孔祥艷 吳建平 劉靖
1)東華理工大學(xué),江西省核地學(xué)數(shù)據(jù)科學(xué)與系統(tǒng)工程技術(shù)研究中心,南昌 330013 2)中國地震局地球物理研究所,北京 100081 3)新疆維吾爾自治區(qū)地震局,烏魯木齊 830011
圖1 新疆天山地區(qū)及其鄰區(qū)地形與活動斷裂(a)及地震臺站和剖面分布(b)F1:博羅科努斷裂;F2:清水河子斷裂;F3:喀什河斷裂;F4:那拉提斷裂;F5:青布拉克斷裂;F6:興地斷裂;F7:北輪臺斷裂;黑線表示斷層線分布;綠色三角形表示固定臺站;紅色三角形表示流動臺站;紅色粗線表示8條S波速度剖面的位置
天山造山帶是現(xiàn)今最活躍的陸內(nèi)造山帶之一,它形成于古生代晚期古亞洲洋的閉合期,其變形一直持續(xù)到中生代(Burtman,1975)。新生代期間已被夷為平地的天山造山帶重新活動,發(fā)生陸內(nèi)造山運(yùn)動,并再次強(qiáng)烈隆升,形成復(fù)活型陸內(nèi)造山帶(Molnar et al,1975;England et al,1985;Craig et al,2012)。天山造山帶EW向長約2500km,西段主要位于吉爾吉斯斯坦和哈薩克斯坦境內(nèi),東段主要位于中國境內(nèi)新疆地區(qū)。在中國境內(nèi),天山被北部的準(zhǔn)噶爾盆地與南部的塔里木盆地包圍,其并非一個完整統(tǒng)一的塊體。北部的博羅科努斷裂(又稱北天山斷裂)是北天山和中天山的分界線。中部的那拉提斷裂,在東部也被稱為青布拉克斷裂(圖1(a)),是南天山和中天山的分界線(Windley et al,1990)。天山在中國境內(nèi)被這些斷裂分為北天山、中天山和南天山3部分(杜治利等,2007;Wang et al,2009)。天山的這些分界斷裂同時也是板塊縫合帶,分別被稱為中天山北緣板塊縫合帶和中天山南緣板塊縫合帶。天山不同部分的構(gòu)造演化歷史并不相同,這種差異逐漸被越來越多的研究者所重視(郭召杰等,2006;杜治利等,2007;Wang et al,2009;王清晨,2013)。GPS長期觀測表明,天山在EW向上的不同地區(qū)均存在不同程度近SN向的地殼縮短與變形,由西向東的變形強(qiáng)度逐漸減弱,中國境內(nèi)天山西部地區(qū)的變形速率接近 20mm/a,約為印度板塊向青藏高原推移速率的一半(張培震等,2003)。
為深入認(rèn)識天山造山帶的動力過程,前人采用體波成像、面波成像、接收函數(shù)反演與成像、人工地震測深等多種地球物理方法和地質(zhì)方法,對天山及鄰區(qū)的巖石圈結(jié)構(gòu)開展研究,取得了許多重要的成果(肖序常等,1992;盧德源等,2000;胥頤等,2000;Zhao et al,2003;李順成等,2005;陳九輝等,2006;郭飚等,2006;李昱等,2007;劉文學(xué)等,2014;吳傳勇,2016)。新近紀(jì)以來天山快速隆升的主要力源來自印度板塊和亞歐板塊碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng),雖然該觀點(diǎn)被普遍認(rèn)可,但是天山造山帶隆升的動力機(jī)制仍然存在爭議。有學(xué)者認(rèn)為地幔對流對天山山脈抬升有重要作用(肖序常等,1992;胥頤等,2000;許萍,2005;劉潔等,2007),還有一些學(xué)者認(rèn)為陸內(nèi)俯沖是導(dǎo)致新生代天山隆升的動力學(xué)機(jī)制(盧德源等,2000;高銳等,2002;李昱等,2007)。郭飚等(2006)認(rèn)為天山的隆升與地幔對流和陸內(nèi)俯沖均有重要關(guān)系。趙俊猛等(2003a)通過綜合分析跨越天山的4條剖面探測結(jié)果,認(rèn)為天山不同段落的盆山耦合特點(diǎn)存在差異,但對于分段的確切位置仍需做更細(xì)的地球物理工作。
背景噪聲層析成像是近年來發(fā)展的一種新的成像方法,與傳統(tǒng)面波成像方法相比具有明顯的優(yōu)點(diǎn):它不受天然地震分布的影響,成像結(jié)果主要取決于地震臺站的分布,地震臺站分布合理就可以獲得可靠的面波高分辨率成像結(jié)果。近年來,背景噪聲方法已被廣泛用于我國不同地區(qū)的面波相速度和群速度成像(Yao et al,2011;房立華等,2009;Fang et al,2010;潘佳鐵等,2014;Lü et al,2018)和地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)研究(Shen et al,2016;Lü et al,2019)。
天山造山帶及鄰區(qū)的固定地震臺站分布稀疏,致使已有的天山地區(qū)層析成像結(jié)果分辨率較低,難以滿足對天山造山帶動力學(xué)演化過程進(jìn)行深入分析的需求。近年來,新疆維吾爾自治區(qū)地震局在天山地區(qū)新增了6個固定地震臺站,2017年又在該地區(qū)新布設(shè)了11個寬頻帶流動地震臺站,明顯改善了天山地區(qū)臺站分布密度。本研究采用背景噪聲層析成像方法獲得了新疆天山及鄰區(qū)(41°~48°N,79°~91°E)分辨率較高的瑞利面波相速度分布圖像,并進(jìn)一步采用基于貝葉斯的馬爾科夫鏈蒙特卡洛(MCMC)方法反演得到了研究區(qū)地殼及上地幔頂部附近的S波速度結(jié)構(gòu),在此基礎(chǔ)上分析了研究區(qū)速度結(jié)構(gòu)特征及其構(gòu)造意義,對天山造山帶的盆山耦合關(guān)系和隆升的動力學(xué)機(jī)制有了新的認(rèn)識。
為提高新疆天山地區(qū)的定位精度,在天山內(nèi)部及山前地區(qū)架設(shè)了11個寬頻帶流動地震臺站,進(jìn)行了1年多的連續(xù)觀測。本文匯集了這些流動臺站2017年5月—2018年4月的連續(xù)波形資料,以及同時間段新疆地震臺網(wǎng)在研究區(qū)的52個寬頻帶固定臺站為期1年的連續(xù)觀測記錄。地震臺站分布及研究區(qū)的主要活動斷裂如圖1 所示。
1.2.1 瑞利面波格林函數(shù)的計算
本文使用的數(shù)據(jù)處理步驟與Bensen等(2007)研究類似。首先將各臺站垂直分量的連續(xù)記錄數(shù)據(jù)做預(yù)處理,基本步驟包括:重采樣(1Hz)、去除儀器響應(yīng)、去均值和傾斜分量、帶通濾波(5~50s)、時間域歸一化和頻譜白化處理。固定地震臺站的儀器傳遞函數(shù)取自新疆維吾爾自治區(qū)地震局地震臺網(wǎng)中心提供的SEED格式地震觀測數(shù)據(jù),流動地震臺站的儀器響應(yīng)采用Nanomatrics公司提供的Trillium 120PA的儀器傳遞函數(shù)。
所有臺站的數(shù)據(jù)經(jīng)過預(yù)處理后,對每兩個臺站每天的背景噪聲數(shù)據(jù)做互相關(guān),通過線性疊加得到臺站對之間的瑞利面波經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù),然后對互相關(guān)波形的正負(fù)分支進(jìn)行疊加,圖2 為正負(fù)分支疊加后的部分臺站對之間的格林函數(shù)分布。
圖2 部分臺站對之間的格林函數(shù)圖濾波頻帶寬度為0.02~0.25Hz
1.2.2 相速度頻散曲線的測量
在背景噪聲層析成像中,瑞利面波相速度與群速度相比,測量誤差更小(Bensen et al,2008)。使用Yao等(2011)開發(fā)的面波相速度頻散測定軟件,手動測量了不同臺站對間的瑞利面波相速度頻散曲線。使用臺站間距大于3倍波長、信噪比大于4的格林函數(shù)進(jìn)行相速度測量。在人工測量過程中,剔除了質(zhì)量較差的頻散曲線,最后得到1075條頻散曲線(圖3)。圖4 給出了不同周期用于面波成像的射線路徑數(shù)量,大多數(shù)周期的射線覆蓋均較好,其中,14~40s周期范圍內(nèi),頻散曲線的數(shù)目均在700條以上。
圖3 使用的全部相速度頻散曲線
圖4 各周期用于面波成像的射線路徑數(shù)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)提出的面波層析成像方法反演不同周期的瑞利面波相速度。在反演過程中,網(wǎng)格劃分取0.5°×0.5°,某一周期相速度的初始值取該周期所有路徑上的平均值。正則化參數(shù)可用于權(quán)衡數(shù)據(jù)誤差和模型光滑程度,經(jīng)過實(shí)驗(yàn)得到,正則化參數(shù)取0.2時誤差較小,且模型也較平滑。在反演相速度過程中,每次迭代完成時,均計算所有路徑的走時殘差和走時殘差的均方根,下一步迭代時僅選取走時殘差小于3倍均方根的頻散曲線用于反演。
1.2.4 三維S波速度結(jié)構(gòu)的反演
利用背景噪聲層析成像反演獲得的各網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)周期10~50s的瑞利面波相速度頻散曲線,采用基于貝葉斯的MCMC方法(Afonso et al,2013)進(jìn)行一維S波速度的反演,其中P波與S波速度的波速比選為1.75,介質(zhì)密度采用P波速度的經(jīng)驗(yàn)公式ρ=0.32vp+0.77進(jìn)行計算。此反演方法在貝葉斯框架下,通過參數(shù)和數(shù)據(jù)空間中的聯(lián)合概率密度函數(shù)(PDF)給出反演結(jié)果的解(Haario et al,2006;Afonso et al,2013;Guo et al,2016;Wu et al,2018)。
在反演中,首先將一維S波速度模型參數(shù)化,主要包括沉積蓋層、地殼層和上地幔層。采用3個參數(shù)來描述沉積蓋層,其中包括層厚度及沉積層頂部和底部的S波速度,假設(shè)沉積蓋層內(nèi)S波速度隨深度線性增加。在地殼和上地幔中分別使用5次和4次B樣條函數(shù)來描述地殼和上地幔的S波速度變化。每個一維模型共有15個自由參數(shù),分別為描述沉積層的3個參數(shù)、地殼厚度、構(gòu)建地殼內(nèi)部速度的6個參數(shù)、構(gòu)建上地幔速度的5個參數(shù)。地殼中S波速度范圍為2.0~4.5km/s,上地幔中S波速度范圍為3.6~5.5km/s,沉積層厚度和莫霍面深度分別在初始模型基礎(chǔ)上,上下浮動4km和2km。在確定初始模型時,沉積層厚度和S波速度的值均從Crust1.0中獲得,莫霍面深度(圖5)根據(jù)接收函數(shù)反演的地殼厚度與地形的相關(guān)性關(guān)系,利用不同網(wǎng)格點(diǎn)周邊30km范圍內(nèi)的平均地形高度計算獲取??紤]到不同地質(zhì)單元的差異性,分別計算了研究區(qū)中天山造山帶、準(zhǔn)噶爾和塔里木3個不同地區(qū)的地殼厚度(由接收函數(shù)獲取)與地形的相關(guān)性關(guān)系。
圖 6顯示了網(wǎng)格點(diǎn)(42.5°N,85°E)處的反演實(shí)例,可以看出,反演得到的頻散曲線與實(shí)際測量的頻散曲線擬合較好。反演每個網(wǎng)格點(diǎn)的一維S波速度結(jié)構(gòu)后,將所有網(wǎng)格點(diǎn)的一維S波速度組合起來就生成了研究區(qū)的三維S波速度結(jié)構(gòu)。
圖5 莫霍面深度圖
圖6 網(wǎng)格點(diǎn)(42.5°N,85°E)的一維S波速度結(jié)構(gòu)反演擬合曲線(a)相速度頻散曲線的擬合圖;(b)由(a)圖中相速度頻散曲線反演得到的一維S波速度模型(a)中紅粗線表示擬合得到的頻散曲線;黑粗線表示該節(jié)點(diǎn)觀測純路徑頻散曲線;灰色棒表示觀測頻散曲線的誤差,這里設(shè)為固定值 0.03km/s。色標(biāo)表示歸一化后驗(yàn)概率密度函數(shù),較深的顏色與較高的S波速度分布概率相對應(yīng);(b)中綠線表示S波速度模型概率密度分布最大值的連線;藍(lán)線表示反演得到的平均S波速度模型;紅色表示各深度S波速度的高概率分布
圖7 16s、25s、34s和40s周期的相速度分辨率圖(單位:km)
圖8 10s、16s、25s、34s、40s和46s周期瑞利波相速度分布
圖9 計算敏感核所用模型參數(shù)(a)與各周期基階瑞利面波相速度對橫波速度結(jié)構(gòu)的敏感核(b)
使用噪聲層析成像方法反演得到了天山造山帶、準(zhǔn)噶爾盆地、塔里木盆地北緣和阿爾泰山(41°~48°N,79°~91°E)等地區(qū)射線覆蓋較好區(qū)域10~50s周期的瑞利面波相速度分布圖(圖7)。圖7 為4個周期的成像分辨率,大部分地區(qū)的橫向分辨率在50km以內(nèi)。
圖 8為10s、16s、25s、34s、40s和46s周期瑞利波相速度分布,圖8 顯示,與研究區(qū)以往的噪聲成像結(jié)果相比(Zheng et al,2010;唐小勇等,2011;周銘,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與天山和準(zhǔn)噶爾盆地及其鄰區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造相關(guān),不同地質(zhì)單元之間差異較大。10~25s周期的相速度分布圖顯示,準(zhǔn)噶爾盆地和塔里木盆地北部呈現(xiàn)出低速特征,表明天山造山帶南北的2個盆地沉積層較厚,尤其是準(zhǔn)噶爾盆地中南緣區(qū)域比盆地其他地區(qū)的沉積層更厚。周期10s的相速度分布圖較清晰地顯示出天山造山帶與準(zhǔn)噶爾盆地和塔里木盆地的界線,天山造山帶和阿爾泰山在10s和16s短周期具有較高的相速度,與造山帶經(jīng)歷過較強(qiáng)的隆升剝蝕有關(guān)。25s以后,天山造山帶與南北2個盆地的界線逐漸模糊,相速度橫向不均勻性更加明顯,相速度逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)榈退偬卣鳌?4s時,天山大部分地區(qū)低速特征明顯。40s時,天山造山帶和準(zhǔn)噶爾盆地中很多區(qū)域速度變高。46s時,天山造山帶西部和準(zhǔn)噶爾盆地東緣又呈現(xiàn)出明顯的低速特征。
圖 9給出了研究區(qū)不同周期的瑞利波相速度對S波速度的敏感核,其中速度模型參考crust1.0,地殼厚度設(shè)為46km,地殼內(nèi)分為3層。從圖9(b)中可看出,短周期面波相速度的敏感深度較淺、范圍較窄,隨著周期的增大,敏感深度變深、范圍變寬。
圖10 5km、10km、20km、30km、40km、50km和60km深度S波速度模型水平圖黑色圓圈表示研究區(qū)主要城市,WMQ:烏魯木齊;AKS:阿克蘇;BL:博樂;KMY:克拉瑪依;KOL:庫爾勒;TLF:吐魯番;YN:伊寧;DSZ:獨(dú)山子;MNS:瑪納斯;KCH:庫車;XY:新源
使用上述反演得到的10~50s瑞利面波相速度成像結(jié)果,采用基于貝葉斯的MCMC方法進(jìn)一步反演獲得了研究區(qū)0.5°×0.5°網(wǎng)格點(diǎn)上0~80km深度的S波速度結(jié)構(gòu)(圖10)。
5km和10km 深度的S波速度顯示,天山造山帶和阿爾泰山南部總體具有較高的速度結(jié)構(gòu)特征,準(zhǔn)噶爾盆地和塔里木盆地北部均表現(xiàn)為明顯的低速特征,這與造山帶地區(qū)沉積蓋層較薄,而盆地地區(qū)沉積蓋層較厚有關(guān),5km深度時,與天山其他地區(qū)相比,北天山地區(qū)有較明顯的低速特征。
20km 深度的S波速度顯示,準(zhǔn)噶爾盆地和塔里木盆地北部地區(qū)的速度比5~10km時有了較明顯的提高,天山及阿爾泰山南部地區(qū)的速度整體降低,存在多處低速異常區(qū),而北天山地區(qū)及中天山新源以東大部分區(qū)域呈現(xiàn)出較明顯的高速異常。
30km深度的S波速度顯示,準(zhǔn)噶爾盆地整體呈現(xiàn)出明顯高速異常,天山南部及阿爾泰山南部地區(qū)的速度整體偏低,北天山及中天山新源以東大部分區(qū)域仍然呈現(xiàn)出高速異常,且高速異常區(qū)在烏魯木齊以西地區(qū)與準(zhǔn)噶爾盆地連成一片,這與高銳等(2002)深地震探測結(jié)果較為一致。
40km 深度的S波速度顯示,天山地區(qū)整體呈現(xiàn)出明顯的低速特征,阿爾泰山南部的低速特征也較為明顯,準(zhǔn)噶爾盆地高低速區(qū)均有分布。到50km 深度時,與周圍地區(qū)比,天山地區(qū)呈現(xiàn)出顯著的低速異常,而準(zhǔn)噶爾盆地、塔里木盆地北部和阿爾泰山南部整體速度較低,這與天山地區(qū)整體在該深度仍處在下地殼,而周圍地區(qū)基本已經(jīng)進(jìn)入上地幔有關(guān)。從50km深度速度分布圖可以明顯看出,北天山烏魯木齊以南和以西地區(qū)、中天山新源周圍及以東地區(qū)和南天山阿克蘇以北地區(qū)莫霍面較深。劉文學(xué)等(2014)反演得到的天山地區(qū)50km深度的S波速度在80°~84°E地區(qū)明顯高速,這與本文及前人的相關(guān)結(jié)果存在差異。60km深度的S波速度顯示,研究區(qū)基本進(jìn)入上地幔深度,烏魯木齊周圍區(qū)域速度較低,可能仍處在地殼深度。
70km深度的S波速度顯示,研究區(qū)均已進(jìn)入上地幔深度,大部分地區(qū)呈現(xiàn)出高速特征,北天山北部和南天山南部在84°~86°E附近大部分地區(qū)和南北盆地的高速區(qū)連到一起。70km深度的高速區(qū)到了80km深度時呈現(xiàn)出更明顯的高速特征,研究區(qū)在84°~86°E地區(qū)附近有明顯的近SN向高速區(qū)帶,結(jié)果與Lü等(2019)反演得到的塔里木盆地、天山和準(zhǔn)噶爾盆地在上地幔深度的高速區(qū)連在一起是一致的。博樂和伊寧以東、克拉瑪依和新源以西地區(qū)也出現(xiàn)了寬200km左右的近SN向高速條帶,此高速條帶以南100km范圍為低速區(qū),但低速區(qū)以南的南天山及塔里木西北緣地區(qū)仍具有高速特征。
為了更好地揭示天山地區(qū)深部結(jié)構(gòu)特征,圖11 給出了垂直于天山造山帶走向的8條S波速度結(jié)構(gòu)剖面,剖面位置見圖1(b)。
沉積蓋層是結(jié)晶基底頂部以上的部分,在人工地震測深中,通常以5.9~6.0km/s的P波速度作為結(jié)晶基底的頂部界面(Zhao et al,2003),相應(yīng)的S波速度為 3.3km/s左右。若用該S波速度確定準(zhǔn)噶爾盆地的結(jié)晶基底頂部深度,從剖面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,準(zhǔn)噶爾盆地南緣的沉積蓋層可深達(dá)15km左右,向北厚度逐漸變小,最薄處約5km,整個盆地的結(jié)晶基底呈現(xiàn)出一個南傾的斜坡,研究結(jié)果與準(zhǔn)噶爾盆地的石油勘探結(jié)果較為一致(車自成等,2016)。地質(zhì)研究成果表明,北天山前緣盆地的下沉與北天山造山帶的伊連哈比爾尕山和博格達(dá)山的隆起有關(guān),早-中侏羅世時,在弱引張力狀態(tài)下,山前由于重力作用而陷落,后期由于天山造山帶前陸逆沖活動而發(fā)生撓曲型坳陷(車自成等,2016)。伴隨著天山山脈的隆升,山脈和準(zhǔn)噶爾盆地之間發(fā)生巨量的沉積物質(zhì)運(yùn)輸,山脈巖石經(jīng)風(fēng)化、剝蝕、搬運(yùn)并沉積下來,準(zhǔn)噶爾盆地持續(xù)沉降為沉積物填充提供了空間(符超峰等,2005)。隨著南天山山脈的隆起和塔里木盆地的沉降,南天山山前(塔里木盆地北緣)也有較厚的沉積蓋層,厚度達(dá)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)清楚地顯示出這一特征。
圖11 不同剖面的S波速度結(jié)構(gòu)ALTM:阿爾泰山;JWM:準(zhǔn)噶爾西部山地;YLB:伊犁盆地;Tien Shan:天山;Junggar Basin:準(zhǔn)噶爾盆地;Tarim Basin:塔里木盆地;Turpan Basin:吐魯番盆地
從8條S波速度結(jié)構(gòu)剖面可以看出,在地殼深度范圍內(nèi),準(zhǔn)噶爾盆地和塔里木盆地與天山交界處附近普遍存在單側(cè)或雙側(cè)低速區(qū),低速區(qū)分布呈現(xiàn)明顯的盆地向天山下部傾斜的形態(tài)。李昱等(2007)用接收函數(shù)方法得到了奎屯-庫車剖面地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu),從速度結(jié)構(gòu)中也可以看到盆山結(jié)合部向山體傾斜的低速體。本研究得到的盆山交界處向天山下部傾斜的地殼物質(zhì)低速分布,可能是由于在兩邊盆地向天山地殼俯沖過程中,地殼物質(zhì)被帶到較深處以及俯沖地殼在深部脫水上升(李曙光等,2001)共同作用引起的。盧德源等(2000)和高銳等(2002)通過研究橫跨天山的人工爆炸剖面,均認(rèn)為盆地向天山存在俯沖。Zhao等(2003)通過對沙雅-布爾津地學(xué)斷面的速度結(jié)構(gòu)、密度結(jié)構(gòu)、電性結(jié)構(gòu)等的綜合研究,認(rèn)為存在塔里木地塊的地殼向天山造山帶的俯沖。這些研究結(jié)果均進(jìn)一步佐證了存在兩邊盆地向天山地殼的俯沖。
盆山結(jié)合處的低速分布在各剖面上有明顯差別,剖面N2S2、N3S3、N4S4和N5S5的兩側(cè)均存在向天山下部傾斜的低速分布,其中剖面N4S4南側(cè)低速特征較弱,我們推測在83°~86°E附近范圍內(nèi),存在準(zhǔn)噶爾盆地和塔里木盆地的地殼向天山造山帶地殼的雙向俯沖。剖面N5S5、N6S6和N7S7僅在北側(cè)存在向天山下部傾斜的低速分布,且低速特征普遍較弱,剖面N1S1僅在南側(cè)存在向天山下部傾斜的低速分布,低速特征較為明顯,推測在87°~89°E附近范圍內(nèi)僅存在準(zhǔn)噶爾盆地的地殼向天山造山帶地殼較弱的南向俯沖,而在82°E附近僅存在塔里木盆地的地殼向天山造山帶地殼較強(qiáng)的北向俯沖。趙俊猛等(2003a、2003b)通過研究2條綜合地球物理剖面,認(rèn)為在我國境內(nèi)的天山中部、塔里木盆地和準(zhǔn)噶爾盆地可能存在向天山的俯沖,其俯沖深度在160~180km左右,而在天山東段未觀測到明顯的俯沖現(xiàn)象。本文的結(jié)果與以上研究結(jié)果較為一致,即在地殼和上地幔頂部存在與盆地俯沖有關(guān)的傾斜低速異常,本文的剖面更全面地反映了新疆境內(nèi)天山與南北盆地結(jié)合處地殼深度的俯沖情況。
20km深度時,在84°E以東的北天山和部分中天山地區(qū)存在一個明顯的高速異常帶,其與30km深度的準(zhǔn)噶爾盆地高速異常區(qū)的速度相近,S波速度可達(dá) 3.9km/s左右。地質(zhì)研究表明,中天山南緣板塊縫合帶以北地區(qū)曾屬于準(zhǔn)噶爾板塊,即北天山和中天山地區(qū)曾經(jīng)是準(zhǔn)噶爾板塊的一部分(許效松等,1997)。北天山地區(qū)曾經(jīng)歷過復(fù)雜的隆升和造山過程,我們推測北天山20km深度存在的高速異常帶可能與準(zhǔn)噶爾盆地30km深度原屬同一巖層。在準(zhǔn)噶爾盆地南緣斷裂形成后,特別是新生代以來,印度板塊與歐亞板塊碰撞后的遠(yuǎn)程擠壓應(yīng)力作用導(dǎo)致北天山快速隆升,同時中上地殼快速抬升和變形,致使原來位于30km深度的巖層抬升至20km深度左右,其抬升量在10km左右。
從40km和50km深度的S波速度結(jié)構(gòu)模型水平圖及各垂直剖面圖均可以看出,與周圍盆地相比,天山造山帶下地殼速度較低。造成天山造山帶下地殼較低地震波速的原因可能是多方面的。首先,天山造山帶內(nèi)部存在2條板塊縫合帶,南邊的中天山南緣板塊縫合帶北側(cè)存在與縫合帶平行的島弧,這些島弧附近的下方介質(zhì)與塔里木和準(zhǔn)噶爾盆地存在明顯差異,推測這些介質(zhì)的力學(xué)強(qiáng)度相對較低。其次,準(zhǔn)噶爾盆地和塔里木盆地可能存在雙向俯沖,俯沖的巖石圈在深部脫水上升,導(dǎo)致天山造山帶下地殼產(chǎn)生部分熔融,使其波速降低。另外,在塔里木盆地和準(zhǔn)噶爾盆地擠壓作用下導(dǎo)致的造山過程,致使巖石發(fā)生破損,也可能降低地震波的傳播速度。
通常認(rèn)為,在地殼深部地震波速度較低的介質(zhì),其力學(xué)強(qiáng)度往往相對較弱。天山地區(qū)下地殼較低的波速,意味著該地區(qū)介質(zhì)的力學(xué)強(qiáng)度較低,在強(qiáng)烈的擠壓環(huán)境下更容易發(fā)生變形和隆升。趙俊猛(2005)的研究認(rèn)為準(zhǔn)噶爾盆地和塔里木盆地是2個冷盆,而天山造山帶的熱流值較高,與本文的成像結(jié)果相一致。
本文使用新疆天山及鄰區(qū)的固定與新布設(shè)的流動地震臺站觀測資料,采用背景噪聲層析成像方法獲得了研究區(qū)(41°~48°N,79°~91°E)周期10~50s范圍內(nèi)的瑞利面波相速度分布圖像,并使用基于貝葉斯的MCMC方法進(jìn)一步反演獲得了研究區(qū)地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)。流動臺站和新增固定地震臺站觀測資料的使用,提高了該地區(qū)面波相速度成像及S波速度結(jié)構(gòu)模型的橫向分辨率。
S波速度結(jié)構(gòu)揭示,在天山北部和南部盆山交界附近地殼內(nèi)部存在明顯的向山體方向傾斜的低速分布。結(jié)合前人的研究結(jié)果,我們認(rèn)為在天山造山帶南北兩側(cè)的塔里木盆地和準(zhǔn)噶爾盆地分別向天山下方俯沖。根據(jù)低速區(qū)的分布特征,我們推測在中國境內(nèi)雙向俯沖主要發(fā)生在天山中部(83°~86°E),而東部和西部可能只存在單向俯沖,這些大陸巖石圈的俯沖過程對天山地區(qū)造山過程具有重要影響。新結(jié)果可以更好地反映新疆境內(nèi)天山與南北盆地結(jié)合處與俯沖有關(guān)的深部結(jié)構(gòu)特征。
通過 3.3km/s的S波速度確定了結(jié)晶基底頂部的深度,從反演獲得的S波速度結(jié)構(gòu)垂直剖面得到了準(zhǔn)噶爾盆地結(jié)晶基底頂部的形態(tài),準(zhǔn)噶爾盆地南緣的沉積蓋層最厚,向北厚度逐漸變小,整個盆地的結(jié)晶基底呈現(xiàn)出由北向南傾斜的特征。
天山造山帶表現(xiàn)為淺部速度高,而下地殼速度低的特征,推測與天山造山帶隆升過程密切相關(guān)。地殼淺部的高速與天山隆升剝蝕有關(guān),下地殼較低的S波速度反映該地區(qū)介質(zhì)力學(xué)強(qiáng)度較低,在擠壓環(huán)境下更容易發(fā)生變形和隆升。
致謝:感謝新疆維吾爾自治區(qū)地震局提供固定臺站的波形數(shù)據(jù),感謝審稿專家提出寶貴的修改意見。