利用背景噪声层析成像方法反演新疆天山及邻区S波速度结构

孔祥艳 吴建平 刘靖

1)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 2)中国地震局地球物理研究所，北京 100081 3)新疆维吾尔自治区地震局，乌鲁木齐 830011

0 引言

图1 新疆天山地区及其邻区地形与活动断裂(a)及地震台站和剖面分布(b)F1：博罗科努断裂；F2：清水河子断裂；F3：喀什河断裂；F4：那拉提断裂；F5：青布拉克断裂；F6：兴地断裂；F7：北轮台断裂；黑线表示断层线分布；绿色三角形表示固定台站；红色三角形表示流动台站；红色粗线表示8条S波速度剖面的位置

天山造山带是现今最活跃的陆内造山带之一，它形成于古生代晚期古亚洲洋的闭合期，其变形一直持续到中生代(Burtman，1975)。新生代期间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)。天山造山带EW向长约2500km，西段主要位于吉尔吉斯斯坦和哈萨克斯坦境内，东段主要位于中国境内新疆地区。在中国境内，天山被北部的准噶尔盆地与南部的塔里木盆地包围，其并非一个完整统一的块体。北部的博罗科努断裂(又称北天山断裂)是北天山和中天山的分界线。中部的那拉提断裂，在东部也被称为青布拉克断裂(图1(a))，是南天山和中天山的分界线(Windley et al，1990)。天山在中国境内被这些断裂分为北天山、中天山和南天山3部分(杜治利等，2007；Wang et al，2009)。天山的这些分界断裂同时也是板块缝合带，分别被称为中天山北缘板块缝合带和中天山南缘板块缝合带。天山不同部分的构造演化历史并不相同，这种差异逐渐被越来越多的研究者所重视(郭召杰等，2006；杜治利等，2007；Wang et al，2009；王清晨，2013)。GPS长期观测表明，天山在EW向上的不同地区均存在不同程度近SN向的地壳缩短与变形，由西向东的变形强度逐渐减弱，中国境内天山西部地区的变形速率接近 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)。

为深入认识天山造山带的动力过程，前人采用体波成像、面波成像、接收函数反演与成像、人工地震测深等多种地球物理方法和地质方法，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(肖序常等，1992；卢德源等，2000；胥颐等，2000；Zhao et al，2003；李顺成等，2005；陈九辉等，2006；郭飚等，2006；李昱等，2007；刘文学等，2014；吴传勇，2016)。新近纪以来天山快速隆升的主要力源来自印度板块和亚欧板块碰撞的远程效应，虽然该观点被普遍认可，但是天山造山带隆升的动力机制仍然存在争议。有学者认为地幔对流对天山山脉抬升有重要作用(肖序常等，1992；胥颐等，2000；许萍，2005；刘洁等，2007)，还有一些学者认为陆内俯冲是导致新生代天山隆升的动力学机制(卢德源等，2000；高锐等，2002；李昱等，2007)。郭飚等(2006)认为天山的隆升与地幔对流和陆内俯冲均有重要关系。赵俊猛等(2003a)通过综合分析跨越天山的4条剖面探测结果，认为天山不同段落的盆山耦合特点存在差异，但对于分段的确切位置仍需做更细的地球物理工作。

背景噪声层析成像是近年来发展的一种新的成像方法，与传统面波成像方法相比具有明显的优点：它不受天然地震分布的影响，成像结果主要取决于地震台站的分布，地震台站分布合理就可以获得可靠的面波高分辨率成像结果。近年来，背景噪声方法已被广泛用于我国不同地区的面波相速度和群速度成像(Yao et al，2011；房立华等，2009；Fang et al，2010；潘佳铁等，2014；Lü et al，2018)和地壳上地幔S波速度结构研究(Shen et al，2016；Lü et al，2019)。

天山造山带及邻区的固定地震台站分布稀疏，致使已有的天山地区层析成像结果分辨率较低，难以满足对天山造山带动力学演化过程进行深入分析的需求。近年来，新疆维吾尔自治区地震局在天山地区新增了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，明显改善了天山地区台站分布密度。本研究采用背景噪声层析成像方法获得了新疆天山及邻区(41°～48°N，79°～91°E)分辨率较高的瑞利面波相速度分布图像，并进一步采用基于贝叶斯的马尔科夫链蒙特卡洛(MCMC)方法反演得到了研究区地壳及上地幔顶部附近的S波速度结构，在此基础上分析了研究区速度结构特征及其构造意义，对天山造山带的盆山耦合关系和隆升的动力学机制有了新的认识。

1 数据和方法

1.1 数据

为提高新疆天山地区的定位精度，在天山内部及山前地区架设了11个宽频带流动地震台站，进行了1年多的连续观测。本文汇集了这些流动台站2017年5月—2018年4月的连续波形资料，以及同时间段新疆地震台网在研究区的52个宽频带固定台站为期1年的连续观测记录。地震台站分布及研究区的主要活动断裂如图1 所示。

1.2 背景噪声层析成像方法

1.2.1 瑞利面波格林函数的计算

本文使用的数据处理步骤与Bensen等(2007)研究类似。首先将各台站垂直分量的连续记录数据做预处理，基本步骤包括：重采样(1Hz)、去除仪器响应、去均值和倾斜分量、带通滤波(5～50s)、时间域归一化和频谱白化处理。固定地震台站的仪器传递函数取自新疆维吾尔自治区地震局地震台网中心提供的SEED格式地震观测数据，流动地震台站的仪器响应采用Nanomatrics公司提供的Trillium 120PA的仪器传递函数。

所有台站的数据经过预处理后，对每两个台站每天的背景噪声数据做互相关，通过线性叠加得到台站对之间的瑞利面波经验格林函数，然后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部分台站对之间的格林函数分布。

图2 部分台站对之间的格林函数图滤波频带宽度为0.02～0.25Hz

1.2.2 相速度频散曲线的测量

在背景噪声层析成像中，瑞利面波相速度与群速度相比，测量误差更小(Bensen et al，2008)。使用Yao等(2011)开发的面波相速度频散测定软件，手动测量了不同台站对间的瑞利面波相速度频散曲线。使用台站间距大于3倍波长、信噪比大于4的格林函数进行相速度测量。在人工测量过程中，剔除了质量较差的频散曲线，最后得到1075条频散曲线(图3)。图4 给出了不同周期用于面波成像的射线路径数量，大多数周期的射线覆盖均较好，其中，14～40s周期范围内，频散曲线的数目均在700条以上。

图3 使用的全部相速度频散曲线

图4 各周期用于面波成像的射线路径数量

1.2.3 瑞利面波相速度的反演

本文采用Ditmar等(1987)和Yanovskaya等(1990)提出的面波层析成像方法反演不同周期的瑞利面波相速度。在反演过程中，网格划分取0.5°×0.5°，某一周期相速度的初始值取该周期所有路径上的平均值。正则化参数可用于权衡数据误差和模型光滑程度，经过实验得到，正则化参数取0.2时误差较小，且模型也较平滑。在反演相速度过程中，每次迭代完成时，均计算所有路径的走时残差和走时残差的均方根，下一步迭代时仅选取走时残差小于3倍均方根的频散曲线用于反演。

1.2.4 三维S波速度结构的反演

利用背景噪声层析成像反演获得的各网格节点周期10～50s的瑞利面波相速度频散曲线，采用基于贝叶斯的MCMC方法(Afonso et al，2013)进行一维S波速度的反演，其中P波与S波速度的波速比选为1.75，介质密度采用P波速度的经验公式ρ=0.32vp+0.77进行计算。此反演方法在贝叶斯框架下，通过参数和数据空间中的联合概率密度函数(PDF)给出反演结果的解(Haario et al，2006；Afonso et al，2013；Guo et al，2016；Wu et al，2018)。

在反演中，首先将一维S波速度模型参数化，主要包括沉积盖层、地壳层和上地幔层。采用3个参数来描述沉积盖层，其中包括层厚度及沉积层顶部和底部的S波速度，假设沉积盖层内S波速度随深度线性增加。在地壳和上地幔中分别使用5次和4次B样条函数来描述地壳和上地幔的S波速度变化。每个一维模型共有15个自由参数，分别为描述沉积层的3个参数、地壳厚度、构建地壳内部速度的6个参数、构建上地幔速度的5个参数。地壳中S波速度范围为2.0～4.5km/s，上地幔中S波速度范围为3.6～5.5km/s，沉积层厚度和莫霍面深度分别在初始模型基础上，上下浮动4km和2km。在确定初始模型时，沉积层厚度和S波速度的值均从Crust1.0中获得，莫霍面深度(图5)根据接收函数反演的地壳厚度与地形的相关性关系，利用不同网格点周边30km范围内的平均地形高度计算获取。考虑到不同地质单元的差异性，分别计算了研究区中天山造山带、准噶尔和塔里木3个不同地区的地壳厚度(由接收函数获取)与地形的相关性关系。

图 6显示了网格点(42.5°N，85°E)处的反演实例，可以看出，反演得到的频散曲线与实际测量的频散曲线拟合较好。反演每个网格点的一维S波速度结构后，将所有网格点的一维S波速度组合起来就生成了研究区的三维S波速度结构。

图5 莫霍面深度图

图6 网格点(42.5°N，85°E)的一维S波速度结构反演拟合曲线(a)相速度频散曲线的拟合图；(b)由(a)图中相速度频散曲线反演得到的一维S波速度模型(a)中红粗线表示拟合得到的频散曲线；黑粗线表示该节点观测纯路径频散曲线；灰色棒表示观测频散曲线的误差，这里设为固定值 0.03km/s。色标表示归一化后验概率密度函数，较深的颜色与较高的S波速度分布概率相对应；(b)中绿线表示S波速度模型概率密度分布最大值的连线；蓝线表示反演得到的平均S波速度模型；红色表示各深度S波速度的高概率分布

图7 16s、25s、34s和40s周期的相速度分辨率图(单位：km)

图8 10s、16s、25s、34s、40s和46s周期瑞利波相速度分布

图9 计算敏感核所用模型参数(a)与各周期基阶瑞利面波相速度对横波速度结构的敏感核(b)

2 结果

2.1 瑞利面波相速度分布图

使用噪声层析成像方法反演得到了天山造山带、准噶尔盆地、塔里木盆地北缘和阿尔泰山(41°～48°N，79°～91°E)等地区射线覆盖较好区域10～50s周期的瑞利面波相速度分布图(图7)。图7 为4个周期的成像分辨率，大部分地区的横向分辨率在50km以内。

图 8为10s、16s、25s、34s、40s和46s周期瑞利波相速度分布，图8 显示，与研究区以往的噪声成像结果相比(Zheng et al，2010；唐小勇等，2011；周铭，2014)，本文的相速度分布具有更高的分辨率。短周期相速度分布特征与天山和准噶尔盆地及其邻区的地质构造相关，不同地质单元之间差异较大。10～25s周期的相速度分布图显示，准噶尔盆地和塔里木盆地北部呈现出低速特征，表明天山造山带南北的2个盆地沉积层较厚，尤其是准噶尔盆地中南缘区域比盆地其他地区的沉积层更厚。周期10s的相速度分布图较清晰地显示出天山造山带与准噶尔盆地和塔里木盆地的界线，天山造山带和阿尔泰山在10s和16s短周期具有较高的相速度，与造山带经历过较强的隆升剥蚀有关。25s以后，天山造山带与南北2个盆地的界线逐渐模糊，相速度横向不均匀性更加明显，相速度逐渐转变为低速特征。34s时，天山大部分地区低速特征明显。40s时，天山造山带和准噶尔盆地中很多区域速度变高。46s时，天山造山带西部和准噶尔盆地东缘又呈现出明显的低速特征。

图 9给出了研究区不同周期的瑞利波相速度对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。从图9(b)中可看出，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。

图10 5km、10km、20km、30km、40km、50km和60km深度S波速度模型水平图黑色圆圈表示研究区主要城市，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；DSZ：独山子；MNS：玛纳斯；KCH：库车；XY：新源

2.2 三维S波速度结构

使用上述反演得到的10～50s瑞利面波相速度成像结果，采用基于贝叶斯的MCMC方法进一步反演获得了研究区0.5°×0.5°网格点上0～80km深度的S波速度结构(图10)。

5km和10km 深度的S波速度显示，天山造山带和阿尔泰山南部总体具有较高的速度结构特征，准噶尔盆地和塔里木盆地北部均表现为明显的低速特征，这与造山带地区沉积盖层较薄，而盆地地区沉积盖层较厚有关，5km深度时，与天山其他地区相比，北天山地区有较明显的低速特征。

20km 深度的S波速度显示，准噶尔盆地和塔里木盆地北部地区的速度比5～10km时有了较明显的提高，天山及阿尔泰山南部地区的速度整体降低，存在多处低速异常区，而北天山地区及中天山新源以东大部分区域呈现出较明显的高速异常。

30km深度的S波速度显示，准噶尔盆地整体呈现出明显高速异常，天山南部及阿尔泰山南部地区的速度整体偏低，北天山及中天山新源以东大部分区域仍然呈现出高速异常，且高速异常区在乌鲁木齐以西地区与准噶尔盆地连成一片，这与高锐等(2002)深地震探测结果较为一致。

40km 深度的S波速度显示，天山地区整体呈现出明显的低速特征，阿尔泰山南部的低速特征也较为明显，准噶尔盆地高低速区均有分布。到50km 深度时，与周围地区比，天山地区呈现出显著的低速异常，而准噶尔盆地、塔里木盆地北部和阿尔泰山南部整体速度较低，这与天山地区整体在该深度仍处在下地壳，而周围地区基本已经进入上地幔有关。从50km深度速度分布图可以明显看出，北天山乌鲁木齐以南和以西地区、中天山新源周围及以东地区和南天山阿克苏以北地区莫霍面较深。刘文学等(2014)反演得到的天山地区50km深度的S波速度在80°～84°E地区明显高速，这与本文及前人的相关结果存在差异。60km深度的S波速度显示，研究区基本进入上地幔深度，乌鲁木齐周围区域速度较低，可能仍处在地壳深度。

70km深度的S波速度显示，研究区均已进入上地幔深度，大部分地区呈现出高速特征，北天山北部和南天山南部在84°～86°E附近大部分地区和南北盆地的高速区连到一起。70km深度的高速区到了80km深度时呈现出更明显的高速特征，研究区在84°～86°E地区附近有明显的近SN向高速区带，结果与Lü等(2019)反演得到的塔里木盆地、天山和准噶尔盆地在上地幔深度的高速区连在一起是一致的。博乐和伊宁以东、克拉玛依和新源以西地区也出现了宽200km左右的近SN向高速条带，此高速条带以南100km范围为低速区，但低速区以南的南天山及塔里木西北缘地区仍具有高速特征。

3 讨论

为了更好地揭示天山地区深部结构特征，图11 给出了垂直于天山造山带走向的8条S波速度结构剖面，剖面位置见图1(b)。

3.1 准噶尔盆地沉积盖层分布特征

沉积盖层是结晶基底顶部以上的部分，在人工地震测深中，通常以5.9～6.0km/s的P波速度作为结晶基底的顶部界面(Zhao et al，2003)，相应的S波速度为 3.3km/s左右。若用该S波速度确定准噶尔盆地的结晶基底顶部深度，从剖面N4S4、N5S5、N6S6和N7S7北段(北段指中天山以北的部分)可以清楚地看出，准噶尔盆地南缘的沉积盖层可深达15km左右，向北厚度逐渐变小，最薄处约5km，整个盆地的结晶基底呈现出一个南倾的斜坡，研究结果与准噶尔盆地的石油勘探结果较为一致(车自成等，2016)。地质研究成果表明，北天山前缘盆地的下沉与北天山造山带的伊连哈比尔尕山和博格达山的隆起有关，早-中侏罗世时，在弱引张力状态下，山前由于重力作用而陷落，后期由于天山造山带前陆逆冲活动而发生挠曲型坳陷(车自成等，2016)。伴随着天山山脉的隆升，山脉和准噶尔盆地之间发生巨量的沉积物质运输，山脉岩石经风化、剥蚀、搬运并沉积下来，准噶尔盆地持续沉降为沉积物填充提供了空间(符超峰等，2005)。随着南天山山脉的隆起和塔里木盆地的沉降，南天山山前(塔里木盆地北缘)也有较厚的沉积盖层，厚度达10km左右，N1S1、N2S2、N3S3、N4S4和N5S5等剖面的南段(南段指中天山以南的部分)清楚地显示出这一特征。

图11 不同剖面的S波速度结构ALTM：阿尔泰山；JWM：准噶尔西部山地；YLB：伊犁盆地；Tien Shan：天山；Junggar Basin：准噶尔盆地；Tarim Basin：塔里木盆地；Turpan Basin：吐鲁番盆地

3.2 天山造山带南北边缘低速异常

从8条S波速度结构剖面可以看出，在地壳深度范围内，准噶尔盆地和塔里木盆地与天山交界处附近普遍存在单侧或双侧低速区，低速区分布呈现明显的盆地向天山下部倾斜的形态。李昱等(2007)用接收函数方法得到了奎屯-库车剖面地壳上地幔S波速度结构，从速度结构中也可以看到盆山结合部向山体倾斜的低速体。本研究得到的盆山交界处向天山下部倾斜的地壳物质低速分布，可能是由于在两边盆地向天山地壳俯冲过程中，地壳物质被带到较深处以及俯冲地壳在深部脱水上升(李曙光等，2001)共同作用引起的。卢德源等(2000)和高锐等(2002)通过研究横跨天山的人工爆炸剖面，均认为盆地向天山存在俯冲。Zhao等(2003)通过对沙雅-布尔津地学断面的速度结构、密度结构、电性结构等的综合研究，认为存在塔里木地块的地壳向天山造山带的俯冲。这些研究结果均进一步佐证了存在两边盆地向天山地壳的俯冲。

盆山结合处的低速分布在各剖面上有明显差别，剖面N2S2、N3S3、N4S4和N5S5的两侧均存在向天山下部倾斜的低速分布，其中剖面N4S4南侧低速特征较弱，我们推测在83°～86°E附近范围内，存在准噶尔盆地和塔里木盆地的地壳向天山造山带地壳的双向俯冲。剖面N5S5、N6S6和N7S7仅在北侧存在向天山下部倾斜的低速分布，且低速特征普遍较弱，剖面N1S1仅在南侧存在向天山下部倾斜的低速分布，低速特征较为明显，推测在87°～89°E附近范围内仅存在准噶尔盆地的地壳向天山造山带地壳较弱的南向俯冲，而在82°E附近仅存在塔里木盆地的地壳向天山造山带地壳较强的北向俯冲。赵俊猛等(2003a、2003b)通过研究2条综合地球物理剖面，认为在我国境内的天山中部、塔里木盆地和准噶尔盆地可能存在向天山的俯冲，其俯冲深度在160～180km左右，而在天山东段未观测到明显的俯冲现象。本文的结果与以上研究结果较为一致，即在地壳和上地幔顶部存在与盆地俯冲有关的倾斜低速异常，本文的剖面更全面地反映了新疆境内天山与南北盆地结合处地壳深度的俯冲情况。

3.3 天山造山带壳内高速异常

20km深度时，在84°E以东的北天山和部分中天山地区存在一个明显的高速异常带，其与30km深度的准噶尔盆地高速异常区的速度相近，S波速度可达 3.9km/s左右。地质研究表明，中天山南缘板块缝合带以北地区曾属于准噶尔板块，即北天山和中天山地区曾经是准噶尔板块的一部分(许效松等，1997)。北天山地区曾经历过复杂的隆升和造山过程，我们推测北天山20km深度存在的高速异常带可能与准噶尔盆地30km深度原属同一岩层。在准噶尔盆地南缘断裂形成后，特别是新生代以来，印度板块与欧亚板块碰撞后的远程挤压应力作用导致北天山快速隆升，同时中上地壳快速抬升和变形，致使原来位于30km深度的岩层抬升至20km深度左右，其抬升量在10km左右。

3.4 天山造山带下地壳低速分布

从40km和50km深度的S波速度结构模型水平图及各垂直剖面图均可以看出，与周围盆地相比，天山造山带下地壳速度较低。造成天山造山带下地壳较低地震波速的原因可能是多方面的。首先，天山造山带内部存在2条板块缝合带，南边的中天山南缘板块缝合带北侧存在与缝合带平行的岛弧，这些岛弧附近的下方介质与塔里木和准噶尔盆地存在明显差异，推测这些介质的力学强度相对较低。其次，准噶尔盆地和塔里木盆地可能存在双向俯冲，俯冲的岩石圈在深部脱水上升，导致天山造山带下地壳产生部分熔融，使其波速降低。另外，在塔里木盆地和准噶尔盆地挤压作用下导致的造山过程，致使岩石发生破损，也可能降低地震波的传播速度。

通常认为，在地壳深部地震波速度较低的介质，其力学强度往往相对较弱。天山地区下地壳较低的波速，意味着该地区介质的力学强度较低，在强烈的挤压环境下更容易发生变形和隆升。赵俊猛(2005)的研究认为准噶尔盆地和塔里木盆地是2个冷盆，而天山造山带的热流值较高，与本文的成像结果相一致。

4 结论

本文使用新疆天山及邻区的固定与新布设的流动地震台站观测资料，采用背景噪声层析成像方法获得了研究区(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，并使用基于贝叶斯的MCMC方法进一步反演获得了研究区地壳上地幔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波速度结构模型的横向分辨率。

S波速度结构揭示，在天山北部和南部盆山交界附近地壳内部存在明显的向山体方向倾斜的低速分布。结合前人的研究结果，我们认为在天山造山带南北两侧的塔里木盆地和准噶尔盆地分别向天山下方俯冲。根据低速区的分布特征，我们推测在中国境内双向俯冲主要发生在天山中部(83°～86°E)，而东部和西部可能只存在单向俯冲，这些大陆岩石圈的俯冲过程对天山地区造山过程具有重要影响。新结果可以更好地反映新疆境内天山与南北盆地结合处与俯冲有关的深部结构特征。

通过 3.3km/s的S波速度确定了结晶基底顶部的深度，从反演获得的S波速度结构垂直剖面得到了准噶尔盆地结晶基底顶部的形态，准噶尔盆地南缘的沉积盖层最厚，向北厚度逐渐变小，整个盆地的结晶基底呈现出由北向南倾斜的特征。

天山造山带表现为浅部速度高，而下地壳速度低的特征，推测与天山造山带隆升过程密切相关。地壳浅部的高速与天山隆升剥蚀有关，下地壳较低的S波速度反映该地区介质力学强度较低，在挤压环境下更容易发生变形和隆升。

致谢：感谢新疆维吾尔自治区地震局提供固定台站的波形数据，感谢审稿专家提出宝贵的修改意见。