0 引言

天山作为世界上最活跃、最典型的陆内造山带之一，东西延伸约2500km，南北宽度达300~500km(Windley et al，1990；Xiao et al，2004；Charvet et al，2011；Burtman，2015)。天山造山带由一系列EW走向的平行山脉和山间盆地组成，西端受到帕米尔高原北向挤入，南北方向夹持于哈萨克地盾、伊犁盆地、准噶尔盆地、塔里木盆地等多个刚性块体之间，东段延伸至蒙古西南部(Burtman，1975；Windley et al，1990；Xiao et al，2004)。一些学者根据天山造山带走向的地理位置特征，以塔拉斯—费尔干纳断裂(Talas-Fergana fault)和地理经度80°E将其划分为西天山、中天山和东天山(Windley et al，1990；Bullen et al，2001；Charvet et al，2011；Lei，2011；Lü et al，2019；Tang et al，2022)。天山造山带形成于古生代，在古亚洲洋闭合以及大陆碰撞等构造活动之后开始第一阶段的造山运动；中生代晚期进入构造平静期；新生代以来，在欧亚板块碰撞的远端效应的影响下发生活化、隆升，进行第二阶段的造山运动(Xiao et al，2004；Windley et al，2007；Zubovich et al，2010；Charvet et al，2011)。

天山造山带复杂的区域构造演化过程和浅表的地形地势特征，意味着天山下方存在相对复杂的地下结构。前人通过不同的地震成像方法探测到天山下方壳幔内存在不同尺度的速度异常结构，并且这些速度异常结构的分布与天山造山带的构造特征以及动力学过程存在一定联系。一方面，对于地震学上观测到的低速异常结构，可能与上升的小地幔柱(Friederich，2003；Vinnik et al，2004；Lei et al，2007)或小尺度地幔对流(Roecker et al，1993；Liu et al，2007；Omuralieva et al，2009；Tian et al，2010)有关，也可能是软流圈热物质上涌加热岩石圈，导致岩石圈局部温度升高，形成部分熔融物质(Lei et al，2007；Cui et al，2023b；Li et al，2023)；另一方面，天山下方上地幔内倾斜的高速异常结构，通常被认为是天山两侧块体俯冲的岩石圈结构(Xu et al，2002；He et al，2018；Lü et al，2019；Tang et al，2022；Sun et al，2022；Hapaer et al，2022)；位于中天山下方上地幔内的局部高速异常结构，可能是天山南北两侧地块的岩石圈双向俯冲、碰撞形成的岩石圈断裂物质，或是天山岩石圈增厚、拆沉的山根(Lei et al，2007；Lei，2011；Yu et al，2017b；Kosarev et al，2018)。

以410km和660km为上下边界的地幔过渡带，在地幔对流和构造演化过程中起到了重要作用。而间断面的起伏形态是对地幔过渡带的物质成分和温度异常的一种响应。其中，地幔过渡带底部660km间断面的形成，普遍认为是在约24GPa压力下，林伍德石(γ相橄榄石，ringwoodite)向布里奇曼石(bridgmanite)和铁方镁石(ferropericlase)相变的结果，并且该相变过程为吸热反应(Ito et al，1989；Frost，2008)。高温高压实验结果显示，660km附近橄榄石相变的克拉伯龙斜率为负值(∂(P)/∂T＜0)(Fei et al，2004；Litasov et al，2005；Akaogi et al，2008)。因此，当地幔过渡带内存在低温异常结构时，例如板块俯冲区域、地幔过渡带底部存在高速异常结构，660km间断面的深度通常会变深(Ito et al，1989；Cui et al，2023a)。

由于地震波形携带丰富的地球内部结构信息，因此常用于解译地球内部复杂结构形态。近年来，通过层析成像、接收函数等地震学探测手段对天山造山带及邻区壳幔速度结构已取得一定的成果与认识(Liu et al，2007；Omuralieva et al，2009；Tian et al，2010；Lü et al，2019；孔祥艳等，2021；Tang et al，2022；Sun et al，2022；Hapaer et al，2022；Cui et al，2023b)。Xu等(2002)发现在中天山地幔100~170km深度存在低速异常结构，而在200~300km深度存在高速异常结构。Lei等(2007)观测到中天山下方150~200km深度存在速度降约-5%的明显低速异常结构，且该低速异常下方存在深至地幔过渡带的窄柱状高速异常体。郭飚等(2006)探测到准噶尔—东天山北部的高速异常结构向下延伸至300km深度。Liu等(2022)利用接收函数方法观测到东天山下方的地幔转换区(Mantle Transition Zone，MTZ)出现增厚现象，这可能与天山两侧块体俯冲的岩石圈发生碰撞、断裂或岩石圈拆沉过程有关。Tian等(2010)基于天山中部MTZ的形态变化特征，推测天山岩石圈增厚并发生拆沉，且岩石圈拆沉物质已下沉至MTZ底部。

地球动力学数值模拟结果显示，天山周围块体的岩石圈俯冲到天山下方(Huangfu et al，2021)。目前对于东天山两侧盆地岩石圈的俯冲机制提出了两种假说：①东天山下地壳和(或)上地幔岩石圈根的拆沉假说(Xu et al，2002；He et al，2018)；②由双向俯冲作用导致的岩石圈断裂假说(Lei et al，2007；Liu et al，2007)。研究者们认为天山下方观测到的高速异常体可能是天山两侧块体的岩石圈俯冲、碰撞、断裂而脱离的岩石圈物质，也可能是天山岩石圈增厚后拆沉的山根(Xu et al，2002；Lei et al，2007；Lei，2011；Yu et al，2017b；Kosarev et al，2018)。

然而，因天山造山带固定地震台站分布稀疏且不均，这些研究区域大多数集中在西天山和中天山，对于东天山下方结构的探测尚且不足，尤其是深部地幔过渡带速度结构仍有待研究。天山下方岩石圈的拆沉物质是否进入并堆积在地幔过渡带内，也尚未得到证实。

本文选用兴都库什—帕米尔地区的一个中深源地震事件，利用蒙古中部地震台网记录到的宽频带地震波形数据，通过三重震相波形拟合方法，探测东天山地幔过渡带内速度异常结构及660km间断面附近的P波速度结构，探究速度异常结构的形成机制以及其与天山动力学过程之间的关系。

1 数据和方法 1.1 数据收集与处理

2012—2014年期间，蒙古中部布设了72个流动宽频带地震观测台站(International Federation of Digital Seismograph Networks，FDSN)。这些地震台站的布设，结合兴都库什—帕米尔地区的中深源地震事件，使得P波射线拐点的地表投影位于东天山中部，为研究东天山下方地幔过渡带速度结构提供了较好的观测条件(图 1)。为更好地观测三重震相特征，选取震中距覆盖范围在10°~30°之间的台站。由于震源深度深可以减少浅层结构带来的影响，挑选矩震级大于5.0级的中深源地震事件。事件的震源参数选自美国地质调查局(U.S. Geolgical Survey，USGS)的国家地震信息中心目录(National Earthquake Information Center，NEIC)，震源机制解来自全球质心矩张量解GCMT(Global Centroid-Moment-Tensor)^①Dziewonski et al，1981)，震源参数见表 1。

① http://www.globalcmt.org/

从IRIS官网^②下载并截取P波理论到时前10s至后60s的宽频带地震波形数据资料，然后对这些数据进行预处理。首先，利用SAC(Seismic Analysis Code)(Helffrich et al，2013)对原始地震波形资料进行去均值、去线性趋势和消除波形尖锐噪声等；之后进行去仪器响应处理，并将速度记录转化为位移记录；其次，进行0.1~0.5Hz的带通滤波处理以提高信噪比；最后，通过Crazyseismic软件(Yu et al，2017a)进行人工波形筛选，去除信噪比小于5.0和地震记录异常的波形。

② http://www.iris.edu/

本文将研究区域剖分为三个子区域(图 1)，从而减小地震事件和接收台站之间方位角的变化范围，降低了深部横向不均匀性对地震波射线传播的影响(张瑞青等，2011)，更有利于近似地将剖面内结构简化为二维速度模型，以便有效降低波形模拟的计算成本。

1.2 三重震相方法及正演测试

当区域地震波(10°~30°)穿过地幔过渡带时，受到410km和660km两个间断面以及地幔过渡带速度梯度的影响，产生三重震相。在走时曲线图中(图 2)，AB和CD分别为410km和660km上方的回折波；BC和DE分别为410km和660km间断面处的反射波；CD和EF分别为穿过410km和660km间断面的回折波。

三重震相方法的优点是无需大量的地震事件，利用同一地震事件便可探测地震波射线拐点附近的速度结构，消除来自震源附近以及台站附近速度结构带来的影响；利用震相的相对到时信息，在一定程度上可以减少震源的不确定性，例如震源深度、震源机制的误差等；同时也可以减少对三维速度模型的依赖性。由于同一台站记录到的相邻震相，其射线路径在近源区和近台站区穿过的结构相似，而在射线拐点附近采样的结构出现明显差异。因此，利用相邻震相之间的到时差、振幅特征以及震相随震中距的系统性变化规律，可以有效获取地幔过渡带附近的精细速度结构和间断面的起伏形态(张瑞青等，2011；眭怡等，2015)。

本文利用反射率方法得到理论地震图(Wang，1999)；根据Taup(Buland等，1983)计算速度模型对应的理论走时和地震射线路径。计算理论波形与观测波形的互相关系数，根据互相关系数最大值，并结合波形拟合的实际效果，确定最佳速度结构模型。

为探究地震波对地幔过渡带及660km间断面附近速度的响应情况，基于IASP91模型(Kennett et al，1991)，改变660km间断面附近的速度结构，构建四个扰动模型(图 3)：

(1) 模型M1：660km间断面上方存在高速异常结构，其速度从410km深度逐渐增大，速度异常值(扰动值)在660km处达到最大，为3%，间断面速度跃变量减小。与IASP91理论波形相比，M1理论波形整体提前，CD和EF交叉点O的震中距从22°减小到21.5°。一个明显的特征是CD和EF震相的相对到时差减小，当震中距大于22.8°时，出现“窄DOF”现象。另一个显著特征是D点消失的震中距减小，CD分支显著缩短。

(2) 模型M2：660km间断面下方存在速度异常值为-3%的低速异常结构，间断面速度跃变量减小。相较于IASP91理论波形，M2理论波形中仅有EF分支滞后，其他分支到时均不变。E点消失的震中距减小，而D点消失的震中距不变；ED分支缩短，而CD分支长度未发生变化。在震中距大于交叉点O时，CD和EF震相的相对到时差减小，也出现了“窄DOF”现象。这说明EF分支对于660km间断面下方的速度结构变化较为敏感。但相较于间断面上方存在高速异常结构也会出现类似的“窄DOF”现象，间断面下方存在低速异常结构并不会使CD分支发生明显缩短。

(3) 模型M3：660km间断面深度下沉至690km。随着660km间断面下沉，交叉点O震中距增大。CD震相到时不变，而EF和DE震相到时均延迟。D点消失的震中距增大，CD分支变长。震中距大于交叉点O时，CD和EF震相的相对到时差明显减小，出现“窄DOF”现象。震中距小于交叉点O时，CD和EF震相的相对到时差明显增大，出现“宽COE”现象。

(4) 模型M4：660km间断面上方存在厚90km的高速异常结构，速度异常值为3%，并且高速异常结构的上界面为速度跃变面。由于出现新的速度间断面，模型M4对应的理论波形随之出现新的三重震相现象。D点消失的震中距减小，CD和DE分支均缩短，但CD分支斜率不变。

1.3 观测波形分析

台站记录的地震波形数据分布集中在震中距20°~27°范围内，因此P波射线拐点主要位于伊犁盆地东部、东天山西部及中部地区下方，采样深度范围在458~755km之间(图 1)，故可以有效探测研究区域下方地幔过渡带及660km间断面附近的速度结构。将观测波形与IASP91理论波形进行对比，分析三重震相波形变化特征以及660km间断面附近可能存在的速度结构。以剖面2为例(图 4)，对其三重震相特征分析如下：

(1) 观测波形的CD和EF分支在震中距约23.2°处交叉于点O，并且交叉点O的震中距位置大于IASP91理论值22.8°，表明660km间断面下沉和(或)660km上方存在高速异常结构；

(2) 相较于IASP91理论走时曲线而言，观测波形的CD分支随震中距的增大，斜率逐渐增大，到时提前；CD分支缩短，D点消失的震中距减小。观测波形的CD和EF震相的相对到时差比理论值明显减小，表明660km间断面上方存在高速异常结构；

(3) EF分支的斜率增大，并且EF分支随着震中距的增大，到时延迟。当震中距大于交叉于点O时，CD和EF震相的到时差相较于理论值减小，即表现为“窄DOF”；当震中距小于交叉于点O时，CD和EF震相的到时差相较于理论值略微增大，但“宽COE”现象并不明显，这可能与660km间断面下沉和(或)660km间断面速度跃变量减小有关。

1.4 波形拟合

为了消除410km间断面附近速度结构带来的影响，本文选用具有研究区域410km间断面附近速度结构特征的TSTB-B模型(高雅健等，2017)作为初始模型，基于初始模型，调整模型参数后得到不同的速度结构模型。如 图 3(e)所示，模型参数d1(420~600km)表示660km上方高速异常结构的起始深度，d2(660~760km)表示660km间断面的深度，s1(0%~3%)表示高速异常结构最大速度异常扰动量，s2(0~-3%)表示660km下方的速度异常值。

波形拟合方法通过调整速度结构模型，计算相应模型的理论波形，并将其与观测波形进行对比，将两者拟合度最优的速度结构模型作为相应子区域最佳波速结构(Sun et al，2009；Chu et al，2012；Zhan et al，2014；眭怡等，2015；Li et al，2022)。本文利用理论波形与观测波形的互相关系数(Cross-correlation，CC)来评价两者的拟合度，从而获得最佳速度模型。互相关系数的计算如下式(Rodgers et al，1988)

$ {syn}_{i\text {ave }}=\frac{1}{m} \sum\limits_{l=1}^m {syn}_i\left(t_l\right) $

(1)

$ o b s_{i \mathrm{ave}}=\frac{1}{m} \sum\limits_{l=1}^m o b s_i\left(t_l\right) $

(2)

$ \mathrm{CC}=\frac{1}{n} \sum\limits_{i=1}^n \frac{\sum\limits_{l=1}^m\left[{syn} _i\left(t_l\right)-s y n_{i \mathrm{ave}}\right]\left[o b s_i\left(t_l\right)-o b s_{\text {iave }}\right]}{\sqrt{\sum\limits_{l=1}^m\left[s y n_i\left(t_l\right)-s y n_{i \mathrm{ave}}\right]^2} \sqrt{\sum\limits_{l=1}^m\left[o b s_i\left(t_l\right)-o b s_{i \mathrm{ave}}\right]^2}} $

(3)

其中，syn_i(t_l)和obs_i(t_l)分别表示理论地震波和观测地震波在时刻t_l第i点的振幅；syn_iave和obs_iave分别为在所选时间窗(l=1，…，m)中，syn_i(t_l)和obs_i(t_l)的平均值；n表示地震记录的道数。

2 计算结果

通过波形拟合方法计算得到3个剖面的波形互相关系数(CC)最大值分别为0.932、0.949和0.936，由此获取剖面相应的最佳速度结构。剖面1(图 5(a))的最佳速度结构显示，在伊犁盆地东部和东天山西部的交界处下方，地幔过渡带内未观测到速度异常结构；660km间断面下沉至665km，且在间断面下方存在-1%的低速异常结构。剖面2(图 5(b))的结果显示，在地幔过渡带内，从深度580km开始出现高速异常结构，其速度异常值随着深度增加而逐渐增大，在地幔过渡带底部达到最大(1%)；660km间断面下沉至670km，且在间断面下方存在-0.5%的低速异常结构。剖面3(图 5(c))的结果显示，地幔过渡带内存在高速异常结构，其速度值从420km向深部逐渐增加，在地幔过渡带底部达到最大(1%)；660km间断面下沉至675km，间断面下方不存在速度异常结构。

最佳速度模型理论波形与观测波形对比结果显示，理论波形振幅大小、相邻震相的到时差与观测波形拟合较好(图 5)。例如剖面2中的台站HD21(图 5(b))，其观测波形与最佳速度模型的理论波形之间的互相关系数为0.976，而与IASP91理论波形的互相关系数为0.563。并且，最佳模型的理论波形CD和EF震相的到时差(0.9s)与观测值(0.8s)相接近，而IASP91模型的到时差约为1.6s。

从全球P波层析成像模型PRI-P05(Montelli et al，2006)中截取了研究区域对应的剖面数据(图 1中AA’)。层析成像结果显示，东天山地幔过渡带内局部存在高速异常结构，且该高速异常结构底部深度大于660km，这也与本文结果相一致(图 6)。但相较于层析成像结果，本研究探测到的高速异常结构展布较大，在研究剖面2和剖面3内均观测到类似现象，并且高速异常结构呈现横向非均质性特征。

综上，在伊犁盆地东部和东天山西部交界处，地幔过渡带内未观测到明显的高速异常结构；而在东天山中部地幔过渡带内，局部存在高速异常结构。660km间断面为尖锐速度界面，间断面的P波速度跃变量为4.61%~5.78%，小于IASP91模型的理论值(约5.8%)；660km间断面下沉深度为5~15km，由西向东下沉深度呈现增大的趋势。

3 讨论

基于三重震相波形变化特征，并与前人的研究结果进行对比，从地幔过渡带以及660km间断面速度结构两个方面对结果进行讨论。进而结合地质学、地球化学等研究成果，探究东天山地幔过渡带内高速异常结构的形成原因，以及与之有关的东天山动力学过程。

3.1 地幔过渡带内高速异常结构

层析成像结果显示，东天山上地幔内不同深度存在高速异常结构(Xu et al，2002；Lü et al，2019)。但由于层析成像纵向分辨率有限，东天山下方高速异常结构的探测深度不超过400km，对于地幔过渡带深部速度结构的约束力较弱。本研究通过三重震相波形拟合，可以较好地约束东天山下方地幔过渡带及660km附近的速度结构特征。

天山下方的速度异常结构分布特征与天山的形成、演化和动力学过程密切相关(Chen et al，1997；Lei et al，2007；Zubovich et al，2010；Kosarev et al，2018)。通过地震学方法探测到天山下方的高速异常结构，一般认为是天山两侧块体俯冲的岩石圈结构，或是天山岩石圈的拆沉物质(Chen et al，1997；Xu et al，2002；Lei et al，2007；Tian et al，2010)。Lei等(2007)认为，这些从上地幔延伸到地幔过渡带内的高速异常结构，可能表征了塔里木盆地岩石圈和哈萨克地盾岩石圈俯冲到天山下方；岩石圈增厚并发生拆沉，由于拆沉物质自身重力下沉，进入地幔过渡带深部。Tian等(2010)根据地幔过渡带间断面的起伏形态，推测增厚的岩石圈发生拆沉，并进入到地幔过渡带内。此外，Chen等(2007)在青藏高原中部的地幔过渡带也观测到了类似的现象，发现在地幔过渡带底部存在高速异常结构，并推测藏中岩石圈的拆沉物质下沉到地幔过渡带底部，导致地幔过渡带底部的低温异常达200~300K。

天山地区大量的地质和地球化学资料(如A型花岗岩和高镁埃达克岩)也为天山岩石圈拆沉、软流圈热物质上涌现象提供了可靠的证据(Long et al，2011；Li et al，2019；Sun et al，2021)。Li等(2019)基于不同地球化学特征的埃达克岩，为天山造山带榴辉岩化作用引发下地壳拆沉现象提供了有力证据。根据地球化学资料和同位素研究结果，Sun等(2021)也推测由于下地壳和岩石圈的拆沉，引发了石炭世—早二叠世期间形成连续的岩浆作用。

综上，推测东天山下方可能发生岩石圈拆沉，或天山两侧盆地岩石圈的双向俯冲、碰撞引发岩石圈断裂，这两个过程均会引起岩石圈物质或岩石圈的拆沉物质由于自身重力作用进入地幔过渡带内，形成本研究探测到的高速异常结构。

3.2 660km间断面速度结构特征

本文研究结果显示，在伊犁盆地东部和东天山西部的交界处，660km间断面下沉深度达到约665km，这与Liu等(2022)利用接收函数方法探测东天山间断面起伏形态相一致。然而在东天山中部的局部区域，Liu等(2022)得到的接收函数结果显示660km间断面抬升约5km，而本文得到的660km间断面发生明显下沉，下沉深度670~675km。东天山局部区域的间断面起伏差异可能与东天山地区台站分布较稀疏有关，观测资料欠缺降低了东天山局部小尺度范围内深部速度结构的探测精度。

660km间断面周围的地幔温度影响其起伏形态。高温高压实验结果显示，660km附近橄榄石相变的克拉伯龙斜率为负值(-3~-0.4MPa/K)(Fei et al，2004；Litasov et al，2005；Akaogi et al，2008)。结合地幔压力梯度参数(35MPa/km)，导致东天山中部下方660km间断面下沉10~15km，说明660km间断面上方存在175~263K的低温异常。

通常认为地震波对于地下介质的温度较为敏感，将速度异常多数归因于温度变化。如果仅考虑温度变化对地幔过渡带速度结构的影响，本文观测到东天山中部地幔过渡带内的P波高速异常可能是过渡带内低温异常的表现(Chen et al，2007)。而这种低温异常说明存在冷的物质进入地幔过渡带内，冷的物质密度大，由于其自身重力下沉到地幔过渡带底部。滞留在地幔过渡带底部的低温物质会降低660km间断面附近的温度，导致660km间断面下沉深度增大。

4 结论

本文利用蒙古中部流动宽频带地震台站的地震波形数据，通过三重震相波形拟合方法，获得了伊犁盆地东部和东天山中西部地区下方地幔过渡带及660km间断面附近的P波速度精细结构。结果显示，在伊犁盆地东部和东天山西部交界处，地幔过渡带内未观测到明显速度异常结构；而在东天山中部地幔过渡带内存在高速异常结构。高速异常结构的速度值随深度呈梯度变化，在地幔过渡带底部，高速异常值达到1%。研究区内660km间断面均发生下沉，由于东天山中部的地幔过渡带内存在高速异常结构，使得660km间断面下沉深度(675km)大于伊犁盆地东部和东天山西部(665km)。

结合前人研究成果，认为可能是天山岩石圈的拆沉物质或岩石圈断裂物质由于自身重力作用，下沉进入地幔过渡带内，形成高速异常结构。并且，由于660km间断面上方存在高速异常结构，低温异常使得660km间断面下沉。本文研究结果为认识与理解东天山深部地球动力学作用提供了地震学信息。

致谢: 感谢审稿专家为本文提出的建设性意见；感谢中国地震局地震预测研究所李国辉研究员为本研究工作提供的程序方法支持；文中图件主要采用Generic Mapping Tools(Wessel et al，1998)绘制。