天山造山带是世界上最年轻和最活跃的陆内造山带之一，其东西向长约2500 km，南北向宽约300~500 km，海拔最高处托木尔峰达7443 m.天山位于南部的塔里木盆地和帕米尔高原与北部的准噶尔盆地和哈萨克地台之间.天山造山带在漫长演化中经历了多个构造活动阶段，新生代以来，由于受到印度—欧亚板块碰撞的远场效应，已被夷平的早期造山带又迅速隆升，形成再生造山带，并不断由南向北挤压推进，地壳缩短总量达200 km以上(Avouac et al., 1993; 张培震等, 1996).天山造山带又是著名的地震带，地震密集地分布在整个天山地区，其中M≥5级的地震多发生在南部和北部边缘，且多为逆冲型地震(Wang et al., 2004; Xu et al., 1992).天山强烈的构造变形和地震活动为陆内造山带的构造演化和动力学机制研究提供了良好的天然实验场.

地震成像(李顺成等, 2005; 李昱等, 2007; 米宁等, 2005)、大地热流测量(姜光政等, 2016; 饶松等, 2013; 王良书等，1995)、地震活动性研究(胥颐等，2005)以及GPS观测结果(牛之俊等, 2007; 杨少敏等, 2008; 王琪等, 2000)均揭示了塔里木盆地岩石圈较冷较厚、岩石力学强度大、变形小.由于印度板块向欧亚板块不断的挤压作用(Schneider et al., 2013, Kufner et al., 2016; Zhao et al., 2013, 2016)，其作用力远程传递至塔里木盆地，导致塔里木盆地持续向北运动，并向天山之下俯冲(高锐等, 2002; Zhao et al., 2003)，这对于天山地壳的增厚起着重要的作用.其中，Zhao等(2003)提出了“层间插入与俯冲消减”模型，即塔里木地块向天山的地壳与上地幔分层插入与消减.

戈澍漠(1983)结合历史大地震滑动速率与地质资料，分析认为西伯利亚板块强烈地向南推挤.地质学研究发现准噶尔盆地内的断裂与沉积沉降中心均有自北向南迁移的规律(孙文军等, 2014)，推测这与西伯利亚板块向南的挤压作用有关.研究认为准噶尔盆地在西伯利亚板块推挤作用的驱动下而向南运动，俯冲于天山之下(杨晓平等, 2002; 赵俊猛, 2003a; 赵瑞斌等, 2008)，但Zhao等(2003)在沙雅—布尔津综合地球物理剖面中认为准噶尔盆地与天山为走滑接触，并没有向天山之下俯冲，因此提出天山存在构造分段性特征(赵俊猛, 2003b).

目前，关于塔里木盆地与准噶尔盆地是否均向天山之下俯冲，或只有塔里木盆地向天山下俯冲，仍然没有确切的答案.利用地震成像的手段可以获得天山地区壳幔深部结构特征，从而探讨天山造山带的地球动力学问题.对于天山东段地区开展的成像研究相对较少，已有的研究主要以剖面形式开展(李顺成等, 2005; 李昱等, 2007; 米宁等, 2005)，空间上的结构研究结果主要来自固定台站(刘文学等，2014).由于固定台站分布稀疏，基于天然地震的地震学方法对天山地区的地壳上地幔结构研究，其精度和分辨率方面仍然不足，致使对天山壳幔变形以及深部动力学问题的解释存在较大差异.因此，提高地壳上地幔速度结构的分辨率是进一步研究和理解天山造山带与周围块体的相互作用以及地壳不同深度之间变形关系的基本前提.

近年来，接收函数与面波频散曲线联合反演的方法被广泛应用在多个地区的S波速度结构研究(胡家富等, 2005; Liu et al., 2014; Wang et al., 2014; 刘文学等, 2014; Bao et al., 2015; Cai et al., 2016; 郑晨等, 2018).接收函数对于速度间断面比较敏感，而面波频散曲线可以较好地反映S波平均速度的变化特征.两者具有各自不同的优势，通过接收函数与面波频散曲线联合反演可以较好地实现优势互补，有效地抑制反演结果的非唯一性，获得更为可靠的S波速度结构.

2017年4月，我们在天山中、东段布设了11个宽频带流动地震台(图 1).本文结合这些流动地震台站与研究区39个固定台的观测资料，利用接收函数与面波联合反演方法获得了研究区110 km深度范围内的地壳上地幔S波速度结构.相比于前人的研究，本文的研究结果新增了天山中部和塔里木盆地的壳幔速度结构信息，并在此基础上探讨了天山地区的速度结构特征与变形特征，为进一步研究天山造山带的动力学演化提供了新的更可靠的参考依据.

图 1

Fig. 1

图 1 (a) 研究区的地形与地质构造；(b)地震台站与剖面分布图 (a)中灰色线条为断裂带分布，黄色圆圈表示研究区发生的5级以上历史地震；F1：普昌断裂；F2：库姆格列木断裂；F3：秋里塔格断裂；F4：焉嗜盆地北缘断裂；F5：可肯达板断裂；F6：阿吾拉勒山南缘断裂；F7：包尔图断裂；F8：博罗科努断裂；F9：西山断裂；F10：达尔布特断裂；F11：克拉美丽断裂；F12：博格达山南缘断裂；(b)中蓝色三角形代表固定台站，红色三角形代表流动台阵，粉色虚线为4条剖面的位置. Fig. 1 (a) Topography and geological setting in the study area; (b) Locations of stations and profiles (a) Gray lines represents the faults. Yellow circles show the historical earthquakes with the magnitude larger than 5. Black dashed lines show the national boundaries. F1: Puchang fault; F2: Kumugeliemu fault; F3: Qiulitage fault; F4: Northern margin fault of Yanshi Basin; F5: Kekendaban fault; F6: Southern margin fault of Awulale Mountain; F7: Baoertu fault; F8: Boluokenu fault; F9: Xishan fault; F10: Daerbute fault; F11: Kelameili fault; F12: Southern margin fault of Bogeta Mountain. (b) Blue and red triangles represent the permanent and temporary seismic stations, respectively. Pink dashed lines show the 4 profiles in Fig. 7.

本研究使用了天山地区50个地震台站，其中包含39个固定台站，观测时间为2015年1月—2018年05月；11个流动台站，观测时间为2017年4月—2018年6月，台站分布图如图 1b所示.本研究选取震中距在30°~90°之间，震级M_S≥5.5级的远震事件.为了获得较可靠的接收函数，本文对观测波形进行了筛选，挑选信噪比≥4的波形记录，最终获得了698个远震事件，远震震中分布如图 2所示.

图 2

Fig. 2

图 2 远震事件分布图 其中蓝色三角形代表台站中心，红色实心圆代表研究中使用到的远震事件. Fig. 2 Distribution of teleseismic events used in this study Blue triangle marks the center of the stations. Red solid circles represent the events.

本文采用时间域最大熵方法提取P波接收函数(吴庆举等, 2003).首先对三分量的原始地震记录去均值和去倾斜.选择0.03~0.5 Hz的带通滤波窗进行滤波.将两个水平分量旋转得到径向分量和切向分量，然后以直达P波前10 s作为起始点，截取110 s的波形，用垂直分量分别对径向和切向分量做反褶积，得到接收函数.在反褶积过程中采用的高斯滤波系数为2.5，水准量系数为0.001.选择P波震相清晰的接收函数，按照不同的慢度进行叠加，以减少台站附近介质不均匀性产生的影响，选择3条对应不同慢度的叠加接收函数进行反演，叠加过程将在2.2部分进行具体描述.

这里的联合反演就是把地震波中所含的信息转换为一个简化的层状介质结构，无论利用接收函数还是面波频散曲线反演S波速度结构，它们的本质是一致的.反演过程是在保证模型参数在合理范围内，拟合接收函数与面波频散曲线的理论值与观测值，通过拟合的残差不断调整理论模型，一般认为拟合的效果越好获得的结果越接近真实的速度模型.

正演问题可表示为

(1)

其中，d是一个N维向量，代表接收函数与面波频散构成的观测值；F[]代表对模型m进行的非线性运算，它把模型空间矢量映射为数据空间矢量.m为待求的速度模型，在层厚度固定的情况下，m是S波层速度构成的向量，即

(2)

其中，M为模型的分层数.对于这个非线性问题，如果已知初始模型m₀充分接近真实模型，通过在m₀附近做Taylor级数展开，使这个非线性问题线性化，得到线性方程如下：

(3)

其中，δm=m－m₀是对于初始模型m₀的校正矢量；D为非线性函数F[]在模型m₀附近的偏微分矩阵，(D, δm)代表F[]在模型m₀附近的偏微分矩阵与校正矢量δm的内积，舍去非线性高阶项o‖(δm)²‖，使(3)式线性化，可写为

(4)

对上式两边同时加(D, m₀)，结合(1)式，(4)式可写为

(5)

进一步简化为

(6)

由于反演问题的多解性，同一观测数据可能会求解出多个模型，为了使求解的模型更加接近真实的地质与地球物理特征，在反演过程中引入平滑约束，即在保证曲线拟合残差较小的情况下来平滑速度模型的跳动幅度，从而压制速度模型的急剧波动，为了实现这一约束，在反演方程中引入波形拟合与模型平滑的折衷参数σ，通过调节折衷参数σ获得较理想的速度模型.(6)式可重写为

(7)

其中，r=d－F[m₀]，代表拟合残差；Δ为模型m展开式中的第二阶差分项，即为

(8)

本文在联合反演中采用的误差估计参考了Julià等(2000)定义的预测误差方法：

(9)

其中，p为接收函数与面波频散的相对影响系数，即对两套数据设置的权重，范围在0~1；N_z和N_y分别为接收函数与面波频散的观测点数；z_i和y_i分别为接收函数与面波频散的拟合残差，Y_ij和Z_ij为接收函数与面波频散在模型附近的偏微分矩阵；σ_zi²和σ_yi²为相应的协方差.

一般情况下，对于同一初始模型，分别由接收函数和面波频散所得到的模型虽然接近，但不一定相等.为了均等这两套数据对联合反演预测误差的贡献，引入权重系统方程，使联合反演预测误差最小：

(10)

其中，.

研究中理论接收函数方法由反射率法(Kennett, 1983)计算得到.反演使用的面波相速度频散曲线来自Shen等(2016)的背景噪声研究结果，其结果在新疆地区空间分辨率约为1.0°×1.0°，本文将相速度频散曲线插值到每个台站用于联合反演.联合反演过程中，接收函数与面波频散拟合误差的权系数均设为0.5.本文的初始模型主要参考了人工地震测深(高锐等, 2002; Wang et al., 2004; Zhao et al., 2003; 赵俊猛等, 2008)和其他接收函数与联合反演结果(刘文学等, 2014)，采用H-κ叠加方法(Zhu and Kanamori, 2000)初步获得了各台站下方的地壳厚度与波速比.根据人工地震测深和其他反演结果，0~5 km范围地壳P波和S波速度值较低，主要受沉积层的影响，参考该结果，反演过程中沉积层厚度的搜索范围为0~5 km.地壳厚度的搜索范围为初始地壳厚度±8 km，沉积层、地壳、上地幔的初始S波速度分别为2.5 km·s^-1、3.5 km·s^-1、4.5 km·s^-1，其中沉积层的分层层厚为1 km，地壳及上地幔部分的分层层厚为2 km.地壳波速比采用H-κ初始扫描结果.由于接收函数的多次波信号在深部较弱，波形变化平缓，对地幔波速反演约束不强，绝对速度更多地需要依赖面波资料，且上地幔岩石成分主要为橄榄岩类(白武明等, 2005)，其波速比约为1.78(王勤, 2007).同时，根据全球平均速度模型(PREM、Ak135)，上地幔平均波速比约为1.80，相比于地壳，地幔速度结构比较稳定，因此反演中将地幔波速比固定为1.80.密度采用经验公式ρ=0.32V_p+0.77(Birch, 1961)，迭代次数设置为35次(残差不再收敛时反演过程终止).

由于研究区断裂带走向以北东向或北西向为主，因此对接收函数进行叠加的过程中考虑了不同后方位角范围的影响，首先将接收函数按照后方位角在0~180°、0~90°和90~180°的区间进行分类，对每个后方位角区间，挑选慢度范围为0.04~0.08的接收函数，按慢度间隔为0.002将各个慢度区间接收函数数量排序，选择接收函数数量最多的三个慢度区间分别进行叠加，即对于每个台站在0~180°、0~90°和90°~180°三个后方位角区间，每个区间均选择三个慢度区间叠加的平均接收函数，用于联合反演.

如图 3和图 4所示，分别对应HYS台后方位角在90°~180°和0~90°范围内的叠加接收函数联合反演结果.图 3a中3条接收函数分别对应0.05170、0.06585、0.07012三个平均慢度，图 4a中3条接收函数的平均慢度分别为0.05775、0.07231、0.07408.可以看到，图 3与图 4对应的叠加接收函数具有明显差异，图 3的接收函数以及相速度频散曲线拟合效果比图 4更好，其中图 3的波形拟合残差为0.06，图 4的波形拟合误差为0.16.从图 1可以看出，HYS台位于一条北西—南东向的断裂带上，由于受断裂带分布影响，穿过断裂带的波形噪声较大，与沿着断裂带方向传播的波差异较大，如果直接将其叠加会对结果的准确性产生一定的影响.因此，综合台站分布位置选择拟合误差最小的反演结果用于进一步分析.通过对不同方位角区间选择多个慢度值同时进行反演，选取收敛残差最小结果，由此尽可能有效地避免方位角与震中距对结果的影响，可以对地壳结构提供更好的约束.并通过计算每个台站速度结构曲线的曲率获得了研究区的地壳厚度(图 5)，具体为从80 km深度向浅部搜索S波速度值对应4.0 km·s^-1的深度，以此深度为参考在±8 km范围内搜索速度随深度变化率最大的深度点，作为地壳厚度，并通过人工检查最终确定.

图 3

Fig. 3

图 3 HYS台使用后方位角90°~180°范围叠加接收函数的联合反演结果 其中，(a)为接收函数拟合结果，黑线代表原始叠加接收函数，红线代表拟合曲线；(b)为相速度频散曲线拟合结果，黑线为原始相速度频散曲线，红线为它的拟合曲线；(c)为反演的S波速度结构，黑线为H-κ叠加方法获得的初始速度模型曲线，红线为反演获得的速度结构曲线. Fig. 3 Joint inversion results beneath station HYS with the backazimuth in the region of 90°~180° (a) Receiver function (black line) and its fit curve (red line). (b) Dispersion curve (black dots) and its fit curve (red line). (c) The initial velocity model (black line) and the final S wave velocity structure (red line) derived from the inversion.

图 4

Fig. 4

图 4 HYS台使用后方位角0~90°范围叠加接收函数的联合反演结果 其中，(a)、(b)、(c)的描述与图 3类似. Fig. 4 Joint inversion results beneath station HYS with the backazimuth in the region of 0~90° The descriptions of (a), (b) and (c) are similar to those in Fig. 3.

图 5

Fig. 5

图 5 联合反演获得的研究区的地壳厚度分布 其中，(a)为所有台站的结果，(b)为固定台站的结果.其中，实心三角形为流动台站，空心三角形为固定台站. Fig. 5 Map of crustal thickness in the study area from the joint inversion method with all the stations (a) and only permanent stations. Solid and hollow triangles represent the distribution of the temporary and permanent stations, respectively

本文利用接收函数与面波联合反演方法获得了研究区50个台站下方的地壳厚度与壳幔S波速度结构(图 5，图 6).对比图 5a和5b，可以看到，两个结果在没有流动台分布的地区差异较大，相比于仅使用固定台站观测资料，流动台资料的应用对天山中部以及塔里木盆地的地壳厚度特征有了更好的约束，为研究天山地区壳幔结构提供了更可靠的参考依据.

图 6

Fig. 6

图 6 (a) 4 km、(b) 20 km、(c) 35 km、(d) 50 km、(e) 70 km、(f) 105 km S波速度水平切片 Fig. 6 Map of S wave velocity structure at depth of 4 km (a), 20 km (b), 35 km (c), 50 km (d), 70 km (e), 105 km (f), respectively

研究区的地壳厚度分布整体表现为天山厚，塔里木盆地、准噶尔盆地以及吐鲁番盆地相对较薄的特征.塔里木盆地内部(ALR，XJ05，XJ07，XJ11)的平均地壳厚度为43 km，与人工地震测深剖面结果具有较好的一致性(高锐等, 2002; 赵俊猛等, 2008).可以看到，塔里木盆地北缘与天山山脉接触带区域(AKS，BAC，KUC，KOL，LTA，SMY)地壳厚度相比于盆地内部略有加深，约为48 km.在天山内部(BLT，CBC，XNY，ZSU，XJ04，XJ06，XJ08，XJ09)地壳厚度范围为54~60 km，平均地壳厚度为56 km，这与人工地震测深以及已有接收函数反演结果相近(高锐等, 2002; 李昱等, 2007).天山与准噶尔盆地接触带(DSZ，HTB，LHG，RGN，SCH，SHZ，STZ，TCH，WSU)地壳厚度平均为53 km，比Wang等(2004)的人工测深结果略深，与刘文学等(2011)利用H-κ获得的地壳厚度比较接近.吐鲁番盆地(DIK，HYS，XJ01，XJ02)的平均地壳厚度在46 km左右.可以看到，天山地区、塔里木盆地与吐鲁番盆地的地壳厚度结果与地形起伏有一定的对应关系.

图 6为不同深度的S波速度结构分布图，从地壳与上地幔速度结构图可以看到，研究区不同深度的速度结构存在一定的规律，具体表现为：

(1) 4 km深度速度结构显示，天山地区显示为较高的S波速度，而在塔里木盆地、准噶尔盆地和吐鲁番盆地均表现为低速异常特征，这些区域正好对应了沉积层较厚的地区，该结果与刘文学等(2014)的接收函数与面波联合反演和唐小勇等(2011)、周铭(2014)的背景噪声成像结果比较一致.

(2) 20 km深度速度结构显示，天山造山带已经成为相对低速区，天山的东部与西部表现为显著低速异常，尤其在托木尔峰与依连哈比尔尕山附近速度较低.天山中部存在局部高速特征，相比于以往的结果(刘文学等，2014)，本文结合流动台给出的低速与高速区特征更为清晰.塔里木盆地、准噶尔盆地与吐鲁番盆地均呈现高速特征.

(3) 35 km深度速度结构显示，天山地区仍然表现为低速特征，依连哈比尔尕山附近速度较低.周铭(2014)利用背景噪声获得的Raleigh波相速度30 s的结果也显示天山中部存在一条北东向的低速条带，Xin等(2018)的双差层析成像结果在中下地壳同样能够反映该低速特征.

(4) 50 km深度速度结构显示，塔里木盆地和吐鲁番盆地具有较高的S波速度特征，表示已经基本进入上地幔部分，准噶尔盆地南缘表现为低速特征.天山内部应该还处于下地壳部分，S波速度相对较低.在刘文学等(2014)利用固定台站获得的50 km深度的S波速度结构分布图中，在86°E附近存在一条横跨准噶尔盆地、天山和塔里木盆地的南北向低速带.本文新的结果揭示86°E附近低速区主要集中在北天山附近地区，塔里木盆地表现为高速特征.

(5) 70 km深度速度结构显示，新疆天山地区上地幔速度结构具有明显的东西向差异性，天山东部与塔里木盆地、准噶尔盆地、吐鲁番盆地在该深度上地幔速度均较高，而天山西部则表现为低速特征.

(6) 105 km深度速度结构显示，塔里木盆地与吐鲁番盆地基本为高速.准噶尔盆地速度较低.天山东部与西部速度偏低，中部以高速特征为主.与Xin等(2018)的双差层析成像速度结构具有相似的特征.

从联合反演获得的研究区的壳幔速度结构(图 6)可以看到，天山的托木尔峰与依连哈比尔尕山附近在20 km与35 km深度均表现为明显低速特征.托木尔峰为天山最高峰，海拔超过7400 m，其南缘的柯坪塔格逆断裂现今地壳缩短速率可达20 mm·a^-1(王伟等, 2014)；依连哈比尔尕山最高处海拔超过5000 m，其北缘的玛纳斯逆断裂-褶皱带现今地壳缩短速率为9 mm·a^-1(王伟等, 2014)，均具有较大的地壳缩短速率，表明其仍然处于地壳强烈变形和快速隆升的阶段.通常认为，中下地壳的低速区往往是温度相对较高、介质强度相对较弱的区域，在强烈的挤压作用下易发生变形.我们推测托木尔峰与依连哈比尔尕山附近明显高于周边地区的海拔高度，可能与低速、低强度的中下地壳强烈变形导致该区域快速隆升有关.

为更清楚地分析天山地区深部结构特征，本文沿着天山走向和穿过天山绘制了四条速度结构剖面(图 1b，图 7)，其中AA′剖面自西向东沿着天山走向分布(图 1b，图 7a)，BB′、CC′和DD′剖面均为塔里木盆地北缘穿过天山至准噶尔盆地南缘(图 1b，图 7b，7c，7d).图 7e和7f为Xin等(2018)的双差层析成像结果在BB′和CC′投影的剖面图，对比图 7b和7c，与他们较为平滑的地壳内部速度结构相比，本文的结果显示出更明显的壳内速度横向变化特征.

图 7

Fig. 7

图 7 沿图 1中4条剖面的S波速度结构 (a)—(d)为本文研究结果，(e)和(f)为Xin等(2018)的双差层析成像结果在BB′和CC′剖面切片显示. Fig. 7 S wave velocity structure beneath the 5 profiles in Fig. 1 (a)—(d) are from our results; (e) and (f) are along the profile BB′ and CC′ of Vs velocity from Xin et al, (2018).

从AA′剖面来看(图 7a)，研究区天山下部地壳与上地幔均存在低速层，中部与东部地壳低速层范围较大，且上地幔也存在明显的低速层分布.研究表明天山具有较低的介质密度(赵俊猛等，2004)，热流值可达100 mW·m^-2(杨晓平等，2002)，且Zhao等(2013)和徐彦等(2005)获得的Lg波Q值分布均表明天山地区Q值呈现低值，与碰撞造山带强的地震波衰减特征一致(Zhao and Xie, 2016)，表明天山是一个相对较软、易发生变形的块体.天山中部和东部南北两侧与塔里木盆地和准噶尔盆地相连，地震主要发生在南北两侧的盆山接触带，且以逆冲型地震为主(Wang et al., 2004; Xu et al., 1992)，显示了南北两侧的盆地对天山的强烈挤压作用.因此，我们推测在塔里木盆地与准噶尔盆地南北向挤压应力作用下(Xu et al., 1992)，天山中部与东部壳幔发生强烈变形与构造运动，岩石力学强度降低，形成壳幔低速层分布.同时，挤压俯冲作用造成了盆山过渡带区域及天山的地壳增厚和地形隆升.

由BB′和CC′剖面(图 7b和7c)可以看到，塔里木盆地与准噶尔盆地的莫霍面均向天山下方倾斜.从塔里木盆地北缘穿过天山中部至准噶尔盆地南缘，天山地壳中广泛存在低速层，并延伸至南北两侧的盆山过渡区，且剖面中显示上地幔存在低速层.Zhao等(2003)结合沙雅—布尔津剖面速度结构与其他地球物理资料建立了天山造山带“层间插入与俯冲消减”模型，认为塔里木盆地的上、中地壳分别俯冲插入到天山的中、下地壳，而塔里木盆地的下地壳与岩石圈地幔则俯冲插入到天山之下的上地幔，从而在天山下部地壳与上地幔形成低速层分布.他们认为，这种分层俯冲模型仅发生在塔里木盆地与天山接触带附近.本文结果在塔里木盆地与天山接触带附近可以看到中下地壳与上地幔均存在低速层，且地壳结构与莫霍面具有向天山下部倾斜的趋势，与该模型描述的速度结构具有相似的特征，此外，在准噶尔盆地与天山过渡带下方，地壳上地幔同样存在类似的结构特征，可能表明“层间插入与俯冲消减”模型不仅发生在塔里木盆地与天山接触带附近，准噶尔盆地也可能向天山发生层间插入俯冲.

DD′剖面(图 7d)显示，天山东部与准噶尔盆地的接触带下方存在较厚下地壳低速层，表明该接触带下地壳强度较小，产生了较大幅度的变形与增厚.塔里木盆地东北缘与天山东部接触带地壳内部没有明显的低速层，壳幔边界表现为相对较缓的速度梯度带，且上地幔速度较低，表明上地幔可能具有较高的温度，在强烈的挤压作用下，上地幔可能产生变形以及热物质向地壳内部侵入或渗透，导致壳幔边界呈现梯度变化的特征.从地震分布(图 1a)来看，塔里木盆地东北缘与天山东部接触带地震活动性弱于中部地区，地震主要以为逆冲型为主(Wang et al., 2004; Xu et al., 1992)，速度结构与BB′和CC′剖面处的层间插入特征存在明显差异，表明该区域可能处在早期挤压变形状态.

本文利用新疆天山地区的固定与流动台站记录的观测资料，采用接收函数与面波频散曲线联合反演方法获得了研究区地壳与上地幔S波速度结构，由于流动台资料的使用，相比于以往的结果，本研究的结果主要对天山中部和塔里木盆地的地壳厚度和速度结构有了更好的约束，为探讨天山地壳变形和动力学过程提供了新的观测证据.

本文结果显示，研究区的地壳厚度整体表现为天山厚，塔里木盆地、准噶尔盆地以及吐鲁番盆地相对较薄的特征.速度结构特征与地表构造之间存在一定的相关性，塔里木盆地、准噶尔盆地以及吐鲁番盆地浅部低速异常区对应了其较厚的沉积层.天山的托木尔峰与依连哈比尔尕山附近中下地壳存在较厚的低速层，对应了高海拔的快速隆升区域，推测在强烈挤压作用下，低速、低强度的中下地壳强烈变形可能是导致该区域快速隆升的主要原因.

研究区中部，从塔里木盆地北缘经过天山到准噶尔盆地南缘，中下地壳及上地幔存在低速层，且盆地莫霍面均向天山倾斜，与Zhao等(2003)提出的“层间插入与俯冲消减”模型具有相似的速度结构特征.推测在南北向构造挤压应力作用下，“层间插入与俯冲消减”模型不仅发生在塔里木盆地与天山接触带附近，准噶尔盆地也可能向天山发生层间插入俯冲.

研究区东部，准噶尔盆地与天山的接触带下方存在较厚下地壳低速层，表明该接触带下地壳强度较小，产生了较大幅度的变形与增厚.塔里木盆地东北缘与天山东部接触带地壳没有明显的低速层分布，推测塔里木盆地与天山东部可能处在早期挤压变形状态.且该接触带下方壳幔边界表现为相对较缓的速度梯度带，可能与上地幔发生变形导致热物质向地壳侵入或渗透有关.