天山是世界上最为年轻、最为活跃的造山带之一.普遍认为，印度一欧亚大陆的碰撞造成了天山造山带的复活，也就是所谓的印度板块的远程碰撞传递效应^[1~5]，但是关于天山复活的动力学过程仍在激烈争论中.如，基于人工地震、天然地震成像与地震震源机制等研究，部分学者^[2~4]提出塔里木盆地与准格尔一哈萨克斯坦克拉通的双向俯冲导致了天山隆升.其中，高锐等强调天山地区地壳变形以缩短增厚为主2，而赵俊猛等则认为，在双向挤压下，塔里木地块的地壳在库尔勒断裂附近向天山造山带的地壳与上地幔分层插人与消减^{[3, 4]}.越来越多的地震体波成像研究显示，介于80°E和塔拉斯一费尔干纳断层之间的天山中段具有低的壳幔速度结构，暗示该区存在上地幔物质的上涌现象，并进一步认为天山的大幅抬升与上地幔对流、或者地幔柱有关^[5~9]，这一点得到了接收函数^[10~12]、S波分裂^[13~15]与数值模拟研究^[16]的支持.关于天山造山带形成机制有如此之多的，甚至相互对立的观点，表明我们对天山的岩石圈/软流圈速度结构与形变还缺乏全面认识.

事实上，天山地区大量新生代逆冲断层的存在、频繁的地震活动及GPS观测^{[17, 18]}显示的高达约20 mm/a的运动速率都暗示天山地区正在经历强烈的南北向缩短变形，研究天山地区壳幔深、浅层的变形关系将为研究天山造山带形成的动力学机制提供约束.地震各向异性研究是了解地壳和上地幔变形的有效方法之一.在中国大陆地区上地幔地震各向异性研究业已取得了许多重要成果^[19~21].一般认为，地幔各向异性是由于地幔变形导致地幔主要造岩矿物(如撖榄岩、斜方辉石）晶格定向排列引起的，可能与地震波传播经过的变形的岩石圈/软流圈结构相关.

为研究天山造山带的壳幔变形关系，前人已在天山地区开展了一系列的S波分裂研究^{[13~15, 22~26]}. Makeyeva等利用在天山地区布设的模拟地震仪记录的远震波形开展的SKS各向异性研究认为，天山地区多数台站下方各向异性快波方向与天山山脉走向相近，但在天山中段各向异性的快波方向杂乱无章^[13].其他学者利用GHENGIS和2001年前KNET台阵记录的远震资料开展的SKS研究也得到了与此相似的研究结果，并据此推断，天山地区下方存在小规模的地幔对流、区域尺度的地幔对流、甚至地幔柱^{[13, 15, 25]}.Vinnik等采用P波接收函数与SKS联合反演的方法，对研究区地震台站下方地震各向异性随深度的变化情况进行了分析，发现台站下方存在多层各向异性，其岩石圈地幔的各向异性强度相对低，且具有很强的横向变化，但软流圈层具有稳定的、与天山造山带走向相一致各向异性^[24]. Li等^[26]利用乌什（WUS)地震台记录的远震事件开展的地震波各向异性研究结果显示，其快波偏振方向和慢波延时随方位角变换而规律变化，认为使用单层各向异性模型来解释其地震各向异性结构是不合理的，并利用双层各向异性模型模拟解释了WUS台的S波分裂参数分布特征.

天山造山带具有良好的三维地震观测台网覆盖(见图 1的KNET、KZ、IRIS/GSN和GHENGIS台网），其中KZ只有一个台站TLG，IRIS/GSN和KNET都属于长期观测的台阵，目前已积累了大量的供研究所用的远震数据.本文研究拟利用1997~2000年GHENGIS和1995~2008年KNET和KZ台阵37个宽频带地震台记录的远震波形资料，分别采用最小能量法和旋转相关法开展了S波分裂研究.由于更新和更多的观测数据的使用，与前人研究结果^[13~15]相比较，本文将会对地震台站的各向异性分析提供更为紧密的约束.最后，我们还结合已有的地质、地球物理证据对天山地区的地震各向异性分析结果及其可能的地质含义进行了讨论.

图 1

Fig. 1

图 1 中天山地区宽频带地震台站分布图 KNET的地震台站用三角表示，GCHENGIS用实心圆表示，KZ用实心方框表示. Fig. 1 The distribution of the seismic stations in central Tien Shan The triangle symbols represent the broadband seismic stations in network KNET, the circles in GCHENGIS and the square in KZ.

本文收集了天山宽频带流动台网（GHENGIS) (1997~2000)、吉尔吉斯斯坦地震台网（KNET) (1995~2008)及KZ台网共37个宽频带地震台站(图 1)的远震记录，选取震中距在84°~130°之间震级M_w大于5. 5级的地震事件（图 2).本文研究利用远震记录中SKS和SKKS震相用于研究地震各向异性，根据前人的办法本文也将SKS和SKKS震相通称为SK（K）S震相. Gao和Liu ^[27]指出震级小于6.0的浅源地震（震源深度＜150 km）以及震级超过7.0的远震事件往往具有复杂的SK (K) S震相，无法得到合理的S波分裂结果.因此，在实际资料处理中，我们对这一类事件给予了特别关注，尽可能不采信由类似事件得到的剪切波分裂结果.

图 2

Fig. 2

图 2 本文用于S波分裂研究的远震（五星）分布 圆点为研究区的USP台. Fig. 2 The distribution of teleseismic events used for the shear wave splitting The circle represents the station USP.

研究中利用SplkLab软件^{[28, 29]}计算了每个地震事件的分裂参数:快波的偏振方向φ(以北为基准顺时针为正，逆时针为负）和慢波延迟时间δt.该软件将3种不同S波分裂参数计算方法集合于一体.这3种方法分别是：旋转相关法^[30]，该方法是找出使SK (K) S波的径向和切向分量有最大相关性的参数对; 最小能量法^[31]，就是使切向分量的能量达到最小的参数对；最小特征值法^[31]，选取一对能把最小特征值最小化的（φ，δt为解.图 3和图 4是利用台站AHQI记录的远震事件，分别通过对SKS和SKKS波进行偏振分析得到的分裂结果.由图 3和图 4可以看出，使用多种方法同时分析S波偏振求取的各向异性参数较任何一种单一方法得到的结果都要可靠^{[26, 28, 29, 32]}.

图 3

Fig. 3

图 3 采用SplitLab软件[29]对AHQI台远震记录的SKS震相开展S波偏振分析的实例 （a）（b）为N分量E分量原始波形，阴影为选取的SKS震相波形窗口；（c）为波形数据信息及用3种方法的计算结果；（d）（e）旋转相关法和最小能量法快慢波校正前后的波形及质点运动轨迹比较和等值线图，其中虚线代表校正前的波形和质点运动轨迹，实线是校正后的波形和质点运动轨迹. Fig. 3 Example of an SKS splitting measurement using SplitLab software[29] at AHQI station (a)(b) Original north component wave and east component wave, selected SKS phase in shadow; (c) Information about the teleseismic event and results of three method; (d)(e) The comparison of corrected before and after of the fast and slow phase and particle motion and the isogram using rotation-correlation method and minimum-energy method

图 4

Fig. 4

图 4 采用SplkLab软件[29]对AHQI台远震记录的SKKS震相开展S波偏振分析的实例，其他同图 3 Fig. 4 Example of an SKKS splitting measurement using SplitLab software[29] at AHQI station. See Fig. 3 for an explanation of the plots

根据SplkLab中制定的判别方法^[8]，我们按照S波分裂结果的可靠性将其分为高质量有效分裂结果（Good)、一般（Fair)、不可靠（Poor)、高质量的无效分裂结果（GoodNull)和质量一般的无效分裂结果（FarNull)五类，本研究中用于S波分裂参数均值计算时只使用了质量一般及以上的有效分裂结果(表 1)，其中无效分析事件（Null)虽然无法得到准确的地震事件分裂参数，但是也可以为台站分裂参数的分析提供有效的帮助（图 5). -般认为，前述3种S波分裂测量方法中，利用最小能量法测量得到的结果相对更为可靠、稳定^{[27, 32]}，因此在下文中关于有效分裂结果的讨论，以利用最小能量法测量得到的结果为准.

表 1(Table 1)

表 1 中天山地区各台站犛波分裂参数 Table 1 Splitting parameters for stations deployed across the Central Tien Shan

表 1 中天山地区各台站犛波分裂参数 Table 1 Splitting parameters for stations deployed across the Central Tien Shan

图 5

Fig. 5

图 5 中天山地区宽频带地震台站S波分裂测量结果 图中同心圆代表人射角大小（最大半径为15°)，实线为单个有效事件的快波方向，长度与快慢波延时成比例（见表 1).空心圆为无效分裂结果，无效事件的反方位分布一般平行或垂直于快波方向，也证实了本文S波分裂计算的正确性. Fig. 5 Result of shear wave splitting measurements beneath the Central Tien Shan Polar plots showing variations in apparent splitting with back azimuth (angle) and incidence angle (radius, maximum=15°). Solid lines represent constrained splitting measurement, their orientation parallel to the fast polarization azimuth and length proportional to the delay time (see Table 1). Small open circles represent the nulls. The backazimuths of null measurements are commonly parallel or perpendicular to the fast direction of shear wave splitting, and this reflects the correctness of our shear wave splitting measurements.

根据前述的分析方法，我们得到了天山地区37个台站下方的各向异性参数（表 1).我们的分析结果（图 5, 图 6和表 1)显示，研究区不同构造位置地震台站下方各向异性强度和快波方向横向变化明显.下面我们将本文分析结果与前人^{[13~15，22~26]}相关研究结果逐一进行比较，并对本文分析结果及其可能的地质含义进行详细探讨.

图 6

Fig. 6

图 6 中天山与邻区上地幔各向异性结果分布图 黑色和红色线段代表快波的偏振方向，长度代表慢波的延迟时间，部分台站同时标出的黑色和红色线段是指在该台站观测到了2个明显不同的快波方向，红色实心圆表示只有无效分裂观测，带箭头蓝色线段代表GPS的速率大小及方向[18]. Fig. 6 The distribution of the seismic stations and average shear wave splitting measurements in the Central Tien Shan The direction of the black and red line represents the fast polarization direction and the length represents the delay times of the slow components, Black and red line segments indicate statistically distinct splitting parameters determined by groups of events at similar backazimuths beneath some stations.Nulls are shown as red solid circles. The blue line with arrow represents the velocity and direction of GPS[18].

(1) 哈萨克斯坦克拉通内部地震台站（KHA，USP，CHM)和塔里木块体内的AKSU台站下方的地震各向异性快波方向、延时相差不大，其快波方向ENE-WSW，快慢波延时0.8~1.3 s，这与前人^{[14, 15, 25]}的S波分裂观测结果相似.

(2) 天山北缘，即哈萨克斯坦与天山交界处地震台站（AAK，KBK，TKM2)下方分别存在2个明显不同的快波各向异性方向，分别为NE和NEE向.这与Wolfe等的分析结果明显不同，其观测显示上述台站与哈萨克克拉通内地震台站的各向异性快波方向相似^[14]. Vmmk等^[24]利用P波接收函数与SKS联合反演，得到的AAK台站下方各向异性随深度分布结果显示，AAK台站具有双层各向异性，其岩石圈地幔各向异性方向为NE向，软流圈地幔各向异性为NEE向，这也从另一个方向支持了本文的观测结果.

(3) 天山南缘，即塔里木块体与天山交界处的地震台站（KOPG，HARA，TGMT，WQIA)下方地震各向异性相对较弱，其快慢波延时介于0.4~0.9 s，其中东部2个台站（KOPG，HARA)的快波方向为NNW向，而西部2个台站（TGMT，WQIA)的快波方向为NE向.这与Li和Chen^[15]的观测结果明显不同，他们的分析结果中多数只有1个事件，因此误差会相对较大.与之相比，我们采用了不同的S波偏振研究方法得到了数量更多的、高质量的S波分裂结果，其可靠性较高.

(4) 天山内部75°E以西，多数台站（AML除外，该台下方可能具有多层各向异性)下方的地震各向异性快波方向呈NE向，与天山走向一致，其快慢波延时介于0.7~1.7 s，这与前人^{[13~15, 25]}在该区开展的S波分裂观测结果基本相似.但Li和Chen^[15]分析结果中DGE台站的各向异性延时高达约2.9 s，并认为可能是分析误差所致，我们的结果证实该台的快波方向为60°其慢波延时（1.1 s)确实没有如此之大.

(5) 天山内部75°E以东，地震各向异性强度和快波方向横向变化强烈，其中多数台站的各向异性方向与天山走向平行，但是伊塞克湖附近几个地震台（ULHL，KAR)的快波方向呈NNW向分布，其快慢波延时约1 s，这与前人^{[13~15, 25]}的观测结果相似，但是要说明的是该区地震各向异性延时超过2 s的两个地震台站（ERPT，HLQI)都是只有1个分析结果，鉴于目前在青藏高原利用S波分裂得到的最大慢波延时为2.4 s，我们认为该观测结果具有很大的误差，即并不意味着其快慢波延时真的超过2 s.

(6) 使用了多个高信噪比的地震事件，我们在CHAT，BCHU，KDJ这3个台站都只是发现了无效(Null)地震事件的存在，这一点与Li和Chen^[15]的观测结果不同，他们曾经报道KDJ和CHAT台站下方分别存在快慢波延时高达约24 s和28 s的强各向异性.

由于分析中所使用的SK (K) S震相的射线路径近似垂直，单独利用SK (K) S测量无法探测台站下方各向异性的确切深度分布情况.通过计算SK (K) S震相的菲涅耳带，我们能对地震各向异性的深度分布做出估计.为简单起见，取SK (K) S震相的主频为8 s，这样我们可以粗略地估计出，100 km，200 km，300 km深处相对应的菲涅耳带直径分别约为80 km，110 km，140 km.由图 6可以看出，各向异性快速变化的台站间的距离基本不超过100 km，因此，我们推断研究区各向异性的深度分布不超过200 km. Vinnik的P波接收函数与SKS联合反演研究也认为，研究区地震各向异性的深度分布不超过150~250 km的范围^[24].

假定造成SK (K) S分裂过程中快慢波的延迟由地幔主要造岩矿物晶格定向排列引起，那么1 s的快慢到时差大概相当于100 km厚度的各向异性层^[33].天山地区SK (K) S分裂延迟多数介于0.4~1.7 s，由此估算出的天山地区各向异性层厚度范围是40~170 km，这与前人的推论相一致^[22].

前述提及天山内部多数地震台站的各向异性快波方向呈NEE向分布，基本与天山山脉走向平行，而与塔里木、哈萨克斯坦克拉通的碰撞挤压方向近垂直，这与塔里木和哈萨克斯坦的南北双向俯冲及其导致的天山地区岩石圈地幔南北向缩短变形有关^{[13~15, 22~25]}.类似的各向异性分布模式在天山东部^[23]及世界其他活动造山带地区也有发现，研究人员一般将其解释壳幔垂直连续变性所致^{[22, 32]}. Vinnik等认为，天山地区岩石圈中存在弱的、快波方向变化剧烈各向异性，研究区这种与走向平行的各向异性可能为软流圈物质变形所致^[24]. Li和Chen认为仅靠S波分裂结果无法确定天山地区这种与造山带走向平行的各向异性快波方向是壳幔垂直连续变形，还是与天山造山带走向平行的软流圈地幔流动所致^[15].

我们在CHAT、BCHU、KDJ这3个台站只观测了多个无效测量地震事件的存在.由于这3个地震台分别位于天山造山带的不同位置，且其周围地震台站存在明显的各向异性现象，据此我们认为该观测结果不可能是由于台站下方存在各向同性的介质所致.事实上，当地震事件的反方位角平行或垂直于快波偏振方向时，往往表现为无效测量事件，为此，我们根据这些无效地震事件的分布方位（90°~110°)推断其台站下方的各向异性快波方向为NNW-SSE向或NEE-SWW向.

本文研究发现，天山北缘地震台站（AAK，KBK，TKM2)下方存在2个明显不同的快波各向异性方向（图 5和图 6)，可能暗示研究区存在多层各向异性，但是由于目前可以用于S波偏振分析的远震数据分布极不均匀，我们无法进一步探讨双层各向异性存在的方式.Vunk等认为，AAK台站具有双层各向异性，其岩石圈地幔各向异性方向为NE向，软流圈地幔各向异性为NEE向^[24].事实上，不仅在天山地区^{[24, 26]}，甚至世界其他造山带的前缘也有多层各向异性存在的例子，如，阿巴拉契亚山脉^[34].

天山内部75°E台站下方地震各向异性的强度和快波方向分布都具有明显的横向变化.地幔对流可以使得地震各向异性的强度弱化、方向分布凌乱，据此Makeyeva等曾经推断天山地区各向异性的强烈横向变化为地幔柱所致^[13].本文研究结果与近年来在该区开展的S波分裂研究都显示，该区地震各向异性的横向变化无法用地幔柱模式来解释，而可能与小规模或者区域尺度的地幔对流相关^{[15, 25]}，我们认为其涉及的区域应该不超过75°E以西的天山地区，这一观点也逐渐得到了地震波成像^[7]和数值模拟研究^[16]的支持.

Wiistefeld的软件SplitLab大大提高了本研究的可靠性，使得S波分裂更快捷更准确；感谢IRIS提供了丰富的地震数据.感谢两位匿名审稿人的意见和建议.