北天山中段地殼三維速度結(jié)構(gòu)與地震重定位

張志斌 梁曉峰 周貝貝 劉代芹 唐明帥

1)新疆維吾爾自治區(qū)地震局， 烏魯木齊 830011 2)中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 3)中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所， 北京 100029

0 引言

印度板塊持續(xù)向N擠壓被認為是東亞地區(qū)一系列變形的主要驅(qū)動機制之一(Zhangetal.， 2012； Chatterjeeetal.， 2013)； 而天山造山帶作為世界上最年輕(年齡<20Ma)與最宏偉(海拔>7000m)的陸內(nèi)造山帶之一， 經(jīng)歷了顯著的以褶皺逆沖構(gòu)造發(fā)育為特征的地殼縮短變形(Tapponnieretal.， 2001； Leietal.， 2013)， 是中國內(nèi)陸地震活動最為強烈的地區(qū)之一。北天山中段地處天山與準噶爾盆地的交會區(qū)， 是新疆人口和經(jīng)濟分布最為集中的地區(qū)， 同時也是絲綢之路經(jīng)濟帶的重要窗口。在印度板塊和歐亞板塊碰撞遠程效應(yīng)的影響下， 該區(qū)山前發(fā)育一系列活動斷裂， 從南向北依次為亞馬特斷裂、 準噶爾南緣斷裂、 博格達弧形斷裂帶和霍爾果斯-瑪納斯-吐谷魯斷裂(圖 1)。這些褶皺逆沖構(gòu)造帶上曾發(fā)生數(shù)次大地震(Molnaretal.， 1975； Avouacetal.， 1993； 鄧起東等， 1999)。自1600年以來， 該區(qū)域共記錄到5級以上地震20次， 6級以上強震5次， 最大的為1906年瑪納斯7.7級地震； 最近一次為2016年呼圖壁MS6.2 地震(下文簡稱呼圖壁地震)， 該地震發(fā)生在北天山山前逆斷裂帶上， 發(fā)震斷層表現(xiàn)為逆沖特征， 在震中附近未發(fā)現(xiàn)地表破裂。由于目前對大陸內(nèi)部地震發(fā)震機制的認識不足， 且對該地區(qū)深部結(jié)構(gòu)特征缺少針對性研究， 導(dǎo)致在了解該地區(qū)地震孕震機制方面存在一定困難， 至今對呼圖壁地震發(fā)震斷層也未有統(tǒng)一的認識(Lietal.， 2018； 劉建明等， 2018； Luetal.， 2018； 楊文等， 2018)。

圖 1 研究區(qū)主要斷裂和所使用臺站及地震震中分布圖Fig. 1 Distribution of major faults， stations and earthquake epicenters in the study area.圖中紅色實線為斷層： F1亞馬特斷裂； F2準噶爾南緣斷裂； F3博格達弧形斷裂帶； F4霍爾果斯-瑪納斯-吐谷魯斷裂。紫色圓圈為與儲氣庫的距離≤30km的范圍， 震源機制解為研究區(qū)1976—2018年MS>5.0地震， 數(shù)據(jù)來自GCMT。右上小圖為2016年1月28日阜康 MS3.7 地震在50km震中距范圍內(nèi)臺站所記錄的地震波形， 震源深度為30km

地球物理探測是獲取研究區(qū)深部構(gòu)造和孕震環(huán)境的有效手段。近年來， 不同學者在新疆天山中段開展了接收函數(shù)、 體波層析成像和人工震源剖面(莎雅—布爾津和烏魯木齊—庫爾勒測線)等大量地球物理探測， 獲取了該區(qū)地殼上地幔地震波速度結(jié)構(gòu)的基本特征， 初步探明了天山與準噶爾盆地及塔里木盆地在較大尺度上的盆山耦合關(guān)系， 探討了天山的隆升機制和深部變形特征， 發(fā)現(xiàn)地幔物質(zhì)上涌對天山隆升所發(fā)揮的重要作用， 并提出了 “巖石圈拆沉”和 “層間插入消減”等地球動力學模型(胥頤等， 2000a； Zhaoetal.， 2003； 郭飚等， 2006； Leietal.， 2007； Heetal.， 2014， 2018)。

前人的研究成果為認識天山的隆升機制提供了重要深部約束， 但這些研究重點關(guān)注巖石圈結(jié)構(gòu)， 北天山—準噶爾盆地過渡區(qū)較為精細的地殼三維結(jié)構(gòu)較為缺乏， 這限制了對天山北麓深淺耦合關(guān)系及破壞性地震發(fā)震機制的認識。近年來， 新疆測震臺網(wǎng)數(shù)字網(wǎng)絡(luò)化的建設(shè)及震后流動臺顯著改善了天山中段的地震臺站分布， 為進行地殼結(jié)構(gòu)成像提供了可靠的數(shù)據(jù)保證。本文利用區(qū)域內(nèi)臺站記錄的近震走時數(shù)據(jù)， 采用近震走時層析成像(Simul2000)(Linetal.， 2012， 2014； Douillyetal.， 2016)反演了新疆北天山中段地殼三維速度結(jié)構(gòu)， 進而探討該區(qū)域地震活動性與深部結(jié)構(gòu)的關(guān)聯(lián)性， 為新疆天山地區(qū)的孕震機制及構(gòu)造演化動力學研究提供更多約束。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)資料的選取

新疆測震臺網(wǎng)在經(jīng)過數(shù)字化網(wǎng)絡(luò)改造后， 對烏魯木齊周邊地區(qū)的監(jiān)測能力得到了一定提升。此外， 為監(jiān)測呼圖壁地震的余震和烏魯木齊周邊的地震， 新疆測震臺網(wǎng)在這2個區(qū)域分別架設(shè)了2套流動臺(圖 1)， 區(qū)內(nèi)共計18個臺站為本研究提供了豐富的近震到時數(shù)據(jù)。本研究選取了新疆測震臺網(wǎng)2009年1月—2018年11月期間區(qū)內(nèi)所記錄的917個MS≥1.5的地震事件。為保證反演結(jié)果的準確性， 對917個地震事件的P波和S波到時進行了人工檢查和拾取， 舍棄了記錄不清晰的震相， 并對重新拾取的震相采用Hyposat定位方法進行了重定位， 定位速度模型采用 “3400走時表”解算出來的模型(陳向軍等， 2014)。由于采用Pg和Sg的走時作為反演地殼三維速度結(jié)構(gòu)， 為避免Pn震相干擾， 只選擇震中距≤200km的到時數(shù)據(jù)。同時， 按照每個地震事件至少被5個臺站記錄到且方位角覆蓋>180°的要求進行篩選， 最終得到629個地震事件， 其中包括5238條P波和2144條S波到時數(shù)據(jù)(圖2a)。S波的射線條數(shù)明顯較P波射線條數(shù)少。從定位結(jié)果分析， 該區(qū)域存在一定數(shù)量震源深度在中下地殼范圍內(nèi)的地震事件(圖2c)， 圖 1 展示了研究區(qū)內(nèi)震中距≤50km的臺站所記錄的1次震源深度為30km的地震波形。分析走時數(shù)據(jù)可以發(fā)現(xiàn)(圖2a)， 震中距較近的走時分布較為零散。為此， 采用 “3400走時表”解算的速度模型分別計算了震源深度為10km、 20km、 30km和40km的理論走時曲線， 發(fā)現(xiàn)隨著震源深度的加深， 震中距較近時走時曲線之間的差異越大， 即本研究中使用的走時數(shù)據(jù)在近震中距端分布范圍較寬的現(xiàn)象反映了研究區(qū)內(nèi)存在部分震源深度較深的地震事件(圖2a)。

圖 2 走時數(shù)據(jù)分布及初始速度模型Fig. 2 Travel time data distribution and initial velocity model.a 研究中選用的地震震相數(shù)據(jù)及不同震源深度的理論走時曲線， 其中紅線、 黃線、 紫線和藍線分別代表震源深度在10km、 20km、 30km和40km情況下的理論走時曲線； b 評估波速比平均變化的和達直線圖； c 研究中使用的地震震源深度分布直方圖； d本研究使用的初始速度模型

地震層析成像所選用初始速度模型綜合了邵學鐘等(1996)沿烏魯木齊—冰達板—庫爾勒布設(shè)的測深剖面和Zhao等(2003)沿阿勒泰—奎屯—庫車沿線人工爆炸寬角剖面獲取的P波速度結(jié)構(gòu)(圖2d)。初始波速比選擇為1.72(圖2b)， 該值是基于和達直線法擬合走時數(shù)據(jù)得出的。該計算波速比的方法在前人的研究中已被廣泛驗證(Wuetal.， 1987； Langinetal.， 2003； Zhangetal.， 2005； Zhangetal.， 2011)。反演速度模型中的0km是相對于海平面的， 因此本文后續(xù)討論所涉及的震源深度均為相對于海平面的深度。

表1 “3400走時表”速度模型Table1 Crustal velocity model of the“3400 travel time table”

1.2 層析成像方法的原理

Simul2000是目前被廣泛使用的近震層析成像反演程序(Thurber， 1983， 1993； Eberhart-Phillips， 1990； Thurberetal.， 1999)， 本研究采用該程序同時反演VP和VP/VS速度模型， 反演中應(yīng)用一種全矩陣阻尼最小二乘法， 適用于近震和可控源地震事件。在反演迭代時， P波和S-P的走時殘差可表達為VP、VP/VS和地震位置改變量的方程：

(1)

(2)

(3)

2 建立反演模型

2.1 反演參數(shù)的選擇

采用Simul2000反演時需對網(wǎng)格間距、 初始速度模型和阻尼值等參數(shù)進行選擇， 其中網(wǎng)格間距根據(jù)研究區(qū)域和臺站分布進行設(shè)置。經(jīng)過多次測試后， 選擇在水平方向由間隔為40km的均勻網(wǎng)格構(gòu)成， 在垂直方向為-5km、 0km、 5km、 10km、 15km、 20km、 25km、 30km和40km網(wǎng)格節(jié)點組成的三維網(wǎng)格節(jié)點。笛卡爾坐標系的中心選擇為(44.5°N， 86.5°E)， 為適應(yīng)研究區(qū)的構(gòu)造走向， 將模型坐標進行了旋轉(zhuǎn)，x軸和y軸的正向分別指向 W16°N 和 N16°E。

由于層析成像反演問題本身的混定特性， 阻尼因子的選擇對反演結(jié)果的穩(wěn)定性影響較大。為使反演結(jié)果穩(wěn)定， 通過一系列大范圍阻尼因子的單次迭代反演， 并分析反演后數(shù)據(jù)擬合殘差和模型方差的折中曲線來選擇合適的阻尼因子， 以避免只反演部分折衷關(guān)系曲線而影響獲取真實阻尼因子(1)User’s manual for SIMULPS12 for imaging VP and VP/VS： A derivative of the ‘Thurber’ tomographic inversion SIMUL3 for local earthquakes and explosions。。具體做法為： 利用P波和S波數(shù)據(jù)， 首先將VP/VS的阻尼值固定為一個較大值(9999)， 以將S波的數(shù)據(jù)影響控制為最??； 根據(jù)折中曲線選擇VP的阻尼值， 由圖3a可知， 此時選擇700作為VP的阻尼值； 之后， 將VP的阻尼值固定為700， 再進行系列反演得到折衷曲線， 選擇VP/VS的阻尼值為600(圖3b)。為驗證700是否為合適的VP阻尼值， 再固定VP/VS的阻尼值為600， 進行一系列大范圍的VP阻尼值單次迭代測試， 發(fā)現(xiàn)將VP的阻尼值設(shè)定為700較為合適。

圖 3 確定反演中VP及VP/VS阻尼因子的折衷曲線Fig. 3 Determination of the trade-off curves of VP and VP/VS damping factors in inversion.a 確定VP反演的阻尼因子； b 確定VP/VS反演的阻尼因子

2.2 模型分辨率

為評估反演模型的可靠性及空間分辨率， 本文利用 “棋盤格”方法測試層析成像反演結(jié)果能達到的分辨率?！捌灞P格”分辨率測試方法(Linetal.， 2010)將不同反演節(jié)點的VP和VP/VS設(shè)置為空間 “正負相間的棋盤格”， 其擾動值分別為初始值的±5%。在分辨率測試中， 震源位置、 臺站位置、 初始模型和反演參數(shù)與實際數(shù)據(jù)反演保持一致。為檢測計算結(jié)果的穩(wěn)定性， 在計算理論走時時加入標準差為0.2s的隨機走時誤差。圖 4 和圖 5 分別為研究區(qū)內(nèi)初始和反演后的VP和VP/VS速度模型及其深度剖面。DWS(Distribution of Derivative Weight Sum)描述了射線長度及射線到每個節(jié)點的距離加權(quán)， 反映了相對射線密度(Evansetal.， 1994)。測試顯示，DWS>100的區(qū)域能得到較好恢復(fù)， 因此最終結(jié)果中只展示DWS>100的區(qū)域。此外， 當減小阻尼值時， 走時數(shù)據(jù)的擬合會更好， 可顯示更多細節(jié)。但為了保證與反演結(jié)果保持一致， 仍使用與最終反演結(jié)果一致的阻尼因子來評估模型的分辨率。

圖 4 P波及VP/VS速度模型 “棋盤式”分辨率測試及結(jié)果Fig. 4 Results of checkerboard test for VP and VP/VS ratio.

圖 5 4條剖面VP及VP/VS速度模型 “棋盤式”分辨率測試及結(jié)果Fig. 5 Result of checkerboard test for VP and VP/VS ratio at 4 sections.AA′、 BB′、 CC′和DD′的具體位置見圖1

“棋盤格”測試顯示， 研究區(qū)內(nèi)中心部位的P波速度模型在5～30km深度之間存在較好的分辨率(圖 4)； 同時由于淺層地震數(shù)據(jù)較少(圖2c)， 導(dǎo)致5km以淺區(qū)域的分辨率受到了限制。分辨率最好的區(qū)域主要集中在北天山中段東側(cè)山前區(qū)域， 即天山與準噶爾盆地的接觸部位， 這與地震分布特征一致。而北天山中段西側(cè)由于地震個數(shù)較少， 該區(qū)域的輸入異?；緹o法恢復(fù)。而VP/VS速度模型則不同， 由于研究區(qū)淺層結(jié)構(gòu)復(fù)雜， S波到時拾取存在困難， 導(dǎo)致反演過程中使用的S-P走時差數(shù)據(jù)較少， 因此VP/VS速度模型的分辨率有限。在5～20km的深度范圍內(nèi)， 由于地震活動性較高，VP/VS速度模型有最佳的分辨率(圖 4)。在深度剖面上， P波速度模型在10～20km的深度范圍內(nèi)分辨率最好， 同時也在30km能得到較好的分辨率， 這與地震深度分布相關(guān)， 射線可集中穿過這些區(qū)域。而與P波速度結(jié)構(gòu)相比，VP/VS速度結(jié)構(gòu)在AA′剖面的分辨率較好， 而在BB′剖面的分辨率較差， 這主要是受限于地震震中分布及臺站方位(圖 5)。

3 地震重定位結(jié)果

采用近震走時反演三維速度模型時， 速度結(jié)構(gòu)和震中位置之間總是存在一定的折中， 可通過多次迭代修正速度模型和地震位置的偏差(Shearer， 2009)。首先， 根據(jù)初始的速度模型和Pg及Sg-Pg的走時反演初步的三維速度模型； 然后， 根據(jù)初步的三維速度模型和走時進行重定位， 得到重定位的震源位置并重新計算走時。循環(huán)上述步驟， 直到震源位置不再改變， 且走時殘差均方根達到最小。在每次迭代前和迭代后計算震中位置的改變量， 迭代最后震源位置的改變量平均約為0.5km(即在水平和垂直方向的改變量約為0.3km)(圖6a)。在經(jīng)歷25次迭代后， 走時殘差穩(wěn)定在0.52s左右(圖6b)， 重定位震源位置的理論偏差約為0.5km。

圖 6 迭代前、 后震源位置的改變量及走時殘差值的均方根Fig. 6 The root-mean-square of the source position change and travel time residual value before and after iteration.

圖 7 給出了層析成像反演前、 后的走時殘差均方根直方分布圖。圖中， 灰色直方分布圖顯示在層析成像反演前殘差值絕大多數(shù)分布在±1s的范圍內(nèi)， 透明矩形顯示層析成像反演后殘差值集中分布在±0.25s范圍內(nèi)， 到時殘差均方根由0.8s減少至0.5s， 減少幅值為40%， 地震定位精度較第1次迭代時得到明顯提升。

圖 7 層析成像反演前、 后走時殘差分布直方圖Fig. 7 Histogram of travel time residual distribution before and after tomography inversion.灰色矩形為反演前走時殘差分布直方圖； 透明矩形為反演后走時殘差分布直方圖

圖 8 給出了重定位前后與地震目錄震源位置對比圖， 重定位后震源深度分布相對零散， 但局部有明顯的成簇特征， 震源深度分布的范圍拓寬到整個地殼范圍內(nèi)， 剖面AB揭示了天山向博格達弧形構(gòu)造的地震震源深度下界在變深。歷史地震分布表明， 天山地區(qū)的地震主要集中發(fā)生于天山與塔里木盆地、 準噶爾盆地和哈薩克地臺的接觸帶上， 在山間也分布著一些與斷層活動有關(guān)的地震， 但天山邊緣的震源深度下界明顯更深。地震的發(fā)生往往被認為是巖石發(fā)生脆性破裂所導(dǎo)致的， 但下地殼和上地幔被認為是塑性的， 現(xiàn)階段該區(qū)域深度范圍內(nèi)的發(fā)震機理還未形成統(tǒng)一認識， 部分研究者認為高度變形的天山與地殼薄且內(nèi)部無變形的塊體接觸， 準噶爾盆地基底的俯沖和現(xiàn)今的碰撞構(gòu)造可能涉及到天山造山帶的下地殼， 導(dǎo)致發(fā)生天山前陸深地震事件(Zhaoetal.， 2003)。

圖 8 地震目錄與重定位后的震中位置分布圖Fig. 8 Earthquake catalog， and distribution of epicenters after relocation.a 重定位前震中位置分布圖； b 重定位后震中位置分布圖

4 反演結(jié)果與討論

圖 9 展示了5～30km處每層P波相對于平均速度的擾動量， 由于地表附近地震活動較為稀疏， 且無人工地震事件參與反演， 致使分辨率在淺層較差， 故未展示地表附近的速度模型。在各層速度結(jié)果上分別投影了其深度±2.5km范圍內(nèi)的地震。

圖 9 5km、 10km、 15km、 20km、 25km和30km深度處P波相對于每層平均速度的擾動量Fig. 9 Map of P wave perturbation relative to the average velocity at depth of 5km， 10km， 15km， 20km， 25km and 30km.

在5km深處， 由于天山造山帶的沉積厚度小， 大部分地區(qū)基巖出露地表， 準噶爾盆地沉積厚度大， 盆地內(nèi)沿昌吉一直到沙灣都表現(xiàn)為低速異常。VP速度模型中最顯著的特征是沿著天山造山帶的高速異常， 比該層速度的平均值(5.801km/s)高約5%～10%(6.09～6.38km/s)， 顯示出較好的盆山分界線。隨著深度的變化， 在分辨率較好的10km處高速異常區(qū)逐漸變寬， 向準噶爾盆地擴散， 以呼圖壁為界， 以東表現(xiàn)為高速異常， 以西為低速異常， 呈現(xiàn)明顯的速度分界面。在15km的深處， 呼圖壁以東表現(xiàn)為相對低速異常， 并逐漸向烏魯木齊方向擴散； 以西表現(xiàn)為高速異常， 在此范圍內(nèi)以呼圖壁為界， 區(qū)域兩側(cè)的P波速度在橫向上存在較大梯度。

在20km深處， 受分辨率限制， 成像區(qū)域縮小， 區(qū)內(nèi)主要以一條SN向相對高速異常為主， 同時在呼圖壁地震震中位置即準噶爾南緣斷裂帶上表現(xiàn)為高速異常。高速異常往往與地震活動有關(guān)， 通常P波高速異常表明介質(zhì)具有相對較高的強度， 不易發(fā)生破裂， 承載力更強的巖石能夠維持地震應(yīng)力并在地震事件中釋放(吳建平等， 2009)， 這為強震的孕育提供了載體。該深度處沿準噶爾南緣斷裂有較強的地震活動性， 地震集中分布在該斷裂的兩側(cè)。在準噶爾南緣斷裂10～20km深度處地震活動最為集中， 同時該處也是高、 低速過渡帶， 區(qū)域介質(zhì)變化比較劇烈， 地震活動密集。

在25～30km深度范圍內(nèi)， 區(qū)內(nèi)以低速異常為主， 分布于準噶爾南緣斷裂及博格達弧形斷裂附近， Xin等(2019)和蔡妍等(2019)的研究成果顯示在該區(qū)域中下地殼存在低速特征。地質(zhì)資料表明， 天山造山帶的熱流值是準噶爾盆地和塔里木盆地的2倍以上(Zhaoetal.， 2003； Leietal.， 2007； Pirajno， 2010)， 且中下地殼存在廣泛分布的低密度體， 電阻率變化較大。結(jié)合構(gòu)造成因分析， 大型韌性剪切系統(tǒng)往往表現(xiàn)為低速體， 且在淺層脆性破裂機制控制下的大型斷裂向下延伸， 一般與中—下地殼的低速體相連(楊曉平等， 2002)， 該區(qū)域展布的低速帶分布在準噶爾南緣斷裂兩側(cè)。準噶爾南緣斷裂作為天山和準噶爾盆地的構(gòu)造邊界， 其埋深約為25km， 現(xiàn)今構(gòu)造活動強烈。此結(jié)果表明天山造山帶中下廣泛分布地殼低速體， 可能為天山內(nèi)部脆韌性過渡帶的底部。

受限于S波觀測數(shù)量少，VP/VS成像結(jié)果只在5～20km之間呈現(xiàn)較好的分辨率， 故只展示5～20km范圍內(nèi)的成像結(jié)果。研究區(qū)內(nèi)VP/VS在深度為5km時以烏魯木齊附近的高波速比異常為主， 其值約達2.0， 在20km深度變?yōu)?.6～1.7(圖 10)。其中從15km深度開始， 以博格達弧形構(gòu)造帶附近的低波速比異常為主， 且該特征一直延伸到20km深度處都比較清楚。而博格達弧形構(gòu)造因博格達峰位于其附近而得名， 是研究區(qū)東部天山與準噶爾盆地的分界線(羅福忠等， 2006)， 其中上地殼呈現(xiàn)出相對低波速、 低波速比等特征， 指示該區(qū)域地溫梯度較低， 構(gòu)造變形強烈， 介質(zhì)比較破碎。著名的博格達峰是天山的第三高山峰， 博格達弧形構(gòu)造中上地殼的低波速和低波速比異常及中下地殼地震多發(fā)的特征是否與博格達山峰的隆起相關(guān)， 值得進一步研究。

圖 10 5km、 10km、 15km和20km波速比(VP/VS)水平切片F(xiàn)ig. 10 Map of VP/VS ratios at depth of 5km， 10km， 15km and 20km.

為分析研究區(qū)內(nèi)中小地震的活動性與速度結(jié)構(gòu)特征的聯(lián)系及呼圖壁地震發(fā)震構(gòu)造背景， 在呼圖壁地震周邊分別沿著斷層走向和垂直于斷層走向繪制了4條P波速度剖面(圖 11， 位置如圖 1 所示)， 并對分辨率較好的區(qū)域進行成像， 同時將發(fā)生在剖面兩側(cè)20km范圍內(nèi)的地震垂直投影在相應(yīng)剖面上。

圖 11 沿圖1中4條深度剖面的P波速度結(jié)構(gòu)圖像Fig. 11 P wave velocity structure beneath the 4 sections shown in Fig. 1.

AA′剖面橫穿整個研究區(qū)域， 與準噶爾南緣斷裂走向一致， 該區(qū)域范圍內(nèi)的地震主要發(fā)生在速度梯度變化較大的區(qū)域內(nèi)， 在低速體和高速體內(nèi)部地震數(shù)量較少。重定位后地震事件主要集中在約15km深度附近， 其中呼圖壁MS6.2 地震發(fā)生在高、 低速體過渡帶的上方。天山造山帶在SN向水平擠壓和地幔形變力的共同作用下， 剛性的天山上地殼可能沿著中地殼的韌性剪切帶發(fā)生滑脫， 在相鄰塊體的阻擋下不得不向兩側(cè)盆地發(fā)生推覆逆沖， 造成脆性巖體破裂(胥頤等， 2000b)， 使得大部分地震， 尤其是5級以上中強震主要發(fā)生在中地殼介質(zhì)速度變化較大的區(qū)域。

BB′剖面由博格達弧形構(gòu)造穿越進入準噶爾盆地南緣， 經(jīng)過呼圖壁儲氣庫。在烏魯木齊—瑪納斯一帶下方約5km表現(xiàn)為明顯的低速異常； 石河子與瑪納斯下方15km的位置呈現(xiàn)局部高速體； 同時， 在博格達弧形構(gòu)造下方的上地殼存在局部高速的特征。其中可明顯看出在呼圖壁儲氣庫周邊存在自地表到中上地殼的地震孕震帶， 該條帶在延伸到地下約10km深處。Tang等(2018)的研究表明， 在呼圖壁儲氣庫30km的范圍內(nèi)， 存在因注氣和抽氣導(dǎo)致的一系列誘發(fā)地震， 誘發(fā)地震的震源最深約為10km， 因此該區(qū)的地震活動性與呼圖壁儲氣庫的注氣及抽氣有重要關(guān)聯(lián)。

CC′剖面為SN走向， 橫穿了呼圖壁儲氣庫和準噶爾南緣斷裂。在43.7°N、 20km深的位置， 高、 低速體的交界帶上地震活躍， 該地震活躍帶即處于準噶爾南緣斷裂帶上。

DD′剖面橫穿呼圖壁MS6.2 地震震中。已有相關(guān)研究表明， 呼圖壁MS6.2 地震為一次逆沖型地震事件， 其發(fā)震斷層面的走向為292°， 傾角為62°， 滑動角為80°； 雙差定位的結(jié)果顯示， 本次地震為一次N傾的地震， 傾角約為45°～60°(劉建明等， 2018)。DD′剖面顯示， 呼圖壁MS6.2 地震及其余震發(fā)生在S傾的斷面上， 且本次地震的余震基本都位于主震上方， 初始破裂點位于最下部， 自下而上產(chǎn)生破裂。2018年5月在呼圖壁震中區(qū)域發(fā)生了一系列震群， 初步判定為呼圖壁地震的余震。馮先岳(1997)的研究表明， 準噶爾南緣斷裂發(fā)育在北天山山前， 長約280km， 具有逆沖性質(zhì)， 總體走向近EW， 斷面S傾， 傾角為45°～75°。而根據(jù)本研究在水平和深度方向的投影綜合分析認為， 呼圖壁地震的發(fā)震斷層應(yīng)為準噶爾南緣斷裂。本文的定位結(jié)果與雙差定位結(jié)果不一致， 主要可能是受到重定位使用的三維速度模型影響； 同時本研究對震相到時進行了重新拾取， 舍棄了記錄不清晰的地震事件， 以保證反演結(jié)果的可靠性。這2點因素可能是造成余震定位結(jié)果差異的主要原因。

5 結(jié)論

本研究利用新疆測震臺網(wǎng)固定與流動臺站近10a記錄的917個地震事件的到時數(shù)據(jù)， 采用近震體波走時層析成像方法反演了新疆天山中段較為精細的三維速度結(jié)構(gòu)， 給出了利用三維速度結(jié)構(gòu)進行重定位后的震源位置。反演后， 研究區(qū)內(nèi)地震走時殘差均方根由重定位前的0.8下降到0.5， 地震震源位置的偏差減小為0.5km， 且重定位后地震的分布更加集中。研究結(jié)果顯示， 在烏魯木齊NE側(cè)， 即博格達弧形斷裂帶區(qū)域中下地殼有一定數(shù)量的地震發(fā)生， 該區(qū)域在速度結(jié)構(gòu)上顯示出相對較低的P波速度， 同時中上地殼的波速比也相對較低。這些觀測表明， 該地區(qū)巖石圈的局部溫度可能比較低且介質(zhì)變形強烈， 這有待利用更加精確的下地殼波速比數(shù)據(jù)進行驗證。而獲得區(qū)域內(nèi)下地殼地震活動的證據(jù)， 有助于我們今后進一步認識該區(qū)域的深部構(gòu)造特征。

此外， 新疆天山中段的速度結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)出明顯的縱向不均勻性， 淺層受天山造山帶快速隆升的影響， 在準噶爾南緣形成較厚的沉積層， 盆山界線明顯。在10km深度和15km深度上分別以呼圖壁為界存在高、 低速轉(zhuǎn)換帶。在中地殼以下， 準噶爾南緣及博格達弧形斷裂表現(xiàn)為明顯的低速異常， 推測該低速帶是天山地殼內(nèi)部活動的大型韌性剪切帶， 該區(qū)域歷史上發(fā)生的如瑪納斯7.7級強震等地震恰好位于該韌性剪切帶的上緣(楊曉平等， 2002)， 即新疆北天山中段的中地殼很有可能是天山淺層的脆性變形到地殼深部韌性剪切變形的分界線。

地震活動性與地殼速度結(jié)構(gòu)具有較強的對應(yīng)關(guān)系。研究區(qū)內(nèi)地震主要發(fā)生在高速異常體， 高、 低速異常體過渡帶及介質(zhì)結(jié)構(gòu)變化劇烈的區(qū)域。呼圖壁地震的震源區(qū)附近存在局部P波高速異常， 鄰近波速比明顯變化區(qū)域， 該地震可能發(fā)生在S傾的準噶爾南緣斷裂上， 傾角約為50°， 且余震主要沿著準噶爾南緣斷裂帶展布。此外， 呼圖壁地震震源區(qū)周邊都表現(xiàn)為低速異常， 而震中附近的高速異常代表介質(zhì)易產(chǎn)生應(yīng)力集中和釋放， 這為該區(qū)域強震的孕育和發(fā)生創(chuàng)造了條件。

致謝本研究所使用的地震到時數(shù)據(jù)來自新疆維吾爾自治區(qū)地震局監(jiān)測中心； 本文的圖件使用GMT繪制； Simul2000程序來自Cliff Thurber教授(2)http: ∥www.geology.wisc.edu/～thurber/simul2000/。； 審稿專家對本文提出了寶貴意見。在此一并表示感謝!