2. 中国科学院测量与地球物理研究所大地测量与地球动力学国家重点实验室, 武汉 430077;
3. 武汉大学测绘遥感信息工程国家重点实验室, 武汉 430079
2. State Key Laboratory of Geodesy and Earth's Dynamics, Institute of Geodesy and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Wuhan 430077, China;
3. State Key Laboratory of Information Engineering in Surveying, Mapping and Remote Sensing, Wuhan University, Wuhan 430079, China
南极大陆超过98%的区域被冰层覆盖,所形成的冰盖影响着全球海平面变化和物质平衡,是全球气候系统的重要组成部分(Budd,1991;秦大河等,1995;唐学远等,2009;李斐等,2016).而作为冰盖最基本的特征参数之一,准确可靠的冰盖厚度不仅是研究南极冰盖质量、建立冰盖动力学模型的重要参数和边界条件(Bamber et al., 2001),对于研究冰川均衡调整、冰川动力学以及全球物质平衡、全球气候变化也具有非常重要的意义(Gogineni et al., 2001;Sun et al., 2009;崔祥斌等,2009;Hanna et al., 2013; Cui et al., 2016).自20世纪60年代起,一些研究者将冰雷达、重力、地震反射折射等方法应用于南极大陆冰厚及冰下地形探测,获取了南极大陆初步的冰盖厚度信息(Evans and Robin, 1966;Evans,1966).上述方法中,基于冰雷达的南极冰盖厚度的探测方法具有较高分辨率.迄今为止,在南极地区已经形成了以冰雷达为主的大陆冰厚及冰下地形的Bedmap1、Bedmap2数据库.Bedmap2的空间分辨率为1 km,较Bedmap1的5 km有显著提高,覆盖区域也扩展到南纬60°(图 1).冰厚格网模型表明:南极大陆冰盖的平均厚度为2126 m;东南极以大陆冰盖为主,其平均厚度约2146 m;西南极则包含多个冰架,其平均厚度约为1048 m;东南极冰盖的平均冰厚显著大于西南极(Lythe and Vaughan, 2001; Fretwell et al., 2013).
尽管在南极大陆冰盖厚度探测方面已经取得了丰富的成果,但现有方法仍然存在一定不足.例如,重力方法对重力仪的测量精度和稳定性要求较高,冰下介质密度、地形改正参数的经验性选择以及重力反演较强多解性等因素使重力方法的冰厚探测结果经常存在较大不确定性.地震反射、折射等主动源地震方法精度较高,但野外施工困难、成本高昂,限制了其应用范围(Drewry, 1975).作为探测南极冰盖厚度的主要方法,冰雷达利用电磁波在冰岩界面介电常数不连续处发生反射的性质,可获得电磁脉冲的双程反射时差并估算冰层厚度.但是,冰雷达方法同样存在一定局限性.例如,冰雷达信号强烈衰减的特性以及冰盖底部的复杂冰体可能会导致雷达反射信号缺失,从而形成雷达信号反射空白区(Echo free zone);而冰盖内部的冰碛石和含水层等复杂结构也使有效和准确地获取冰层厚度信息更加困难(图 2)(崔祥斌等,2009;Drews et al., 2009).冰雷达方法属于主动源方法,施工成本较高,目前南极尤其是东南极,仍存在一些冰雷达测线覆盖空白区.鉴于此,利用南极地区已有的其他地球科学观测手段和宝贵数据,探索新的冰层厚度探测方法,不仅能够独立对比验证冰盖厚度模型的准确性,还可以进一步丰富南极冰盖厚度数据,为南极冰雪质量及其变化研究提供更可靠的数据.
近年来,国内外地球科学研究机构在南极大陆布设了上百个宽频带流动地震台站,开展了基于地震学的南极地壳与上地幔深部结构和构造研究,获得了包括横断山脉、Lanbert冰架、东南极甘布尔采夫山等地区的岩石圈结构特征(Lawrence et al., 2006a, 2006b; Reading, 2006; Hansen et al., 2009, 2010;Chaput et al., 2014; Kumar et al., 2014).考虑到冰盖冰层或冰盖下方沉积层的地震波速与其下覆基岩波速存在较大差异,形成了显著的速度间断面,一些学者也开展了基于地震学方法研究冰盖厚度与内部结构、冰下沉积层厚度的相关工作.Anandakrishnan和Winberry(2004)利用P波接收函数计算了西南极冰盖下方的沉积层厚度;Hansen等(2010)在东南极甘布尔采夫山区域利用P波接收函数多次波对冰盖厚度进行了初步计算;Wittlinger和Farra(2012)也利用P波接收函数发现了南极部分区域冰体内部存在各向异性.上述工作为使用远震接收函数等地震学方法研究南极大陆冰盖厚度奠定了良好基础.本文基于远震接收函数方法,利用布设于南极大陆冰盖上的流动地震台阵,基于接收函数波形中来自冰岩界面的转换波与多次波信息,对台站下方的冰层厚度进行了研究.
2 研究方法与数据 2.1 研究方法远震接收函数是壳幔深部结构研究的重要地震学方法之一,在地壳波速结构及莫霍面、410 km和660 km速度间断面研究中取得了丰富的成果.不仅如此,远震接收函数也可用于地壳浅层数百米至数千米深度的波速结构和基底起伏研究(例如,沉积层与结晶基底的界面起伏)(Langston, 1979;Zhu and Kanamori, 2000;Zheng et al., 2005;Andrews and Deuss, 2008;罗艳,2008;Li et al., 2010, 2014;徐树斌,2013).对于远震事件P波波形,将其径向分量对垂向分量进行反褶积,即可得P波接收函数,便可用于获取台站下方的界面与波速结构信息(Langston, 1979).本文使用了频率域最大熵值反褶积方法提取接收函数(吴庆举和曾融生, 1998).该方法已在沉积层及壳幔深部研究中有广泛应用,显示出良好的应用效果(Ai et al., 2003; Zheng et al., 2008;Li et al., 2010; Wei et al., 2016).在冰盖厚度研究方面,本文使用H-Kappa叠加方法,以同时利用Ps、PpPs、PsPs+PpSs震相信息,确定冰岩界面深度和冰盖平均波速比(泊松比)(Zhu and Kanamori, 2000).H-Kappa叠加方法的公式如下:
(1) |
其中,H为厚度,κ为纵、横波波速比,r(t)为径向接收函数,tPs, tPpPs, tPsPs+PpSs分别为Ps,PpPs,PsPs+PpSs震相到时,wi为权重.
2.2 数据处理随着地震仪器的发展和后勤保障能力的提升,南极大陆的宽频带地震台阵越来越多,其中包括三个主要台阵:TAMSEIS(2000—2003)(Lawrence et al., 2006a)、GAMSEIS(2007—2009)(Hansen et al., 2010)、POLENET/ANET(2008—2018)(Chaput et al., 2014).TAMSEIS台阵在横断山脉及罗斯岛沿海周边部署了东西向(16个)、南北向(17个)、沿海(9个)三个方向共42个台站,其中南北向17个台站部署在冰盖上方.部署在东南极甘布尔采夫山区域的GAMSEIS台阵包括26个台站,所有台站均为冰上台,该台阵中南北向的测线与TAMSEIS南北向连接并延伸起来成为一条测线(图 1).POLENET/ANET台阵目前仍在观测中.本文对TAMSEIS、GAMSEIS台阵整个观测期间及POLENET/ANET台阵2015年12月31日前的数据进行了处理,共获得67个冰上台站所记录的震级大于5.5,震中距30°~90°范围内的2981个远震事件(图 3).
为更好识别来自冰岩界面的Ps转换波震相,确定可以用于冰岩界面研究所需的频率,本文参考Ramirez(2016)、Hansen(2009, 2010)、Wittlinger和Farra(2012)等人关于南极大陆冰盖地震属性的研究结果(表 1)建立了波速模型,然后以0.5为间隔,采用高斯因子1.0到10.0(对应频率0.5到5.0 Hz)的19组值计算合成接收函数(Levin and Park, 1997; Li et al., 2010).理论波形对比表明:当高斯因子小于2.5时,初至P波干扰了来自冰岩界面的Ps波;而当高斯因子大于4.0时,Ps转换波则可以与初至P波显著分开.综合考虑来自冰岩界面的Ps波及多次波清晰程度和实际数据信噪比,本文选用高斯因子4.5来提取接收函数(图 4).与基于接收函数的地壳厚度研究相比,得益于南极冰盖厚度较小(最厚仅为4~5 km,远小于全球大陆平均地壳厚度39 km),Ps波及多次波的到时基本不随射线参数变化,因此可以直接对接收函数波形叠加以提高信噪比.我们对高斯因子4.5的接收函数进行了挑选,仅保留信噪比较高、转换波与多次波清晰的接收函数.统计表明(表 2):大部分台站均获得了高质量的接收函数以及较好的冰厚研究结果.由于TAMSEIS台阵布设于2000年,受观测条件限制,该台阵的高质量接收函数个数较少.图 5给出了GM01、ST01、N076台以反方位角30°为间隔、射线参数0.002 s·km-1为步长叠加后的接收函数波形,可以看出获得了清晰的来自冰岩界面的Ps转换波和多次波.
根据TAMSEIS、GAMSEIS、POLENET/ANET台阵分布,本文依据接收函数Ps波及多次波到时信息,绘制了4条台站测线接收函数波形及冰厚图(图 6).从波形特征来看,大部分区域冰上台站接收函数质量都较好.东南极甘布尔采夫山冰岩界面的Ps、PpPs和PsPS+PpSs震相清晰,TAMSEIS冰上台站的N—S测线方向接收函数波形同样也有清晰的冰岩转换波和多次波.尽管如此,可能受到冰盖内部及冰下复杂结构的影响,部分台站波形相对比较复杂,对后续H-Kappa方法提取冰厚造成一定影响.POLENET/ANET台阵的主干测线剖面波形较好,在测线剖面外的其他台站,接收函数波形存在较大变化.
基于高信噪比接收函数,本文使用如下策略进行H-Kappa叠加扫描:Ps、PpPs、PsPs+PPss三种震相的权重分别选用0.6、0.3、0.1;冰厚搜索范围为0.5~4 km,VP/VS搜索范围为1.6~2.6;冰厚和VP/VS值搜索间隔分别为0.01 km和0.0001(图 7).结果显示台阵下方冰盖厚度存在显著变化:AA′测线从东南极甘布尔采夫山脉延伸至横断山脉,多数台站的冰厚在2.5 km左右;在靠近罗斯海区域的N028台,其冰厚减小至2 km以下,与同处于该台站区域的CC′测线台站下方的冰厚相近;随着BB′测线逐渐接近南极极点,冰盖厚度也从1.53 km (P124台)增大至2.92 km(P061台);DD′测线在ST03,ST04台站下方冰厚较大,靠近海域的台站下方冰厚减薄.总体而言,东、西南极的冰厚差异明显,GAMSEIS台阵下方的冰厚平均为2.65 km,TAMSEIS下方平均冰厚为2.44 km,POLENET/ANET的平均冰厚为2.34 km(表 2).需要指出的是:有3个台站提取的高质量接收函数个数较少(4~6个),影响了H-Kappa结果的可靠性.此外,由于部分台站接收函数波形复杂,有9个台站的冰厚搜索结果并不稳定,相关结果仍需进一步研究,未在本文中采用.
为进一步确认基于H-Kappa方法获取的冰厚的可靠性,本文从Bedmap2格网数据库中提取出了不同台站下方的冰厚,并与H-Kappa方法获取的冰厚进行对比(图 9).对比表明:大部分台站的冰厚相差0.2 km以内,考虑到Bedmap2格网模型及接收函数方法的误差,本文研究表明基于接收函数方法的冰厚结果是可靠的.
为进一步验证H-Kappa方法探测台站下方冰厚的可靠性及分辨能力,本文采用七组不同冰厚模型进行了接收函数理论波形正演(表 3),随后采用与实际数据处理相同的搜索策略进行H-Kappa方法叠加扫描,得到冰厚H和VP/VS值.测试结果表明:当冰厚存在100 m、50 m乃至10 m的变化时,H-Kappa方法均能取得与理论值较为一致的结果,表明H-Kappa方法可以获得较为可靠的冰厚信息(图 8).
迄今为止,冰雷达探测冰厚方法已经覆盖了南极大部分区域,建立起以冰雷达资料为主的Bedmap2冰厚数据库.根据Bedmap2冰厚数据库所用测线分布和冰厚格网误差,发现GAMSEIS、POLENET/ ANET台阵区域的冰雷达测线分布较密,TAMSEIS台阵区域则相对稀疏.而测线密集度很大程度上决定了冰厚格网的不确定度,在本文台阵所在区域,沿GAMSEIS台阵BB′测线剖面区域的冰厚不确定度是149~200 m,POLENET/ANET横断山脉和西南极的冰厚不确定度是83~150 m(Fretwell et al., 2013).本文根据Bedmap2冰厚格网中台站位置下方的冰厚,计算了其与接收函数方法获得的冰厚差值.结果显示,除个别台站差值的绝对值达到600 m,多数台站的差值绝对值在200 m范围内(图 9),接近Bedmap2冰厚格网自身的不确定度.基于此,表明本文基于接收函数方法得到的冰厚是比较可靠的,冰厚结果比较一致,而基于接收函数方法得到的冰厚还能对冰厚格网进行必要的独立验证和有效补充.
Hansen等(2010)在利用东南极GAMSEIS台阵数据建立冰-地壳模型提取面波频散相速度时,利用确定的冰层VS速度,通过变化冰层厚度来匹配观测接收函数中冰岩界面的PpPs多次波震相到时tPpPs估算冰厚(表 2),与本文结果比较发现:大多数(16个)台站下方冰厚差值在0.2 km范围内,少数(9个)台站相差0.2~0.3 km.据此,本文采用类似方法,通过直接拾取接收函数PpPs到时,采用公式(2) 计算AA′测线台站下方的冰厚,并与Bedmap2冰厚格网、H-Kappa方法的冰厚进行对比(图 10).结果显示:仅利用PpPs到时获取的冰厚相对Bedmap2格网及H-Kappa方法所得冰厚存在明显波动,而同时考虑冰岩界面Ps、PpPs、PpSs+PsPs震相的H-Kappa方法的结果与Bedmap2格网冰厚符合得更好.
(2) |
式中,p为射线参数.
实际上,南极大陆冰盖内部的波速结构还存在一定复杂性.研究表明某些区域的冰岩层间混有厚度不均的沉积层、冰碛石等异常结构,这可能对接收函数波形具有一定的影响(Anandakrishman and Winberry, 2004; Chaput et al., 2014).为此,本文在冰-岩层间加入600 m厚度的沉积层,并计算冰层-沉积层-岩层模型的理论接收函数波形.结果显示:冰下沉积层的出现会使冰岩界面Ps转换震相延迟,Ps转换波和多次反射波振幅和相位也发生了明显变化(图 11).在本文实际数据处理中,考虑到TAMSEIS台阵N052台下方的Wilks盆地存在冰下沉积层(Anandakrishnan and Winberry, 2004; Lawrence et al., 2006b),因此在使用H-Kappa方法搜索冰厚时尝试了多组权重,但搜索结果并不稳定,造成了一定影响.可见,对于南极大陆冰盖而言,当冰盖内部存在沉积层等较为复杂结构时,由此造成的接收函数波形复杂化使接收函数H-Kappa方法的使用受到一定限制.
冰层厚度作为南极冰盖的基本参数,对研究冰盖动力学、全球气候变化等具有重要的科学意义.冰雷达测深一直作为冰厚测量的主要方式,获取了南极大范围区域的冰厚资料.但冰雷达在冰盖较厚的区域,雷达信号衰减较强甚至在部分区域(如暖冰区、冰流较快的区域)存在雷达信号反射空白区,这在一定程度上制约了冰厚数据的准确获取.本文利用基于地震学远震P波接收函数方法,获取了南极大陆冰上台站下方的冰厚信息,并发现接收函数方法可以较好分辨冰岩界面,从而获得较为准确的冰厚信息.上述工作对于独立对比验证冰雷达测深结果、补充冰雷达反射空白区冰盖厚度数据具有重要意义.
本文基于远震接收函数方法的南极大陆冰盖厚度研究结果表明:东南极GAMSEIS台阵区域接收函数波形较为清晰,来自冰岩界面的Ps转换波与多次波较为清晰,与匀质冰层模型的理论接收函数符合较好,暗示这一区域冰盖内部结构可能较为简单.相比之下,西南极及横断山脉区域台站的接收函数波形较为复杂,与均匀冰盖模型的理论接收函数波形存在较明显差异,说明这一区域冰盖内部结构可能并非简单的均匀层,冰盖内部仍然存在较为显著的异常结构,或者在冰盖下方仍然存在较厚的低速沉积层.已有研究也发现Wilks盆地下方及周边存在180~550 m厚的沉积层及冰下湖,甚至在西南极的冰层中混有冰碛石(Bentley,1971;Anandakrishnan and Winberry,2004;Siegert et al., 2005).南极大陆冰盖内部存在的冰碛石、含水层,以及冰盖下方存在的低速沉积层不仅会影响来自冰岩界面的转换波和多次波到时和波形,对于研究地壳内部结构、壳幔界面、以及410、600 km速度间断面也会造成显著影响.因此,南极大陆冰盖内部的细节结构还有待包括远震接收函数、地震背景噪声短周期面波成像、近震体波转换波等地震学方法在内的多种方法开展更为深入的研究(Li et al., 2014, 2016).
致谢感谢审稿专家宝贵的修改意见和中肯建议.感谢IRIS(Incorporated Research Institutions for Seismology)提供地震波形数据.
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