区间之外。海底地震仪器数据库管理部和接收函数所得的方位角的绝对差异中值为17°，在少于6个接收函数的台站处有最大的差异，其他的差异平均在13°以内。鉴于这个明显较小的不确定性，我们用这个方法来确定海底地震仪的方位(表S1中提供了用该方法得到的所有可用的海底地震仪方位)。

图2　(a)浅水防拖网安装台站(实线)和深水海底地震仪台站(虚线)的压力(P)和Z分量相关性对比，标注了水深，白色区域表示接收函数实际所用的通频带。(b)莫霍面在16km深的无水层(黑色)和含不同水层厚度(灰色)的合成接收函数，在0.4Hz处滤波。右侧为其水深。水深0.25km的接收函数和无水层的接收函数两者几乎是一样的

2接收函数的速度约束

我们用现有的地震速度约束评估接收函数。胡安·德富卡板块和俯冲带的一些P波速度图像都显示胡安·德富卡地壳比在俯冲之前厚约6km，VP在上层2km为5～6km/s，至莫霍面处达到7km/s(Fluehetal，1998；Parsonsetal，1998；Gerdometal，2000)。Flueh等(1998)获得了南部25km的速度图像，发现近海弧前VP为3.7km/s，板块界面上方达到5.4km/s，由此估计出大洋莫霍面以上VP平均值为4.4km/s。陆上，上覆地壳的纵横波波速比是1.9，在这个区域俯冲大洋地幔的纵波速度和纵横波波速比分别为8.1km/s和1.75(Parsonsetal，1999；Calkinsetal，2011；Hansenetal，2012)。

3结果

3.1接收函数质量

布设仪器后的第一年(2011.07～2012.07)，有26个海底地震仪台站接收到了符合接收函数计算标准的地震事件。由于改进了仪器的投放和回收方法，在第三年(2013.07～2014.07)这种海底地震仪台站增加到55个，共计算出491个接收函数。将两次布设在同一地点的台站所得的接收函数结合起来，每个防拖网安装台站平均得到7.2个接收函数，其他海底地震仪则平均得到6.7个，其中最成功的3个台站则平均获得24.0个接收函数(图1)。为了对比，我们以同样的标准计算了在同一时期布设在附近海岸的3个台站的接收函数，每个台站平均获得108.3个接收函数。

3.2格雷斯港研究区

在格雷斯港研究区的台阵中，无论是单台的各个接收函数，还是延迟时间小于15～20s的邻近台站中，其信号均具有一致的到时(图3)。因此，这些接收函数的主要信号都是一致的。在大多数情况下，这些信号或是没有展现出表示入射P波到达的零延迟脉冲，或是其振幅小于其它峰值，如一些在低速沉积物上的典型台站(例如，Sheehanetal，1995)。在所有浅水台站中观测到的一个最大振幅的到达波为一个大约3s处的正脉冲，在所有的反方位角中均展现出一致性，脉冲时间的变化多达1s。大多数台站在这个3s处的峰值前后都显示出负振幅，与沿着格雷斯港研究区—卡斯凯迪亚台阵剖面分布、反方位角大于200°、时间延迟2s和6s的陆上WISH台站观测到的特点相似(图3)。这个峰值已经在陆上台站确定为来自下方板块的一系列上行转换波(PS)。许多海底地震仪台站在12～14s还有一个宽的负脉冲，与3s处峰值的振幅相似。在某些情况下，到达波的时间(例如，FN14)或振幅(例如，FN07)随反方位角而变化(图3)。从接收函数数据恢复方面来说，最成功的台站分布于150～700m的水深，但是鉴于台站的数量较少，尚不清楚水深是否是信号清晰的主要原因。这些水深的水体多次波到达的频率比低通滤波器频率低得多(图3)，因此影响应该较小。在水深小于100m的地方(例如，FN02)，信噪比有所降低，所得接收函数较少，一些稍靠后的到达波可见度更小，这可能是由于直达波引起噪声的增加(Webband and Crawford，2010)。在FN12，基于灵敏度测试可知，水体多次反射对接收函数可能影响较小(图2b)。

图3　6个格雷斯港研究区台站和陆上用于对比的WISH站点的各个径向接收函数。在每个站点，按反方位角向右增加将接收函数进行排列，位于每个台站接收函数下方的条带表示特定的反方位角范围，正震相用黑色表示，负震相用灰色表示，排序中将最西的站点排在左边。FN13是一个深水海底地震仪，而其他的是防拖网安装的海底地震仪，标记了水深。白色三角表示预测的海水层间多次波负振幅出现的时间，而黑色三角则表示正振幅。我们对所有的接收函数运用了拐角频率为0.4Hz的高斯滤波器

图4　胡安·德富卡洋脊附近4个站点的各个径向接收函数，右边显示的是这些接收函数的叠加，与图3中格式和处理过程一样

布设在水深大于1 000m的海底地震仪中(例如，FN13；图3)，各个接收函数之间存在相关的到达波，但是这与浅水台站中观测到的任何一个到达波都不匹配，这可能是由于结构的变化、水体多次波的出现或这两种效应结合引起的。在对应水深多次波出现的时间点，主要的水体多次波极性应该是以一个负振幅开始，交替出现(Bostock and Trehu，2012)，其时间与水深有关(图3，4)。二次震相产生的反射可能使这个模式变得复杂，但是P波伴随多次波应该比P-S转换震相产生的多次波更强烈。

3.3胡安·德富卡洋脊

胡安·德富卡洋脊附近的一些站点与布设在板块中心的台站相比具有较高的信噪比，这些接收函数均具有高振幅值的零延迟峰值，可能是由于此处沉积物较薄引起的(图4)。一些到达波连续地出现在邻近的台站中，然而这并没有出现在整个台阵中。来自6km深的大洋莫霍面的主要反射波不会出现在约4s后，前面的信号可以用这些波来解释，后面的一些相干信号可能是水体反射。

4讨论与结论

4.1板块界面成像

接收函数记录了来自地震速度的不连续界面的P-S转换波和多次反射波(图5)。陆上，这些信号主要出现在俯冲的大洋莫霍面、与洋壳及板块界面有关的边界(Abersetal，2009；Audetetal，2010；Hansenetal，2012)。我们利用之前的速度信息以及与实际观测一致的射线参数，计算平面分层结构产生的理论地震图，通过叠加来模拟FN07站点叠加后的接收函数。在这个地方，板块倾角小于5°，倾角对地震记录的影响应该较小。

最初我们测试了一个简单的两层模型，其中上层纵波速度为4.4km/s，与附近的折射模型中的平均值一致(Fluehetal，1998)，纵横波波速比为岸上推测的1.9(Calkinsetal，2011)。Ps和Psxs到达与可能是俯冲莫霍面的15.8km深的界面相匹配(图6a)。因此，对于6km的俯冲洋壳而言，板块界面可能位于9.8km的深度，这仅比Flueh等(1998)推断的板块边界浅0.4km。这可以用VP或VS的平均速度沿走向有约3%变化来解释，两者都比McCrory等(2012)推断的14km的板块界面浅很多。然而，观测数据中还有很多特征在合成接收函数中并没有体现出来，最显著的是Ppxs多次波在海底地震仪数据中较弱。我们的第二个模型有两层洋壳(图6b)，这使得Ppxs振幅减小，但Psxs振幅也有减小。

我们还测试了一个与数据更为相似的包含低速带的模型(图6c)，它的特点是在6.5～9.5km处有一个低速带，其中纵波速度是3.1km/s，纵横波波速比是2.1，下方是5km厚的洋壳，纵波速度是5.9km/s，纵横波波速比是1.97，洋壳下方是大洋地幔。这使得Ppxs振幅减小而Ps和Psxs的振幅没有减小，在5～11s之间包含一些较小的高频振幅，与所观测的结果相似。14s延迟处的负脉冲包含各界面Ppxs和Psxs的贡献，在此发生相长干涉。虽然我们没有完全地搜索参数空间，但是我们测试的任何一个成功的模型都包含低速层。在格雷斯港研究区的一些其他台站中出现了Ppxs波至的减少和高振幅的Psxs波至(例如，FN02，FN14；图6d)，但其他台站缺乏上述的Psxs波至，这可能表明结构有变化，然而在FN02，FN07及FN14处的相似观测结果表明这种特征可能在整个格雷斯港研究区台站中均有体现。

图5　用Ps，Ppxs和Psxs的术语来描述接收函数的直达波和第一个界面反射波

图6　FN07站点3个速度模型的合成接收函数与观测数据的对比：(a)代表大洋莫霍面的单一界面；(b)多层俯冲洋壳和逆冲带；(c)在板块界面处有低速带的大洋结构；(d)其他台站数据与模型(b)和(c)的对比。在(a～c)中，上部是和0.2Hz低通滤波器的对比，中间是0.4Hz滤波器的结果，下部是速度模型。实黑线表示数据，虚黑线表示合成记录。(d)是来自其他台站的数据与低速带模型和洋壳模型的合成记录(0.2Hz)的对比

这些正演模型对接收函数主要特征的来源提供了一些指示，但不包括已知的上部板块速度变化，并且本质上是非唯一的。从接收函数中零延迟脉冲的缺失可以清楚看到近地表超低速度的影响(例如，Fluehetal，1998；Parsonsetal，1998)，但并没有对其进行模拟，所以初始2s没有很好地匹配。上部板块速度恒定的假设为来自板块界面的震相提供了正确时间，但这样就会低估层位底部的绝对速度，从而高估了速度差异。

尽管如此，这些模型显示，海底地震仪接收函数对板块界面深度的结构进行了成像，低速带可能在近海仍有延续。由于近岸板块边界可能覆盖有铁镁质Siletz组岩石，导致了近海上部板块速度远低于陆上上部板块速度(Trehuetal，1994；Parsonsetal，1999)，因此低速带的延续就需要在近海逆冲带中存在很低的速度。上覆板块中VP小于5.4km/s，所以低速带速度就非常低，比附近洋层2A速度慢很多(Fluehetal，1998；Gerdometal，2000)。另外，在华盛顿州的近海，胡安·德富卡地壳平均厚度为6km(Fluehetal，1998；Gerdometal，2000)，表明8km的低速带和洋壳组合可能含有一些上覆物质。

4.2海陆联测剖面

陆上卡斯凯迪亚台阵(来自Abersetal，2009)及格雷斯港研究区接收函数的台站叠加给出了自变形前缘延伸贯穿弧前的剖面。除了最西边的台站，在陆上及近海，前面被确定为来自大洋莫霍面的Ps和Psxs转换波在0.2Hz和0.4Hz上均是连续的(图7)。陆上台站的特征是分别来自低速带顶部和底部的高振幅的负或正的Ppxs震相，这些到达波没有在海底地震仪上清晰的观察到，然而后至的Psxs比较明显。

图7　沿47°N处东西剖面据距离绘制的接收函数叠加。海岸线以东的台站属于卡斯凯迪亚台阵，以西的属于格雷斯港研究区的海底地震仪台阵。所示为文中讨论的可以识别的到达波。上部所用高斯滤波器，拐角频率为0.2Hz，下部为0.4Hz

来自正演模型的结果表明，这些特征可以很好地用板块界面处的速度反转来解释，所用结构与陆上观测的结构相比，较浅较慢。格雷斯港研究区下方的上覆地壳的底部P波速度预计为5.0～5.4km/s(Fluehetal，1998；Parsonsetal，1999)，利用上述的纵横波波速比约束，该模型表明在板块界面处P波速度有约0.5km/s的下降，FN07台站下方低速带P波速度可能为4.5～4.9km/s，比陆上观测的5.0±0.3km/s稍低(Abersetal，2009)。在南海俯冲带海底之下约10km处也观测到了相似的速度下降(Kameietal，2012)，与我们研究中观测到的板块界面深度相似，将其解释为高孔隙度俯冲断层沉积物(Bangsetal，2009)。另外，在板块间的剪切带中，各向异性对速度的减小也有所影响，但我们并未对此进行深入研究。在温哥华岛近海，Nedimovic等(2003)观测到了反射系数沿上倾方向移动的突然变化，在离变形前缘最近的台站下方这可能是结构变化的表现，然而，地表5km内的结构很难用接收函数观测。

综上所述，利用弧前环境中的海底地震仪数据，可计算得到接收函数。受防护的防拖网安装海底地震仪在至关重要的0.1～0.4Hz频带上表现出较低的噪声，尤其是在水平分量上。格雷斯港研究区中计算出的接收函数记录了与俯冲洋壳相关结构的波至信息，使得变形前缘附近的板块界面成像有了可能。正演模型表明FN07处俯冲带莫霍面位于16km深，位于格雷斯港近海45km处，准确的深度依赖于上覆的结构。正演模型还指出板块界面处的低速带可以用来解释此站点接收函数中的一些特征，表明该结构可能延续至闭锁带。

数据与来源

本研究由国家科学基金(OCE-1334831和EAR-1147622)资助。本次研究中所用的近海数据来自海底地震仪器数据库管理部(http：//www.obsip.org；最后访问时间2014年11月)，陆上的数据来自地球探测计划及由国家科学基金资助的卡斯凯迪亚海陆联测台阵，所有地震数据均已归档到美国地震学联合研究协会的数据管理中心(http：//www.iris.edu)。

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Helen A.JaniszewskiGeoffrey A.Abers

译 者 简 介

王奥星(1992—)，男，国家海洋局第二海洋研究所海洋地球物理专业硕士研究生，主要从事海底地震仪探测和海底构造研究，E-mail：13116766821@163.com。

常利军(1978—)，男，中国地震局地球物理研究所研究员，主要从事地球深部构造、地震各向异性和地球动力学方面的研究。E-mail：ljchang@cea-igp.ac.cn。

Helen A.Janiszewski，Geoffrey A.Abers.2015.Imaging the plate interface in the Cascadia seismogenic zone：new constraints from offshore receiver functions.Seismol.Res.Lett.86(5)：1261-1269.doi：10.1785/0220150104

王奥星 译.2016.卡斯凯迪亚孕震区板块界面成像：近海接收函数的新约束.世界地震译丛.47(3)：243-254.doi：10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201603006

国家海洋局第二海洋研究所王奥星译；阮爱国校

中国地震局地壳应力研究所黄忠贤复校