劉文學 劉貴忠 周 剛 李 欣張慧民 徐恒壘 王紅春

1）中國西安710049西安交通大學

2）中國西安710024西北核技術(shù)研究所

引言

通過地震學方法建立大陸造山帶地區(qū)的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)，對理解和推斷造山帶的形成和演化，造山帶地殼縮短與增厚機制，以及板塊碰撞的遠程效應(yīng)等都具有積極意義.天山造山帶作為世界陸內(nèi)最大的造山帶之一，是利用地震觀測進行地殼上地幔結(jié)構(gòu)研究，進而建立造山帶動力學模型的理想場所.20世紀80年代以來，中外學者利用地震學觀測數(shù)據(jù)，廣泛深入地研究了天山及其鄰區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu)模型.例如：基于天山和周圍地區(qū)流動和固定地震臺站數(shù)據(jù)，利用地震波走時層析成像研究中國境內(nèi)天山地殼上地幔的速度結(jié)構(gòu)（郭飚等，2006）及天山帕米爾接合帶的地殼速度結(jié)構(gòu)（胥頤等，2006）；利用面波頻散研究天山和青藏高原不同路徑上的S波速度結(jié)構(gòu)（Romanowicz，1982；Cotton，Avouac，1994；Mahdi，Pavlis，1998；Ketter et al，2006）；利用接收函數(shù)研究天山不同部分及盆山接合部的地殼上地幔結(jié)構(gòu)（Kosarev et al，1993；Vinnik et al，2004；李順成等，2005；米寧等，2005；李海鷗等，2006；李昱等，2007）；利用深地震反射和折射方法建立橫過天山不同部位的速度結(jié)構(gòu)模型（高銳等，2001，2002；賀日政等，2001）等.通過這些研究提出了多種天山造山帶的動力學模型.

建立天山和周邊地區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu)，除了可以加深對造山帶動力學模型和造山機制的理解外，還可以為地震觀測技術(shù)在全面禁止核試驗條約核查方面的應(yīng)用提供服務(wù).這些應(yīng)用服務(wù)主要體現(xiàn)在提高地震事件的定位精度，提高事件識別判據(jù)的可移植性和甄別解釋異常事件特性等方面.尤其是該地區(qū)分布著前蘇聯(lián)位于哈薩克斯坦境內(nèi)的核試驗場和中國的羅布泊核試驗場，因此針對區(qū)域地殼上地幔模型深入研究該區(qū)域地震波的傳播特性具有特別的現(xiàn)實意義.每年一次的代表全面禁止核試驗地震核查發(fā)展趨勢的地震研究評論系列文集中包含了關(guān)于該地區(qū)地殼上地幔研究的最新動向和研究成果（Herrmann et al，2001；Ammon et al，2004；Martin et al，2010）．

地震接收函數(shù)和面波頻散是兩種比較成熟的建立地球內(nèi)部地殼上地幔結(jié)構(gòu)的反演方法，應(yīng)用十分廣泛（陳九輝，劉啟元，2000；吳慶舉等，2003；劉啟元等，2010），但二者各有優(yōu)劣之處．例如：接收函數(shù)對地球內(nèi)部速度對比明顯的間斷面比較敏感，而對絕對速度不敏感，并且存在速度與間斷面埋深之間的非唯一性；而面波頻散反映的是傳播路徑上的平均速度，對絕對速度敏感，但對速度的對比不敏感．因此，采用接收函數(shù)和面波頻散聯(lián)合反演可以取長補短，減小反演結(jié)果的非唯一性．在全面禁止核試驗條約的背景下，國外對包括天山及其周邊地區(qū)在內(nèi)的中亞地區(qū)地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)進行了充分的研究，而我國在這方面的研究還比較薄弱．隨著國際和國內(nèi)地震觀測臺網(wǎng)的發(fā)展，觀測數(shù)據(jù)的質(zhì)量得到提高，為我們建立天山和周邊地區(qū)較精細的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)模型提供了條件．本文采用地震接收函數(shù)與面波頻散數(shù)據(jù)聯(lián)合反演，建立天山及其周邊地區(qū)地殼上地幔三維速度結(jié)構(gòu)模型，為研究陸內(nèi)造山帶巖石圈演化機制和推進我國禁核試地震核查技術(shù)發(fā)展提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)．

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 接收函數(shù)

研究區(qū)域的地震臺站主要分布于天山及其周邊地區(qū)，且分屬于不同的區(qū)域地震臺網(wǎng)，分別是新疆數(shù)字地震臺網(wǎng)、吉爾吉斯斯坦境內(nèi)的KN臺網(wǎng)、哈薩克斯坦境內(nèi)的KZ臺網(wǎng)和CHENGIS臺網(wǎng)（圖1），其中CHENGIS臺網(wǎng)為運行了18個月的PASSCAL項目流動觀測臺網(wǎng)．我們采用新疆數(shù)字地震臺網(wǎng)2008年2月—2009年4月的地震波形、KN和KZ臺網(wǎng)1999—2004年的地震波形和CHENGIS臺網(wǎng)運行期間的波形來計算接收函數(shù)．對上述臺網(wǎng)中的每一個臺站，均采用寬頻帶波形數(shù)據(jù)，并且挑選其中震級mb≥5.5、三分向記錄完整、P波信噪比好、震中距為30°—90°的遠震事件波形.然后對每個臺站的三分向記錄進行坐標旋轉(zhuǎn)，使得水平分向由南北和東西向旋轉(zhuǎn)為徑向和切向.旋轉(zhuǎn)后P波波形利用時域迭代去卷積算法（Ligorria，Ammon，1999）進行接收函數(shù)計算，高斯濾波因子分別取0.5，1.0和2.5.計算結(jié)果中只保留對徑向P波波形擬合度大于80%的接收函數(shù)，最后再對這些接收函數(shù)進行目視檢查，剔出其中計算效果較差的.這樣處理后共得到730多個事件，其分布如圖2所示.為了提高接收函數(shù)的信噪比，對每個臺站的接收函數(shù)按震中距每10°一個間隔進行算術(shù)疊加，得到一系列平均接收函數(shù)作為聯(lián)合反演中接收函數(shù)的輸入.

圖1 研究區(qū)域內(nèi)地形、主要地質(zhì)構(gòu)造單元和地震臺站分布AA′，BB′，CC′為速度剖面；O1，O2，O3分別為其中點Fig．1 The topography，tectonic block and faults in the study areaAA′，BB′，CC′are three velocity profiles；the points O1，O2，and O3 are corresponding midpoints of the profiles

1.2 面波頻散數(shù)據(jù)

為了通過面波頻散數(shù)據(jù)建立地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)模型，研究人員構(gòu)造了全球面波頻散圖像，并根據(jù)這些圖像進行地球深部結(jié)構(gòu)研究.Ritzwoller和Levshin（1998）根據(jù)包括天山及其周邊地區(qū)在內(nèi)的歐亞大陸上分布的83個地震臺站在1988—1995年記錄到的600多個地震事件，采用多重濾波方法（Dziewonski et al，1969，1972）提取了9 000條傳播路徑上的面波頻散數(shù)據(jù)；通過層析成像（Barmin et al，2001）建立了歐亞大陸1°×1°的基階瑞利波和勒夫波群速度圖像，其中包括周期為15—200s的基階瑞利波群速度圖像和20—175s的基階勒夫波群速度圖像，其平均不確定度為0.03—0.04km／s.根據(jù)面波群速度和相速度理論應(yīng)該給出相同的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)模型，但實際結(jié)果表明群速度能夠得到比相速度更高分辨率的模型（Knopoff，1972；Knopoff，Chang，1977）.由于瑞利波和接收函數(shù)均對垂向極化的S波速度敏感，并且接收函數(shù)與瑞利波聯(lián)合反演的不確定度小于接收函數(shù)與勒夫波聯(lián)合反演的不確定度（Gok et al，2006），因此本文在聯(lián)合反演時僅采用基階瑞利波群速度數(shù)據(jù)，這些數(shù)據(jù)引自Ritzwoller和Levshin（1998）的層析成像圖像，即用最近鄰域法得到對應(yīng)于每個地震臺站點不同周期的群速度數(shù)值，然后與疊加得到的該臺站的接收函數(shù)進行臺站下速度結(jié)構(gòu)模型的聯(lián)合反演.圖3給出了周期T為25，100和175s時歐亞大陸的面波頻散圖像（Ritzwoller，Levshin，1998）.

1.3 反演方法和過程

Ozalaybey等（1997）首次提出用接收函數(shù)與面波頻散聯(lián)合反演地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu).此后該方法便被應(yīng)用于建立不同地區(qū)的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)模型且取得了較好的結(jié)果（Julia et al，2000；Herrmann et al，2001；Chang，Baag，2005）.本文采用迭代最小二乘線性反演方法（Herrmann，Ammon，2002）聯(lián)合反演天山及其鄰區(qū)臺站的接收函數(shù)和基階瑞利面波群速度，建立該地區(qū)的地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)模型.聯(lián)合反演迭代過程中，模型每層的波速比vP／vS固定，密度由每次迭代后的P波速度計算得到.為了得到數(shù)據(jù)匹配情況下最簡單的模型（Constable et al，1987），反演過程中對每個邊界的速度變化進行一階差分約束（Ammon et al，1990）.如圖4所示，所有臺站的初始模型均為水平層狀模型，分為85層，深度至580km.從50km到底部的模型參數(shù)取AK135-F大陸模型的數(shù)據(jù)值；上部50km包括4個1km和23個2km的分層，參數(shù)取AK135-F模型在50km處的數(shù)值；聯(lián)合反演時所有臺站接收函數(shù)和面波頻散的影響因子均取0.25.

反演過程分兩次進行.首先每個臺站疊加得到的所有接收函數(shù)都參與第一次反演，迭代30次以后，只保留數(shù)據(jù)擬合度大于80%的接收函數(shù)；然后再進行第二次反演，同樣迭代30次后完成整個反演過程.兩次反演過程中均采用相同的初始模型.第二次聯(lián)合反演后得到的天山及其周邊區(qū)域88個臺站下的地殼上地幔一維S波速度結(jié)構(gòu)模型如圖5所示.在此基礎(chǔ)上，對每個深度處的所有模型按照線性各向同性變差克里金方法（Isaacs，Srivastava，1989）進行空間插值，以獲得該研究區(qū)域的三維S波速度模型.

2 反演結(jié)果與討論

圖6給出了天山及其鄰區(qū)三維S波速度模型的深度切片；圖7—9分別給出了沿剖面AA′，BB′，CC′的S波速度結(jié)構(gòu)，沿這些剖面的地形起伏分別顯示在每個圖形的頂部，3條剖面的分布如圖6a所示，圖中O1，O2和O3分別對應(yīng)3條剖面的中點位置（0km）.

圖6 不同深度S波速度切片F(xiàn)ig.6 S-wave velocity images from joint inversion tomography for several depth slices

如圖6a所示，5km深度切片位于上地殼上部，該深度由于盆地內(nèi)有較厚的低速沉積層，因而塔里木盆地、準噶爾盆地和吐魯番盆地內(nèi)均表現(xiàn)為相對低速結(jié)構(gòu)，而盆地周圍山區(qū)和哈薩克地臺則呈現(xiàn)出較高的地震波速度.在塔里木盆地西北緣和北緣分別有較高和較低的地震波速度，它們分別對應(yīng)著巴楚隆起和庫車凹陷.塔里木盆地西南的低速與庫車凹陷的低速相當，表明該地區(qū)存在與庫車凹陷相當?shù)某练e層厚度.這些結(jié)果與胥頤等（2000）的P波層析成像及馮梅和安美建（2007）的面波層析成像結(jié)果一致.

從圖6b可看出，20km深度大約是中上地殼的分界面，此處S波速度結(jié)構(gòu)的總體特征表現(xiàn)為盆地大部分地區(qū)為相對高速，而周圍山區(qū)則大部分表現(xiàn)為相對低速.這與Roecker等（1993）的體波層析成像結(jié)果相近.由圖6b還可以看到，塔里木盆地北部庫車凹陷一帶的S波速度與巴楚隆起、哈薩克地臺地區(qū)的S波速度相當；準噶爾盆地與吐魯番盆地之間區(qū)域表現(xiàn)出明顯的高速特征，但塔里木盆地南部和西部區(qū)域仍表現(xiàn)為相對低速.20km深處S波速度的這些變化特征與中上地殼分界面的起伏變化相對應(yīng).在盆地周圍山區(qū)和塔里木盆地南部、西南部表現(xiàn)為低速，這說明這些地區(qū)仍然處于上地殼之內(nèi)，S波速度主要表現(xiàn)為上地殼相對低速的特點.而其它地區(qū)的相對高速則說明這些地區(qū)已經(jīng)進入到中地殼內(nèi).例如，庫車凹陷一帶較高的S波速度特征與Zhao等（2008）根據(jù)人工爆破剖面得到的該地區(qū)中上地殼分界面上隆的特點相吻合.

天山及其鄰近地區(qū)中下地殼的分界面大約位于40km深度（圖6c）.該深度上S波速度的特征主要表現(xiàn)為：塔中隆起是相對明顯的低速區(qū)域，天山東部、塔里木西部、準噶爾西緣是相對的低速區(qū)域；而天山西部和哈薩克地臺為相對明顯的高速區(qū)域，準噶爾盆地和吐魯番盆地則為相對的高速區(qū)域.李秋生等（2001）根據(jù)橫跨西昆侖—塔里木—天山的爆炸地震探測剖面得到的地殼上地幔P波速度結(jié)構(gòu)顯示在40km深度左右，從塔里木盆地北緣—奎屯有一個明顯的低速層.本文結(jié)果在該區(qū)域表現(xiàn)出同樣的低速特性.

天山及其鄰區(qū)的莫霍面深度大部分約為50km.整個天山地區(qū)在此深度的S波速度表現(xiàn)為相對的低速特性，而塔里木盆地西部、準噶爾盆地西南與吐魯番盆地之間及哈薩克地臺的大部分地區(qū)則呈現(xiàn)相對高的S波速度結(jié)構(gòu).這些高、低速的分布區(qū)域與胥頤等（2000）的層析成像結(jié)果類似，分別反映了這些區(qū)域地殼厚度的變化特征.此外，在85°E左右存在著一個北北東走向橫穿研究區(qū)的低速帶，胥頤等（2000）的結(jié)果中并無此特征，而趙俊猛等（2003）通過分析不同的人工地震剖面資料后，注意到東、西天山的地殼上地幔結(jié)構(gòu)有明顯的差異，這些差異是天山東、西部具有不同構(gòu)造活動的表現(xiàn)，而此處的低速帶可能是東、西天山構(gòu)造活動的一個分界.從沿天山走向的速度剖面（圖8，9）中也可以看出東、西天山構(gòu)造上的差異.由這一深度的S波速度分布結(jié)合橫向剖面速度分布顯示出不同構(gòu)造分區(qū)地殼厚度的差異，即塔里木盆地、準噶爾盆地、吐魯番盆地等地殼厚度較薄，而周圍山區(qū)的地殼厚度較厚，體現(xiàn)出盆地地殼向周圍山區(qū)俯沖的特性.

天山和周圍地區(qū)的巖石圈厚度在天山下的變化范圍為90—120km，在塔里木盆地其厚度達到160km（Kumar et al，2005），因此80和110km深度處于天山和鄰區(qū)的上地幔巖石圈內(nèi).從圖6e和6f可以看出，80和110km深度處S波速度的變化范圍大致相當，但在80km深度上，部分天山地區(qū)存在高速異常體，這些高速異常體在圖7，8和9所示的3條橫向剖面上也能夠明顯地看到.比較80km與110km深度處S波速度還可以看到，在西天山、準噶爾盆地東部和哈薩克地臺地區(qū)，80km深度的波速略高于110km深度的波速；而在塔里木盆地、天山東部、準噶爾盆地南部和吐魯番盆地等地，80km深度處的波速則明顯低于110km深度處的波速，其中西天山110km深度處的低速區(qū)與Vinnik等（2004）由P波和S波接收函數(shù)聯(lián)合反演得到的結(jié)果一致.

3 結(jié)論

天山及其鄰近地區(qū)的構(gòu)造復雜多變，既有像天山這樣古生代形成、新生代重新活躍的造山帶，又有像塔里木盆地這樣古老而穩(wěn)定的克拉通.在對歐亞大陸碰撞響應(yīng)的過程中，不同構(gòu)造塊體之間相互作用，造成塊體內(nèi)部或者塊體接觸帶之間巖石圈尺度的形變，本文得到的天山及其鄰近地區(qū)地殼上地幔三維S波速度結(jié)構(gòu)在一定程度上是這些構(gòu)造活動或者構(gòu)造活動效果的反映.

1）天山及其鄰近區(qū)域地殼結(jié)構(gòu)分為上、中、下3層，從圖7，8和9中可以看到它們的分界面大致分別位于20，40和50km深度，相應(yīng)的S波速度切片顯示這些界面的起伏與地表地質(zhì)、構(gòu)造地塊特性之間存在一定的對應(yīng)關(guān)系，這與分布于天山及其周圍不同位置的人工地震剖面的探測結(jié)果相吻合（賀日政等，2001；高銳等，2002；王有學等，2004；楊主恩等，2005；李海鷗等，2006）.另外，盆地與山區(qū)不同的地殼厚度還顯示出盆－山結(jié)合部的構(gòu)造關(guān)系，即盆地地殼向周圍山區(qū)俯沖，這可能是該地區(qū)地震多發(fā)的原因之一.

2）橫向速度剖面和垂向速度切片均顯示出天山及其鄰近區(qū)域地殼上地幔結(jié)構(gòu)明顯的非均勻性.造山帶和盆地隆起區(qū)的上地殼表現(xiàn)為相對的高速區(qū)，而沉積盆地和山前坳陷區(qū)則表現(xiàn)為相對的低速區(qū).在天山南北緣地區(qū)的中地殼存在低速層，可能與該區(qū)較強烈的構(gòu)造活動或者上地幔熱物質(zhì)的上涌侵入有關(guān).東、西天山下地殼存在一個近南北向的低速帶，說明天山東、西部在構(gòu)造和變形上存在較明顯的差異，GPS測量結(jié)果所顯示的天山東、西部地殼縮短量和縮短速率的明顯不同（Abdrakhmatov et al，1996；楊少敏等，2008）也說明了這種差異的存在.另一方面西天山地區(qū)上地幔的高速蓋層向東延伸到巖石圈的更深處（圖8，圖9），同樣也說明天山東、西構(gòu)造活動或者形變上的不同.這可能是由于天山東部更遠離歐亞大陸碰撞帶，構(gòu)造活動或者形變較弱的結(jié)果.

新疆地震局提供了新疆地震臺網(wǎng)部分臺站的數(shù)據(jù)，本文數(shù)據(jù)預處理采用SAC軟件完成，接收函數(shù)計算采用CPS軟件包中時域迭代算法程序，所有圖件采用GMT（Wessel，Smith，1991）完成.在此一并表示衷心的感謝！

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