天山造山带位于印度板块和欧亚板块碰撞带以北约1 500 km处，其东西向延伸超过2 500 km，南北向延伸为300~500 km，由一系列平行山脉及山间盆地组成，并被若干稳定的地块所包围(图 1)。天山造山带在中生代和新生代早期大部分时间构造运动相对平静，由于印度-欧亚大陆的碰撞，其构造活动在渐新世逐渐活跃，并一直持续至今^[1-2]。

为更好地理解南天山地区的深部构造变形特征，已有诸多学者对其进行了研究^[3-6]，但关注重点多为岩石圈结构，针对南天山与塔里木盆地过渡区较为精细的三维速度结构的研究较少，不利于区域构造特征的深入认识及对破坏性地震发震机制的研究。近年来，随着新疆测震台网数字化建设的完成及震后流动台网的架设，该区域的监测能力已得到加强，良好的台站分布及区域内较强的地震活动性为研究地壳结构成像提供了丰富和可靠的数据。本文利用研究区内各台站记录的近震走时数据，采用近震走时层析成像(Simul2000)技术反演新疆南天山地壳三维速度结构，并探讨区域地震活动性与深部结构的关系，为新疆南天山地区的孕震机制及构造演化提供更多的地震学约束。

1 数据与方法 1.1 数据资料选取

新疆测震台网在经过数字化和网络化改造后，台站拾震能力得到进一步加强，区域内共有固定台站12个，震后架设的流动台站2个。本文收集2012年以来研究区M_L>2.0且记录台站数在10个以上的地震事件共计1 200个，选定的地震事件的震源深度大多集中在0~30 km之间，由于采用Hyposat定位方法，未考虑台站高程，所有台站均在地球表面，即确定的地震深度与平均高程有关。

本文进行层析成像所选用的初始速度模型在文献[6]基础上得到(图 2(b))，波速比值根据所选用的走时数据由和达直线法拟合确定^[7]。本文选用的波速比值为1.72，如图 2(a)所示，反演速度模型中各深度均是相对海平面而言(0 km)，后续讨论及震源深度都相对于海平面。

1.2 层析成像原理

本文采用Simul 2000反演程序反演V_P和V_P/V_S速度模型^[8-11]，在反演过程中，P波和S-P波走时残差分别用于反演V_P、V_P/V_S和地震位置的改变量，具体表达式为：

$T_{i j}=\int_{\text {source }}^{\text {receiver }} u \mathrm{~d} s $

(1)

$\begin{array}{c} r_{i j}^{\mathrm{P}}=\frac{\partial T_{i j}}{\partial x} \Delta x+\frac{\partial T_{i j}}{\partial y} \Delta y+\frac{\partial T_{i j}}{\partial z} \Delta z+\Delta \tau_{i}+ \\ \int_{i j} \delta u^{\mathrm{P}}(x, y, z) \mathrm{d} s \end{array} $

(2)

$r_{i j}^{\mathrm{S}-\mathrm{P}}=\int_{i j} \frac{\delta\left(V_{\mathrm{P}} / V_{\mathrm{S}}\right)}{V_{\mathrm{P}}} \mathrm{d} s $

(3)

式中，T_ij为从事件i到台站j的体波走时，r_ij^P为P波走时残差，r_ij^S-P为S-P波走时残差，(x, y, z)为在直角坐标系下的震中位置，τ_i为地震发震时刻，u为慢度值(u=1/v)，ds为射线分隔段。通过计算分辨率矩阵和协方差矩阵可以评估模型的分辨率和模型参数的不确定性，该方法的优点为射线追踪是根据台站高程进行，可考虑地形的影响，在地形起伏较大的情况下，该射线追踪方式对浅层结构的反演具有约束性^[12]。本文研究区的海拔最高点位于昆仑山腹地，因此在反演中设置最末节节点位于海拔8 km处。

2 反演参数选择

在层析成像反演过程中，将研究区划分为17×11×14三维网格，笛卡尔坐标系的中心位置为39.25°N、76.75°E，X轴和Y轴正方向分别指向W和N。将水平网格间距设置为20 km，在垂直方向上分别设置－8 km、0 km、5 km、10 km、15 km、20 km、25 km、30 km、40 km、60 km和140 km网格节点，虽然在40 km、60 km和140 km深度处无法被反演，但对于射线追踪过程中走时的计算至关重要。

本文利用经验迭代法确定V_P和V_P/V_S的最优阻尼参数，尝试采用不同的阻尼值进行一系列单次迭代，并由模型方差和数据错配度之间的权衡曲线选择最终的阻尼参数。在1到9 999范围内对阻尼值进行测试，确保区间足够大，能够包含合适值^[13]。首先使用P波走时和S波走时数据选择V_P阻尼值，将V_P/V_S阻尼值固定为一个很大的值，根据模型方差和数据错配度权衡曲线选择的最佳V_P阻尼值为700(图 3(a))；然后采用同样的方式选择V_P/V_S阻尼值，此时将V_P阻尼值固定为700，选择V_P/V_S的最佳阻尼值为600(图 3(b))。为验证所选的阻尼值是否合适，将V_P/V_S固定为600，对V_P进行大范围单次迭代，结果表明700是V_P合适的阻尼值。

3 模型分辨率及地震重定位

本文采用棋盘格测试该三维速度结构模型的空间分辨率，在测试过程中，震中位置、台站位置、射线数目、初始速度模型和反演参数与实际反演时所用参数完全一致。将层状初始模型按照相邻网格和深度间距各交替±5%V_P和±5%V_P/V_S计算合成的地震走时，在计算走时过程中随机误差为±0.2 s。将计算结果进行反转，由计算的走时数据和初始速度模型反演正负扰动的速度模型，从测试结果来看(图 4)，V_P棋盘模型在5~30 km深度范围内均具有一定恢复度，其中10~20 km深度恢复度较好，主要集中在柯坪推覆体和BTF断裂带附近，即研究区中部地震事件较为密集的区域，浅层由于地震事件较少，分辨率有限。由于S波数据少于P波，V_P/V_S棋盘模型恢复度相比于V_P模型较差，但在不同深度处地震事件较为密集的区域均具有一定恢复度。由于台站分布及震中位置的约束，为保证各网格的分辨率，使该区域的成像结果能较好地分辨较大的断裂带及地块，对小断裂带的分辨率有限。DWS(distribution of derivative weight sum)能够描述射线长度及射线到每个节点的距离加权，可反映相对射线密度。已有研究表明，在DWS值大于500的区域能得到较好恢复，因此本文将展示DWS值大于500的结果^[13]。

速度结构和震源位置之间总存在一定折中，可通过多次迭代来确定震源位置和速度结构^[14]。首先利用Pg和Sg-Pg走时反演初始速度模型，并利用该模型对地震进行重定位；然后用重定位后的地震事件再次反演速度模型，采用最新的速度模型再次重定位，依次循环，直到地震位置保持相对恒定，且走时残差均方根(RMS)达到最小。计算每次迭代与下次迭代时地震位置的改变量，其平均值约为0.1 km(水平和垂直方向约为0.06 km)(图 5(a))，经过10次迭代后，地震走时残差均方根和位置改变量基本趋于稳定，表明地震位置的不确定性约为0.1 km(水平和垂直方向约为0.06 km)。在进行速度结构和地震重定位联合反演后，地震走时残差均方根值由1.29 s下降到0.64 s，减少50.4%(图 5(b))。地震走时残差柱状图(图 6)显示，地震走时数据的初始残差趋于负值，迭代完成后，地震走时残差分布趋于正态分布。

4 三维成像结果与讨论

图 7和8分别为5~30 km深度处每层P波相对于平均速度的扰动量和波速比(V_P/V_S)，其中黑色轮廓线围绕的区域为DWS＞500。由于地表附近地震活动较少，且本次反演无人工地震事件，故浅层分辨率较差，未展示其速度模型。此外，在每层分别投影重定位后各层深度±2.5 km范围内的地震。

在5 km深度处，由于南天山沉积厚度小，塔里木盆地沉积厚度大，沉积层厚度达到7~8 km，V_P速度模型中阿图什背斜和柯坪断裂以北表现为高速异常，比该层平均值(5.748)高出10%~15%，以南表现为低速异常；波速比主要表现为高值异常，但在BTF断裂带附近表现为局部低波速比，塔里木盆地内地震多发生在该区域。在10 km深度处，V_P速度结构的高低速异常发生转变，塔里木盆地内部和KPF断裂带附近显示为高速异常，在TAF和JSF断裂带附近为低速异常；区域内波速比整体表现为低值异常，但在BTF断裂带附近为高值异常。在15 km和20 km深度处，研究区P波速度以高速异常为主；波速比由低值异常逐渐过渡为高值异常，该深度处地震主要集中在BTF和OGF断裂带附近，地震活动性强，区域介质变化比较剧烈。其中伽师M_S6.4地震重定位后震源深度为20.3 km，该地震正好发生在P波高低速过渡区的高速区内，波速比表现为低值异常，可为强震的孕育提供载体。在25~30 km深度处，区内P波高速异常转变为以近NE向低速异常为主，波速比也表现为以近NE向低值异常为主，地震事件相对较少，胥颐等^[15]对帕米尔、南天山和塔里木区域进行研究发现，其地壳深处存在一条NNE向低速带，与本文结果一致。

由三维成像结果可知，塔里木盆地相比于南天山地区平均地壳速度较高，浅层由于沉积层覆盖导致速度较低；同时其平均波速比呈现出较低的特征，表明其稳定、“坚硬”的物性特征；而南天山造山带则表现出“软”介质性质，其盆山结合处褶皱构造发育^[16]。结合区域地震活动性分析可知，区域内地震事件主要集中在BTF和KPF断裂带附近，在不同深度处其震源位置主要集中在P波速度高低速交界处的高速区内，同时波速比偏向高波速比一侧。通常P波速度高值异常表明介质较为坚硬，S波速度增长慢于P波或其自身表现为低速，从而导致波速比表现为高值异常，而高波速比表明介质内部发生软化，致使震源体抗剪强度下降，不易于应变能的积累，导致区域内中小地震频发。

为分析研究区内中小地震活动性与速度结构特征的关系，分别沿地震展布方向和垂直方向绘制4条P波速度剖面(剖面位置如图 1所示)，并将发生在剖面两侧20 km范围内的地震事件垂直投影在相应的剖面上(图 9)。

AA′剖面穿过1998年伽师地震震源区，剖面显示该区域速度结构具有明显的纵向不均匀性，在南天山与塔里木盆地接触带前缘(阿图什背斜附近)深20 km处存在较大范围的低速体，并位于高速体下方。塔里木盆地与天山之间的接触变形说明塔里木盆地向NNW方向挤压，表明塔里木盆地向下俯冲斜插南天山是该地区地壳运动的主要特征^[17]，该低速体的存在是否与两者之间的运动关系有关还有待进一步验证。由于区域地表未发现任何断层，地震主要发生在速度梯度变化较大的区域，重定位后地震事件主要集中在10 km左右的深度范围内，震源区下方存在低速带，该区域地震的发生可能与震源区附近隐伏断裂活动有关。已有研究表明，震源下方强烈非均匀性介质结构的存在可为应变能的积累和释放提供环境^[18]。

BB′剖面经过2020-01-19伽师M_S6.4地震震源区，以77.5°E为分界线，东西两侧表现出明显的速度异常。在中上地壳，西侧主要以高速异常为主，并表现出不明显的纵向不均匀性；东侧为低速异常，此次地震恰好发生在偏高速一侧，震源深度大多集中在15 km左右。该地震发生在柯坪推覆构造带内，研究表明，该地震为一次低角度的逆冲事件^[19]。由震源区三维速度结构图可以看出，震源区下部存在低速层，而南天山地区的大地震通常都发生在P波高速异常区域附近^[17]，但其下伏区域表现为明显的P波低速异常。南天山地区大地震的发生不仅与塔里木盆地向北逆冲和哈萨克地台向南逆冲有关，也可能与地幔上升的热物质流体有关，这些流体可以降低断层面上的有效法向应力。

DD′剖面垂直于伽师地震发震断层，余震近直立展布，且均发生在主震上方，初始破裂点位于最下部，由下至上产生破裂，余震的展布与高速体的轮廓大致相同。

5 结语

1) 本文利用新疆测震台网的固定和流动台站2012年以来记录的1 200个地震事件的到时数据，采用近震体波走时层析成像方法，反演南天山地区较为精细的三维速度结构，并利用该三维速度结构重定位震源位置。重定位后的地震走时残差均方根由1.29下降为0.64，地震震源位置的不确定性约为0.1 km。选择DWS＞500为条件约束三维速度结构反演发现，在地震较为集中的区域能得到较好的恢复度。受限于研究区台站密度及地震分布，研究区局部射线覆盖仍有一定欠缺，从而使其分辨率有限。

2) 南天山地区速度结构表现出明显的横向和纵向不均匀性。从不同深度P波速度成像结果分析发现，在5 km深度处，由于塔里木盆地沉积层较厚，阿图什背斜和柯坪断裂以北表现为高速异常，以南表现为低速异常，波速比整体以高值为主；在15 km和20 km深度处，研究区P波速度以高值异常为主，波速比由低值异常逐渐过渡为高值异常；在25~30 km深度处，研究区内P波高速异常转变为明显的以近NE向低速异常为主，波速比也表现为近NE向低值异常。

3) 地震活动性与地壳速度结构具有较强的对应关系。研究区震源主要集中在P波速度高低速交界处的高速区域，波速比偏向高波速比一侧，高波速比为介质内部发生软化的表现，震源体抗剪强度下降，不易于应变能的积累，导致区域内中小地震频发。南天山地区地震主要集中区下方存在低速条带，该条带可为应变能的积累和释放提供环境基础。

致谢: 本文地震到时数据来自新疆维吾尔自治区地震局监测中心，图件使用GMT绘制，Simul2000程序来自http://www.geology.wisc.edu/~thurber/simul2000/，在此一并表示感谢。