2010 年 第 55 卷 第 26 期：2627 ~ 2634

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英文版见: Guo Z, Gao X, Wang W M, et al. S-wave velocity of the crust around Tianshan Mountains inverted from seismic ambient noise tomography. Chinese Sci

Bull, 2010, 55, doi: 10.1007/s11434-010-4017-3

论 文

《中国科学》杂志社 SCIENCE CHINA PRESS

采用地震背景噪音成像技术反演天山及周边区域

地壳剪切波速度结构

郭志①③, 高星①②, 王卫民①, 李桂林①, 段宗奇①, 史恒①

① 中国科学院青藏高原研究所, 北京 100085;

② 中国科学院地理科学与资源研究所, 资源与环境信息系统国家重点实验室, 北京 100101;

③ 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029

E-mail: guozhi.china@gmail.com

2010-04-09 收稿, 2010-05-20 接受

国家自然科学基金(40874033, 90714012)和中国科学院知识创新工程重要方向项目(KZCX2-YW-Q09)资助

摘要 采用地震背景噪声成像技术获得了天山及周边区域的地壳剪切波速度结构, 数据取

自中亚地区50个宽频带数字地震台站的连续噪音记录, 通过互相关计算共获取了约748个高

信噪比瑞雷面波经验格林函数: 利用可视化方法测量了周期为 6~50 s 的瑞雷面波相速度频

散, 据此反演了相速度分布模型和剪切波速度结构. 结果表明, 短周期(6~20 s)相速度分布与

地质构造存在一定的相关性, 高速区域对应于山脉, 低速区域对应于沉积盆地, 天山造山带

下部存在双向俯冲高速异常, 其中天山南部的高速异常从塔里木中上地壳向北俯冲, 天山北

部的高速异常则从中地壳向南俯冲; 另外天山造山带中下地壳存在低速通道, 该通道为地幔

热流的上涌或侵入提供了途径. 研究表明, 塔里木盆地地壳的向北俯冲和哈萨克地台地壳的

向南俯冲作用, 以及天山下方的地幔热流上涌共同为天山造山带的活化提供了主要动力.

关键词

地震背景噪音成像

天山

地壳结构

地幔上涌

印度板块与欧亚板块自 50 Ma碰撞以来, 亚洲大

陆南北向缩短量达 1500~2000 km[1]. 两大板块的碰

撞导致欧亚大陆内部的地壳变形远远超出青藏高原

的范围[2]. 地处青藏高原西北缘、距离两大板块碰撞

边界约 2000 km 的天山造山带发生了以地壳快速缩

短和山脉快速隆升为标志的造山活化运动 , 现今主

要表现为频繁的地震活动性 [3,4]. 天山造山带的南北

分布着稳定的块体, 如塔里木盆地、准噶尔盆地和哈

萨克斯坦地台, 由于流变学性质的差异, 块体间的相

互作用引发了天山造山带活化变形. 因此, 天山造山

带成为研究陆内地壳变形机制的天然实验室 . 近年

来, 许多学者开展了大量的地震层析成像工作 [5,6]来

研究该区域的地壳和上地幔结构.

地壳及其上地幔的详细结构对于了解造山带的

形成和演化具有十分重要的意义 . 传统面波层析成

像对地壳、尤其是上地壳的速度结构分辨率较低, 近

年来发展的地震背景噪音成像技术 [7]可以有效提高

面波层析成像对浅层结构的分辨率 . 地震背景噪音

成像采用台站间的噪音数据通过互相关计算提取面

波经验格林函数 , 可以得到较多的路径覆盖和短周

期频散信息, 从而提高对地壳、特别是上地壳速度结

构的分辨率[7,8].

本项研究采用地震背景噪音成像技术处理了天

山, 哈萨克斯坦, 西昆仑和西喜马拉雅的流动及固定

宽频带地震台站记录数据, 获取 70°~90°E, 30°~48°N

区域内的剪切波波速度模型(图 1), 并讨论天山造山

带的地壳结构和动力学演化.

1 数据和方法

研究使用的噪音数据下载于地震学联合研究所

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图 1 天山及周边区域地貌、主要地质构造单元、及研究中

使用到地震台站分布图

数据管理中心, 这些数据由布设在中亚的 50 个流动

及其固定宽频带数字地震台站提供. 图 1 给出了地震

台站的位置, 其中包括天山大陆动力学计划 [9]的 24

个流动地震台站, 吉尔吉斯斯坦遥测地震台网的 4 个

固定台站, 哈萨克斯坦地震台网的 3 个固定台站, 全

球数字地震台网的 2 个固定台站, GEOSCOPE 地震台

网的 WUS 固定台站, 中国新疆地震台网的 WMQ 台

站, 以及 2001 年西昆仑地震观测剖面的 15 个流动台

站. 经验 [10,11]表明, 30 d 及以上噪音数据进行互相

关、叠加可以得到高信噪比的经验格林函数, 从而测

量到较高精度的相速度频散 , 进而得到稳定的三维

相速度分布[8]. 根据噪音数据的连续性, 在筛选天山

及其周边地区的地震台站记录时, 挑选了 3 个时间段

的数据: 1998 年 9 月 1 日~12 月 1 日, 主要收集了天

山大陆动力学计划的地震台站记录; 1999 年 7 月 1 日

~11 月 1 日和 2001 年 7 月 1~11 月 1 日, 主要收集了天

山大陆动力学计划[9]及周边区域的地震台站和 2001

年西昆仑山地震观测剖面地震台站记录 . 因为只收

集了垂直记录分量 , 因此互相关之后提取到瑞雷面

波经验格林函数.

地震背景噪音成像方法参考 Bensen 等人[10]的文

献. 数据处理流程由 5 个步骤组成: (1) 单台噪音数

据预处理, (2) 噪音互相关和叠加, (3) 测量频散曲线,

(4) 面波层析成像 , (5) 剪切波速度结构反演 . 单台

噪音数据预处理主要包括: 截取每天的噪音数据, 数

据重采样, 去除仪器响应, 去平均值, 去趋势, 5~100 s

带通滤波, 时间域正则化和频谱白化. 其中时间域正

则化可以去除天然地震信号对互相关结果的影响 ,

而频谱白化可以抑制因季节变化引起的单频信号扰

动, 同时也可拓宽噪音信号的带宽. 单台数据预处理

完成之后 , 对所有可能的台站对组合数据进行互相

关计算、叠加, 取时间导数即可得到瑞雷面波经验格

林函数[12,13]. 图 2 为提取的部分平均经验格林函数波

形图.

先前大部分噪音成像研究[7,11]采用多重滤波技术

测量经验格林函数的群速度频散曲线, 本文采用 Yao

等人 [14] 开发的图像变换技术 (image-transformation-

technique)来测量面波经验格林函数的相速度频散 .

图 3 给出了台站对 AML-KASH 的面波经验格林函数

测量相速度频散曲线.

得到相速度频散之后即可采用面波层析成像方

法获取每一个周期的二维相速度分布 , 随后根据

相速度分布提取路径纯频散 , 进而反演路径剪切波

速度. 反演二维相速度分布时采用了 Yanovskaya 和

Ditmar[15,16] 开 发 的 方 法 , 该 方 法 由 Backus 和

Gilbert[17] 一维经典地球物理反演方法发展而来. 反

演时把研究区域划分为 0.45°×0.45°单元格, 衰减系

数为 0.12, 这将保证成像结果具有足够的光滑度, 同

时数据也具有较好的拟合度 . 剪切波速度反演采用

Herrmann 和 Ammon[18]开发的 surf96 程序, 初始模型

参数则参考中亚地区已有的剪切波速度模型与地壳

厚度[6].

2 分辨率分析与结果

通常地震层析成像采用检测板技术对结果进行

分辨率分析和误差估计, 但是 Leveque 等人[19]指出,

直接根据检测板结果进行分辨率分析可能存在误差.

因此可计算模型中每个格点空间平均分辨率核函数

(spatial averaging kernel)[7,17], 并以此函数表示层析

成像结果分辨率 . 关于相速度反演及空间平均分辨

率核函数计算请参考文献[7].

根据相速度分布特征, 本文选取 3 个具有代表性

周期的速度分布进行讨论和解释, 它们分别为 9, 20

和 30 s(图 4(a)~(c)). 为了对层析成像结果的可靠性

进行评价, 图 4(d)~(f)和(g)~(i)给出了周期 9, 20, 30 s

对应的分辨率半径分布图与台间路径覆盖图 . 分辨

2629

论 文

图 2 按照台间距排列的部分平均经验格林函数波形图 经过带宽为 10~25 s 带通滤波器过滤结果

图 3 台站对 AML-KASH(台站位置参考图 1)面波经验格林

函数测量相速度频散 (a) 台站对 AML-KASH 通过互相关计算提起的平均面波经验格林函

数(5~30 s 带通滤波器过滤结果); (b) 采用图像变换技术[14]处理面波

经验格林函数之后得到的周期-速度图及提取的相速度频散曲线(黑

色曲线)

率半径分布显示, 9 s 周期的相速度分布具有最好的

分辨率, 随着周期的增加分辨率出现小幅度的降低,

20 s 周期的分辨率比 9 s 周期的有所降低, 而 30 s 周

期的分辨率又比 20 s 周期有所降低. 分辨率变化也

反映了不同周期使用的台间路径数量变化, 例如 9 s

周期反演可用路径数量为 715条, 20 s时为 587条, 而

30 s 时仅有 406 条路径可用(图 4(g)~(i)). 分辨率半径

分布显示 , 对于路径覆盖比较均匀的区域其最小分

辨率半径可以达到 50 km, 而对于大部分的研究区域,

分辨率核半径仍然可以达到 300 km. 本次的研究区

域为 1400 km×1350 km, 获取的空间平均分辨率半径

介于 50~300 km之间, 分辨率半径刚好位于模型参数

所允许光滑半径之内.

周期 9 s 的瑞雷面波相速度对深度 10 km 左右速

度结构最为敏感 , 主要反映浅部地壳的横向速度变

化. 图 4(a)中低速异常分布于西天山及周边的盆地区

域, 如天山南部的塔里木盆地, 东北部的准噶尔盆地

和北部的哈萨克地台; 高速异常分布东天山. 低速异

常与高速异常的分布特征与盆地和山脉构造有一定

的相关性. 低速异常主要由盆地沉积层引起, 而高速

异常主要由造山带结晶基底引起.

从分辨率半径分布图(图 4(d))可以看出, 大部分

研究区域的分辨率半径处于 50~300 km范围之内, 而

路径覆盖比较差的边缘区域 , 分辨率很快降低 (图

4(d)). 因受分辨能力所限, 研究区域边缘的速度异常

可能并不准确.

周期 20 s 的相速度(图 4(b))对中上地壳的速度变

化比较敏感. 20 s 周期的相速度分布与 9 s 周期的相

速度分布相似 , 说明中上地壳与地壳浅部结构有一

定的相关性 . 结晶基底引起的高速异常仍然能够在

天山东部观测到, 对比 9 s 周期的相速度分布(图 4(a)),

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图 4 (a)~(c)显示了周期为 9, 20, 30 s 瑞雷面波相速度分布; (d)~(f)和(g)~(i)给出对应的空间平均分辨率半径分布和台间路径覆盖 分辨率半径分布图中的灰色三角形表示台站位置, 路径覆盖图中的红色三角形表示地震台站位置, 蓝色直线表示台站对之间的连线. 相速度

分布图下方的色标给出了绝对相速度值, 分辨率半径图下方的色标则给出了分辨率半径值, 分辨率半径分布图及路径覆盖图中的红色

及绿色方框标示了相速度分布图所显示区域位置

天山东部高速异常的范围有所扩大; 塔里木盆地, 哈

萨克地台等区域的低速异常(图 4(b)), 也与 9 s 周期

的相速度分布相似 , 表明这些低速异常有可能与盆

地较厚的低速沉积层有关. 天山西部低速异常, 则可

能有其他成因. Ghose 等人[20]利用地震层析成像研究

天山西部的地壳结构时观测到类似的低速异常 . 另

外天山 80°E 以西与以东显示了明显的速度差异, 天

山西部主要为低速异常 , 而东北部则主要为高速异

常 , 且低速异常与天山西部较低的布格重力异常存

在很好的相关性[21]. 另外, 天山西部地震活动频繁[3].

Xu 等人[4]对天山西部及周边区域地震重定位之后发

现, 80%地震位于天山西部或高低速异常区域的分界

附近. 一般来说, 地震可以作为地壳受力状态指示器,

可见天山及其周边区域的地震与该地区强烈地壳变

形有很大的关系.

随着周期增加 , 瑞雷面波相速度提供了越来越

2631

论 文

多的深部信息. 30 s 周期的相速度分布图(图 4(c))出

现了大范围的高速异常, 与 20 s 相速度分布(图 4(b))

比较, 天山西部的低速异常范围相对收缩, 天山东部

高速异常的范围相对扩大.

根据瑞雷面波相速度分布 , 可以获取模型中每

个单元格(0.45°×0.45°)的频散曲线. 利用给定路径的

纯频散数据能够反演[18]路径下方的剪切波速度结构.

为获得具有高分辨率的剪切波速度剖面 , 需要经过

台间路径覆盖最密集的区域 . 经过对比研究区域的

路径覆盖情况 , 选择了沿台间路径 NIL-MAKZ 与

KHA-203(图 1)连线两条走向分别为北东-南西和北

西-南东向的剖面.

剖面 AA′(图 1)起始于西昆仑, 沿北东方向穿过塔

里木盆地西部 , 天山造山带 , 抵达哈萨克斯坦地台.

图 5(a)揭示了路径下方的速度结构变化. 最明显的是

天山造山带下部存在两个相向俯冲的高速异常 . 南

部的高速异常始于西昆仑山脚 , 向北延伸至天山下

部. 天山及其周边区域开展的体波层析成像研究[22]也

观测到类似的高速异常, 并且认为属于向天山下部俯

冲古塔里木地块的残留体; 天山北部高速异常体始于

哈萨克地台的中地壳向南延伸至天山下部, 可能属于

向南俯冲的古哈萨克地台残留体或伊利地块[22,23]. 天

山下部存在大范围的低速异常 , 该低速异常起始于

地壳浅部, 在中上地壳广泛分布, 之后一直向下延伸

至 40~50 km, 随后收缩向下延伸至约 70 km 深度.

剖面 BB′(图 1)起始于塔里木盆地西南缘, 向西

北方向延伸穿过天山造山带, 吉尔吉斯山脉, 抵达哈

萨克地台. 天山下部也显示了与剖面 AA′类似的高速

异常结构(图 5(b)). 南部延伸至天山下部的高速异常,

可能来源于向下俯冲的古塔里木地块残留体 [22]. 吉

尔吉斯天山下方的高速异常是古哈萨克斯坦地台的

残留体 [22]所引起, 该高速异常与剖面 AA′上天山下

部的高速异常具有同一构造属性. 剖面 BB′上另外一

个特征是塔里木盆地下部出现低速异常 , 这些速度

异常起始于盆地南北边缘的地壳浅部、向下延伸至中

下地壳, 随后与天山下部的低速异常融合为一体, 据

此推断塔里木盆地中上地壳的低速异常与较厚的沉

积层 [24]有关 , 而下地壳的低速异常则与天山下地壳

低速异常同源.

3 讨论

中短周期(9~20 s)的相速度分布显示(图 4(b)),

天山西部主要呈现大范围低速度异常 , 该结果与前

人成像结果具有一定出入 [25,26]. 一般来说地震背景

噪音成像短周期结果具有较高分辨率 , 因此本文结

果具有较高可信度 . 西天山的大范围低速异常可能

具有其他成因. 其中一种观点认为, 天山西部的低速

异常可能与广泛分布的被流体填充破碎结晶岩或破

碎变质岩[27]或者山麓沉积层[20,28]有关. O’Connell 与

Budiansky[29]指出, 岩石中存在的裂隙或孔隙度对于

传播的地震波波速具有较大的影响 . 尽管数公里或

十余公里深度高温高压环境已使大部分干裂隙闭合,

但是那些被流体填充的裂隙则可能还处于打开的状

态. 另外, 西部天山分布有沉积层厚度较大的费尔干

纳盆地、楚盆地、伊赛克湖盆地等构造, 根据研究[30,31]

盆地的松散沉积层厚度可达 4~7 km. 所以推测本文

在天山西部中上地壳观察的大范围低速异常可能受

山间盆地较厚沉积层和流体填充破碎结晶岩(变质岩)

的共同影响. 随着周期的继续增加(30 s), 天山的低

速异常范围也发生了变化(图 4(c)). 低速异常随着周

期的增加范围逐渐缩小, 天山地壳浅部和上地壳, 低

速异常分布广泛, 向下延伸至约 40~50 km, 逐渐收

缩延伸至约 70 km(图 5).

天山造山带形成于古生代 , 之后造山运动持续

进行到中生代 , 从晚中生代到白垩纪则属于造山活

动的平静期, 随后造山运动再次被约 50 Ma[2]年前印

度板块向欧亚板块俯冲的远程作用激活 , 一直持续

到现今 [32]. 从构造来说 , 天山造山带主要由一系列

呈东西走向的平行山脉及其山间盆地所组成 , 天山

北部有哈萨克地台及准噶尔盆地 , 天山南部有塔里

木盆地. 为了了解天山造山带的构造演化过程, 学者

们开展了大量的地球物理 , 地质学研究 . 通过分析

GPS 观测记录[33,34]和剪切波分裂结果[35], 一些学者

提出 , 上地壳吸收的地壳缩短为天山造山带的形成

及其演化提供了主要动力 . 印度板块向欧亚板块俯

冲时所产生的挤压应力通过稳定的塔里木盆地[36]远

程传导至中亚从而引发了天山造山带的地壳缩短 .

通过分析地震震源机制 [37], 接收函数 [38], 面波及体

波层析成像[5,22]的研究结果, 另外一些学者提出, 天

山造山带的形成可能与向北俯冲的塔里木盆地地壳

和向南俯冲的哈萨克地台地壳有关[22,27,39]. 同样, 地

震层析成像的结果也揭示出天山西部的低速异常 ,

有些学者认为该低速异常由上地幔热流上涌或侵

入[5,38]引起, 而另外一些学者则认为可能与小尺度地

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2632

图 5 剪切波速度剖面与地形构造图 剖面位置请参考图 1. (a) 路径 AA′所对应的地形高程, 主要构造和剪切波速度分布图; (b) 路径 BB′所对应的地形高程, 主要构造和剪切波速度

分布图. 图中的垂向轴表示地形的海拔高程值或剖面的深度, 横轴表示剖面纬度. 剪切波剖面图下方色标给出绝对剪切波速度值

幔对流[39]有关.

尽管许多学者注意到天山中下地壳的低速异常,

同样注意到向北俯冲的塔里木地块和向南俯冲的哈

萨克地台 . 这些速度异常的分布范围与本文得到的

结果有一定出入. 例如, 在以前的研究[25,27], 天山造

山带下部的塔里木地块与哈萨克地台都显示为低速

异常 , 并且认为这些低速异常由上地幔物质上涌引

起 . 另外一些学者认为在天山造山带下部的高速异

常来源于俯冲的大陆岩石圈 [5]或被虹吸 [22]的岩石圈

物质或岩石圈拆沉 . 至于高速异常的深度大部分研

究认为, 一般起始于下地壳然后延伸到上地幔[5,22,25].

本文研究证实 , 天山造山带下部存在双向俯冲的高

速异常 , 在天山南部 , 塔里木自中地壳 , 向北俯冲 ;

而在天山北部 , 哈萨克地台自中地壳 , 向南俯冲(图

5), 据此推测天山下部双向俯冲的高速异常属于古

塔里木地块与古哈萨克地台的残留体 . 在俯冲高速

异常下部(图 5)存在一个低速通道, 该通道收敛于约 70

km, 随着深度变浅, 逐渐扩大, 直到与天山下部的低

速异常融合. 结合前人研究成果, 推测天山中下地壳

的低速异常[40,41]可能与上地幔热流上涌或侵入有关.

4 结论

采用地震背景噪音成像技术处理了天山及周边

区域流动和固定台站的地震背景噪音记录 , 获得瑞

雷波相速度分布及两个剖面的剪切波速度结构 . 结

果揭示了研究区域内明显横向速度变化 : 天山下部

分布广泛的低速异常自地壳浅表层向下延伸 , 随着

深度的增加收缩至 70 km 深度, 为天山底部上地幔热

2633

论 文

流上涌提供了通路 ; 另外在天山下部观测到来自塔

里木地块和哈萨克地台的双向俯冲 . 据此推测 , 约

50 Ma 年前, 印度板块向欧亚板块俯冲产生的挤压应

力, 通过刚性塔里木地块传导至中亚, 远程作用力引

起古塔里木地块向北俯冲至天山造山带下部 , 在天

山的北部则引起了古哈萨克地台向南的被动俯冲 ,

上地幔热流从俯冲地块下部向天山造山带和塔里木

盆地的底部上涌 . 双向俯冲的塔里木地块和哈萨克

地台 , 以及上地幔热流上涌共同为天山造山带的活

化提供了主要动力.

致谢 GMT[42]软件包生成了文章中的大部分插图. 地震噪音数据来自于地震学联合研究所数据管理中心(IRIS-DMC), 列

宁格勒大学物理研究所 Yanovskaya 提供了面波层析成像软件, 美国圣路易斯大学 Herrmann 提供了剪切波速度反

演程序, 美国麻省理工学院姚华健博士提供了读取面波群速度曲线程序, 在此一并表示感谢.

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