罗 炬，李志海，王海涛

（新疆地震局维吾尔自治区地震局，新疆 乌鲁木齐 830011）

0 引言

天山山脉横亘于欧亚大陆内部，东起我国新疆和甘肃的交界处，西至哈萨克斯坦、吉尔吉斯斯坦、乌兹别克斯坦、塔吉克斯坦等中亚国家；构造上位于塔里木板块和哈萨克斯坦－准噶尔两大板块之间，东西长2500km，南北宽300～500km，其走向大致为NWW。天山是一条典型的褶皱断块山，经历了复杂的构造演化过程，在构造地貌表现中断裂作用和褶皱作用同等重要，而且褶皱与断裂的构造变动从古生代到第四纪都在进行。利用天然地震对天山深部构造特征的研究自20世纪90年代初就已开始。目前从已有的研究成果来看，天山西段研究内容相对丰富，研究成果较多，而天山中东段地区开展的研究相对较少。多年来人们利用各种方法探讨了天山壳幔深部构造特征，其中用得相对较多的是地震层析成像方法。

地震层析成像（seismic tomography）是对来自不同的点、不同方位穿透到地球内部的大量地震射线进行观测，根据所观测的地震波走时或振幅变化反演地球内部介质的三维速度结构或衰减系数的分布，进而描绘出地球内部结构、物理性质、地幔对流等三维模式［1］。早在20世纪60年代，地球物理学家获得了地下的二维数字记录后，受到医学CT图像的启发，于70年代提出了地震层析成像技术。当时全球地震台站由于数量上的不足，只能得到局部尺度的地球内部结构，而且精度很低。随着计算机技术的进步和全球台站数量的增加，可用的数据越来越多，于是学者们提出了多种层析成像方法。

首先将体波用于局部和区域层析成像的是Aki等人。体波波长相对较短，成像具有更高的分辨率，适用于局部、区域和全球层析成像的研究。但是在实际使用中，还要考虑到台站的分布密度，从全球来看，台站分布稀疏而且高度不均，所以全球尺度的成像分辨率就很低；而在日本和美国加州，台站覆盖密度高，地震多，用体波可以获得很高的成像分辨率，研究者根据不同的区域和深度可以选择不同的体波进行反演。1972年Aki等人利用远震P波资料研究了圣安德烈斯断层下的深部结构；刘福田等人最早将体波地震层析成像引入，并对华北地区的地震层析成像做了研究，利用正交投影法重建了该区的地壳和上地幔的三维速度结构，用数字图像处理技术给出了不同深度的层析成像［2］。

体波层析成像的分辨率较高，但是需要用到的数据量很大，在某些地震台站数量极少、发震也很少的区域，体波资料显然不太适用。而面波的波长较长，更适合于全球尺度层析成像研究。目前在面波层析成像中主要有两种反演方法［3］：一种是频散曲线反演，假定面波沿大圆路径传播测定相速度或群速度频散曲线，再得到各网格的纯路径频散曲线，然后对纯频散曲线反演确定地震波速度结构；另一种是面波波形反演方法，用基阶和高阶面波波形拟合反演三维速度结构。2000年，徐果明、李光品等用面波资料反演了中国大陆东部地壳上地幔三维构造，得到我国大陆地壳厚度的总体趋势是西厚东薄［4］。

本文使用层析成像法中的有限差分层析成像法反演中国境内天山中东段的地壳速度结构。

1 研究区域和数据资料

本文选定天山中东段（79°～98°E，39°～46°N）为研究区域。从图1来看，台站和震中分布相对比较合理，地震射线能较好地覆盖研究区域。用于计算的数据来源于新疆地震局提供的2001－2010年间的区域地震数据。根据层析成像的原理，严格挑选了研究区域内54个台站在这近10年间记录的地震波到时数据，最初参与反演的地震有35051次，其中P波震相233665条，S波震相250995条；通过计算走时和震中距可以得到直达波震相197706条，首波震相52769条。其具体标准如下：（1）地震震级 ML≥2.0，震源深度基本在60km以内；（2）每个地震的P波到时数据不少于6个；（3）S波到时观测数据不少于6个，因为S波的加入可以使反演过程中地震定位更加精确。

2 计算方法和初始速度模型的选取

本文使用美国雷舍利尔理工学院Steven Roecker教授在2005年提出并编写的有限差分层析成像法（FDtomography）及程序［5］，这种方法曾被应用于美国加州圣安德烈斯断层、中国的天山和台湾等地区壳幔结构的研究。有限差分层析成像法的优点是在球坐标系下进行计算时可以避免在笛卡尔坐标系下算法的缺陷，如在坐标转换时会影响到长射线路径，那么研究范围就会受到限制；其次，这种方法还可以在反演过程中充分利用数据，以此提高计算速度和成像的精度。

在计算过程中首先建立数据与模型的关系：

式中d是观测数据向量；G是走时对模型参数的偏导矩阵；m是速度模型向量。模型参数来源于

反演从模型参数化开始，m表示一系列的模型，t表示走时，l表示射线的路径，υ表示波速场。

在正演计算中首先进行地震重定位，再用射线追踪法计算走时残差，在多次迭代计算后地震重定位和射线追踪走时残差不再发生明显变化时的解可以作为最终的解。震源参数就是通过多次迭代来修正，因为每次迭代计算后都会得到一个新的速度模型，比如在进行第n＋1次迭代计算时，利用网格法对震源参数重新修订，并且基于这个修订后的参数再次反演。反演计算使用的是最小二乘正交分解法，得出三维速度模型，最后做出水平剖面和垂直剖面速度结构图。

在得到一个相对合理的初始速度模型之前，得在天山地区已有的速度模型基础上反复调整反演参数，通过多次试算使走时残差降至最低水平。本文中参考赵俊猛等人的速度模型，经过多次型调整后得到表1的初始速度模型。

表1中，地壳中下层P波速度趋于合理，而浅层地壳速度偏高，这可能是因为本文中采用的天然地震资料震源较赵俊猛等用的爆破资料震源深一些。

表1 调整后的初始速度模型Table 1 The adjusted velocity model

实际计算中，研究区域内网格的纬向和经向均以4km划分并采用平滑后约28km，垂向上将地壳划分为了7层，分别为0km，8km，16km，24km，32km，40km，56km。

3 检测板检验

由于有限差分层析成像法在迭代计算过程中第n＋1次计算需要用到第n次的计算结果，但是每次计算都有相应的误差存在，于是在得到最终的解后需要用检测板对解的分辨率进行估计，以此来了解成像的分辨能力。因为检测板分辨率检测方法也存在某些不足，在某种条件下对中小尺度的异常体恢复得比较好，而在较大尺度上却不能较好地恢复。为避开这种缺陷，可以使用不同尺度正负相间的异常体多次试算［6］。本文经过试算和对比，认为2×2尺度异常体比1×1尺度异常体效果更好（此处的尺度是指的在脚本程序中可修改黑白圆圈相邻的个数），即正负扰动两两相间更为合适。在检测板计算过程中，扰动值取±5%，空心白色圆表示正扰动，实心黑色圆表示负扰动。根据检测板的结果，8～56 km深度天山中东段地区的主体区分辨率在25km左右；随着深度的增加，在56km处，分辨率达到了最大，说明随着深度的增加射线交叉覆盖区域也在增加；莫霍面以下，极少有近震射线能到达［7］。检测板不满足倒椎体模型是因为在新疆天山山脉地壳的平均深度为50km，所以首波较为发育，加之台站分布相对稀疏，所用的体波又大多是首波，因此造成56km处检测板分布反而更均匀。由此可见，虽然新疆台网不是很密集，但由于地震较多，射线也能较好地覆盖研究区，使得地壳范围内有较好的分辨率［8］，如图2。

图2 各深度P波检测板分辨率图Fig.2 P－wave checkerboard resolution images in different depts

4 初步的计算结果

4.1 残差分析

在迭代计算的过程中，需要对地震进行重定位。本文采用这种方式反复迭代4次。首次计算的地震定位残差为1.23s（图3（a））；第3次和第4次次迭代后残差都接近0.87s，且不再发生大的变化（图3（b）），残差值在0.85s附近相对集中。可见，迭代3次后的结果相对比较合理，表明迭代的效果比较理想。

同理，根据地震定位的结果，发现迭代4次后射线追踪走时的残差由最初的1.01s减小至0.77s。图3（c）是迭代第1次后的残差分布，图3（d）是经过迭代4次后的残差分布图。可见随着迭代次数的增加走时残差越来越小，并逐渐向0s附近汇集，最终呈对称形状，且第3次和第4次迭代后残差不再发生大的变化，表明迭代的效果比较理想，因此可将第3次迭代后的结果作为最终的解。

图3 残差柱状图Fig.3 Histograms of the rediduals

4.2 水平剖面速度结构

经过多次计算验证后，确定可用第3次计算后的反演结果，对研究区域按深度（0km，8km，16 km，24km，32km，40km，56km）划分P波速度结构，探讨各层速度的变化。波速扰动是迭代计算后的速度减去初始速度的差与迭代计算后的速度的比值，可反映地下不同深度处速度结构的变化。其中正扰动表示速度高于初始模型的参考值，负扰动表示速度低于初始模型参考值［9］。

图4给出了0～56km深度内各层水平剖面速度结构。由于在60km深度内射线交叉覆盖的密集度较大，因此成像分辨率较高，高低速分布明显，速度扰动百分比在±6%之间变化。

0～8km深度内山间盆地、断陷盆地、凹陷地体、准噶尔盆地南缘、吐哈盆地呈现出低速，这可能与厚而松散的沉积层有关［10］；随着深度的增加，高低速块体面积均有减小；昭苏盆地、焉耆盆地等山间盆地是山体内部相对稳定的地块，因此这片区域的高速块体有可能是基岩出露造成的。

16km深度，沿山脉走向呈现大面积的低速，这有可能是自陆内造山运动以来印度板块和欧亚大陆的挤压碰撞，天山一直处于近南北向的挤压状态，使山脉下的沉积层发生了拆离滑脱。杨主恩2005年曾指出，天山下深度10～20km处地壳结构复杂，存在众多的低速体［11］。这种模式在一定程度上验证了前人的研究成果。

24～40km深度，天山主体区域的低速区在32 km处减至最小，天山山脉两侧的盆地在40km处出现大面积低速；而高速区域随着深度的增加逐渐增加，在准噶尔盆地南缘与北天山交汇处呈现高低速相间形态，艾比湖断陷盆地、精河、奎屯东侧、博格达山的西缘一线也呈现高低速相间分布，反映了这一带具有明显的速度梯度层；博格达西缘与北天山交界至库尔勒形成一条近乎南北向的高速体，贯穿了天山南北，该高速体自地壳浅层就存在，这可能是博格达山与北天山“错断”的主要原因，因为高速硬性块体在南北力的作用下会发生断错。

56km深度是该地区莫霍面的下边界，天山出现了大面积的低速，这可能是地幔物质上涌导致壳幔边界温度较高使得岩石出现了“软化”。塔里木盆地与南天山接触部位出现了高低速相间的形态，这表明在该深度两者的动力接触模式是非常复杂，也可能与层间插入模式有一定的联系［12］。此外，在乌鲁木齐和博格达山附近有一个高速块体从地壳浅层一直延伸到了莫霍面甚至更深处。

4.3 垂直剖面速度结构

为了探讨天山地壳深部的速度结构，分别选取了3条纬向剖面和1条经向剖面（图5（a）），并浅析了各剖面的P波速度结构。

从AA’（42°N）、BB’（43°N）、CC’（44°N）这3个纬向剖面来看（图5（b）、（c）、（d）），在山间盆地坳陷地体等区域存在较厚而松散的沉积层，因此在地壳浅层存在低速块体，如库车坳陷、吐鲁番盆地、乌鲁木齐坳陷等处沉积层可以达到10km左右。中下层地壳P波速度结构极不均匀，呈现出高低速块体夹层的形态，这有可能是因为地幔热物质上涌至地壳层，使原本地壳中部分介质温度升高，从而出现低速体；也有可能是天山在准噶尔盆地和塔里木盆地两大刚性块体南北向挤压下沉积层与地壳发生了拆离滑脱，而在地壳中下层出现了破碎带。三个剖面中，莫霍面埋深大约在48～60km之间变化，其中剖面BB’横穿中天山，莫霍面埋深最深；CC’剖面中北天山莫霍面埋深最浅，这一结果与李昱利用横跨天山的流动台站测线资料反演的结果是一致的［13］。在天山91°E以东莫霍面附近出现了一些小的断错，这有可能是内蒙西部的祁连山脉向天山俯冲的结果。

图5 剖面速度结构Fig.5 The velocity distribution along profiles

从经向剖面DD’（84°E）中可看出（图5（e）），在地壳浅层，克拉玛依的南部存在一个约10km厚的沉积层；在中下层地壳约40km深度处，位于塔里木盆地与南天山、北天山与准噶尔盆地交汇处均存在一个低速块体，处于莫霍面附近，而在这两个低速体下方的莫霍面分别向下坳陷，因此这两个低速块体有可能是塔里木盆地和准噶尔盆地向天山下小角度俯冲造成的。在克拉玛依下方的莫霍面，由于该处位于天山、准噶尔界山以及准噶尔盆地交界部位，构造较为复杂，使得莫霍面出现多处小的断错。

5 主要结论

（1）本文用有限差分层析成像法反演了天山中东段地壳速度结构，经向和纬向均按4km划分网格，得到了初步的P波速度结构。在两两相间的正负扰动参数设置下，8～56km深度范围内，各层剖面检测板分辨率可达到约25km，所得的结果较前人的结果具有更高的分辨率。

（2）有限差分层析成像法的反演结果表明，在研究主体区，0～60km深度范围内成像分辨率较高，波速结构极不均匀，高低速分布明显。

（3）在地壳浅层，山间盆地、断陷盆地、坳陷地体等区域存在低速体，这可能与较厚而松散的沉积层以及基底埋深有关。

（4）在中下层地壳，呈现低速块体被高速块体包裹的形态，这有可能是地幔热物质上涌，造成地壳中部分区域的介质温度升高，从而表现出相对的低速；也有可能是由于天山在塔里木盆地和准噶尔盆地两大刚性块体南北向挤压下，中下层地壳与沉积层发生了拆离滑脱并形成了较多的破碎带。

（5）天山中东段的莫霍面埋深在48～60km内变化，且莫霍面起伏最大的地方往往位于盆地和山脉交汇处。其中，中天山莫霍面最深，北天山莫霍面最浅。在天山东部，可能由于内蒙西部的祁连山向天山下俯冲，莫霍面附近出现了一些小的断错。

从初次计算的结果来看，研究区域水平剖面图与垂直剖面图和新疆的地形地貌以及深部速度结构是吻合的。今后的工作将从不同时间段的天然地震资料和地壳深部结构方面展开，继续探讨高低速过渡带和震源分布的关系，为大地震的孕育和发震提供参考。

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