2020, Vol. 63
2. 中国科学院南海生态环境工程创新研究院, 广州 510301;
3. 中国地震局地震监测与减灾技术重点实验室, 广东省地震局, 广州 510070;
4. 中国科学院大学, 地球与行星科学学院, 北京 100049
2. Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China;
3. Key Laboratory of Earthquake Monitoring and Disaster Mitigation Technology, China Earthquake Administration, Guangdong Earthquake Agency, Guangzhou 510070, China;
4. College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
南海东部为汇聚型大陆边缘，南海海盆沿马尼拉海沟向东俯冲，自西向东形成了由南海海盆、马尼拉海沟、增生楔、弧前盆地(北吕宋海槽和西吕宋海槽)和火山弧(吕宋岛弧)的构造组合(Ludwig et al., 1979; 李家彪等, 2004).马尼拉俯冲带是南海东部的俯冲汇聚边界，是研究南海消亡与构造演化的关键区域，同时也是研究俯冲工厂的重要窗口.根据国际地震中心(International Seismological Centre, ISC)和Global CMTCatalog(Ekström et al., 2012)提供的地震目录，研究区域(图 1)自2000年至2017年共发生4级以上地震1935次，其中浅源(震源深度小于60 km)地震1792次，占研究区地震总数的92.6%.海沟西侧地震以正断型地震为主，东侧由斜向碰撞和活动褶皱产生的逆断型地震为主.作为一条正在活动的年轻俯冲带，丰富的火山与地震活动，为该区域的天然地震研究提供了极大的便利条件，是研究俯冲带发震机制与俯冲带动力学过程的天然实验室.
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图 1 马尼拉俯冲带北部水深地形与震源机制分布图 实心三角线表示主要的断层带(Liu et al., 2006; Lin et al., 2008)，灰色三角形表示丢失的OBS, 红色三角形表示回收的OBS04台站，震源机制解数据来源于Global CMT catalog (Ekström et al., 2012). Fig. 1 Map showing bathymetry and focal mechanism solutions in the northern Manila subduction zone The solid lines with triangles indicate major thrust faults (Liu et al., 2006; Lin et al., 2008). The grey triangles indicate the lost OBSs, the red triangle indicates the successfully recovered broadband OBS (OBS04). The focal mechanism solutions are from the Global CMT catalog (Ekström et al., 2005). |
基于研究区域内的沉积层厚度、基底形态以及地壳厚度等指标，马尼拉俯冲带北段的输入板块从北到南可分为过度减薄陆壳、适中减薄陆壳以及洋壳，这些分段和增生楔的变形和地震活动带相吻合，意味着这种不均一性影响板片的俯冲形态以及深部发震构造(Chen et al., 2015).朱俊江等(2005)根据马尼拉海沟附近的天然地震和火山活动，分析认为马尼拉俯冲带的俯冲深度超过200 km，从北到南深度逐渐变深，北部区域以挤压逆冲为特征，南部区域以顺时针旋转为特征.Wu等(2010)利用深度在35 km内的震源机制解，计算了马尼拉俯冲带北段的地壳应力分布特征，最大压应力轴方向与俯冲方向大致相同，正断层仅分布于21°N以南的海沟部分，21°N以北则以走滑应力为主.Fan等(2015)根据国际地震中心(ISC)提供的P波走时资料进行反演，层析成像的结果揭示了俯冲板片随俯冲深度和角度的变化，为洋脊俯冲导致板片撕裂提供了天然地震学证据.基于天然地震P波层析成像结果(Wu et al., 2016; Wu and Suppe, 2018)，马尼拉贝尼奥夫带深度可达到300 km，欧亚板块在俯冲带南部最大俯冲深度可达450 km.Chang等(2008)利用布设在马尼拉海沟附近的海底地震仪(OBS)台阵进行了海底天然地震短期观测，探测到6天内共发生的406个地震，并反演出60 km深度内的区域一维速度模型.受限于地震和地震观测台站分布的不均匀性，研究区海域下的精细构造特征难以得到很好的约束，仅仅依靠陆地台站观测无法准确了解俯冲带逆冲断层的闭锁或蠕滑状态, 进而限制了人们对俯冲带地震的触发机制以及俯冲带动力学过程的深入理解(Zhao et al., 1992; Wang and Tréhu, 2016).因此，将OBS布设于海底进行长期天然地震观测，对于研究海底深部构造有着重要意义.
由于海底地形复杂及仪器投放回收技术上的困难，将宽频带OBS用于海底天然地震长期观测具有一定的挑战性，此类研究在国内尚处于实验起步阶段.2012年，自然资源部第一海洋研究所和同济大学等多家单位在南海海盆的黄岩—珍贝海山链两侧进行了长达一年的海底地震观测试验，投放18台OBS，成功回收11台(刘晨光等, 2014).自然资源部第二海洋研究所与中国科学院南海海洋研究所合作，在2014和2015年两次在西南印度洋中脊热液区开展宽频带OBS天然微震研究，约束了热液循环的热源通道(Tao et al., 2020).2015年8月，“实验2”号科考船执行国家自然科学基金委共享航次，在马尼拉海沟北部首次开展了长期海底天然地震观测试验(赵明辉等, 2016)，布设7台国产宽频带OBS(图 1)，并于次年成功回收1台(OBS04)，丢失6台，OBS04有效记录时段为2015年8月至2016年2月.虽然只有1台数据，但由于OBS04台站位于海沟附近(图 1)，较好地改善了海域地震观测台站的GAP值(观测空白区的最大角度)，从300°改变到160°，为马尼拉俯冲带北部天然地震的研究提供了良好的近震约束.本文根据宽频带OBS04台站及国际地震中心(ISC)地震台网718个陆地观测台站记录到的P波、S波到时数据，利用Hyposat地震定位方法，对马尼拉俯冲带北段的264个地震进行了重定位.结合震源机制资料，通过对比4条震源深度剖面，对俯冲板片的地震学特征展开进一步的讨论.
1 数据采集与处理 1.1 数据采集2015年8月，国家自然科学基金委南海北部地球物理航次通过“实验2”号科学调查船，在马尼拉俯冲带北部开展长周期海底天然地震观测试验，布设了7台宽频带OBS(投放位置见图 1)，丢失6台，只成功回收1台OBS04台站(120.4265°E，20.64033°N)，其有效数据记录时段为6个月(2015-08—2016-02).
此次投放的宽频带OBS是国产I-4C型，主要由宽带三分量地震计(频带60 s~50 Hz)、外接深海水听器、记录器、电源、上浮释放等部件整合而成的单一球体化便携式海底地震仪(阮爱国等，2010；郝天珧和游庆瑜，2011).本次试验OBS采样率设置为50 Hz，最大工作水深3500 m.但是由于OBS投放区域海底地形及海流情况复杂，且OBS布放时间较长，致使本次试验仪器回收不理想.然而，OBS04台站记录了丰富而清晰的震相信息，数据信噪比高，为研究区域提供了非常重要的天然地震观测资料.
1.2 OBS数据处理试验采集的原始OBS04数据为RAW格式，记录了水平EW分量、水平SN分量、垂直分量和水听器分量的数据，其十六进制文件名表示各数据文件的起始时间；需要先将RAW格式的数据文件转换为标准SAC(Seismic Analysis Code)格式，便于进行滤波、去仪器响应、震相拾取等处理操作.
地震仪器系统记录的数据可以表示为：u(t)=s(t)*g(t)*i(t)，其中u(t)是地震仪的数字记录，s(t)表示震源项(包括震源机制、震源时间函数等)，g(t)表示路径效应(地球内部结构)，i(t)表示仪器响应，星号表示卷积.即：地面运动记录是震源项、路径项以及仪器响应三者的卷积(Byrne, 1961).震源性质和地下介质结构是地震学研究的两个主要部分，因而理解仪器响应并准确去除仪器响应，使仪器记录的地震波形数据恢复为原始地面运动s(t)*g(t)，是利用宽频带OBS地震记录开展研究的关键步骤(Ekström, 2001; Ye et al., 2018).
国产宽频带OBS04台站的传递函数(Transfer function)的零极点表达式为
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(1) |
零点(Zeros)是分式分子项的根，有4个(以复数形式表示，下同)：(0，0), (0，0), (-1.76，0), (-100，0).
极点(Poles)是分式分母项的根，有4个：(-0.0999，0), (-0.1758，0), (-1.627，0), (-97.05，0).
零极点决定了幅度响应的形状，灵敏度(Sensitivity)值为传递函数所有放大系数以及归一化因子合并的常数，OBS04的灵敏度为3.9371595677×108 V/m·s-2.
OBS04的仪器响应频谱如图 2所示，从振幅谱(图 2a)可以看出，频率在大于0.1 Hz时，地震信号具有相同的振幅增益，小于0.1 Hz的地震信号则被压制.相位谱(图 2b)反映了仪器的相频特性，即仪器响应相位变化与频率有关，从高频到低频，仪器响应的相位变化逐渐增加.去除仪器响应，是指消去仪器响应对低频信号的压制以及对地震记录相位的影响.
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图 2 宽频带OBS的仪器响应频谱 (a)和(b)分别为宽频带OBS04仪器响应的振幅谱和相位谱. Fig. 2 Frequency spectrum of the instrument response of the broadband OBS (a) and (b) are the amplitude spectrum and the phase spectrum of OBS04, respectively. |
根据仪器响应的传递函数，可以在SAC软件中进行去仪器响应操作.去除仪器响应后，保留了天然地震记录的主要特征，能量更为集中，便于清晰地拾取真实震相信息(Bormann et al., 1992；陈安国和高原, 2019).图 3a、b分别为OBS04台站的垂直分量去仪器响应前、后的波形，图 3c为OBS04台站的垂直分量去仪器响应后的地震波形记录的频谱.图 3c表明地震信号的优势频率范围为0.03~11 Hz，峰值频率约为0.6~0.8 Hz.对比图 3a、b可知，通过去仪器响应操作，地震记录信号的振幅增强，能量集中.去仪器响应后，消除了仪器响应对低频信号的压制，真实的地震信号更加凸显.
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图 3 OBS04台站的垂直分量(BHZ)去除仪器响应前后波形记录对比 (a)和(b)分别为去仪器响应前、后的地震波形记录; (c)为去仪器响应后的地震波形频谱. Fig. 3 Comparison of waveform records of the vertical components (BHZ) of OBS04 before and after removing instrument (a) and (b) Waveform records before and after instrument response removal; (c) Frequency spectrum of the waveform recordings after instrument response removal. |
Hyposat地震定位方法(Schweitzer, 2001)是基于经典Geiger方法的改进，将观测方程组降维，利用奇异值分解最小二乘法求解方程组.Hyposat定位法适用于远震和近震定位，可以给出反演深度，或固定深度反演，一般采用全球模型(IASP91，AK135等)或建立区域速度模型进行反演计算.
本文研究区域的范围为119°E—123°E，19°N—22°N，其附近有多条人工地震剖面的研究(McIntosh et al., 2013; Lester et al., 2013; Eakin et al., 2014; Liu et al., 2018)，但天然地震研究相对匮乏.2005年10月7日至12日，中国台湾大学的研究团队在研究区域附近布设了短周期地震观测阵列(Chang et al., 2008)，使用记录到的地震资料反演得到一个一维速度模型.本研究定位使用的区域一维速度模型(图 4)由两部分组成，其浅部(0~20 km)采用Chang等(2008)基于微震观测反演得到的速度模型，深部(20 km以下)参考AK135全球一维速度模型(Kennett et al., 1995).
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图 4 地震定位参考的一维速度模型 实线和虚线分别表示P波和S波速度曲线.浅部(0~20 km)参考Chang等(2008)的模型，深部(20 km以下)参考AK135全球一维速度模型(Kennett et al., 1995). Fig. 4 1-D velocity model referenced for earthquake relocation The solid line and dashed lines indicate the P- and S-wave velocity curves, respectively. The upper part (0~20 km) is modified with 1-D velocity model according to Chang et al.(2008); the lower part (>20 km) is modified with AK135 velocity model (Kennett et al., 1995). |
研究区域在2015年8月16日至2016年2月15日期间共发生了264个中小地震.图 5为OBS04台站记录的一个4.8级近震，发震时刻2016年2月3日21:01:12，震中位置(19.478°N, 120.918°E)，震源深度为16.85 km.由图 5可知，OBS04台站记录的波形质量较高，信噪比良好，有利于初至震相的手动拾取.我们手动拾取了OBS04台站记录的P波与S波到时(图 5)，并收集了国际地震中心(ISC)地震台网718个台站记录到的这些地震事件的P波与S波到时资料，共计P波到时7562个，S波到时5002个，将这些到时数据编入用于走时反演的震相输入文件，利用Hyposat方法开展地震重定位.
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图 5 OBS04台站记录的一个4.8级近震波形及P波和S波走时拾取 Fig. 5 Waveforms and P- and S-wave travel-time picking from a local earthquake mb=4.8 recorded by OBS04 |
研究区264个地震事件的重定位前后的震中对比结果(图 6)可以看出，震中的总体分布格局变化不明显，地震沿马尼拉俯冲带分布较为集中，北部21°N —22°N为明显的地震密集区，地震多发于增生楔的上部斜坡和背逆冲断层区；而对于21°N以南的区域，地震稀疏分布.另一方面，重定位前后震源深度的变化较为明显.重定位后浅源地震增加了，研究区域内以浅源地震为主，其中震源深度在0~20 km的地震占地震总数的59.5%，震源深度小于40 km的占地震总数的79.9%，而震源深度大于100 km的仅占地震总数的8.7%.
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图 6 研究区264个地震事件重定位前后的震中水平分布图 (a)和(b)分别为重定位前、后的震中水平分布图.黑色直线段AA′、BB′、CC′和DD′为在北部地震密集区域选取的4条震源深度剖面的位置, 分别对应于图 8中的4条震源深度剖面. Fig. 6 Map showing distribution of 264 hypocenters before and after earthquakes relocation (a) and (b) are 264 hypocenter distributions before and after earthquake relocation, respectively. The black straight lines (AA′, BB′, CC′ and DD′) indicate the locations of 4 focal depth profiles in the northern seismic concentrating region, which correspond those shown in Fig. 8. |
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图 8 重定位前后4条剖面的震源深度投影 (a)、(b)、(c)和(d)分别为剖面AA′、BB′、CC′和DD′的水深、重力变化及震源深度投影分布图.水深数据来源于15″×15″精度全球水深数据, 自由空气重力数据来源于全球重力场DTU10模型(Andersen et al., 2010).MT:马尼拉海沟.震源深度剖面中的黑色曲线表示俯冲板片边界, 曲线下方的数字表示为俯冲角度; 浅部的黑色曲线表示逆冲断层.图中震源机制解数据来源于Global CMT catalog (Ekström et al., 2012). Fig. 8 Focal depth distributions along four profiles(AA′, BB′, CC′ and DD′) before and after earthquake relocation (a), (b), (c) and (d) are bathymetry, free-air gravity data and focal depth distributions along profiles AA′, BB′, CC′ and DD′, respectively. Bathymetry data is from the 15″×15″ global seafloor topographic data and free-air gravity data from the global gravity field model DTU10 (Andersen et al., 2010). MT=Manila trench. The dashed black line indicates the boundary of thesubducted slab; the black lines above indicate thrust faults along the profiles. The focal mechanism solutions are from the Global CMT catalog (Ekström et al., 2012). |
在对研究区264个地震事件重定位的基础上，对重定位结果开展了误差分析(图 7).重定位后的震源位置的纬度与经度误差分布主要集中在0.02°~0.05°，相当于2~5 km(图 7a、b)；震源深度的测定误差则主要集中在0~8 km(图 7c)；重定位地震的走时残差分布主要集中在0.2~0.8 s区间(图 7d).然而，仍然有部分地震事件的震源位置的纬度与经度方向的测定误差大于0.1°(约10 km，图 7a、b)，而且亦有部分地震的震源深度误差大于20 km(图 7c).
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图 7 地震重定位的误差分布图 Fig. 7 Error distributions of earthquakes relocation |
结合地震重定位前后的结果与误差分析说明，加入宽频带OBS04台站的观测数据后，在一定程度上改善了仅仅利用陆地台站的观测局限；但是，在研究海域仅有一台OBS04台站，对于提高地震观测GAP值以及方位角和震源深度的约束是有限的，因此，希望未来大力加强在深海区天然地震观测，大规模部署宽频带流动台站，从而提高海域天然地震的定位精度(张丽娜等，2019).
3 重定位的地震对俯冲板片形态的约束前人的研究成果表明，马尼拉俯冲带南部的倾角较大，震源深度较深；越往北则俯冲板片的倾角越小，震源深度越浅(Hayes and Lewis, 1984; Yang et al., 1996; 詹文欢等, 2017).我们在研究区北部的地震密集区选取了4条震源深度剖面(位置见图 6)：AA′、BB′、CC′和DD′，将距剖面垂直距离20 km范围内的地震事件(图 6b)与震源机制解(图 1)(Ekström et al., 2012)，分别投影到4条剖面上，综合区域水深及重力资料，获得了4条沿剖面的水深、重力与震源深部投影分布图(图 8).
震源深度剖面AA′位于21.8°N(图 6)，横穿马尼拉海沟、增生楔、弧前盆地(北吕宋海槽)、花东海盆等多个地质构造单元(图 8a)，对比重定位前后的震源深度剖面可知，由于近震台站OBS04增加了对地震定位深度的约束，重定位后的地震震源深度有所抬升，且在浅部及沿俯冲方向更为集中；浅源地震多在增生楔的上部斜坡区较为集中，这一现象与上部斜坡发育的逆冲断层密切相关；中深源地震主要分布在俯冲带的东侧，指示着俯冲板片的俯冲方向与俯冲深度；AA′剖面中震源最大深度约为120 km，俯冲倾角从浅部的20°逐渐增加至深部的45°(图 8a).结合Global CMT的震源机制分布(Ekström et al., 2012)，显示拉张型应力的地震多集中在沿俯冲方向；压缩型应力的地震主要位于增生楔的上部斜坡到吕宋岛弧区域，此处发育有线性排列的逆冲断层及部分走滑断层；走滑型应力的地震主要位于吕宋岛弧附近.从下部斜坡与上部斜坡之间的脱序逆冲断层区至北吕宋岛弧，结合震源分布和震源机制解可识别出一系列的逆冲断层.吕宋岛弧下方的地震分布呈现密集-稀疏-密集的分布，结合水深以及自由空气重力异常剖面可发现，吕宋岛弧的水深变化、重力异常的峰值与俯冲带地震的最大穿透深度存在对应关系，推测吕宋岛弧下方物质密度的非均匀性可能与板片俯冲过程中的热物质上涌有关.
震源深度剖面BB′位于21.6°N(图 6)，水深起伏较为剧烈.重定位后的地震震源深度有所抬升(图 8b)，且在浅部及沿俯冲方向较为集中；浅部地震活动相比剖面AA′有所减少，但依然可以分辨出从上部斜坡到北吕宋海槽(弧前盆地)的逆冲断层，地震识别深度都超过了20 km；浅源地震较为发育；BB′剖面中震源最大深度约为160 km，俯冲倾角从浅部的22°逐渐增加至深部的54°.结合Global CMT的震源机制分布(Ekström et al., 2012)，显示拉张型应力的地震多集中在沿俯冲方向；压缩型应力的地震主要位于增生楔的上部斜坡到吕宋岛弧区域，此处发育有线性排列的逆冲断层及部分走滑断层；走滑型应力的地震主要位于吕宋岛弧附近.
剖面CC′位于21.4°N(图 6)，相比剖面AA′与BB′，浅部地震活动进一步减弱，深部地震主要沿俯冲方向集中分布(图 8c).俯冲深度约为180 km，俯冲倾角从浅部的18°随着深度逐渐增加至深部的58°.从重力、水深及震源深度剖面看(图 8c)，吕宋岛弧沿CC′剖面的地震活动发生明显减弱，推测是由于剖面CC′处的俯冲倾角进一步加大，深部热物质活动趋于稳定的结果.
剖面DD′垂直于俯冲带的走向(图 6)，可以较为真实地反映俯冲板片的形态、倾角等信息.重定位前后的震源深度剖面DD′(图 8d)可知，定位后的最大震源深度为120 km，俯冲倾角从浅部(0~30 km)的10°随着深度逐渐增加至深部(100~120 km)的41°.沿俯冲方向以拉张型应力的地震较为集中，上部斜坡的逆冲断层成线性排列.从下部斜坡与上部斜坡之间的脱序逆冲断层区至北吕宋岛弧，可识别出一系列的逆冲断层与走滑断层.
剖面AA′至CC′的地震分布特征(图 8a—c)变化表明，俯冲带北段21°N至22°N的区域受碰撞作用影响，浅部地震活动剧烈，自北向南地震活动性逐渐减弱，而表现出俯冲作用时间越长，俯冲板片的倾角逐渐变陡，俯冲深度增加.
4 结论基于为期6个月的宽频带天然地震观测试验，联合718台陆上地震台站数据，共使用了7562个P波走时和5002个S波走时数据，利用Hyposat地震定位方法，对在此期间发生在马尼拉俯冲带北段的264个天然地震开展了重定位研究.定位结果显示，重定位后的震中分布更为集中，与地质构造对应得更加合理；浅部的地震活动较为活跃，地震分布密集，与浅部断层发育有关；海底流动台站OBS04的加入，提升了整个台网空间分布范围，有效提高了地震定位精度，为区域天然地震长期观测提供了重要的数据补充与经验积累.
由马尼拉俯冲带北段重定位前后的震源分布可以推断出俯冲带板片的形态特征及浅部活动断层的发育情况.相互平行的震源深度剖面(AA′、BB′和CC′)(图 8a—c)表明，自北向南，俯冲板片的倾角逐渐变大，俯冲震源深度增加.垂直于俯冲带走向的震源深度投影剖面DD′(图 8d)表明，俯冲带北部的地震密集区俯冲深度约为120 km，俯冲倾角从浅部0~30 km区间的10°随着深度逐渐增加至深部120 km处的41°，俯冲板片逐渐变陡.在21°N—22°N区域由于受到碰撞造山作用影响，浅部地震活动剧烈，沿增生楔至北吕宋岛弧发育有一系列逆冲断层和少量走滑断层，因此，浅部的地震活动较为活跃，地震分布密集.
致谢 数据处理及成图中使用了GMT绘图软件(Wessel and Smith, 1998).感谢法国海洋开发研究院Jean-Claude Sibuet教授、香港中文大学杨宏峰博士、中国科学院地质与地球物理研究所王元博士和中国科学院海洋研究所范建柯博士的指导与讨论，感谢两位匿名审稿专家对本文提出的建设性意见.本研究的数据采集由中国科学院南海海洋研究所“实验2”号科考船实施，在此一并致谢.
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