引言

通过地震学方法建立大陆造山带地区的地壳上地幔速度结构，对理解和推断造山带的形成和演化，造山带地壳缩短与增厚机制，以及板块碰撞的远程效应等都具有积极意义． 天山造山带作为世界陆内最大的造山带之一，是利用地震观测进行地壳上地幔结构研究，进而建立造山带动力学模型的理想场所． 20世纪80年代以来，中外学者利用地震学观测数据，广泛深入地研究了天山及其邻区地壳上地幔结构模型. 例如: 基于天山和周围地区流动和固定地震台站数据，利用地震波走时层析成像研究中国境内天山地壳上地幔的速度结构(郭飚等，2006)及天山帕米尔接合带的地壳速度结构(胥颐等，2006)； 利用面波频散研究天山和青藏高原不同路径上的S波速度结构(Romanowicz，1982； Cotton，Avouac，1994； Mahdi，Pavlis，1998； Ketter et al，2006)； 利用接收函数研究天山不同部分及盆山接合部的地壳上地幔结构(Kosarev et al，1993； Vinnik et al，2004； 李顺成等，2005； 米宁等，2005； 李海鸥等，2006； 李昱等，2007)； 利用深地震反射和折射方法建立横过天山不同部位的速度结构模型(高锐等， 2001，2002； 贺日政等，2001)等． 通过这些研究提出了多种天山造山带的动力学模型．

建立天山和周边地区地壳上地幔结构，除了可以加深对造山带动力学模型和造山机制的理解外，还可以为地震观测技术在全面禁止核试验条约核查方面的应用提供服务. 这些应用服务主要体现在提高地震事件的定位精度，提高事件识别判据的可移植性和甄别解释异常事件特性等方面． 尤其是该地区分布着前苏联位于哈萨克斯坦境内的核试验场和中国的罗布泊核试验场，因此针对区域地壳上地幔模型深入研究该区域地震波的传播特性具有特别的现实意义． 每年一次的代表全面禁止核试验地震核查发展趋势的地震研究评论系列文集中包含了关于该地区地壳上地幔研究的最新动向和研究成果(Herrmann et al，2001； Ammon et al，2004； Martin et al，2010)．

地震接收函数和面波频散是两种比较成熟的建立地球内部地壳上地幔结构的反演方法，应用十分广泛(陈九辉，刘启元，2000； 吴庆举等，2003； 刘启元等，2010)，但二者各有优劣之处． 例如： 接收函数对地球内部速度对比明显的间断面比较敏感，而对绝对速度不敏感，并且存在速度与间断面埋深之间的非唯一性； 而面波频散反映的是传播路径上的平均速度，对绝对速度敏感，但对速度的对比不敏感． 因此，采用接收函数和面波频散联合反演可以取长补短，减小反演结果的非唯一性． 在全面禁止核试验条约的背景下，国外对包括天山及其周边地区在内的中亚地区地壳上地幔速度结构进行了充分的研究，而我国在这方面的研究还比较薄弱． 随着国际和国内地震观测台网的发展，观测数据的质量得到提高，为我们建立天山和周边地区较精细的地壳上地幔速度结构模型提供了条件． 本文采用地震接收函数与面波频散数据联合反演，建立天山及其周边地区地壳上地幔三维速度结构模型，为研究陆内造山带岩石圈演化机制和推进我国禁核试地震核查技术发展提供基础数据．

1.   数据和方法

1.1   接收函数

研究区域的地震台站主要分布于天山及其周边地区，且分属于不同的区域地震台网，分别是新疆数字地震台网、 吉尔吉斯斯坦境内的KN台网、 哈萨克斯坦境内的KZ台网和CHENGIS台网(图 1)，其中CHENGIS台网为运行了18个月的PASSCAL项目流动观测台网． 我们采用新疆数字地震台网2008年2月—2009年4月的地震波形、 KN和KZ台网1999—2004年的地震波形和CHENGIS台网运行期间的波形来计算接收函数． 对上述台网中的每一个台站，均采用宽频带波形数据，并且挑选其中震级m_b≥5.5、 三分向记录完整、 P波信噪比好、 震中距为30°—90°的远震事件波形． 然后对每个台站的三分向记录进行坐标旋转，使得水平分向由南北和东西向旋转为径向和切向． 旋转后P波波形利用时域迭代去卷积算法(Ligorria，Ammon，1999)进行接收函数计算，高斯滤波因子分别取0.5，1.0和2.5． 计算结果中只保留对径向P波波形拟合度大于80%的接收函数，最后再对这些接收函数进行目视检查，剔出其中计算效果较差的． 这样处理后共得到730多个事件，其分布如图 2所示． 为了提高接收函数的信噪比，对每个台站的接收函数按震中距每10°一个间隔进行算术叠加，得到一系列平均接收函数作为联合反演中接收函数的输入．

图  1  研究区域内地形、 主要地质构造单元和地震台站分布

AA′， BB′, CC′为速度剖面； O₁， O₂， O₃分别为其中点

Figure  1.  The topography, tectonic block and faults in the study area

AA′， BB′, CC′ are three velocity profiles； the points O₁， O₂， and O₃ are corresponding midpoints of the profiles

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图  2  用于接收函数计算的事件(实心点)相对于台站(三角形)的分布

Figure  2.  The teleseismic events for receiver function calculation where the triangle represents the average position of all stations

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1.2   面波频散数据

为了通过面波频散数据建立地球内部结构模型，研究人员构造了全球面波频散图像，并根据这些图像进行地球深部结构研究． Ritzwoller和Levshin(1998)根据包括天山及其周边地区在内的欧亚大陆上分布的83个地震台站在1988—1995年记录到的600多个地震事件，采用多重滤波方法(Dziewonski et al， 1969，1972)提取了9000条传播路径上的面波频散数据； 通过层析成像(Barmin et al，2001)建立了欧亚大陆1°×1°的基阶瑞利波和勒夫波群速度图像，其中包括周期为15—200 s的基阶瑞利波群速度图像和20—175 s的基阶勒夫波群速度图像，其平均不确定度为 0.03—0.04 km/s． 根据面波群速度和相速度理论应该给出相同的地壳上地幔速度结构模型，但实际结果表明群速度能够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数均对垂向极化的S波速度敏感，并且接收函数与瑞利波联合反演的不确定度小于接收函数与勒夫波联合反演的不确定度(Gok et al，2006)，因此本文在联合反演时仅采用基阶瑞利波群速度数据，这些数据引自Ritzwoller和Levshin(1998)的层析成像图像，即用最近邻域法得到对应于每个地震台站点不同周期的群速度数值，然后与叠加得到的该台站的接收函数进行台站下速度结构模型的联合反演． 图 3给出了周期T为25，100和175 s时欧亚大陆的面波频散图像(Ritzwoller，Levshin，1998)．

图  3  不同周期(25， 100和175 s)的欧亚大陆面波频散图像(引自Ritzwoller，Levshin，1998)

(a) T=25 s, 参考速度v_ref=3.201 km/s; (b) T=100 s, v_ref=3.806 km/s; (c) T=175 s, v_ref=3.690 km/s

Figure  3.  Surface wave dispersion maps of periods 25, 100, 175 s for Eurasia (after Ritzwoller，Levshin，1998)

(a) T=25 s, reference velocity v_ref=3.201 km/s; (b) T=100 s, v_ref=3.806 km/s; (c) T=175 s, v_ref=3.690 km/s

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1.3   反演方法和过程

Ozalaybey等(1997)首次提出用接收函数与面波频散联合反演地壳上地幔S波速度结构. 此后该方法便被应用于建立不同地区的地壳上地幔速度结构模型且取得了较好的结果(Julia et al，2000； Herrmann et al，2001； Chang，Baag，2005)． 本文采用迭代最小二乘线性反演方法(Herrmann，Ammon，2002)联合反演天山及其邻区台站的接收函数和基阶瑞利面波群速度，建立该地区的地壳上地幔S波速度结构模型． 联合反演迭代过程中，模型每层的波速比v_P/v_S固定，密度由每次迭代后的P波速度计算得到． 为了得到数据匹配情况下最简单的模型(Constable et al，1987)，反演过程中对每个边界的速度变化进行一阶差分约束(Ammon et al，1990)． 如图 4所示，所有台站的初始模型均为水平层状模型，分为85层，深度至580 km． 从50 km到底部的模型参数取AK135-F大陆模型的数据值； 上部50 km包括4个1 km和23个2 km的分层，参数取AK135-F模型在50 km处的数值； 联合反演时所有台站接收函数和面波频散的影响因子均取0.25．

图  4  用于联合反演的初始模型、 AK135-F模型和 AAK台站两次联合反演分别得到的最终模型

Figure  4.  The initial model, AK135-F model and two joint inversion results for the station AAK

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反演过程分两次进行． 首先每个台站叠加得到的所有接收函数都参与第一次反演，迭代30次以后，只保留数据拟合度大于80%的接收函数； 然后再进行第二次反演，同样迭代30次后完成整个反演过程． 两次反演过程中均采用相同的初始模型. 第二次联合反演后得到的天山及其周边区域88个台站下的地壳上地幔一维S波速度结构模型如图 5所示． 在此基础上，对每个深度处的所有模型按照线性各向同性变差克里金方法(Isaacs，Srivastava，1989)进行空间插值，以获得该研究区域的三维S波速度模型．

图  5  联合反演得到的88个台站下的地壳上地幔一维S波速度模型

Figure  5.  1D S-wave velocity models of crust and upper mantle beneath 88 stations by joint inversion

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2.   反演结果与讨论

图 6给出了天山及其邻区三维S波速度模型的深度切片； 图 7—9分别给出了沿剖面AA′，BB′，CC′的S波速度结构，沿这些剖面的地形起伏分别显示在每个图形的顶部，3条剖面的分布如图 6a所示，图中O₁，O₂和O₃分别对应3条剖面的中点位置(0 km).

图  6  不同深度S波速度切片

Figure  6.  S-wave velocity images from joint inversion tomography for several depth slices

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图  7  剖面AA′的S波速度结构

Figure  7.  S-wave velocity structure for the profile AA′

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图  8  剖面BB′的S波速度结构

Figure  8.  S-wave velocity structure for the profile BB′

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图  9  剖面CC′的S波速度结构

Figure  9.  S-wave velocity structure for the profile CC′

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如图 6a所示，5 km深度切片位于上地壳上部，该深度由于盆地内有较厚的低速沉积层，因而塔里木盆地、 准噶尔盆地和吐鲁番盆地内均表现为相对低速结构，而盆地周围山区和哈萨克地台则呈现出较高的地震波速度． 在塔里木盆地西北缘和北缘分别有较高和较低的地震波速度，它们分别对应着巴楚隆起和库车凹陷． 塔里木盆地西南的低速与库车凹陷的低速相当，表明该地区存在与库车凹陷相当的沉积层厚度． 这些结果与胥颐等(2000)的P波层析成像及冯梅和安美建(2007)的面波层析成像结果一致．

从图 6b可看出，20 km深度大约是中上地壳的分界面，此处S波速度结构的总体特征表现为盆地大部分地区为相对高速，而周围山区则大部分表现为相对低速. 这与Roecker等(1993)的体波层析成像结果相近． 由图 6b还可以看到，塔里木盆地北部库车凹陷一带的S波速度与巴楚隆起、 哈萨克地台地区的S波速度相当; 准噶尔盆地与吐鲁番盆地之间区域表现出明显的高速特征，但塔里木盆地南部和西部区域仍表现为相对低速． 20 km深处S波速度的这些变化特征与中上地壳分界面的起伏变化相对应． 在盆地周围山区和塔里木盆地南部、 西南部表现为低速，这说明这些地区仍然处于上地壳之内，S波速度主要表现为上地壳相对低速的特点． 而其它地区的相对高速则说明这些地区已经进入到中地壳内. 例如，库车凹陷一带较高的S波速度特征与Zhao等(2008)根据人工爆破剖面得到的该地区中上地壳分界面上隆的特点相吻合．

天山及其邻近地区中下地壳的分界面大约位于40 km深度(图 6c)． 该深度上S波速度的特征主要表现为： 塔中隆起是相对明显的低速区域，天山东部、 塔里木西部、 准噶尔西缘是相对的低速区域； 而天山西部和哈萨克地台为相对明显的高速区域，准噶尔盆地和吐鲁番盆地则为相对的高速区域． 李秋生等(2001)根据横跨西昆仑—塔里木—天山的爆炸地震探测剖面得到的地壳上地幔P波速度结构显示在40 km深度左右，从塔里木盆地北缘—奎屯有一个明显的低速层. 本文结果在该区域表现出同样的低速特性．

天山及其邻区的莫霍面深度大部分约为50 km． 整个天山地区在此深度的S波速度表现为相对的低速特性，而塔里木盆地西部、 准噶尔盆地西南与吐鲁番盆地之间及哈萨克地台的大部分地区则呈现相对高的S波速度结构. 这些高、 低速的分布区域与胥颐等(2000)的层析成像结果类似，分别反映了这些区域地壳厚度的变化特征． 此外，在85°E左右存在着一个北北东走向横穿研究区的低速带，胥颐等(2000)的结果中并无此特征，而赵俊猛等(2003)通过分析不同的人工地震剖面资料后，注意到东、 西天山的地壳上地幔结构有明显的差异，这些差异是天山东、 西部具有不同构造活动的表现，而此处的低速带可能是东、 西天山构造活动的一个分界． 从沿天山走向的速度剖面(图 8，9)中也可以看出东、 西天山构造上的差异． 由这一深度的S波速度分布结合横向剖面速度分布显示出不同构造分区地壳厚度的差异，即塔里木盆地、 准噶尔盆地、 吐鲁番盆地等地壳厚度较薄，而周围山区的地壳厚度较厚，体现出盆地地壳向周围山区俯冲的特性．

天山和周围地区的岩石圈厚度在天山下的变化范围为90—120 km，在塔里木盆地其厚度达到160 km(Kumar et al，2005)，因此80和110 km深度处于天山和邻区的上地幔岩石圈内． 从图 6e和6f可以看出，80和110 km深度处S波速度的变化范围大致相当，但在80 km深度上，部分天山地区存在高速异常体，这些高速异常体在图 7，8和9所示的3条横向剖面上也能够明显地看到． 比较80 km与110 km深度处S波速度还可以看到，在西天山、 准噶尔盆地东部和哈萨克地台地区，80 km深度的波速略高于110 km深度的波速； 而在塔里木盆地、 天山东部、 准噶尔盆地南部和吐鲁番盆地等地，80 km深度处的波速则明显低于110 km深度处的波速，其中西天山110 km深度处的低速区与Vinnik等(2004)由P波和S波接收函数联合反演得到的结果一致．

3.   结论

天山及其邻近地区的构造复杂多变，既有像天山这样古生代形成、 新生代重新活跃的造山带，又有像塔里木盆地这样古老而稳定的克拉通． 在对欧亚大陆碰撞响应的过程中，不同构造块体之间相互作用，造成块体内部或者块体接触带之间岩石圈尺度的形变，本文得到的天山及其邻近地区地壳上地幔三维S波速度结构在一定程度上是这些构造活动或者构造活动效果的反映．

1)天山及其邻近区域地壳结构分为上、 中、 下3层，从图 7，8和9中可以看到它们的分界面大致分别位于20，40和50 km深度，相应的S波速度切片显示这些界面的起伏与地表地质、 构造地块特性之间存在一定的对应关系，这与分布于天山及其周围不同位置的人工地震剖面的探测结果相吻合(贺日政等，2001； 高锐等，2002； 王有学等，2004； 杨主恩等，2005； 李海鸥等，2006)． 另外，盆地与山区不同的地壳厚度还显示出盆-山结合部的构造关系，即盆地地壳向周围山区俯冲，这可能是该地区地震多发的原因之一．

2)横向速度剖面和垂向速度切片均显示出天山及其邻近区域地壳上地幔结构明显的非均匀性． 造山带和盆地隆起区的上地壳表现为相对的高速区，而沉积盆地和山前坳陷区则表现为相对的低速区． 在天山南北缘地区的中地壳存在低速层，可能与该区较强烈的构造活动或者上地幔热物质的上涌侵入有关． 东、 西天山下地壳存在一个近南北向的低速带，说明天山东、 西部在构造和变形上存在较明显的差异，GPS测量结果所显示的天山东、 西部地壳缩短量和缩短速率的明显不同(Abdrakhmatov et al，1996； 杨少敏等，2008)也说明了这种差异的存在． 另一方面西天山地区上地幔的高速盖层向东延伸到岩石圈的更深处(图 8，图 9)，同样也说明天山东、 西构造活动或者形变上的不同． 这可能是由于天山东部更远离欧亚大陆碰撞带，构造活动或者形变较弱的结果．

新疆地震局提供了新疆地震台网部分台站的数据，本文数据预处理采用SAC软件完成，接收函数计算采用CPS软件包中时域迭代算法程序，所有图件采用GMT(Wessel，Smith，1991)完成． 在此一并表示衷心的感谢！