卡斯凱迪亞孕震區(qū)板塊界面成像：近海接收函數(shù)的新約束

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卡斯凱迪亞孕震區(qū)板塊界面成像：近海接收函數(shù)的新約束

0引言

在卡斯凱迪亞俯沖帶，胡安·德富卡(JdF)板塊向北美板塊下方俯沖，有證據(jù)表明此處發(fā)生過震級約為9.0的強逆沖型古地震(Nelsonetal，1995；Goldfingeretal，2003)。然而，事實上并沒有用儀器記錄到逆沖帶地震，因此我們只能間接地推測發(fā)震帶的位置和特性。有研究提出溫度是控制地震發(fā)生深度的因素，閉鎖區(qū)從海溝或150℃等溫線沿傾向延伸至350℃等溫線，其過渡帶延伸至450℃(Hyndman and Wang，1993；Oleskevichetal，1999；Cozzens and Spinelli，2012)。這些模型一般認為閉鎖區(qū)的下邊緣位于海岸線附近。陸上全球定位系統(tǒng)的數(shù)據(jù)反演可以用來測定閉鎖的特性及近海閉鎖區(qū)的位置(例如，McCaffreyetal，2013)。

陸上接收函數(shù)的成像表明，在海岸線和45km深度間存在較高VP/VS的東傾低速帶(LVZ)(Rondenayetal，2001；Nicholsonetal，2005；Abersetal，2009；Audetetal，2009)，該結(jié)構(gòu)被認為是在俯沖洋殼頂部或其上的超壓孔隙流體、變質(zhì)沉積物或二者的組合(Abersetal，2009；Hansenetal，2012)。由于這種不確定性及流體壓力和變質(zhì)隨深度的變化，不清楚低速帶會不會上傾穿過閉鎖區(qū)(例如，Hackeretal，2003；Liu and Rice，2007；Saffer and Tobin，2011)。然而，由于過去的寬頻帶臺陣均布設在陸地上，現(xiàn)有的接收函數(shù)圖像只對閉鎖區(qū)以下的板塊邊界取樣。Brillon等(2013)分析了溫哥華島近海的兩個海底地震儀(OBS)的接收函數(shù)，但是這些臺站的數(shù)據(jù)質(zhì)量較差以致其產(chǎn)生了很大的不確定性。

由于水體多次波對其他到達時的干擾及大量的噪聲影響，尤其是水平分量的噪聲，海底地震儀的接收函數(shù)難以計算(Leahyetal，2010；Bostock and Trehu，2012；Balletal，2014)?？ㄋ箘P迪亞倡議(CI)為重新審視這一挑戰(zhàn)提供了絕佳的機會(Toomeyetal，2014)。另外，新的防拖網(wǎng)安裝(TRM)的海底地震儀設計不僅意味著我們可以將其布設在淺水區(qū)，而且極大地減少了水平分量的噪聲(Webbetal，2013)。在本文中，我們評估了卡斯凱迪亞倡議臺陣中所有臺站計算接收函數(shù)的能力，著重研究了布設在華盛頓格雷斯港近海的19個海底地震儀得到的結(jié)果，這些臺站將地球探測計劃的卡斯凱迪亞臺陣(CAFE)的寬頻帶臺陣延伸至近海(Abersetal，2009)，使得我們可以對其進行直接的比較。

1數(shù)據(jù)處理

1.1儀器和數(shù)據(jù)選擇

在卡斯凱迪亞倡議的第一年(2011～2012年)和第三年(2013～2014年)，我們將儀器布設為臺站間距約70km的臺陣，覆蓋了胡安·德富卡板塊的北部區(qū)域，還在俯沖帶的橫截面上(近47°N)布設了一個小間距(約10km)的臺陣(圖1)。格雷斯港研究區(qū)(GHFS)的水深大部分小于900m(表S1，見本文電子版補充材料)，主要使用防拖網(wǎng)設計安裝的海底地震儀。

在此臺陣中分析的地震MW>6.0，震中距在20°～100°之間。海底地震儀儀器的水平軸方位角在海底是未知的，需要回收后計算。首先，我們使用海底地震儀器數(shù)據(jù)庫(OBSIP)管理部(OMO；Lodewyketal，2014)提供的方位角將這些數(shù)據(jù)的坐標系旋轉(zhuǎn)到垂向—徑向—切向(ZRT)坐標系，之后使用0.1Hz的高通濾波器(兩極巴特沃斯)去除與重力波有關(guān)的噪聲(Crawford and Webb，2000)。如果濾波后的信號在初始的15s內(nèi)有可見P波，且其最大絕對振幅在Z分量和R分量上分別至少是事件前噪聲(P波前的5～30s內(nèi))的2倍和1.25倍，則選定該信號并對其進行分析?；诖藰藴剩荚O的海底地震儀共記錄到52個適合計算接收函數(shù)的地震事件；然而，由于布設時間和信號質(zhì)量的差異，單個臺站只用到了這些地震事件中的一部分(圖1)。事件主要分布在三個反方位角范圍：約120°～150°中美到南美方向、約220°～240°西南太平洋方向，約270°～300°日本和阿留申群島方向(見圖1，插圖)。為了對比數(shù)據(jù)質(zhì)量，我們也計算了在同一時間段內(nèi)附近的3個陸上臺站的接收函數(shù)(如圖1中的六邊形)。

1.2接收函數(shù)計算

所選事件的徑向分量接收函數(shù)用時間域迭代反褶積方法(Ligorria and Ammon，1999)計算，信號都使用形式為exp[-0.5(f/fc)2]的高斯低通濾波器濾波，其中f是圓頻率，拐角頻率fc為0.2～0.4Hz之間。盡管我們對整個臺陣都計算接收函數(shù)，但由于淺水防拖網(wǎng)安裝的海底地震儀的布設位置和噪聲譜使得它們更適合用來解釋地殼結(jié)構(gòu)。在淺水臺站中，壓力和垂向分量在0.1～0.4Hz的通頻帶中具有較低的相關(guān)性，表明其中幾乎沒有重力波和高頻微震產(chǎn)生的噪聲(圖2a)。去除傾斜和海底變形噪聲(例如，Belletal，2014)沒有提升信號質(zhì)量，推測是由于這個較低的相關(guān)性造成的。另外，在淺水區(qū)，海水層間多次波被濾波器濾除。根據(jù)計算小于250m的水深對接收函數(shù)沒有影響，只有當水深大于1km時才會出現(xiàn)顯著的多次波(圖2b)。由于格雷斯港研究區(qū)中的防拖網(wǎng)安裝臺站均在淺水區(qū)，沒有對其進行其他的處理。為了進行對比，我們也展示了沒有經(jīng)過傾斜和海底變形校正的胡安·德富卡洋脊處的結(jié)果。

1.3海底地震儀儀器方位

海底地震儀器數(shù)據(jù)庫管理部給出的水平方位由瑞利波的極化確定(Stachniketal，2012)，在格雷斯港研究區(qū)的臺站中已經(jīng)發(fā)現(xiàn)了高達±80°的不確定性(Lodewyk and Sumy，2014；Lodewyketal，2014)。我們將這個結(jié)果與接收函數(shù)計算中估計的方位進行對比，在界面水平的各向同性介質(zhì)中，切向分量接收函數(shù)只顯示不相關(guān)的噪聲，這種關(guān)系會由于界面傾斜和介質(zhì)各向異性而變得十分復雜(Cassidy，1992；Savage，1998)，但是這種信號的極性和振幅隨反方位角變化而變化，切向分量接收函數(shù)能量最小的方向就是正確的反方位角方向。我們計算徑向和切向的接收函數(shù)時，將坐標系以5°的增幅從0°旋轉(zhuǎn)360°，并對所有可用的地震事件的接收函數(shù)進行了疊加，計算了最初5s的能量，在選定的方向上切向波能量最小而徑向波振幅為正，利用F檢驗和信號濾波器響應確定的自由度計算得到95%置信區(qū)間，與Silver和Chan(1991)的方法相似。

圖1　研究中所用海底地震儀(OBS)的位置[卡斯凱迪亞倡議(CI OBS)和該協(xié)議防拖網(wǎng)安裝(CI TRM)的海底地震儀]，選擇的陸上臺站[地球探測計劃卡斯凱迪亞臺陣(CAFE)；Abers et al，2009]，以及與海底地震儀同時工作的陸上臺站(LAND)。根據(jù)計算所得的接收函數(shù)的數(shù)量，我們賦予海底地震儀不同的灰度?；疑珜嵕€以10km的梯度表示了該處距俯沖洋殼的深度，虛線表示的是5km的梯度(McCrory et al，2012)。由溫度估計出的閉鎖區(qū)的下傾界限如圖中所示的350℃等溫線(Cozzens and Spinelli，2012)。胡安·德富卡—北美板塊運動來自DeMets等(1994)。格雷斯港的儀器布設位置如圖中右上角黑框內(nèi)所示。左下角插圖為本次研究中記錄的遠震事件

與海底地震儀器數(shù)據(jù)庫管理部為格雷斯港研究區(qū)站點提供的方位角的±47°的不確定性相比，計算所得的方位角有平均為±10°的形式不確定性。在這19個臺站中，有13個由海底地震儀器數(shù)據(jù)庫管理部提供的方位角位于接收函數(shù)方位角的95%置信區(qū)間之外。海底地震儀器數(shù)據(jù)庫管理部和接收函數(shù)所得的方位角的絕對差異中值為17°，在少于6個接收函數(shù)的臺站處有最大的差異，其他的差異平均在13°以內(nèi)。鑒于這個明顯較小的不確定性，我們用這個方法來確定海底地震儀的方位(表S1中提供了用該方法得到的所有可用的海底地震儀方位)。

圖2　(a)淺水防拖網(wǎng)安裝臺站(實線)和深水海底地震儀臺站(虛線)的壓力(P)和Z分量相關(guān)性對比，標注了水深，白色區(qū)域表示接收函數(shù)實際所用的通頻帶。(b)莫霍面在16km深的無水層(黑色)和含不同水層厚度(灰色)的合成接收函數(shù)，在0.4Hz處濾波。右側(cè)為其水深。水深0.25km的接收函數(shù)和無水層的接收函數(shù)兩者幾乎是一樣的

2接收函數(shù)的速度約束

我們用現(xiàn)有的地震速度約束評估接收函數(shù)。胡安·德富卡板塊和俯沖帶的一些P波速度圖像都顯示胡安·德富卡地殼比在俯沖之前厚約6km，VP在上層2km為5～6km/s，至莫霍面處達到7km/s(Fluehetal，1998；Parsonsetal，1998；Gerdometal，2000)。Flueh等(1998)獲得了南部25km的速度圖像，發(fā)現(xiàn)近?；∏癡P為3.7km/s，板塊界面上方達到5.4km/s，由此估計出大洋莫霍面以上VP平均值為4.4km/s。陸上，上覆地殼的縱橫波波速比是1.9，在這個區(qū)域俯沖大洋地幔的縱波速度和縱橫波波速比分別為8.1km/s和1.75(Parsonsetal，1999；Calkinsetal，2011；Hansenetal，2012)。

3結(jié)果

3.1接收函數(shù)質(zhì)量

布設儀器后的第一年(2011.07～2012.07)，有26個海底地震儀臺站接收到了符合接收函數(shù)計算標準的地震事件。由于改進了儀器的投放和回收方法，在第三年(2013.07～2014.07)這種海底地震儀臺站增加到55個，共計算出491個接收函數(shù)。將兩次布設在同一地點的臺站所得的接收函數(shù)結(jié)合起來，每個防拖網(wǎng)安裝臺站平均得到7.2個接收函數(shù)，其他海底地震儀則平均得到6.7個，其中最成功的3個臺站則平均獲得24.0個接收函數(shù)(圖1)。為了對比，我們以同樣的標準計算了在同一時期布設在附近海岸的3個臺站的接收函數(shù)，每個臺站平均獲得108.3個接收函數(shù)。

3.2格雷斯港研究區(qū)

在格雷斯港研究區(qū)的臺陣中，無論是單臺的各個接收函數(shù)，還是延遲時間小于15～20s的鄰近臺站中，其信號均具有一致的到時(圖3)。因此，這些接收函數(shù)的主要信號都是一致的。在大多數(shù)情況下，這些信號或是沒有展現(xiàn)出表示入射P波到達的零延遲脈沖，或是其振幅小于其它峰值，如一些在低速沉積物上的典型臺站(例如，Sheehanetal，1995)。在所有淺水臺站中觀測到的一個最大振幅的到達波為一個大約3s處的正脈沖，在所有的反方位角中均展現(xiàn)出一致性，脈沖時間的變化多達1s。大多數(shù)臺站在這個3s處的峰值前后都顯示出負振幅，與沿著格雷斯港研究區(qū)—卡斯凱迪亞臺陣剖面分布、反方位角大于200°、時間延遲2s和6s的陸上WISH臺站觀測到的特點相似(圖3)。這個峰值已經(jīng)在陸上臺站確定為來自下方板塊的一系列上行轉(zhuǎn)換波(PS)。許多海底地震儀臺站在12～14s還有一個寬的負脈沖，與3s處峰值的振幅相似。在某些情況下，到達波的時間(例如，F(xiàn)N14)或振幅(例如，F(xiàn)N07)隨反方位角而變化(圖3)。從接收函數(shù)數(shù)據(jù)恢復方面來說，最成功的臺站分布于150～700m的水深，但是鑒于臺站的數(shù)量較少，尚不清楚水深是否是信號清晰的主要原因。這些水深的水體多次波到達的頻率比低通濾波器頻率低得多(圖3)，因此影響應該較小。在水深小于100m的地方(例如，F(xiàn)N02)，信噪比有所降低，所得接收函數(shù)較少，一些稍靠后的到達波可見度更小，這可能是由于直達波引起噪聲的增加(Webband and Crawford，2010)。在FN12，基于靈敏度測試可知，水體多次反射對接收函數(shù)可能影響較小(圖2b)。

圖3　6個格雷斯港研究區(qū)臺站和陸上用于對比的WISH站點的各個徑向接收函數(shù)。在每個站點，按反方位角向右增加將接收函數(shù)進行排列，位于每個臺站接收函數(shù)下方的條帶表示特定的反方位角范圍，正震相用黑色表示，負震相用灰色表示，排序中將最西的站點排在左邊。FN13是一個深水海底地震儀，而其他的是防拖網(wǎng)安裝的海底地震儀，標記了水深。白色三角表示預測的海水層間多次波負振幅出現(xiàn)的時間，而黑色三角則表示正振幅。我們對所有的接收函數(shù)運用了拐角頻率為0.4Hz的高斯濾波器

圖4　胡安·德富卡洋脊附近4個站點的各個徑向接收函數(shù)，右邊顯示的是這些接收函數(shù)的疊加，與圖3中格式和處理過程一樣

布設在水深大于1 000m的海底地震儀中(例如，F(xiàn)N13；圖3)，各個接收函數(shù)之間存在相關(guān)的到達波，但是這與淺水臺站中觀測到的任何一個到達波都不匹配，這可能是由于結(jié)構(gòu)的變化、水體多次波的出現(xiàn)或這兩種效應結(jié)合引起的。在對應水深多次波出現(xiàn)的時間點，主要的水體多次波極性應該是以一個負振幅開始，交替出現(xiàn)(Bostock and Trehu，2012)，其時間與水深有關(guān)(圖3，4)。二次震相產(chǎn)生的反射可能使這個模式變得復雜，但是P波伴隨多次波應該比P-S轉(zhuǎn)換震相產(chǎn)生的多次波更強烈。

3.3胡安·德富卡洋脊

胡安·德富卡洋脊附近的一些站點與布設在板塊中心的臺站相比具有較高的信噪比，這些接收函數(shù)均具有高振幅值的零延遲峰值，可能是由于此處沉積物較薄引起的(圖4)。一些到達波連續(xù)地出現(xiàn)在鄰近的臺站中，然而這并沒有出現(xiàn)在整個臺陣中。來自6km深的大洋莫霍面的主要反射波不會出現(xiàn)在約4s后，前面的信號可以用這些波來解釋，后面的一些相干信號可能是水體反射。

4討論與結(jié)論

4.1板塊界面成像

接收函數(shù)記錄了來自地震速度的不連續(xù)界面的P-S轉(zhuǎn)換波和多次反射波(圖5)。陸上，這些信號主要出現(xiàn)在俯沖的大洋莫霍面、與洋殼及板塊界面有關(guān)的邊界(Abersetal，2009；Audetetal，2010；Hansenetal，2012)。我們利用之前的速度信息以及與實際觀測一致的射線參數(shù)，計算平面分層結(jié)構(gòu)產(chǎn)生的理論地震圖，通過疊加來模擬FN07站點疊加后的接收函數(shù)。在這個地方，板塊傾角小于5°，傾角對地震記錄的影響應該較小。

最初我們測試了一個簡單的兩層模型，其中上層縱波速度為4.4km/s，與附近的折射模型中的平均值一致(Fluehetal，1998)，縱橫波波速比為岸上推測的1.9(Calkinsetal，2011)。Ps和Psxs到達與可能是俯沖莫霍面的15.8km深的界面相匹配(圖6a)。因此，對于6km的俯沖洋殼而言，板塊界面可能位于9.8km的深度，這僅比Flueh等(1998)推斷的板塊邊界淺0.4km。這可以用VP或VS的平均速度沿走向有約3%變化來解釋，兩者都比McCrory等(2012)推斷的14km的板塊界面淺很多。然而，觀測數(shù)據(jù)中還有很多特征在合成接收函數(shù)中并沒有體現(xiàn)出來，最顯著的是Ppxs多次波在海底地震儀數(shù)據(jù)中較弱。我們的第二個模型有兩層洋殼(圖6b)，這使得Ppxs振幅減小，但Psxs振幅也有減小。

我們還測試了一個與數(shù)據(jù)更為相似的包含低速帶的模型(圖6c)，它的特點是在6.5～9.5km處有一個低速帶，其中縱波速度是3.1km/s，縱橫波波速比是2.1，下方是5km厚的洋殼，縱波速度是5.9km/s，縱橫波波速比是1.97，洋殼下方是大洋地幔。這使得Ppxs振幅減小而Ps和Psxs的振幅沒有減小，在5～11s之間包含一些較小的高頻振幅，與所觀測的結(jié)果相似。14s延遲處的負脈沖包含各界面Ppxs和Psxs的貢獻，在此發(fā)生相長干涉。雖然我們沒有完全地搜索參數(shù)空間，但是我們測試的任何一個成功的模型都包含低速層。在格雷斯港研究區(qū)的一些其他臺站中出現(xiàn)了Ppxs波至的減少和高振幅的Psxs波至(例如，F(xiàn)N02，F(xiàn)N14；圖6d)，但其他臺站缺乏上述的Psxs波至，這可能表明結(jié)構(gòu)有變化，然而在FN02，F(xiàn)N07及FN14處的相似觀測結(jié)果表明這種特征可能在整個格雷斯港研究區(qū)臺站中均有體現(xiàn)。

圖5　用Ps，Ppxs和Psxs的術(shù)語來描述接收函數(shù)的直達波和第一個界面反射波

圖6　FN07站點3個速度模型的合成接收函數(shù)與觀測數(shù)據(jù)的對比：(a)代表大洋莫霍面的單一界面；(b)多層俯沖洋殼和逆沖帶；(c)在板塊界面處有低速帶的大洋結(jié)構(gòu)；(d)其他臺站數(shù)據(jù)與模型(b)和(c)的對比。在(a～c)中，上部是和0.2Hz低通濾波器的對比，中間是0.4Hz濾波器的結(jié)果，下部是速度模型。實黑線表示數(shù)據(jù)，虛黑線表示合成記錄。(d)是來自其他臺站的數(shù)據(jù)與低速帶模型和洋殼模型的合成記錄(0.2Hz)的對比

這些正演模型對接收函數(shù)主要特征的來源提供了一些指示，但不包括已知的上部板塊速度變化，并且本質(zhì)上是非唯一的。從接收函數(shù)中零延遲脈沖的缺失可以清楚看到近地表超低速度的影響(例如，F(xiàn)luehetal，1998；Parsonsetal，1998)，但并沒有對其進行模擬，所以初始2s沒有很好地匹配。上部板塊速度恒定的假設為來自板塊界面的震相提供了正確時間，但這樣就會低估層位底部的絕對速度，從而高估了速度差異。

盡管如此，這些模型顯示，海底地震儀接收函數(shù)對板塊界面深度的結(jié)構(gòu)進行了成像，低速帶可能在近海仍有延續(xù)。由于近岸板塊邊界可能覆蓋有鐵鎂質(zhì)Siletz組巖石，導致了近海上部板塊速度遠低于陸上上部板塊速度(Trehuetal，1994；Parsonsetal，1999)，因此低速帶的延續(xù)就需要在近海逆沖帶中存在很低的速度。上覆板塊中VP小于5.4km/s，所以低速帶速度就非常低，比附近洋層2A速度慢很多(Fluehetal，1998；Gerdometal，2000)。另外，在華盛頓州的近海，胡安·德富卡地殼平均厚度為6km(Fluehetal，1998；Gerdometal，2000)，表明8km的低速帶和洋殼組合可能含有一些上覆物質(zhì)。

4.2海陸聯(lián)測剖面

陸上卡斯凱迪亞臺陣(來自Abersetal，2009)及格雷斯港研究區(qū)接收函數(shù)的臺站疊加給出了自變形前緣延伸貫穿弧前的剖面。除了最西邊的臺站，在陸上及近海，前面被確定為來自大洋莫霍面的Ps和Psxs轉(zhuǎn)換波在0.2Hz和0.4Hz上均是連續(xù)的(圖7)。陸上臺站的特征是分別來自低速帶頂部和底部的高振幅的負或正的Ppxs震相，這些到達波沒有在海底地震儀上清晰的觀察到，然而后至的Psxs比較明顯。

圖7　沿47°N處東西剖面據(jù)距離繪制的接收函數(shù)疊加。海岸線以東的臺站屬于卡斯凱迪亞臺陣，以西的屬于格雷斯港研究區(qū)的海底地震儀臺陣。所示為文中討論的可以識別的到達波。上部所用高斯濾波器，拐角頻率為0.2Hz，下部為0.4Hz

來自正演模型的結(jié)果表明，這些特征可以很好地用板塊界面處的速度反轉(zhuǎn)來解釋，所用結(jié)構(gòu)與陸上觀測的結(jié)構(gòu)相比，較淺較慢。格雷斯港研究區(qū)下方的上覆地殼的底部P波速度預計為5.0～5.4km/s(Fluehetal，1998；Parsonsetal，1999)，利用上述的縱橫波波速比約束，該模型表明在板塊界面處P波速度有約0.5km/s的下降，F(xiàn)N07臺站下方低速帶P波速度可能為4.5～4.9km/s，比陸上觀測的5.0±0.3km/s稍低(Abersetal，2009)。在南海俯沖帶海底之下約10km處也觀測到了相似的速度下降(Kameietal，2012)，與我們研究中觀測到的板塊界面深度相似，將其解釋為高孔隙度俯沖斷層沉積物(Bangsetal，2009)。另外，在板塊間的剪切帶中，各向異性對速度的減小也有所影響，但我們并未對此進行深入研究。在溫哥華島近海，Nedimovic等(2003)觀測到了反射系數(shù)沿上傾方向移動的突然變化，在離變形前緣最近的臺站下方這可能是結(jié)構(gòu)變化的表現(xiàn)，然而，地表5km內(nèi)的結(jié)構(gòu)很難用接收函數(shù)觀測。

綜上所述，利用弧前環(huán)境中的海底地震儀數(shù)據(jù)，可計算得到接收函數(shù)。受防護的防拖網(wǎng)安裝海底地震儀在至關(guān)重要的0.1～0.4Hz頻帶上表現(xiàn)出較低的噪聲，尤其是在水平分量上。格雷斯港研究區(qū)中計算出的接收函數(shù)記錄了與俯沖洋殼相關(guān)結(jié)構(gòu)的波至信息，使得變形前緣附近的板塊界面成像有了可能。正演模型表明FN07處俯沖帶莫霍面位于16km深，位于格雷斯港近海45km處，準確的深度依賴于上覆的結(jié)構(gòu)。正演模型還指出板塊界面處的低速帶可以用來解釋此站點接收函數(shù)中的一些特征，表明該結(jié)構(gòu)可能延續(xù)至閉鎖帶。

數(shù)據(jù)與來源

本研究由國家科學基金(OCE-1334831和EAR-1147622)資助。本次研究中所用的近海數(shù)據(jù)來自海底地震儀器數(shù)據(jù)庫管理部(http：//www.obsip.org；最后訪問時間2014年11月)，陸上的數(shù)據(jù)來自地球探測計劃及由國家科學基金資助的卡斯凱迪亞海陸聯(lián)測臺陣，所有地震數(shù)據(jù)均已歸檔到美國地震學聯(lián)合研究協(xié)會的數(shù)據(jù)管理中心(http：//www.iris.edu)。

參考文獻

Abers，G.A.，L.S.MacKenzie，S.Rondenay，Z.Zhang，A.G.Wech，and K.C.Creager(2009).Imaging the source region of Cascadia tremor and intermediate-depth earthquakes，Geology37，no.12，1119-1122.

Audet，P.，M.G.Bostock，D.C.Boyarko，M.R.Brudzinski，and R.M.Allen(2010).Slab morphology in the Cascadia fore arc and its relation to episodic tremor and slip，J.Geophys.Res.115，no.B00A16，doi：10.1029/2008JB006053.

Audet，P.，M.G.Bostock，N.I.Christensen，and S.M.Peacock(2009).Seismic evidence for overpressured subducted oceanic crust and mega-thrust fault sealing，Nature457，no.7225，76-77.

Ball，J.S.，A.F.Sheehan，J.C.Stachnik，F(xiàn).-C.Lin，and J.A.Collins(2014).A joint Monte Carlo analysis of seafloor compliance，Rayleigh wave dispersion and receiver functions at ocean bo-ttom seismic stations offshore New Zealand，Geochem.Geophys.Geosyst.15，doi：10.1002/2014GC005412.

Bangs，N.L.B.，G.F.Moore，S.P.S.Gulick，E.M.Pangborn，H.J.Tobin，S.Kuramoto，and A.Taira(2009).Broad，weak regions of the Nankai megathrust and implications for shallow coseismic slip，EarthPlanet.Sci.Lett.284，44-49.

Bell，S.W.，D.W.Forsyth，and Y.Ruan(2014).Removing noise from the vertical component records of ocean-bottom seismometers：Results from year one of the Cascadia Initiative，Bull.Seismol.Soc.Am.105，no.1，doi：10.1785/0120140054.

Bostock，M.G.，and A.M.Trehu(2012).Wave-field decomposition of ocean bottom seismograms，Bull.Seismol.Soc.Am.102，no.4，1681-1692.

Brillon，C.，J.F.Cassidy，and S.E.Dosso(2013).Onshore/offshore structure of the Juan de Fuca plate in northern Cascadia from Bayesian recei-ver function inversion，Bull.Seismol.Soc.Am.103，no.5，2914-2920.

Calkins，J.A.，G.A.Abers，G.Ekstrom，K.C.Crea-ger，and S.Rondenay(2011).Shallow structure of the Cascadia subduction zone beneath wes-tern Washington from spectral ambient noise correlation，J.Geophys.Res.116，no.B07302，doi：10.1029/2010JB007657.

Cassidy，J.F.(1992).Numerical experiments in broadband receiver function analysis，Bull.Seismol.Soc.Am.82，1453-1474.

Cozzens，B.D.，and G.A.Spinelli(2012).A wider seismogenic zone at Cascadia due to fluid circulation in subducting oceanic crust，Geology40，no.10，899-902.

Crawford，W.C.，and S.C.Webb(2000).Removing tilt noise from low frequency(<0.1 Hz) seafloor vertical seismic data，Bull.Seismol.Soc.Am.90，no.4，952-963.

DeMets，C.，R.G.Gordon，D.F.Argus，and S.Stein(1994).Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimates of current plate motions，Geophys.Res.Lett.21，2191-2194.

Flueh，E.R.，M.A.Fisher，J.Bialas，J.R.Childs，D.Klaeschen，N.Kukowski，T.Parsons，D.W.Scholl，U.ten Brink，A.M.Trehu，and N.Vidal(1998).New seismic images of the Cascadia subduction zone from cruise SO108—ORWELL，Tectonophysics293，69-84.

Gerdom，M.，A.M.Trehu，E.R.Flueh，and D.Klaeschen(2000).The continental margin off Oregon from seismic investigations，Tectonophysics329，79-97.

Goldfinger，C.，C.H.Nelson，and J.E.Johnson(2003).Deep-water turbidites as Holocene earthquake proxies：The Cascadia subduction zone and northern San Andreas fault systems，Annu.Rev.EarthPlanet.Sci.46，1169-1194.

Hacker，B.R.，G.A.Abers，and S.M.Peacock(2003).Subduction factory，1，theoretical mine-ralogy，densities，seismic wave speeds，and H2O contents，J.Geophys.Res.108，no.B1，2029，doi：10.1029/2001JB001127.

Hansen，R.T.J.，M.G.Bostock，and N.I.Christen-sen(2012).Nature of the low velocity zone in Cascadia from receiver function waveform inversion，EarthPlanet.Sci.Lett.337/338，25-38.

Hyndman，R.D.，and K.Wang(1993).Thermal constraints on the zone of major thrust earthquake failure：The Cascadia subduction zone，J.Geophys.Res.98，no.B2，2039-2060.

Kamei，R.，R.G.Pratt，and T.Tsuji(2012).Waveform tomography imaging of a megasplay fault system in the seismogenic Nankai subduction zone，EarthPlanet.Sci.Lett.317/318，343-353.

Leahy，G.M.，J.A.Collins，C.J.Wolfe，G.Laske，and S.C.Solomon(2010).Underplating of the Hawaiian swell：Evidence from teleseismic receiver functions，Geophys.J.Int.183，313-329.

Ligorria，J.P.，and C.J.Ammon(1999).Iterative deconvolution and receiver function estimation，Bull.Seismol.Soc.Am.89，no.5，1395-1400.

Liu，Y.，and J.R.Rice(2007).Spontaneous and tri-ggered aseismic deformation transients in a subduction fault model，J.Geophys.Res.112，no.B09404，doi：10.1029/2007JB004930.

Lodewyk，J.，and D.Sumy(2014).CascadiaAmphibiousArrayOceanBottomSeismographHorizontalComponentOrientations，2013-2014OBSDeployments，OBSIP Management Office Incorporated Research Institutions for Seismo-logy.

Lodewyk，J.，A.Frassetto，A.Adinolfi，and B.Woodward(2014).CascadiaAmphibiousArrayOceanBottomSeismographHorizontalComponentOrientations，2011-2012OBSDeployments，Version3.0，OBSIP Management Office Incorporated Research Institutions for Seismo-logy.

McCaffrey，R.，R.W.King，S.J.Payne，and M.Lancaster(2013).Active tectonics of northwestern U.S.inferred from GPS-derived surface velocities，J.Geophys.Res.118，1-15.

McCrory，P.A.，J.L.Blair，F(xiàn).Waldhauser，and D.H.Oppenheimer (2012).Juan de Fuca slab geo-metry and its relation to Wadati-Benioff zone seismicity，J.Geophys.Res.117，no.B09306，doi：10.1029/2012JB009407.

Nedimovic，M.R.，R.D.Hyndman，K.Ramachandran，and G.D.Spence(2003).Reflection signature of seismic and aseismic slip on the northern Cascadia subduction interface，Nature424，416-420.

Nelson，A.R.，B.F.Atwater，T.Bobrowsky，L.-A.Bradley，J.J.Clague，G.A.Carver，M.E.Darienzo，W.C.Grant，H.W.Krueger，R.Sparks，T.W.Stafford Jr.，and M.Stuiver(1995).Radiocarbon evidence for extensive plate-boundary rupture about 300 years ago at the Cascadia subduction zone，Nature378，371-374.

Nicholson，T.，M.Bostock，and J.F.Cassidy(2005).New constraints on subduction zone structure in northern Cascadia，Geophys.J.Int.161，849-859.

Oleskevich，D.A.，R.D.Hyndman，and K.Wang(1999).The updip and downdip limits to great subduction earthquakes：Thermal and structural models of Cascadia，south Alaska，SW Japan，and Chile，J.Geophys.Res.104，no.B7，14，965-14，991.

Parsons，T.，A.M.Trehu，J.H.Luetgert，K.Miller，F(xiàn).Kilbride，R.E.Wells，M.A.Fisher，E.Flueh，U.S.ten Brink，and N.I.Christensen(1998).A new view into the Cascadia subduction zone and volcanic arc：Implications for earthquake hazards along the Washington margin，Geology26，no.3，199-202.

Parsons，T.，R.E.Wells，M.A.Fisher，E.Fleuh，and U.S.ten Brink(1999).Three-dimensional velocity structure of Siletzia and other accreted terranes in the Cascadia forearc of Washington，J.Geophys.Res.104，no.B8，18，015-18，039.

Rondenay，S.，M.G.Bostock，and J.Shragge(2001).Multiparameter two-dimensional inversion of scattered teleseismic body waves，3：Application to the Cascadia 1993 data set，J.Geophys.Res.106，30，795-30，808.

Saffer，D.M.，and H.Tobin(2011).Hydrogeology and mechanics of subduction zone forearcs：Fluid flow and pore pressure，Annu.Rev.EarthPlanet.Sci.39，157-186.

Savage，M.K.(1998).Lower crustal anisotropy or dipping boundary?Effects on receiver functions and a case study in New Zealand，J.Geophys.Res.103，no.7，15，069-15，087.

Sheehan，A.F.，G.A.Abers，C.H.Jones，and A.L.Lerner-Lam(1995).Crustal thickness variations across the Colorado Rocky Mountains from teleseismic receiver functions，J.Geophys.Res.100，20，391-20，404.

Silver，P.G.，andW.W.Chan(1991).Shear wave splitting and subcontinental mantle deformation，J.Geophys.Res.96，no.B10，16，429-16，454.

Stachnik，J.C.，A.F.Sheehan，D.W.Zietlow，Z.Yang，J.Collins，and A.Ferris(2012).Determination of New Zealand ocean bottom seismometer orientation via Rayleigh-wave polarization，Seismol.Res.Lett.83，704-712.

Toomey，D.R.，R.M.Allen，A.H.Barclay，S.W.Bell，P.D.Bromirski，R.L.Carlson，X.Chen，J.A.Collins，R.P.Dziak，B.Evers，etal.(2014).The Cascadia Initiative：A sea change in seismological studies of subduction zones，Oceanography27，no.2，138-150.

Trehu，A.M.，I.Asudeh，T.M.Brocher，J.H.Luetgert，W.D.Mooney，J.L.Nabelek，and Y.Nakamura(1994).Crustal architecture of the Cascadia forearc，Science266，no.5183，237-243.

Webb，S.C.，and W.C.Crawford(2010).Shallow-water broadband OBS seismology，Bull.Seismol.Soc.Am.100，4，1770-1778.

Webb，S.C.，A.H.Barclay，D.Gassier，and T.Koczynski(2013).Seismic observations in shallow water，presented at 2013FallMeeting，AGU，San Francisco，California，9-13 December，Abstract S12A-02.

Helen A.JaniszewskiGeoffrey A.Abers

譯 者 簡 介

王奧星(1992—)，男，國家海洋局第二海洋研究所海洋地球物理專業(yè)碩士研究生，主要從事海底地震儀探測和海底構(gòu)造研究，E-mail：13116766821@163.com。

常利軍(1978—)，男，中國地震局地球物理研究所研究員，主要從事地球深部構(gòu)造、地震各向異性和地球動力學方面的研究。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

王奧星 譯.2016.卡斯凱迪亞孕震區(qū)板塊界面成像：近海接收函數(shù)的新約束.世界地震譯叢.47(3)：243-254.doi：10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201603006

國家海洋局第二海洋研究所王奧星譯；阮愛國校

中國地震局地殼應力研究所黃忠賢復校