引用本文
孔祥艳, 吴建平, 房立华, 蔡妍, 范莉苹, 王未来. 利用面波频散和接收函数联合反演中国境内天山及邻区的地壳上地幔速度结构[J]. 地震地质, 2020,42(4): 844-865.
KONG Xiang-yan, WU Jian-ping, FANG Li-hua, CAI Yan, FAN Li-ping, WANG Wei-lai. JOINT INVERSION OF SURFACE WAVE DISPERSION AND RECEIVER FUNCTIONS FOR CRUSTAL AND UPPERMOST MANTLE STRUCTURE BENEATH CHINESE TIENSHAN AND ITS ADJACENT AREAS[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2020,42(4): 844-865.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2020.04.005
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利用面波频散和接收函数联合反演中国境内天山及邻区的地壳上地幔速度结构
孔祥艳1,2,3), 吴建平1),*, 房立华1), 蔡妍1), 范莉苹1), 王未来1)
1)中国地震局地球物理研究所, 北京 100081
2)东华理工大学, 江西省核地学数据科学与系统工程技术研究中心, 南昌 330013
3)新疆维吾尔自治区地震局, 乌鲁木齐 830011
*通讯作者: 吴建平, 男, 研究员, 主要从事地球深部构造研究工作, E-mail: wjpwu@cea-igp.ac.cn。

〔作者简介〕 孔祥艳, 女, 1982年生, 2019年于中国地震局地球物理研究所获固体地球物理学博士学位, 高级工程师, 主要研究方向为地球内部物理与地球动力学, 电话: 13659973713, E-mail: 55276156@qq.com。

收稿日期: 2019-12-30
基金项目: 国家自然科学基金(41774102,41774067,41804057,41674063)、江西省核地学数据科学与系统工程技术研究中心开放基金(JETRCNGDSS202005)和新疆维吾尔自治区自然科学基金(2020D01A84)共同资助
摘要

天山造山带是现今世界上最活跃的陆内造山带之一, 研究这一地区的壳幔深部结构对认识天山造山深部动力学过程具有重要意义。 文中利用新疆测震台网52个固定地震台站和在天山地区新布设的11个流动地震台站为期1a的观测数据, 采用背景噪声层析成像方法获得了中国境内天山及邻区(41°~48° N, 79°~91° E)10~50s周期范围内瑞利(Rayleigh)面波的相速度分布图像, 通过面波和接收函数联合反演揭示了中国境内天山地区(41°~46° N, 79°~91° E)的地壳上地幔S波速度结构和台站下方的地壳厚度。 结果表明, 在天山北部和天山南部盆山接触带附近的地壳内部存在多个明显的低速层, 北部边缘和南部边缘的壳内低速区结构特征及分布范围存在明显差异。 结合前人的相关研究结果, 我们推测塔里木盆地和准噶尔盆地向天山造山带的俯冲主要发生在中国境内天山造山带的中部, 其中天山南缘的俯冲比北缘的范围大, 东部地壳的俯冲不明显或处于俯冲的早期阶段。 天山造山带内部的地壳存在多个低速层分布的地区, 它们大多与目前正在发生强烈隆升的区域相对应。 文中得到的S波速度结构可为天山造山带的分段性及盆山耦合类型的差异性等研究提供新的深部依据。

关键词: 中国境内天山; 背景噪声; 相速度; 联合反演; S波速度结构
中图分类号:P315.3+1 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2020)04-0844-22
JOINT INVERSION OF SURFACE WAVE DISPERSION AND RECEIVER FUNCTIONS FOR CRUSTAL AND UPPERMOST MANTLE STRUCTURE BENEATH CHINESE TIENSHAN AND ITS ADJACENT AREAS
KONG Xiang-yan1,2,3), WU Jian-ping1), FANG Li-hua1), CAI Yan1), FAN Li-ping1), WANG Wei-lai1)
1)Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China
2)Jiangxi Engineering Technology Research Center of Nuclear Geoscience Data Science and System, East China University of Technology, Nanchang 330013, China
3)Earthquake Agency of Xinjiang Uygur Autonomous Region, Urumqi 830011, China
Abstract

The Tienshan orogenic belt is one of the most active intracontinental orogenic belts in the world. Studying the deep crust-mantle structure in this area is of great significance for understanding the deep dynamics of the Tienshan orogen. The distribution of fixed seismic stations in the Tianshan orogenic belt is sparse. The low resolution of the existing tomographic results in the Tienshan orogenic belt has affected the in-depth understanding of the deep dynamics of the Tienshan orogenic belt. In this paper, the observation data of 52 mobile seismic stations in the Xinjiang Seismic Network and the 11 new seismic stations in the Tienshan area for one-year observations are used. The seismic ambient noise tomography method is used to obtain the Rayleigh surface wave velocity distribution image in the range of 10~50s beneath the Chinese Tienshan and its adjacent areas (41°~48° N, 79°~91° E). The joint inversion of surface wave and receiver function reveals the S-wave velocity structure of the crust and uppermost mantle and the crustal thickness below the station beneath the Chinese Tienshan area(41°~46° N, 79°~91° E). The use of observation data from mobile stations and new fixed seismic stations has improved the resolution of surface wave phase velocity imaging and S-wave velocity structure models in the study area.
The results show that there are many obvious low-velocity layers in the crust near the basin-bearing zone in the northern Tienshan Mountains and the southern Tienshan Mountains. There are significant differences in the structural characteristics and distribution range of the low-velocity zone in the northern margin and the southern margin. Combining previous research results on artificial seismic profiles, receiver function profiles, teleseismic tomography, and continental subduction simulation experiments, it is speculated that the subduction of the Tarim Basin and the Junggar Basin to the Tienshan orogenic belt mainly occurs in the middle of the Chinese Tienshan orogenic belt, and the subduction of the southern margin of the Tienshan Mountains is larger than that of the northern margin, and the subduction of the eastern crust is not obvious or in the early subduction stage. There are many low-velocity layers in the inner crust of the Tienshan orogenic belt, and most of them correspond to the strong uplifting areas that are currently occurring. The thickness of the crust below the Tienshan orogenic belt is between 55km and 63km. The thickness of the crust(about 63km)is the largest near the BLT seismic station in the Bazhou region of Xinjiang. The average crustal thickness of the Tarim Basin is about 45km, and that of the Junggar Basin is 47km. The S-wave velocity structure obtained in this study can provide a new deep basis for the study of the segmentation of the Tienshan orogenic belt and the difference of the basin-mountain coupling type.

Keyword: Chinese Tienshan; seismic ambient noise; phase velocity joint inversion; S-wave velocity structure
0 引言

天山造山带位于中亚地区, 被北部的哈萨克地台和准噶尔盆地与南侧的帕米尔高原和塔里木盆地所包围, 形成于古生代。 新生代期间, 在印度板块和亚欧板块碰撞的远程效应(距离约2 000km)影响下, 已被夷为平地的天山造山带重新活动, 发生陆内造山运动, 并再次强烈隆升, 形成复活型陆内造山带(Molnar et al., 1975; England et al., 1985; Craig et al., 2012)。 现今的天山造山带EW向长约2 500km, 西边最宽处长约400km, 在EW向上可分为西天山、 中天山和东天山(Lei, 2011)3部分。 西天山和中天山主要在吉尔吉斯斯坦和哈萨克斯坦境内, 东天山主要在中国境内新疆地区, 南、 北侧分别被坚硬的塔里木盆地和准噶尔盆地包围(图1)。 GPS长期观测结果表明, 天山沿EW向的不同地区都有不同程度近SN向的地壳缩短与变形, 其中东天山西部地区的变形速率近20mm/a, 约为印度板块向青藏高原推移速率的一半(张培震等, 2003)。 根据近200a的历史记载可知, 天山地区已经发生过多次强震, 其中6.0级以上地震近100次(吴传勇, 2016)。 近年来, 新疆测震台网每年记录到的发生在东天山及邻区的2.0级以上地震约800次, 而中小地震主要集中在天山南、 北山前地区。 天山造山带作为世界上陆内最大的造山带之一, 地震活动频繁, 现今造山运动强烈, 是开展陆内造山研究和内陆地震活动研究理想的天然试验场。

图1 新疆境内天山地区及其邻区地形与地质构造(a)和地震台站与剖面分布图(b)
a 黑色实线表示断层线分布。 研究区主要的活动断层包括: F1博-阿断裂; F2清水河子断裂; F3喀什河断裂; F4那拉提断裂; F5兴地断裂; F6北轮台断裂。 b 绿色三角形表示固定台站, 红色三角形表示流动台站, 红色粗实线表示6条剖面的位置Fig. 1 Topography and geological structure of the Tienshan and its adjacent areas in Xinjiang(a), locations of stations and profiles(b).

为了深入认识天山造山带的深、 浅部动力学过程, 前人采用接收函数反演与成像、 面波成像、 体波成像、 人工地震测深等多种地球物理方法对天山及邻区的岩石圈结构开展研究, 取得了许多重要的成果。 刘启元的研究组横跨中国境内的天山布设了宽频带地震观测台站(李顺成等, 2005), 综合利用多种地震学方法给出了研究区地壳上地幔的S波速度结构(李昱等, 2007)及莫霍面的错断结构(陈九辉等, 2006), 发现天山山体下方的地壳泊松比明显比理想介质的泊松比低(陈九辉, 2007)。 郭飚等(2006)得到的天山地壳上地幔的走时层析成像结果表明, 天山上地幔强烈的非均匀性及相对软弱性在天山造山带的变形及隆升过程中具有重要作用。 深地震测深剖面显示天山地区的地壳厚度可达52~62km(卢德源等, 2000)。 数条穿过塔里木盆地与天山造山带南缘的深地震测深剖面(卢德源等, 2000; 张先康等, 2002; 赵俊猛, 2005)均揭示了坚硬的塔里木盆地具有稳定的基底, 地壳内的平均速度约为6.5km/s。

目前, 天山造山带的形成机制仍然存在争议。 有学者认为在印度板块向亚欧板块不断挤压的作用下, 其作用力远程传递至塔里木盆地, 坚硬的塔里木盆地又将作用力继续向N传导, 从而导致天山地区的地壳发生挤压缩短和隆升(Abdrakhmatov et al., 1996; Zubovich et al., 2010)。 另一些学者认为中国境内天山的造山运动与塔里木盆地和准噶尔盆地向天山的俯冲密切相关(Poupinet et al., 2002; Zhao et al., 2003; Chen et al., 2005; 郭飚等, 2006)。 赵俊猛等(2003a)通过研究库尔勒— 吉木萨尔综合地球物理剖面, 得出塔里木盆地与准噶尔盆地向天山造山带对冲的结论, 而位于天山造山带东端的可可托海— 阿克塞剖面(赵俊猛等, 2003b)的探测结果未揭示明显的岩石圈规模俯冲现象。 由于穿过天山造山带的地震剖面较少, 很难全面反映天山造山带与塔里木和准噶尔盆地的相互接触关系。

尽管基于天然地震的成像研究分辨率较低, 但仍可揭示研究区的三维速度结构特征。 背景噪声层析成像是近十多年来发展出的一种新的成像方法, 与传统面波成像方法相比具有很多优点: 其成像结果不依赖于天然地震, 主要取决于地震台站的分布, 通过合理布设地震台站可获得更可靠的短周期面波资料和高分辨率的成像结果。 近年来, 背景噪声方法已被广泛用于不同区域的面波群速度和相速度成像(房立华等, 2009; 潘佳铁等, 2014; Lü et al., 2018)及S波速度结构研究(Shen et al., 2016; Lü et al., 2019)。

面波频散资料对随深度变化的S波平均速度比较敏感, 但对速度界面的分辨较差; 而接收函数对速度间断面比较敏感, 但对S波平均速度的分辨相对较差。 由于两者具有各自不同的优势, 将两者联合进行反演能实现优势互补, 可有效地抑制反演结果的非惟一性, 获得更接近真实地球的结构模型。 面波频散和接收函数联合反演方法也被广泛的应用在S波壳幔速度结构的研究中(胡家富等, 2005; 刘启元等, 2010; 刘文学等, 2014; Wang et al., 2014; 郑晨等, 2018)。

与中国其它地区相比, 位于天山造山带地区的固定地震台站分布稀疏, 现有的天山地区的层析成像结果分辨率较低, 影响了对天山造山深部动力学过程的深入认识。 近年来, 新疆地震局在中国境内的天山地区新增了6个固定地震台站, 2017年又在该地区新布设了11个宽频带流动地震台站, 使得天山地区的台站分布密度有了明显的改善。 本研究采用背景噪声层析成像方法获得了中国境内天山及邻区(41° ~48° N, 79° ~91° E)分辨率较高的瑞利(Rayleigh)面波相速度分布图像, 采用面波与接收函数联合反演方法获得了中国境内天山地区(41° ~46° N, 79° ~91° E)地壳上地幔的S波速度结构, 并在此基础上分析了研究区速度结构特征, 对天山造山带的盆山耦合关系和变形特征有了进一步的认识。

1 数据

2017年在中国地震局地球物理研究所基本科研业务重点项目的资助下, 我们在研究地区架设了11个宽频带流动地震台站, 并进行了1a多的观测。 本文收集了这些流动台2017年5月— 2018年9月期间的连续地震观测波形资料, 同时收集了新疆测震台网在研究区内的52个宽频带固定地震台站2017年5月— 2018年4月共计1a的连续地震背景噪声记录。 研究中, 主要利用背景噪声提取瑞利面波的格林函数, 进行数据分析处理时仅使用瑞利面波能量较强的垂直向分量记录。 流动和固定地震台站及研究区的地质构造见图1。

2 方法
2.1 背景噪声层析成像方法

2.1.1 数据预处理及瑞利面波格林函数的提取

本文采用的数据处理步骤与Bensen等(2007)的研究类似; 首先对各地震台站的连续记录数据进行预处理, 包括将连续记录截成1d长度的数据, 去除仪器响应、 均值和倾斜, 然后进行带通滤波以突出感兴趣的频带内(5~50s)的信号, 之后对单台数据进行时间域归一化, 目的是去除地震信号、 仪器故障引起的畸变信号以及地震台站附近噪声对互相关计算结果的影响。

当每个台站的数据均经过上述预处理后, 对每2个台站每天的连续记录进行互相关, 然后叠加得到台站对之间的瑞利波经验格林函数。 该互相关格林函数是双边时间方程, 正、 负时间信号分别代表瑞利波在2个台站之间沿相反方向的传播。 由于实际噪声源的不均匀分布, 正分支和负分支是不对称的, 故对互相关波形的正、 负分支进行叠加。 图2 为正、 负分支叠加后的格林函数分布图。

图2 部分台站对之间的格林函数图
滤波频带为0.02~0.25Hz, 横坐标为互相关延时, 纵坐标为台站对之间的距离Fig. 2 Green's functions graph between some station pairs.

2.1.2 测量基阶瑞利面波的相速度频散曲线

本文将采用基阶瑞利面波的相速度与接收函数联合反演研究天山地区的S波速度结构。 在背景噪声层析成像中, 相速度与瑞利面波群速度相比具有一定的优势(Bensen et al., 2008), 我们采用姚华建等于2015年开发的软件(EGF Analysis Time-Freq Dispersion Software)来测量台站间基阶瑞利面波的相速度频散曲线, 检查和挑选出不同台站对之间比较可靠的频散曲线或频散曲线中可靠的部分, 用于研究区网格节点的瑞利面波相速度反演。 满足条件的台站对之间的频散曲线共计1 114条, 图3 给出了用于面波成像的不同周期的射线路径数量及20s和50s 2个周期的射线路径覆盖情况, 大多数周期的射线覆盖均较好。

图3 各周期用于面波成像的射线路径数量(a)、 20s(b)和50s(c)的射线路径分布
图a中横坐标代表面波相速度的周期, 纵坐标代表各周期射线路径的数量Fig. 3 The number of ray paths used for surface wave tomography in each period(a), and the ray path distribution of 20s(b) and 50s(c).

2.1.3 反演瑞利面波的相速度

本文采用Yanovskaya等(1990)提出的面波层析成像方法反演瑞利面波的相速度, 它是在Tikhonov正则化方法框架下同时满足多条限制条件求解相速度分布的一种方法, 通过求取式(1)的最小值反演得到每个周期的相速度分布。

(d-Gm)T(d-Gm)+a∬|∇m(x)|2dx→min(1)

这里,

m(x)=(U-1(x)-U0-1)U0di=ti-ti0(Gm)i=∬Gi(x)m(x)dx=∫l0im(x)dsU0∫∫Gi(x)dx=∫l0idsU0=ti0

x=x(θ , ϕ ), 表示位置矢量; U0表示初始模型的速度; a为正则化参数; ti表示沿第ith条路径的观测走时, 初始模型计算的走时用ti0表示; l0i为第ith条路径的长度; s为反演使用的路径段。

在反演过程中, 某一周期的相速度初始值取所有路径上的平均值。 我们分别测试了1° × 1° 、 0.5° × 0.5° 和0.25° × 0.25° 3种网格长度, 发现0.5° × 0.5° 的分辨率较好, 故最终选定了这种网格划分方式; 正则化参数α 为权衡数据误差和模型光滑程度的参数, 经过多次试验发现其值取为0.2时误差较小且模型较为平滑。 反演时, 在每次迭代完成后均计算出所有路径的走时残差及走时残差的均方根, 进行下一步迭代反演时只选取走时残差< 3倍均方根的频散曲线。

2.2 面波和接收函数联合反演

使用面波频散曲线和接收函数联合反演台站附近的S波分层速度结构。 反演过程通过拟合面波频散曲线和接收函数的观测值, 使拟合的残差不断减小来调整理论模型, 通常需要在拟合残差和模型光滑度或分辨率之间进行相互折中。

面波和接收函数的正演问题可表述为

d=F[m](2)

其中, d为N维向量, 表示面波频散和接收函数构成的观测值, m是待求的剪切波速度VS的模型矩阵, F为模型空间至数据空间的非线性算子。 初始速度模型m0与真实模型m较为接近, 可对F[m]进行泰勒级数展开, 并忽略高阶小项得到:

D, δm≈Fm-Fm0(3)

式中, δ m=m-m0, 为模型扰动; D为F在m0处的微分矩阵, 为了给出正确的模型m, 引入式(3)的二范数形式, 即左右两端同时加上(D, m0), 可得:

D, δm+D, m0≈Fm-Fm0+D, m0=d-Fm0+D, m0(4)

由于反演问题的多解性, 基于相同的观测数据可能会反演出多个不同模型。 为使反演的模型更加可靠, 在反演过程中使用平滑约束, 即在保证曲线拟合残差较小的情况下平滑速度模型的跳动幅度, 从而压制速度模型的急剧波动。 为实现这一约束, 引入波形拟合和模型平滑之间的平衡参数σ , 通过调节平衡参数获得较好的速度模型, 则式(4)可写为

DσΔm≈r0+Dm00(5)

式中, r=d-F[m0], Δ 为m的二阶导数展开。

考虑到面波频散与接收函数对结果的影响, Julià 等(2000)定义了联合反演的预测误差:

Ey|z=pNy∑i=1Nyyi-∑j=1MYijxjσyi2+1-pNz∑i=1Nzzi-∑j=1MZijxjσzi2(6)

其中, p为接收函数与面波频散的相对影响系数, 它是对2套数据设置的权重, 范围为0~1。 Ny和Nz分别是面波频散和接收函数的观测点数, yi和zi分别是频散和接收函数的拟合残差, Yij和Zij分别是面波频散和接收函数在模型附近的偏微分矩阵, σyi2和 σzi2是相应的协方差。

本文在联合反演时使用的接收函数数据由蔡妍等(2019)得到, 使用的瑞利面波相速度频散曲线由本研究得到。 将相速度频散曲线插值到每个台站用于联合反演, 在反演过程中, 面波频散和接收函数拟合误差的权系数均设为0.5。 本文的初始模型主要参考了人工地震测深(高锐等, 2002; Zhao et al., 2003; 赵俊猛等, 2008)和其它面波与接收函数联合反演的结果(刘文学等, 2014)。 使用上述方法反演得到了研究区每个台站下方0~110km深度范围的S波速度(图4 是AKS台的联合反演结果), 然后利用反演获得的S波速度获取每个台站下方的地壳厚度(以莫霍面附近S波速度为4.1km/s处的深度确定)。

图4 AKS台的接收函数与面波联合反演结果
a 接收函数拟合结果, 黑色实线是原始叠加接收函数, 红色实线表示拟合曲线, 从上到下3条平均接收函数的幅度分别为0.047 61、 0.068 13和0.069 75, 中间的接收函数的振幅为原始值, 上、 下2条接收函数由原始值0.2得到; b 相速度频散曲线拟合结果, 黑色实线是观测曲线, 红色实线表示拟合曲线; c 反演得到的S波速度, 黑色实线是S波初始速度模型曲线, 红色实线是反演获得的速度结构曲线Fig. 4 Joint inversion result graph of receiver function and surface wave of station AKS.

3 结果
3.1 瑞利面波的相速度

使用上述层析成像方法, 反演得到了新疆天山、 塔里木盆地北缘、 准噶尔盆地、 阿尔泰山、 伊犁盆地和吐鲁番盆地(41° ~48° N, 79° ~91° E)等射线覆盖较好区域10~50s周期的瑞利面波相速度分布图像。 图5 分别给出了10s、 16s、 25s、 34s、 40s和46s周期的相速度分布, 图6 为上述6个周期的成像分辨率。 由图3 和图6 可以看出, 不同周期相速度成像的横向分辨率与参与反演的射线路径数量有关, 射线路径越多, 整体分辨率越高。 在16~40s周期, 大部分地区的横向分辨率在60km以内。

图5 10s、 16s、 25s、 34s、 40s和46s周期的瑞利波相速度分布图Fig. 5 Velocity distribution of Rayleigh wave phase in period of 10s, 16s, 25s, 34s, 40s and 46s.

图6 对应10s、 16s、 25s、 34s、 40s和46s周期的相速度分辨率(分辨率单位: km)Fig. 6 The phase velocity resolution corresponding to the period 10s, 16s, 25s, 34s, 40s and 46s(The unit of resolution: km).

瑞利面波相速度对S波的平均速度比较敏感, 不同周期的瑞利面波反映了不同深度范围的S波速度特征, 周期越长则穿透深度越大。 图7 给出了研究区不同周期瑞利波相速度对S波速度的敏感核, 其中速度模型参考crust1.0, 地壳厚度设为46km, 地壳内分为3层。 由图7b可知, 短周期面波相速度的敏感深度较浅、 范围较窄, 随着周期的增大, 敏感深度变深、 范围变宽。 因此, 短周期面波探测深度较浅, 在深度方向上的分辨率较高, 而中长周期面波的探测深度较深, 但在深度方向上的分辨率逐渐降低, 仅能反映较大深度范围内的平均S波速度结构的变化情况。

图7 计算敏感核所用模型参数(a)及各周期基阶瑞利面波相速度对横波速度结构的敏感核(b)
a 横坐标为参数值, 纵坐标为深度, VP、 VS的单位为km/s, ρ 的单位为g/cm3; b 横坐标为相速度对横波速度的导数值, 纵坐标为深度Fig. 7 The model parameters for calculating the sensitive kernel(a), the sensitive kernel of the phase-order Rayleigh wave phase velocity versus the shear-wave velocity structure for each period(b).

图5 的成像结果显示, 短周期相速度的分布特征与天山及其邻区的地质构造相关, 不同地质单元之间存在较大差异, 这与其它利用背景噪声方法得到的结果基本一致(Zheng et al., 2010; 唐小勇等, 2011; 周铭, 2014)。 但由于本文使用了新的流动地震台站等观测数据, 成像分辨率更高。 在10~25s周期的相速度分布图中, 准噶尔盆地和塔里木盆地北部表现为低速特征, 表明这2个盆地的沉积层较厚, 且沉积层可对25s周期的相速度值产生明显影响。 10s周期的相速度分布图显示天山造山带与准噶尔盆地和塔里木盆地的界线相当清晰, 周期为10~16s时准噶尔盆地的相速度值比塔里木盆地北部小, 表明准噶尔盆地中上地壳的S波速度比塔里木盆地北部小。 天山造山带和阿尔泰山10s和16s短周期的相速度表现为高速特征, 与造山带的隆升剥蚀有关。 在周期> 25s后, 天山造山带的相速度开始呈现明显的横向不均匀性, 与南、 北2个盆地的界线逐渐模糊, 与周边区域相比, 相速度分布逐渐转变为低速特征。 至周期为34s时, 天山大部分地区则表现为低速区, 表明中下地壳的速度相对较低。 周期为40s和46s, 即对应下地壳与上地幔顶部的深度时, 天山造山带存在多处低速异常区, 且西部整体的相速度比东部明显偏低。

3.2 研究区的S波速度结构

采用面波和接收函数联合反演方法对天山及邻区(41° ~46° N, 79° ~91° E)地震台站下方的S波速度进行了反演, 通过插值得到了研究区地壳及上地幔S波三维速度结构(图8)。

图8 5km、 20km、 30km、 50km、 70km和90km深度S波速度模型的水平切片
黑色圆点表示研究区的主要城市: WMQ 乌鲁木齐; AKS 阿克苏; BL 博乐; KMY 克拉玛依; KOL 库尔勒; TLF 吐鲁番; YN 伊宁; SHZ 石河子; KCH 库车; XY 新源Fig. 8 Horizontal slice of S wave velocity model of 5km, 20km, 30km, 50km, 70km and 90km depth.

5km深度的S波速度结果显示, 天山造山带总体呈现出较高的S波速度, 塔里木盆地北部、 准噶尔盆地、 吐鲁番盆地和伊犁盆地都表现为明显的S波低速异常, 天山造山带广泛出露岩浆岩, 而盆地区域多为中、 新生代沉积层, 因此不同构造单元出现高、 低速差异的主要原因是不同区域存在不同的岩性。 该结果与刘文学等(2014)的接收函数与面波联合反演、 唐小勇等(2011)的背景噪声成像和胥颐等(2000)的P波成像结果都比较一致。

20km深度的S波速度结果显示, 新疆地区的天山中段、 北天山的东部及西南天山显示出S波低速异常, 而塔里木盆地北部、 吐鲁番盆地、 伊犁盆地和准噶尔盆地的部分地区都表现为明显的高速异常。 与已有结果(刘文学等, 2014)相比, 本文得到的天山造山带与南、 北2个盆地的界线更加明显。

30km深度的S波速度结果显示, 天山造山带南、 北的山前地区呈现S波低速异常, 天山北部主要分布在石河子和博乐之间, 天山南部则广泛分布于阿克苏— 库车— 库尔勒一带。

50km深度的S波速度结果显示, 天山造山带表现为明显低速区, 这与天山地区在该深度仍处于下地壳, 而周围盆地基本已经进入上地幔有关。 刘文学等(2014)得到的50km深度的S波速度结构分布图中, 在80° ~84° E和84° ~88° E分别存在1条横跨准噶尔盆地、 天山和塔里木盆地的近SN向的高速带和低速带。 但在本文得到结果中, 仅在准噶尔盆地和塔里木盆地山前地带出现小范围的低速区, 天山中部地区在该深度未见高速区。

70km和90km深度的S波速度结果显示, 天山造山带为高、 低速不均匀分布区, 西部以低速为主, 东部主要表现为高速特征。 与70km深度相比, 在90km深度西部的S波低速区范围略有增加, 天山地区在84° E附近出现了近SN走向的高、 低速分界线, 分界线以西地区的应变速率和地壳缩短速率比东部地区大, 可能与深部速度结构的分布特征相关。 吐鲁番盆地、 伊犁盆地、 塔里木盆地和准噶尔盆地在70km和90km深处基本都有大范围的S波高速区。

3.3 研究区地壳厚度的分布

我们基于联合反演获得的S波速度, 通过分析确定45个地震台站下方的地壳厚度(图9), 统计结果如表1所示。 从图9 和图1可以看出, 天山及邻区的地壳厚度为40~63km, 平均地壳厚度为52km。 天山造山带内部的地壳厚度为55~63km, 平均地壳厚度为59km, 与已有的结果基本一致(高锐等, 2002; 裴顺平等, 2002; 李昱等, 2007; 赵俊猛等, 2008; 刘文学等, 2011)。 塔里木盆地内部台站(XJ05、 XJ07、 XJ11)下的平均地壳厚度是45km, 准噶尔盆地内部台站MSW下的地壳厚度是47km。 塔里木盆地北缘与天山结合处有AKS、 SMY、 BAC、 KUC、 LTA和KOL 6个台站, 这些台站处的地壳厚度为49~57km, 平均厚51km。 天山山脉与准噶尔盆地接触带下的地壳厚度为47~59km, 平均厚55km。 这些结果与人工地震测深的结果一致(高锐等, 2002; 赵俊猛等, 2008)。 吐鲁番盆地的平均地壳厚度是48km, 伊犁盆地内台站XJ10下的地壳厚度是47km。

图9 天山及邻区的地壳厚度分布Fig. 9 Crustal thickness distribution in Tienshan and adjacent areas.

表1 新疆天山及邻区45个地震台站的地壳厚度 Table 1 Crustal thickness of 45 seismic stations in Tienshan and adjacent areas of Xinjiang
4 讨论

为了更好地揭示天山地区深部结构特征, 图10 给出了沿着天山和垂直于天山方向的6条S波速度结构剖面, 剖面位置见图1b。 从AA'、 BB'和CC'剖面可以看出, 与天山内部的剖面相比, 在盆山交界处附近的2个剖面中, 中下地壳低速层的分布范围更广, 厚度更大。 AA'剖面的低速层在83° ~86° E范围比较明显, CC'剖面的低速层主要分布在80.7° ~85° E, 且大部分地区30~40km深度的低速层厚度接近10km, BB'剖面只在84° ~86° E范围有厚度不足5km的若干个低速层。 从剖面DD'、 EE'和FF'同样可以清楚地看出, 盆山交界处比天山内部中下地壳的低速层更明显, 同时, 剖面DD'和EE'显示天山内部的上地幔顶部有明显的低速层。

图10 图1中6条剖面的S波速度结构Fig. 10 S wave velocity structure of six sections in Fig.1.

部分学者认为天山造山带中下地壳和上地幔顶部的低速层可能是地幔热物质上涌的结果(胥颐等, 2000; Vinnik et al., 2004; Zhou et al., 2015, 2016)。 刘洁等(2007)通过有限单元模拟认为中国境内的天山造山带中存在上地幔小尺度对流。 另一些学者认为中国境内天山地区存在塔里木盆地岩石圈和准噶尔盆地岩石圈向天山内部的双向俯冲。 Ni(1978)和Burtman(2015)认为南天山南缘N倾的逆冲断裂和震源机制与塔里木盆地的N向俯冲有关。 Xu等(2002)和郭飚等(2006)等根据体波成像获得的高速异常分布, 认为塔里木盆地和准噶尔盆地的岩石圈可能俯冲到东天山200km以下的深度。 Zhao等(2003)通过对深地震测深、 大地电磁测深和重力资料的研究认为, 塔里木盆地的下地壳和岩石圈地幔俯冲到了天山造山带下方。 然而, 尽管这些结果从不同角度给出了有关双向俯冲可能存在的证据, 但受方法本身的限制, 人工地震测深主要揭示地壳内部及上地幔顶部附近的P波速度结构, 远震层析成像由于受新疆地区稀疏的台站分布以及盆地内部缺乏足够台站等条件的限制, 不同研究结果之间仍然存在差异(Xu et al., 2002; 郭飚等, 2006; 钱辉等, 2011)。

含水矿物稳定性的实验研究和超高压岩石的同位素地球化学研究表明, 大陆地壳在俯冲过程中, 随着变质程度的升高和部分含水矿物的相继分解, 将有流体释放出来, 当俯冲深度接近50km, 俯冲陆壳岩石中大量的低级变质含水矿物(如绿泥石、 绿帘石、 阳起石等)会脱水并从俯冲陆壳逸出形成流体流(李曙光等, 2001), 在高温高压作用下, 密度较小的液体会沿着造山带的深断裂或晶体缝隙向上流动, 从而形成中下地壳的低速层。 当俯冲深度达到50~100km时, 逸出的水可能较少(李曙光等, 2001), 或可在俯冲部位形成较弱的低速层。 研究表明, S波速度对温度和流体较为敏感, 通过对天山造山带及周边的S波三维速度结构的研究, 有可能为该地区的陆壳俯冲模式提供新的约束。

天山造山带内部及边缘地区在15~45km深度存在不同程度的低速特征(剖面AA'、 BB'和CC'), 特别是在造山带北部边缘和南部边缘附近, 壳内低速层尤为明显(剖面DD'和EE')。 同时, 在天山造山带下方80km深处附近也存在明显的低速体, 这与大陆俯冲过程中含水矿物脱水和流体向浅部迁移形成的低速结构基本一致。 考虑到前人利用远震体波走时层析成像和人工地震测深等获得的结果(Zhao et al., 2003), 以及通过地质调查和震源机制研究获得的有关天山造山带南部发育有向N倾斜的大型逆冲断裂系、 天山北部发育有一系列向S倾斜的大型逆冲断裂, 我们推测这些低速层与塔里木和准噶尔2个盆地向造山带内部的俯冲有关, 俯冲深度> 80km。

与剖面DD'和EE'相比, 剖面FF'在盆山交界处的低速层范围较小, 且壳内低速层幅度减弱, 天山下方20~30km深度范围内存在明显的高速异常, 30~50km深度为弱低速异常。 该剖面位于天山造山带的东段附近, 我们推测剖面下方壳内低速层的减弱可能与天山东段附近处于俯冲的早期阶段有关, 20~30km深处的高速异常可能是俯冲早期天山中下地壳的残留。 EW向的AA'和CC'剖面在中下地壳的低速层分布范围和特征存在差异, 剖面AA'揭示的低速层主要分布在83° ~86° E, 这可能意味着准噶尔盆地的S向俯冲主要发生在这一地区。 在剖面CC'中, 低速层主要集中分布在80.7° ~85° E, 我们推测塔里木块体在这一范围存在明显的N向俯冲。 从低速层的分布特征看, 天山南部边缘的低速层比北部边缘的分布范围大、 速度低, 分布连续稳定, 推测天山南侧的俯冲规模大, 并可能早于天山北侧。

在BB'、 DD'和EE'剖面图中, 天山内部的部分地区在地壳深度范围内存在多个低速层, 其中在84° ~86.2° E、 43.2° ~43.7° N和42.3° ~43.5° N表现得较为明显, 这些位置与水准测量揭示的垂直运动速率较高的区域(彭树森, 1993)一致。 我们认为, 地壳内部的低速层可能与大陆俯冲脱水逸出形成流体流, 致使地壳内部温度增高并产生岩石部分熔融等有关, 这些地区地壳内部的介质力学强度降低, 在印度板块向N推挤的远程影响下, 强烈的水平挤压作用导致这些地区更容易发生变形, 从而较快地隆升。

5 结论

本文使用新疆天山地区的固定与流动地震台站的观测资料, 采用背景噪声层析成像方法获得了中国境内天山及其邻区(41° ~48° N, 79° ~91° E)周期10~50s范围内的瑞利面波相速度分布图像。 通过面波和接收函数联合反演获得了中国境内天山地区地壳上地幔的S波速度结构。 流动台站和新增固定地震台站观测资料的使用, 提高了该地区面波相速度成像及S波速度结构模型的分辨率。

S波速度结构结果揭示, 在天山北部边缘和南部边缘附近的地壳内部均存在明显的低速层, 其中天山南部地区的低速层分布范围比北部地区大。 结合前人有关人工地震剖面、 接收函数剖面、 远震层析成像以及大陆俯冲模拟实验等研究结果, 我们认为在天山造山带地区南、 北两侧, 塔里木盆地和准噶尔盆地分别向天山下方俯冲。 根据低速层的分布特征推测, 在中国境内, 双向俯冲主要发生在天山中部, 东部俯冲不明显或处于早期俯冲阶段, 西部只存在塔里木盆地的单向俯冲。 天山造山带内部的地壳存在多低速层分布的地区与其现今的强烈隆升区一致, 推测这与低速、 低力学强度的地壳在挤压环境下更容易发生变形有关。

基于联合反演获得的S波速度结构, 将S波速度为4.1km/s作为地壳厚度的标志, 获得了天山及邻区地震台站下方的地壳厚度分布。 天山造山带下方的地壳厚度为55~63km, 其中地壳厚度在新疆巴州地区的BLT地震台站附近最大, 约为63km。 塔里木盆地的平均地壳厚度约为45km, 准噶尔盆地的地壳厚度为47km。 这些结果为该地区的深部构造和地震定位研究等提供了新的信息。

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