张天继，金明培，刘自凤，程宇豪

(云南省地震局，云南 昆明 650224)

0 引言

云南位于青藏高原东南缘，地处南北地震带南端(阚荣举，林中洋，1986)，是欧亚板块和印度板块之间碰撞挤压后的陆内调节构造区；由不同地质历史时期的次级板块拼接而成，在特提斯构造发育时期起着重要的作用，因而是研究地球动力学，特别是强震孕育、发生和发展的天然理想场所。中强以上地震易发多发的滇西北地区则位于川滇菱形块体的西部边缘构造区，是印支块体、扬子准地台和松潘—甘孜褶皱带的交汇部位(姜朝松等，2000)。滇西北地区展布有NW走向的维西—乔后—巍山断裂和红河断裂，NE走向的龙蟠—乔后断裂、洱源—鹤庆断裂以及SN走向的程海—宾川断裂等，断裂纵横交错，地震活动频繁。2013年3月3日洱源MS5.5地震后，滇西北地区相继发生了2013年4月17日洱源MS5.0、2016年5月18日云龙MS5.0和2017年3月27日漾濞MS5.1等地震。因此，2017年下半年起，马瑾院士团队将滇西北地区选为断层亚失稳野外实验研究区，并将红河断裂北段和维西—乔后—巍山断裂作为地震亚失稳应力状态研究的主断层，在该地区原有台站的基础上密集布设了30个短周期地震台站，试图寻找应力加速释放和断层加速协同化的地震活动性证据，以期将实验室中能够成功预测的断层失稳部位和失稳时刻(马瑾，2016；宋春燕，2017)在野外实验推广。因此，对该野外观测区动力、结构和介质环境的精细观测研究显得尤为重要和迫切，而远震接收函数方法提供了一个很好的解决途径。

Langston(1979)提出了震源等效假定，开始从长周期远震体波中提取接收函数，Owens等(1984)将这一技术扩展到了宽频带地震记录中。之后，接收函数技术经历了波形拟合反演(Ammonetal，1990)、时域迭代反褶积分离P和S波(Ammon，1991；Ligorria，Ammon，1999)、偏移叠加成像方法(Yuanetal，1997)、时间—深度转换(Dueker，Sheehan，1997)以及H-k扫描叠加方法(Zhu，Kanamori，2000)等的发展，并已成为探究地下结构情况的一种天然地震学方法，被广泛地实践于地壳、上地幔速度间断面的探索中。利用远震接收函数，胡家富等(2003)、邓嘉美等(2014)、Wang等(2017)、陈佳等(2018)以及Zhang和Gao(2019)先后计算了云南地区的地壳厚度和泊松比，李永华等(2009)、胥颐等(2013)分别获取了云南地区的S波速度和P波速度空间分布特征。但他们所使用数据的台间距依然较大，对细节反映的清晰度尚存差距，且专门针对滇西北地区，尤其是维西—乔后—巍山断裂和红河断裂北段的地壳厚度和泊松比的研究精细度不够，所以本文利用亚失稳项目加密观测后的43个台站所记录的远震三分量波形，计算各台站下方的体波接收函数，获取滇西北地区的地壳厚度和介质泊松比，再次研究滇西北地区的地壳结构特征及其构造指示意义。

图1 研究区主要断裂和地震台站分布Fig.1 Distribution of main faults and seismic stations in the study area

1 资料选取

如图1所示，本文选取的研究区域为滇西北地区(25°～27°N、99°～101°E)，该区共分布有44个台站，由云南区域测震台网(9个子台)、下关小孔径测震台网(5个子台)和亚失稳实验区台阵(30个子台)组成。本文截取了2018年4月5日—12月30日，M≥5.5、震中距在30°～90°的80个具有清晰P波初动和高信噪比的远震波形事件。震中分布如图2所示，由于资料收集的时限不到1年，研究区北部和西南方向地震记录偏少。

图2 远震分布情况Fig.2 Distribution of teleseismic events

2 计算方法

接收函数波形中包含了台站下方的地质结构信息，是对接收器附近地球结构的一种相对响应，描述了地震波在台站下方的介质中传播时，直达P波、界面Ps转换波以及多次反射波之间的分布关系(图3)。首先对远震三分量的原始波形做去 倾斜、去均值和去仪器响应处理，再将EW、NS分量旋转到大圆弧方向，获得地震波径向、切向分量，在时间域用径向分量对垂直分量作迭代反褶积，得到P波接收函数。接收函数消除了传播路径、震源时间函数和仪器响应的影响，利用分离出的Ps转换波和多次反射波可以探索地壳和上地幔结构。

图3 近水平均匀介质中P波传播路径(a)及相应的接收函数(b)Fig.3 P-wave propagation path in horizontal homo- geneous media(a)and receiver function(b)

如图3a所示，当莫霍面是最深的反射界面时，地壳厚度H与直达P波和转换波Ps到时差的关系为：

(1)

式中：vP和vS是纵波和横波速度；p为射线参数；H是地壳厚度。

同理，H与转换波Ps和多次反射波PpPs之间到时差的关系为：

(2)

用式(1)除以式(2)，方程两边再平方可以得到波速比：

(3)

根据弹性力学的原理，可由波速比计算泊松比σ：

(4)

虽然式(3)的右边含有vP，但由于地壳中的平均vP在6.00～6.75 km/s，若给出精确到时差，vP取最小和最大值时，得到的波速比只相差0.05，引起的最大泊松比偏差为0.02，地壳厚度偏差仅为2 km。所以本文挑选出Ps转换波和多次反射波震相清晰且相关性较好的接收函数，采用人工拾取震相方法计算台站下方的地壳厚度、波速比和泊松比。

3 结果分析

本文采用多个接收函数集束相关识别转换波和多次反射波位置，图4是岔河台接收函数集束分析，转换波Ps和多次反射波PpPs分别出现在5.8 s和18 s附近。表1给出了所计算的结果和标准偏差，由于黄坪台(YSW11)背景噪声大，远震记录较少，没有得到该台站的计算结果。绝大多数台站的地壳厚度H的标准偏差控制在2.0 km以内，泊松比σ的标准偏差小于0.02，误差较小。由于各个台站的背景噪声水平不一样，虽然总共有80个远震事件，但每个台站的地震个数有很大差异，除个别台站接收函数数量不多外，绝大多数台站的接收函数都在20个以上，具有统计意义。

(a)按序号排列 (b)按震中距排列 (c)按反方位角排列

从表1可知，研究区地壳厚度的变化范围是33.3～54.9 km，莫霍面深度最浅为南涧台，最深为永胜台；泊松比的变化范围是0.209～0.328，最大值在云龙台，永胜台最小。与前人的结果相比，计算得到的下关小孔径测震台网彩凤台的地壳厚度为47.4 km，泊松比为0.225，与邓嘉美等(2016)的计算值47.9 km和0.228基本一致。云南区域测震台网的洱源、鹤庆、丽江、云龙和保山台的地壳厚度和泊松比与胡家富等(2003)、李永华等(2009)、邓嘉美等(2014)和Wang等(2017)的结果都比较接近。团山、永胜台的地壳厚度和泊松比与邓嘉美等(2014)、Wang等(2017)的接近，但泊松比小于胡家富等(2003)的计算值。

3.1 地壳厚度分布特征

图5a为研究区地壳厚度分布情况。如图所示，地壳厚度整体上以26°N为分界，呈北深南浅的变化趋势，存在3个莫霍面隆起区域，分别在云龙(YUL)，蝴蝶泉(HDQ)—阳和(YSW09)以及岩曲(YSW24)—羊窝棚(YSW19)—哨横(YSW28)地区，兰坪—永平断裂与维西—乔后—巍山断裂之间形成一个向东南的舌状突出，在26°N附近呈现两隆两凹状的莫霍面结构。程海—宾川断裂两侧的地壳厚度较深，维西—乔后—巍山断裂北段、红河断裂北段和顺濞河断裂两侧地壳厚度变化剧烈，形成了明显的分界带。

3.2 泊松比分布特征

从实验研究可知，泊松比与岩石的类型相关(Christensen，1996)，是描述介质弹性性能的物理量。对于普通的岩石，泊松比对岩石的成分非常敏感：硅含量高使泊松比降低，铁镁质含量高使泊松比升高。因此，相比于P波或者S波速度，泊松比更能描述地壳的组成成分。地壳组成大体分为低泊松比(σ＞0.26)、中泊松比(0.26≤σ≤0.28)和高泊松比(σ＞0.28)(Wangetal，2017)，低泊松比对应于更多的长英质成分，高泊松比对应于更多的铁镁质成分，非常高的泊松比(σ＞0.3)可能表示地下存在部分熔融物质。

图5b为研究区泊松比空间分布图，图中红色圆圈是1500—2018年发生的MS≥5.0级历史地震。研究区泊松比存在明显的不均匀分布特性，大体上以研究区的NE向对角线为分界线，其西北地区泊松比高，其东南地区泊松比相对偏低。存在3块显著的低泊松比(σ＞0.26)区域，在程海—宾川断裂北段的永胜(YOS)—教场坝(YSW23)—大河(YSW22)地区，南段的彩凤(CFT)—神龙寺(YSW21)地区以及顺濞河断裂东侧的胜利(YSW15)—高明(YSW20)—团结(YSW26)地区；对角线以南有2个高泊松比(σ＞0.28)区域，分别在红河断裂北段与维西—乔后—巍山断裂之间的蝴蝶泉(HDQ)—阳和(YSW09)地区以及这2条断裂南端的南涧(NAJ)地区。

3.3 增补前人研究结果后的地壳厚度和泊松比

亚失稳观测台站虽然密集，但主要集中分布在兰坪—永平断裂、维西—乔后—巍山断裂和红河断裂附近，研究区边缘台站稀疏。为了得到更加精细的地壳厚度和泊松比分布，引入了Wang等(2017)的25个喜马拉雅台站(记录2011年5月—2013年12月远震事件)和2个IRIS DMC临时台站(记录2003—2004年远震事件)，每个台站的地震个数在8～428，还引入了金明培开放基金中15个宾川主动源台站(记录2011年9月—2014年1月的238个远震事件)的计算结果。结合多项研究的结果，可以增加台站覆盖率，增长数据时间段，能更合理、客观地显示研究区的地壳厚度和泊松比分布。

如图6a所示，增补前人研究结果后的地壳厚度整体上与图5a一致，仍呈北深南浅的变化趋势和3个明显的莫霍面隆起区域，胡家富等(2003)、邓嘉美等(2014)也都认为云龙的地壳结构呈隆起状。增补前人研究结果后，26°N附近兰坪—永平断裂与维西—乔后—巍山断裂之间的舌状突出变宽、且更加向南突出，维西—乔后—巍山断裂和红河断裂的分界作用更加明显。这2条断裂带所在地区的地壳厚度较两侧的浅，两侧的地壳厚度变化剧烈，超壳断裂的特征更为清晰，特别是红河断裂以东地区地壳厚度逐渐加深，其西侧地壳厚度浅，与邓嘉美等(2014)和Zhang和Gao(2019)的结果一致。阚荣举和林中洋(1986)将红河断裂东北划分为扬子准地台，西南为三江地槽褶皱系，所以本文的结果与地质构造边界划分较为一致。

图5 本文得到的地壳厚度(a)和泊松比(b)分布情况(断裂同图1)Fig.5 Distribution of crustal thickness(a)and Poisson’s ratio(b)in this study(faults are the same as Fig.1)

图6 增补前人研究结果后地壳厚度(a)和泊松比(b)分布情况(断裂同图1)Fig.6 Distribution of crustal thickness(a)and Poisson’s ratio(b) after adding stations(faults are the same as Fig.1)

由图6b可见，增补前人结果后泊松比的分布边界更加细致清晰，整体上沿矩形研究区2条对角线分隔呈四象限分布，北区和南区的泊松比较高，西区和东区的泊松比较低。与图5b对比可见，低泊松比(σ＞0.26)区域的范围在东西两侧均有增加，在洱源—鹤庆断裂的东南地区，程海—宾川断裂除了北端和南端外，横跨大范围的低泊松比地区，顺濞河断裂东侧的低泊松比区域向西南延伸到兰坪—永平断裂南段和澜沧江断裂带，表明这些地区下方的地壳物质主要是比较硬的长英质成分。维西—乔后—巍山断裂、龙蟠—乔后断裂、剑川—文化断裂、洱源—鹤庆断裂和红河断裂带上，以及顺濞河断裂西侧的云龙都是高泊松比(σ＞0.28)地区，表明这些地区下方的地壳物质组成富含铁镁质成分。尤其是云龙台泊松比达到了0.328，维西—乔后—巍山断裂中段以及红河断裂的北段、苍山山前断裂带上的蝴蝶泉(HDQ)—阳和(YSW09)，断裂南端的南涧(NAJ)—红土坡(53151)泊松比都超过了0.3，说明这些地区地壳物质不只含有较高的铁镁质成分，可能壳内还存在部分熔融物质(邓嘉美等，2014)。层析成像的结果也显示：红河断裂北段的洱源至弥渡，呈现中地壳低速异常(杨婷等，2014)，且Wang等(2017)也认为红河断裂带附近的高泊松比与下地壳底部物质部分熔融有关。从历史地震分布来看，5级以上的地震多发生在泊松比高梯度带上。

3.4 讨论

亚失稳观测台站个数多，密度大，主要分布在本文重点关注的维西—乔后—巍山断裂和红河断裂北段附近，所以借助亚失稳项目的密集台站观测资料对滇西北地区进行研究，可以得到比前人的研究更精细的结果。

结合地壳厚度和泊松比分布情况，顺濞河、维西—乔后—巍山以及红河断裂两侧的地壳厚度和泊松比都变化剧烈，推断它们有可能是切穿莫霍面的超壳断裂，Xu等(2005)、Lei等(2009)、Zhang和Gao(2019)也都认为红河断裂带穿透了地壳进入上地幔。印度和欧亚板块之间持续的碰撞和消减作用，使云南地区的壳幔结构受到喜马拉雅运动的强烈影响，碰撞挤压后陆内物质应力调整、地壳运动和深部物质运移，云南地区成为青藏高原物质受挤压向东南流出的通道(胡家富等，2003)。从图6b中高泊松比分布形态可推断下地壳物质向东南运移到洱源—鹤庆断裂一带时，受到比较硬的扬子准地台的阻挡，但并没有突破红河断裂带，体现在红河断裂的蝴蝶泉段、南涧段和西侧的云龙地区均为莫霍面隆起区且高泊松比分布相对独立，没有与北部的高值区连片分布。因而推测云龙、蝴蝶泉—阳和以及南涧—红土坡这3个非常高的泊松比(σ＞0.3)区域，可能是由上地幔物质上涌并沿着超壳断裂底侵致使下地壳物质部分熔融引起的，与胥颐等(2013)推测红河断裂带附近的低速异常与壳幔边界的热对流活动相关的认识较一致。

王兴臣等(2015)研究发现昭通鲁甸MS6.5级地震发生在地壳厚度和泊松比变化剧烈地区，地壳物质组成差异明显，壳内应变积累，为地震提供了孕震环境，与本文MS≥5.0地震多发生在泊松比高梯度带上的认识较一致。马瑾院士团队将红河断裂北段和维西—乔后—巍山断裂作为地震亚失稳应力状态研究的主断层，结合图6，维西—乔后—巍山断裂北段的通甸(53024)—建基村(YSW13)，其与龙蟠—乔后断裂交汇的丰乐(YSW25)—禾头(YSW27)，以及乔后—巍山断裂中段的脉地(YSW18)—紫阳村(YSW10)—瓦窑(YSW06)—太邑(YSW02)—岔河(CHT)地区，地壳厚度和泊松比都变化剧烈，壳内物质组成存在明显差异，并且是历史地震空段区，推测认为这3个地区具备发生中强以上地震的孕震环境条件，有可能是潜在的震源区，作为断层失稳部位的研究区较为合适，具体哪一段更有可能，需要结合小震活动的协同化发展作进一步判定。

4 结论

本文通过人工拾取接收函数震相的方法获取了滇西北地区43个台站下方的泊松比和地壳厚度值，结合该区内之前的25个喜马拉雅台站、2个IRIS DMC临时台站和15个宾川主动源台站的计算结果，得到了研究区更为精细的地壳物质组成和莫霍面分布特征，得到以下结论：

(1)研究区地壳厚度范围为33.3～54.9 km，整体呈北深南浅的趋势，存在3个莫霍面隆起中心，分别在云龙、蝴蝶泉—阳和、岩曲—羊窝棚—哨横；在26°N附近，有一个向南的舌状突出，呈现两隆两凹状的莫霍面结构；顺濞河断裂、维西—乔后—巍山断裂和红河断裂两侧地壳厚度变化剧烈，有可能是超壳断裂。

(2)研究区泊松比从0.209增加到0.328，横向分布不均匀，整体呈四象限分布，北区和南区的泊松比偏高(σ＞0.28)，推测地壳物质组成富含铁镁质成分，西区和东区的泊松比值低(σ＞0.26)，地壳物质组成可能富集长英质成分。云龙、蝴蝶泉—阳和以及南涧—红土坡地区的泊松比非常高(σ＞0.3)，可能是由上地幔物质发生底侵致使下地壳物质部分熔融引起。

(3)下地壳物质向东南运移到洱源—鹤庆断裂一带时，受扬子准地台的阻挡，没有突破红河断裂带。维西—乔后—巍山断裂北段的通甸—建基村一带，其与龙蟠—乔后断裂交汇的丰乐—禾头一带，以及断裂中段的脉地—紫阳村—瓦窑—太邑—岔河地带，有可能是断层的失稳候选部位，具备发生中强以上地震的孕震环境，需要结合地震活动性的协同化进程予以重点关注。

本文中使用的断层数据由云南省地震工程院提供，特此感谢！