天山中東段地震層析成像的初步研究①

羅 炬，李志海，王海濤

（新疆地震局維吾爾自治區(qū)地震局，新疆 烏魯木齊 830011）

0 引言

天山山脈橫亙于歐亞大陸內(nèi)部，東起我國(guó)新疆和甘肅的交界處，西至哈薩克斯坦、吉爾吉斯斯坦、烏茲別克斯坦、塔吉克斯坦等中亞國(guó)家；構(gòu)造上位于塔里木板塊和哈薩克斯坦－準(zhǔn)噶爾兩大板塊之間，東西長(zhǎng)2500km，南北寬300～500km，其走向大致為NWW。天山是一條典型的褶皺斷塊山，經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化過(guò)程，在構(gòu)造地貌表現(xiàn)中斷裂作用和褶皺作用同等重要，而且褶皺與斷裂的構(gòu)造變動(dòng)從古生代到第四紀(jì)都在進(jìn)行。利用天然地震對(duì)天山深部構(gòu)造特征的研究自20世紀(jì)90年代初就已開始。目前從已有的研究成果來(lái)看，天山西段研究?jī)?nèi)容相對(duì)豐富，研究成果較多，而天山中東段地區(qū)開展的研究相對(duì)較少。多年來(lái)人們利用各種方法探討了天山殼幔深部構(gòu)造特征，其中用得相對(duì)較多的是地震層析成像方法。

地震層析成像（seismic tomography）是對(duì)來(lái)自不同的點(diǎn)、不同方位穿透到地球內(nèi)部的大量地震射線進(jìn)行觀測(cè)，根據(jù)所觀測(cè)的地震波走時(shí)或振幅變化反演地球內(nèi)部介質(zhì)的三維速度結(jié)構(gòu)或衰減系數(shù)的分布，進(jìn)而描繪出地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)、物理性質(zhì)、地幔對(duì)流等三維模式［1］。早在20世紀(jì)60年代，地球物理學(xué)家獲得了地下的二維數(shù)字記錄后，受到醫(yī)學(xué)CT圖像的啟發(fā)，于70年代提出了地震層析成像技術(shù)。當(dāng)時(shí)全球地震臺(tái)站由于數(shù)量上的不足，只能得到局部尺度的地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)，而且精度很低。隨著計(jì)算機(jī)技術(shù)的進(jìn)步和全球臺(tái)站數(shù)量的增加，可用的數(shù)據(jù)越來(lái)越多，于是學(xué)者們提出了多種層析成像方法。

首先將體波用于局部和區(qū)域?qū)游龀上竦氖茿ki等人。體波波長(zhǎng)相對(duì)較短，成像具有更高的分辨率，適用于局部、區(qū)域和全球?qū)游龀上竦难芯俊５窃趯?shí)際使用中，還要考慮到臺(tái)站的分布密度，從全球來(lái)看，臺(tái)站分布稀疏而且高度不均，所以全球尺度的成像分辨率就很低；而在日本和美國(guó)加州，臺(tái)站覆蓋密度高，地震多，用體波可以獲得很高的成像分辨率，研究者根據(jù)不同的區(qū)域和深度可以選擇不同的體波進(jìn)行反演。1972年Aki等人利用遠(yuǎn)震P波資料研究了圣安德烈斯斷層下的深部結(jié)構(gòu)；劉福田等人最早將體波地震層析成像引入，并對(duì)華北地區(qū)的地震層析成像做了研究，利用正交投影法重建了該區(qū)的地殼和上地幔的三維速度結(jié)構(gòu)，用數(shù)字圖像處理技術(shù)給出了不同深度的層析成像［2］。

體波層析成像的分辨率較高，但是需要用到的數(shù)據(jù)量很大，在某些地震臺(tái)站數(shù)量極少、發(fā)震也很少的區(qū)域，體波資料顯然不太適用。而面波的波長(zhǎng)較長(zhǎng)，更適合于全球尺度層析成像研究。目前在面波層析成像中主要有兩種反演方法［3］：一種是頻散曲線反演，假定面波沿大圓路徑傳播測(cè)定相速度或群速度頻散曲線，再得到各網(wǎng)格的純路徑頻散曲線，然后對(duì)純頻散曲線反演確定地震波速度結(jié)構(gòu)；另一種是面波波形反演方法，用基階和高階面波波形擬合反演三維速度結(jié)構(gòu)。2000年，徐果明、李光品等用面波資料反演了中國(guó)大陸東部地殼上地幔三維構(gòu)造，得到我國(guó)大陸地殼厚度的總體趨勢(shì)是西厚東薄［4］。

本文使用層析成像法中的有限差分層析成像法反演中國(guó)境內(nèi)天山中東段的地殼速度結(jié)構(gòu)。

1 研究區(qū)域和數(shù)據(jù)資料

本文選定天山中東段（79°～98°E，39°～46°N）為研究區(qū)域。從圖1來(lái)看，臺(tái)站和震中分布相對(duì)比較合理，地震射線能較好地覆蓋研究區(qū)域。用于計(jì)算的數(shù)據(jù)來(lái)源于新疆地震局提供的2001－2010年間的區(qū)域地震數(shù)據(jù)。根據(jù)層析成像的原理，嚴(yán)格挑選了研究區(qū)域內(nèi)54個(gè)臺(tái)站在這近10年間記錄的地震波到時(shí)數(shù)據(jù)，最初參與反演的地震有35051次，其中P波震相233665條，S波震相250995條；通過(guò)計(jì)算走時(shí)和震中距可以得到直達(dá)波震相197706條，首波震相52769條。其具體標(biāo)準(zhǔn)如下：（1）地震震級(jí) ML≥2.0，震源深度基本在60km以內(nèi)；（2）每個(gè)地震的P波到時(shí)數(shù)據(jù)不少于6個(gè)；（3）S波到時(shí)觀測(cè)數(shù)據(jù)不少于6個(gè)，因?yàn)镾波的加入可以使反演過(guò)程中地震定位更加精確。

2 計(jì)算方法和初始速度模型的選取

本文使用美國(guó)雷舍利爾理工學(xué)院Steven Roecker教授在2005年提出并編寫的有限差分層析成像法（FDtomography）及程序［5］，這種方法曾被應(yīng)用于美國(guó)加州圣安德烈斯斷層、中國(guó)的天山和臺(tái)灣等地區(qū)殼幔結(jié)構(gòu)的研究。有限差分層析成像法的優(yōu)點(diǎn)是在球坐標(biāo)系下進(jìn)行計(jì)算時(shí)可以避免在笛卡爾坐標(biāo)系下算法的缺陷，如在坐標(biāo)轉(zhuǎn)換時(shí)會(huì)影響到長(zhǎng)射線路徑，那么研究范圍就會(huì)受到限制；其次，這種方法還可以在反演過(guò)程中充分利用數(shù)據(jù)，以此提高計(jì)算速度和成像的精度。

在計(jì)算過(guò)程中首先建立數(shù)據(jù)與模型的關(guān)系：

式中d是觀測(cè)數(shù)據(jù)向量；G是走時(shí)對(duì)模型參數(shù)的偏導(dǎo)矩陣；m是速度模型向量。模型參數(shù)來(lái)源于

反演從模型參數(shù)化開始，m表示一系列的模型，t表示走時(shí)，l表示射線的路徑，υ表示波速場(chǎng)。

在正演計(jì)算中首先進(jìn)行地震重定位，再用射線追蹤法計(jì)算走時(shí)殘差，在多次迭代計(jì)算后地震重定位和射線追蹤走時(shí)殘差不再發(fā)生明顯變化時(shí)的解可以作為最終的解。震源參數(shù)就是通過(guò)多次迭代來(lái)修正，因?yàn)槊看蔚?jì)算后都會(huì)得到一個(gè)新的速度模型，比如在進(jìn)行第n＋1次迭代計(jì)算時(shí)，利用網(wǎng)格法對(duì)震源參數(shù)重新修訂，并且基于這個(gè)修訂后的參數(shù)再次反演。反演計(jì)算使用的是最小二乘正交分解法，得出三維速度模型，最后做出水平剖面和垂直剖面速度結(jié)構(gòu)圖。

在得到一個(gè)相對(duì)合理的初始速度模型之前，得在天山地區(qū)已有的速度模型基礎(chǔ)上反復(fù)調(diào)整反演參數(shù)，通過(guò)多次試算使走時(shí)殘差降至最低水平。本文中參考趙俊猛等人的速度模型，經(jīng)過(guò)多次型調(diào)整后得到表1的初始速度模型。

表1中，地殼中下層P波速度趨于合理，而淺層地殼速度偏高，這可能是因?yàn)楸疚闹胁捎玫奶烊坏卣鹳Y料震源較趙俊猛等用的爆破資料震源深一些。

表1 調(diào)整后的初始速度模型Table 1 The adjusted velocity model

實(shí)際計(jì)算中，研究區(qū)域內(nèi)網(wǎng)格的緯向和經(jīng)向均以4km劃分并采用平滑后約28km，垂向上將地殼劃分為了7層，分別為0km，8km，16km，24km，32km，40km，56km。

3 檢測(cè)板檢驗(yàn)

由于有限差分層析成像法在迭代計(jì)算過(guò)程中第n＋1次計(jì)算需要用到第n次的計(jì)算結(jié)果，但是每次計(jì)算都有相應(yīng)的誤差存在，于是在得到最終的解后需要用檢測(cè)板對(duì)解的分辨率進(jìn)行估計(jì)，以此來(lái)了解成像的分辨能力。因?yàn)闄z測(cè)板分辨率檢測(cè)方法也存在某些不足，在某種條件下對(duì)中小尺度的異常體恢復(fù)得比較好，而在較大尺度上卻不能較好地恢復(fù)。為避開這種缺陷，可以使用不同尺度正負(fù)相間的異常體多次試算［6］。本文經(jīng)過(guò)試算和對(duì)比，認(rèn)為2×2尺度異常體比1×1尺度異常體效果更好（此處的尺度是指的在腳本程序中可修改黑白圓圈相鄰的個(gè)數(shù)），即正負(fù)擾動(dòng)兩兩相間更為合適。在檢測(cè)板計(jì)算過(guò)程中，擾動(dòng)值取±5%，空心白色圓表示正擾動(dòng)，實(shí)心黑色圓表示負(fù)擾動(dòng)。根據(jù)檢測(cè)板的結(jié)果，8～56 km深度天山中東段地區(qū)的主體區(qū)分辨率在25km左右；隨著深度的增加，在56km處，分辨率達(dá)到了最大，說(shuō)明隨著深度的增加射線交叉覆蓋區(qū)域也在增加；莫霍面以下，極少有近震射線能到達(dá)［7］。檢測(cè)板不滿足倒椎體模型是因?yàn)樵谛陆焐缴矫}地殼的平均深度為50km，所以首波較為發(fā)育，加之臺(tái)站分布相對(duì)稀疏，所用的體波又大多是首波，因此造成56km處檢測(cè)板分布反而更均勻。由此可見，雖然新疆臺(tái)網(wǎng)不是很密集，但由于地震較多，射線也能較好地覆蓋研究區(qū)，使得地殼范圍內(nèi)有較好的分辨率［8］，如圖2。

圖2 各深度P波檢測(cè)板分辨率圖Fig.2 P－wave checkerboard resolution images in different depts

4 初步的計(jì)算結(jié)果

4.1 殘差分析

在迭代計(jì)算的過(guò)程中，需要對(duì)地震進(jìn)行重定位。本文采用這種方式反復(fù)迭代4次。首次計(jì)算的地震定位殘差為1.23s（圖3（a））；第3次和第4次次迭代后殘差都接近0.87s，且不再發(fā)生大的變化（圖3（b）），殘差值在0.85s附近相對(duì)集中。可見，迭代3次后的結(jié)果相對(duì)比較合理，表明迭代的效果比較理想。

同理，根據(jù)地震定位的結(jié)果，發(fā)現(xiàn)迭代4次后射線追蹤走時(shí)的殘差由最初的1.01s減小至0.77s。圖3（c）是迭代第1次后的殘差分布，圖3（d）是經(jīng)過(guò)迭代4次后的殘差分布圖。可見隨著迭代次數(shù)的增加走時(shí)殘差越來(lái)越小，并逐漸向0s附近匯集，最終呈對(duì)稱形狀，且第3次和第4次迭代后殘差不再發(fā)生大的變化，表明迭代的效果比較理想，因此可將第3次迭代后的結(jié)果作為最終的解。

圖3 殘差柱狀圖Fig.3 Histograms of the rediduals

4.2 水平剖面速度結(jié)構(gòu)

經(jīng)過(guò)多次計(jì)算驗(yàn)證后，確定可用第3次計(jì)算后的反演結(jié)果，對(duì)研究區(qū)域按深度（0km，8km，16 km，24km，32km，40km，56km）劃分P波速度結(jié)構(gòu)，探討各層速度的變化。波速擾動(dòng)是迭代計(jì)算后的速度減去初始速度的差與迭代計(jì)算后的速度的比值，可反映地下不同深度處速度結(jié)構(gòu)的變化。其中正擾動(dòng)表示速度高于初始模型的參考值，負(fù)擾動(dòng)表示速度低于初始模型參考值［9］。

圖4給出了0～56km深度內(nèi)各層水平剖面速度結(jié)構(gòu)。由于在60km深度內(nèi)射線交叉覆蓋的密集度較大，因此成像分辨率較高，高低速分布明顯，速度擾動(dòng)百分比在±6%之間變化。

0～8km深度內(nèi)山間盆地、斷陷盆地、凹陷地體、準(zhǔn)噶爾盆地南緣、吐哈盆地呈現(xiàn)出低速，這可能與厚而松散的沉積層有關(guān)［10］；隨著深度的增加，高低速塊體面積均有減小；昭蘇盆地、焉耆盆地等山間盆地是山體內(nèi)部相對(duì)穩(wěn)定的地塊，因此這片區(qū)域的高速塊體有可能是基巖出露造成的。

16km深度，沿山脈走向呈現(xiàn)大面積的低速，這有可能是自陸內(nèi)造山運(yùn)動(dòng)以來(lái)印度板塊和歐亞大陸的擠壓碰撞，天山一直處于近南北向的擠壓狀態(tài)，使山脈下的沉積層發(fā)生了拆離滑脫。楊主恩2005年曾指出，天山下深度10～20km處地殼結(jié)構(gòu)復(fù)雜，存在眾多的低速體［11］。這種模式在一定程度上驗(yàn)證了前人的研究成果。

24～40km深度，天山主體區(qū)域的低速區(qū)在32 km處減至最小，天山山脈兩側(cè)的盆地在40km處出現(xiàn)大面積低速；而高速區(qū)域隨著深度的增加逐漸增加，在準(zhǔn)噶爾盆地南緣與北天山交匯處呈現(xiàn)高低速相間形態(tài)，艾比湖斷陷盆地、精河、奎屯東側(cè)、博格達(dá)山的西緣一線也呈現(xiàn)高低速相間分布，反映了這一帶具有明顯的速度梯度層；博格達(dá)西緣與北天山交界至庫(kù)爾勒形成一條近乎南北向的高速體，貫穿了天山南北，該高速體自地殼淺層就存在，這可能是博格達(dá)山與北天山“錯(cuò)斷”的主要原因，因?yàn)楦咚儆残詨K體在南北力的作用下會(huì)發(fā)生斷錯(cuò)。

56km深度是該地區(qū)莫霍面的下邊界，天山出現(xiàn)了大面積的低速，這可能是地幔物質(zhì)上涌導(dǎo)致殼幔邊界溫度較高使得巖石出現(xiàn)了“軟化”。塔里木盆地與南天山接觸部位出現(xiàn)了高低速相間的形態(tài)，這表明在該深度兩者的動(dòng)力接觸模式是非常復(fù)雜，也可能與層間插入模式有一定的聯(lián)系［12］。此外，在烏魯木齊和博格達(dá)山附近有一個(gè)高速塊體從地殼淺層一直延伸到了莫霍面甚至更深處。

4.3 垂直剖面速度結(jié)構(gòu)

為了探討天山地殼深部的速度結(jié)構(gòu)，分別選取了3條緯向剖面和1條經(jīng)向剖面（圖5（a）），并淺析了各剖面的P波速度結(jié)構(gòu)。

從AA’（42°N）、BB’（43°N）、CC’（44°N）這3個(gè)緯向剖面來(lái)看（圖5（b）、（c）、（d）），在山間盆地坳陷地體等區(qū)域存在較厚而松散的沉積層，因此在地殼淺層存在低速塊體，如庫(kù)車坳陷、吐魯番盆地、烏魯木齊坳陷等處沉積層可以達(dá)到10km左右。中下層地殼P波速度結(jié)構(gòu)極不均勻，呈現(xiàn)出高低速塊體夾層的形態(tài)，這有可能是因?yàn)榈蒯嵛镔|(zhì)上涌至地殼層，使原本地殼中部分介質(zhì)溫度升高，從而出現(xiàn)低速體；也有可能是天山在準(zhǔn)噶爾盆地和塔里木盆地兩大剛性塊體南北向擠壓下沉積層與地殼發(fā)生了拆離滑脫，而在地殼中下層出現(xiàn)了破碎帶。三個(gè)剖面中，莫霍面埋深大約在48～60km之間變化，其中剖面BB’橫穿中天山，莫霍面埋深最深；CC’剖面中北天山莫霍面埋深最淺，這一結(jié)果與李昱利用橫跨天山的流動(dòng)臺(tái)站測(cè)線資料反演的結(jié)果是一致的［13］。在天山91°E以東莫霍面附近出現(xiàn)了一些小的斷錯(cuò)，這有可能是內(nèi)蒙西部的祁連山脈向天山俯沖的結(jié)果。

圖5 剖面速度結(jié)構(gòu)Fig.5 The velocity distribution along profiles

從經(jīng)向剖面DD’（84°E）中可看出（圖5（e）），在地殼淺層，克拉瑪依的南部存在一個(gè)約10km厚的沉積層；在中下層地殼約40km深度處，位于塔里木盆地與南天山、北天山與準(zhǔn)噶爾盆地交匯處均存在一個(gè)低速塊體，處于莫霍面附近，而在這兩個(gè)低速體下方的莫霍面分別向下坳陷，因此這兩個(gè)低速塊體有可能是塔里木盆地和準(zhǔn)噶爾盆地向天山下小角度俯沖造成的。在克拉瑪依下方的莫霍面，由于該處位于天山、準(zhǔn)噶爾界山以及準(zhǔn)噶爾盆地交界部位，構(gòu)造較為復(fù)雜，使得莫霍面出現(xiàn)多處小的斷錯(cuò)。

5 主要結(jié)論

（1）本文用有限差分層析成像法反演了天山中東段地殼速度結(jié)構(gòu)，經(jīng)向和緯向均按4km劃分網(wǎng)格，得到了初步的P波速度結(jié)構(gòu)。在兩兩相間的正負(fù)擾動(dòng)參數(shù)設(shè)置下，8～56km深度范圍內(nèi)，各層剖面檢測(cè)板分辨率可達(dá)到約25km，所得的結(jié)果較前人的結(jié)果具有更高的分辨率。

（2）有限差分層析成像法的反演結(jié)果表明，在研究主體區(qū)，0～60km深度范圍內(nèi)成像分辨率較高，波速結(jié)構(gòu)極不均勻，高低速分布明顯。

（3）在地殼淺層，山間盆地、斷陷盆地、坳陷地體等區(qū)域存在低速體，這可能與較厚而松散的沉積層以及基底埋深有關(guān)。

（4）在中下層地殼，呈現(xiàn)低速塊體被高速塊體包裹的形態(tài)，這有可能是地幔熱物質(zhì)上涌，造成地殼中部分區(qū)域的介質(zhì)溫度升高，從而表現(xiàn)出相對(duì)的低速；也有可能是由于天山在塔里木盆地和準(zhǔn)噶爾盆地兩大剛性塊體南北向擠壓下，中下層地殼與沉積層發(fā)生了拆離滑脫并形成了較多的破碎帶。

（5）天山中東段的莫霍面埋深在48～60km內(nèi)變化，且莫霍面起伏最大的地方往往位于盆地和山脈交匯處。其中，中天山莫霍面最深，北天山莫霍面最淺。在天山東部，可能由于內(nèi)蒙西部的祁連山向天山下俯沖，莫霍面附近出現(xiàn)了一些小的斷錯(cuò)。

從初次計(jì)算的結(jié)果來(lái)看，研究區(qū)域水平剖面圖與垂直剖面圖和新疆的地形地貌以及深部速度結(jié)構(gòu)是吻合的。今后的工作將從不同時(shí)間段的天然地震資料和地殼深部結(jié)構(gòu)方面展開，繼續(xù)探討高低速過(guò)渡帶和震源分布的關(guān)系，為大地震的孕育和發(fā)震提供參考。

（References）

［1］滕吉文，張中杰，白武明.巖石圈物理學(xué)［M］.北京：科學(xué)出版社，2004：523.TENG Ji－wen，ZHANG Zhong－jie，BAI Wu－ming.The Physics of the Lithosphere［M］.Beijing：Science Press，2004：523.（in Chinese）

［2］劉福田，曲克信，吳華，等.華北地區(qū)的地震層面成像［J］.地球物理學(xué)報(bào)，1986，29（5）：442－448.LIU Fu－tian，QU Ke－xin，WU Hua，et al.In North China Seismic Imaging［J］.Chinese Journal of Geophysics，1986，29（5）：442－448.（in Chinese）

［3］顧勤平，朱介壽.歐亞大陸及西太平洋邊緣海瑞利面波層析成像研究［J］.CT理論與應(yīng)用研究，2007，16（2）：36.GU Qin－ping，ZHU Jie－shou.Tomographic Image of Rayleigh Surface Wave in Eurasia and Western Pacific Marfinal Seas［J］.CT Theory and Application，2007，16（2）：36.（in Chinese）

［4］徐果明，李光品，王善恩.用瑞利面波資料反演中國(guó)大陸東部地殼上地幔橫波素的的三維構(gòu)造［J］.地球物理學(xué)報(bào)，2000，43（3）：366.XU Guo－ming，LI Guang－pin，WANG Shan－en.The 3－D Structure of Shear Waves in the Crust and Mantle of East Continental China Inverted by Rayleigh Wave Data［J］.Chinese J Geophys，2000，43（3）：366－376.（in Chinese）

［5］李志偉.地震層析成像與天山地區(qū)的殼幔深部結(jié)構(gòu)研究［D］.北京：中國(guó)科學(xué)院研究生院，2008：35－39.LI Zhi－wei.Seismic Tomography of Tianshan Region and Its Lithospheric Structure［D］.Beijing：Graduate of Chinese Academy of Sciencse，2008：35－39.（in Chinese）

［6］周民都，王春鏞，曾融生.青藏高原東北緣地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)的地震層析成像研究［J］.西北地震學(xué)報(bào)，2012，34（3）：224－233.ZHOU Min－du，WANG Chun－yong，ZENG Rong－sheng.The Seismic Tomography on the velocity Structure of the Crust and Upper Mantle in the Northeastern margin of the Qinghai－Tibetn Plateau［J］.Northwestern Seismological Journal，2012，34（3）：224－233.（in Chinese）

［7］葛偉鵬，袁道陽(yáng)，張?jiān)?三維地殼結(jié)構(gòu)數(shù)據(jù)庫(kù)設(shè)計(jì)及模型構(gòu)建［J］.西北地震學(xué)報(bào)，2011，33（1）：26－32.GE Wei－peng，YUANG Dao－yang，ZHANG Yuan－sheng，et al.Database Design and Modeling of 3DCrustal Structure［J］.Northwestern Seismological Journal，2011，33（1）：26－32.（in Chinese）

［8］蘭曉雯，晏信飛，王成虎.地震正演模擬在高分辨率隱伏斷層地震勘探中的應(yīng)用［J］.西北地震學(xué)報(bào)，2008，30（4）：355－358.LAN Xiao－wen，YAN Xin－fei，WANG Cheng－h(huán)u.Application of Seismic Modeling in the Shallow Seismic Prospecting Methods of Urban Active Fault Detection［J］.Northwestern Seismological Journal，2008，30（4）：355－358.（in Chinese）

［9］黃河源.新疆深斷裂與地震活動(dòng)［J］.內(nèi)陸地震，1992，6（4）：340－350.HUANG He－yuan.The Deep Faulting and Seismicity in Xinjiang［J］.Inland Earthquake，1992，6（4）：340－350.（in Chinese）

［10］胥頤，朱介壽，劉志堅(jiān)，等.新疆天山及鄰區(qū)地殼上地幔三維速度圖像［J］.地震學(xué)報(bào)，1994，16（4）：480－487.XU Yi，ZHU Jie－shou.LIU Zhi－jian，et al.Tomography of 3－D Velocity in Earth Crust and Upper Mantle around Tianshan Xinjiang［J］.Acta Seismologica Sinica，1994，16（4）：480－487.（in Chinese）

［11］楊主恩，張先康，趙瑞斌，等.天山中段的深淺構(gòu)造特征［J］.地震地質(zhì)，2005，27（1）：11－16.YANG Zhu－en，ZHANG Xian－kang，ZHAO Rui－bin，et al.Deep－shallow Structures in The Mid Tianshan Mountain［J］.Seismology and Geology，2005，27（1）：11－16.（in Chinese）

［12］趙俊猛，李植純，馬宗晉.天山分段性的地球物理學(xué)分析［J］.地學(xué)前緣，2003，10（特刊）：125－129.ZHAO Jun－meng，LI Zhi－chun，MA Zong－jin.Geophysical Evidence for Segmentation of The Tianshan［J］.Earth Science Frontiers，2003，10（Specialissue）：125－129.（in Chinese）

［13］李昱 ，劉啟元，陳九輝，等.天山地殼上地幔的S波速度結(jié)構(gòu)［J］.中國(guó)科學(xué)：D輯，2007，37（3）：344－352.LI Yu，LIU Qi－yuan，CHEN Jiu－h(huán)ui，et al.Crust and Upper Mantle Shear Velocity Structure of Tianshan［J］.Science in China：Series D，2007，37（3）：344－352.（in Chinese）

［14］楊馬陵，陳大慶.中國(guó)大陸水庫(kù)最大誘發(fā)地震發(fā)生時(shí)間與震級(jí)的統(tǒng)計(jì)研究［J］.華南地震，2012，32（4）：1－9.YANG Ma－ling，CHEN Da－qing.Statistical Research of Time and Maximum Magnitude in the Reservoir－induced Earthquake of China Continent［J］.South China Journal of Seismology，2012，32（4）：1－9.（in Chinese）