青藏高原東南緣地殼結(jié)構(gòu)及云南魯?shù)?、景谷地震深部孕震環(huán)境

李永華徐小明張恩會(huì)高家乙

1）中國(guó)地震局地震觀測(cè)與地球物理成像重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100081

2）中國(guó)地震局地球物理研究所，北京 100081

青藏高原東南緣地殼結(jié)構(gòu)及云南魯?shù)?、景谷地震深部孕震環(huán)境

李永華1，2）徐小明2）張恩會(huì)2）高家乙2）

1）中國(guó)地震局地震觀測(cè)與地球物理成像重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100081

2）中國(guó)地震局地球物理研究所，北京 100081

通過聯(lián)合解釋青藏高原東南緣地區(qū)Rayleigh波群速度頻散和固定地震臺(tái)站的遠(yuǎn)震接收函數(shù)，構(gòu)建了青藏東南緣3維地殼剪切波速度模型。結(jié)果表明研究區(qū)地殼結(jié)構(gòu)具有強(qiáng)烈的橫向不均一性。該區(qū)地殼厚度變化強(qiáng)烈（30～65km），其總體趨勢(shì)是東南淺、西北深。研究顯示該區(qū)存在2個(gè)明顯的殼內(nèi)低速異常帶，其中中地殼（15～20km）低速帶主要分布在騰沖、川滇菱形塊體內(nèi)部；而25～40km深度范圍的中、下地殼低速帶主要出現(xiàn)在研究區(qū)的北部，而在四川盆地和研究區(qū)南部則普遍缺失。魯?shù)榈卣鹚诘卣饚У纳系貧け憩F(xiàn)為高速異常，中、下地殼范圍內(nèi)存在2個(gè)顯著的殼內(nèi)低速帶。魯?shù)榈卣鹬髡鸺捌涠鄶?shù)余震分布在高速的上地殼之中。與之不同，景谷地震序列及其所在思茅-普洱地震帶下方?jīng)]有顯著的殼內(nèi)低速帶的出現(xiàn)，但其上地殼則表現(xiàn)為S波低速異常，該上地殼低速異?？赡芘c地殼強(qiáng)烈破碎及斷層／微裂隙中的流體有關(guān)。

青藏高原東南緣 地殼結(jié)構(gòu) 聯(lián)合反演 接收函數(shù) Rayleigh波頻散

0 引言

2014年10月7日21時(shí)49分在云南省普洱市景谷傣族彝族自治縣（震中位置23.4°N，100.5°E）發(fā)生MS6.6地震，震源深度5km。此次地震是繼2014年8月3日16時(shí)30分云南魯?shù)镸S6.5地震（震中位置27.1°N，103.3°E，震源深度12km）以來，在青藏高原東南緣最新地震活躍期內(nèi)發(fā)生的又一次中等強(qiáng)度地震（圖1）。此前發(fā)生的云南魯?shù)榈卣鹪斐闪?17人遇難，給當(dāng)?shù)氐纳鐣?huì)經(jīng)濟(jì)發(fā)展和生態(tài)環(huán)境帶來了巨大的破壞。青藏高原東南緣因地處全球活動(dòng)性最強(qiáng)的印度板塊與歐亞板塊碰撞帶邊緣的東側(cè)，是中國(guó)大陸地震活動(dòng)最頻繁、地震災(zāi)害最嚴(yán)重的地區(qū)之一（圖1）。地震的孕育和發(fā)生主要受深部的物性結(jié)構(gòu)和動(dòng)力環(huán)境的影響，因此，在該區(qū)開展深部結(jié)構(gòu)和孕震環(huán)境研究，對(duì)認(rèn)識(shí)地震的成因及防震減災(zāi)工作都具有重要意義。

數(shù)十年來，地學(xué)家采用地震學(xué)方法在該區(qū)開展了大量深部探測(cè)與研究工作，并獲得了一系列重要的研究成果（Huang et al.，2002，2012；Li et al.，2008；Wang et al.，2010；Yang et al.，2012；吳建平等，2013；Xu et al.，2013；Liu et al.，2014；Sun et al.，2014；徐濤等，2014a），為研究大陸動(dòng)力學(xué)與大陸強(qiáng)震孕震環(huán)境提供了重要的深部資料。其中，面波和噪聲成像研究揭示出研究區(qū)中、下地殼存在不連續(xù)的殼內(nèi)低速層，為地殼流模式提供了重要的深部證據(jù)（Yang et al.，2012；Li et al.，2014a，b）。盡管區(qū)域尺度的面波成像具有很好的垂向分辨率，但由于其橫向分辨率低（50～200km），因而不足以分辨地震震源區(qū)小尺度結(jié)構(gòu)的橫向速度變化。與面波成像結(jié)果相比，體波成像結(jié)果具有更好的橫向分辨率。然而，關(guān)于該區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)特征及其與地震的關(guān)系仍存在爭(zhēng)議。如Wang等（2010）的體波走時(shí)成像結(jié)果顯示，魯?shù)?、景谷震區(qū)中、上地殼表現(xiàn)為P、S波高速異常，這暗示魯?shù)?、景谷震源區(qū)為堅(jiān)硬的、脆性地殼；而近震體波走時(shí)成像研究則顯示，魯?shù)橹髡鸺捌溆嗾鹦蛄形挥谏系貧じ咚倥c低速異常的交會(huì)地帶（Huang et al.，2002；吳建平等，2013）；而景谷震區(qū)中、上地殼都表現(xiàn)為低速異常（Huang et al.，2002，2012），這些觀測(cè)結(jié)果似乎意味著斷層帶內(nèi)超壓流體的存在。

中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)和中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣探測(cè)計(jì)劃在南北地震帶南段分別布置了100余個(gè)固定地震臺(tái)站和350個(gè)流動(dòng)地震臺(tái)站（圖2），這些儀器記錄的豐富的地震波形資料為研究該區(qū)的深部結(jié)構(gòu)提供了重要的資料來源。本研究利用上述遠(yuǎn)震波形資料，通過開展接收函數(shù)與面波頻散聯(lián)合反演研究，給出了研究區(qū)的地殼3-D S波速度結(jié)構(gòu)，為認(rèn)識(shí)該區(qū)地震孕育環(huán)境及未來的地震危險(xiǎn)性評(píng)估研究提供深部依據(jù)。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)概況（鄧起東等，2002；蔡麟孫等，2002）與地震活動(dòng)性Fig.1 Map showing the tectonic features and seismicity.紅色空心圓圈為研究區(qū)主要?dú)v史地震活動(dòng)分布（1963年4月至2014年10月）（數(shù)據(jù)源自：http：／／quake.geo.berkeley.eduanss catalog-search.htm l）。藍(lán)色和黃色五角星分別表示云南魯?shù)镸S6.5地震和景谷MS6.6地震，五星附近的黑點(diǎn)為其余震；Ⅰ岡瓦納板塊，Ⅰ1騰沖地塊，Ⅰ2保山地塊；Ⅱ南華板塊，Ⅱ1思茅地塊，Ⅱ2中甸印支褶皺帶，Ⅱ3揚(yáng)子地臺(tái)，Ⅱ4滇東南加里東褶皺帶；①紅河斷裂，②金沙江斷裂，③瀾滄江斷裂，④怒江斷裂，⑤小江斷裂，⑥麗江-小金河斷裂，⑦元謀-綠汁江斷裂，⑧昭通-蓮峰斷裂帶，⑨安寧河斷裂，⑩則木河斷裂

1 資料和方法

本研究采用接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演的方法對(duì)研究區(qū)精細(xì)地殼結(jié)構(gòu)（包括地殼厚度與地殼S波速度結(jié)構(gòu)等）進(jìn)行研究，主要使用了兩部分獨(dú)立的數(shù)據(jù)：徑向接收函數(shù)與Rayleigh波群速度頻散。下面將就這兩部分?jǐn)?shù)據(jù)的來源、接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演的策略進(jìn)行簡(jiǎn)單的介紹。

1.1 接收函數(shù)

遠(yuǎn)震P波接收函數(shù)是用遠(yuǎn)震P波波形的垂直分量對(duì)徑向分量和切向分量做反褶積處理后得到時(shí)間序列，被認(rèn)為基本消除了震源時(shí)間函數(shù)和深地幔傳播路徑效應(yīng)的影響，可以近似作為臺(tái)站下方地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)對(duì)近垂直入射平面波的脈沖響應(yīng)（劉啟元等，1996；吳慶舉等，1998，2003）。該方法是開展地殼上地幔結(jié)構(gòu)研究的最有效手段之一（Ammon et al.，1990；吳慶舉等，1998，2003；陳九輝等，2005；Tian et al.，2005；李永華等，2009）。

本研究采用了Xu等（2013）提取到的研究區(qū)97個(gè)地震臺(tái)的接收函數(shù)徑向分量（圖2），還搜集了2008年1月至2011年3月，中國(guó)國(guó)家地震臺(tái)網(wǎng)在南北地震帶250多個(gè)寬頻帶地震臺(tái)的遠(yuǎn)震記錄，運(yùn)用時(shí)域迭代反褶積的方法計(jì)算了接收函數(shù)。為了減少高頻噪聲的影響，利用了高斯濾波因子為3的低通濾波器，其對(duì)應(yīng)的低通濾波器的拐角頻率為1.5Hz。假定研究區(qū)的地殼平均S波速度為3.6km／s，那么對(duì)地殼結(jié)構(gòu)的垂向分辨率大致相當(dāng)于1.2km。

由于每個(gè)臺(tái)站都包含了大量的接收函數(shù)記錄，因此，對(duì)每個(gè)臺(tái)站的接收函數(shù)按特定的震中距和方位角范圍（10°）進(jìn)行疊加，得到臺(tái)站的平均接收函數(shù)，以用于下一步的聯(lián)合反演。

1.2 Rayleigh波頻散

所采用的Rayleigh波群速度頻散數(shù)據(jù)源于Li等（2014b）的研究，他們使用了2011年9月至2013年4月期間喜馬拉雅臺(tái)陣350余套寬頻帶地震臺(tái)站（圖2）記錄的遠(yuǎn)震面波資料，包括3，000余條不同臺(tái)站間路徑的Rayleigh波群速度頻散曲線。這些臺(tái)站間射線路徑很好地覆蓋了南北地震帶南段。本文基于以上獲得的獨(dú)立路徑頻散，采用Ditmar等（1987）和Yanovskaya等（1990）提出的2維線性反演方法，得到了0.5°×0.5°網(wǎng)格下10～70s、周期間隔為2s的Rayleigh波群速度分布。

不同周期的Rayleigh波群速度分布反映了不同深度范圍內(nèi)的速度結(jié)構(gòu)，周期越長(zhǎng)的面波穿透越深。10～70s的Rayleigh波群速度分布反映了研究區(qū)地殼上地幔（0～100km深度范圍內(nèi)）的結(jié)構(gòu)及其橫向變化。Li等（2014b）研究結(jié)果顯示，該Rayleigh波群速度分布與本區(qū)的地表地質(zhì)和深部構(gòu)造具有密切的相關(guān)性，這一點(diǎn)在以往的面波群速度成像研究中（Chen et al.，2010；Li et al.，2013）也有體現(xiàn)。但由于使用了更為密集的地震臺(tái)陣記錄，所以得到的Rayleigh波成像結(jié)果較以往的結(jié)果有更好的分辨率。分辨測(cè)試顯示，研究區(qū)內(nèi)的大部分部位群速度分辨率均優(yōu)于50km，即使在分辨稍差的周緣地區(qū)空間分辨率也達(dá)到100km左右（Li et al.，2014b）。這一分辨率與地震臺(tái)站的間距相當(dāng)。本研究中采用最近鄰域法得到了每個(gè)地震臺(tái)站所對(duì)應(yīng)的網(wǎng)格點(diǎn)的10～70s的群速度頻散，用于下一步與疊加得到的臺(tái)站徑向接收函數(shù)進(jìn)行聯(lián)合反演。

1.3 接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演

接收函數(shù)是開展地殼上地幔結(jié)構(gòu)研究的最有效手段之一，但其主要對(duì)地球內(nèi)部對(duì)比明顯的速度間斷面比較敏感，而對(duì)絕對(duì)速度并不敏感。因此，其主要缺陷在于界面深度與界面上方平均速度之間的非惟一性（Ammon et al.，1990）。與之不同，面波頻散對(duì)介質(zhì)的S波速度結(jié)構(gòu)較為敏感，而對(duì)界面速度變化不敏感。因此，采用接收函數(shù)和面波頻散聯(lián)合反演可以取長(zhǎng)補(bǔ)短，減小反演結(jié)果的非惟一性（Juliàet al.，2000；劉啟元等，2010）。

圖2 本研究所使用的地震臺(tái)站Fig.2 Map showing the tectonic features and the locations of stations（triangles）used in this study.黑色和藍(lán)色三角形分別為中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣探測(cè)（南北地震帶南段）項(xiàng)目流動(dòng)地震臺(tái)站和國(guó)家測(cè)震臺(tái)網(wǎng)固定臺(tái)站

由于接收函數(shù)和面波聯(lián)合反演較單獨(dú)采用接收函數(shù)／面波方法反演得到的地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)更為準(zhǔn)確、可靠，因此，該方法已被廣泛應(yīng)用于世界不同地區(qū)的殼幔結(jié)構(gòu)研究（Julià et al.，2000；胡家富等，2005；Li et al.，2008；Liu et al.，2014；Sun et al.，2014）。本文采用迭代最小二乘線性反演法（Herrmann et al.，2004）聯(lián)合反演獲取了該區(qū)的地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)模型。反演過程中所采用的初始模型是層狀的各向同性1維模型，其中地殼部分P、S波速度和密度依據(jù)CRUST 1.0（Laske et al.，2012）給出，而地幔部分則為全球平均模型AK135（Kennett et al.，1995）。對(duì)于地殼厚度與CURST 1.0模型結(jié)果（Laske et al.，2012）差別很大的臺(tái)站，基于Xu等（2013）的接收函數(shù)H-k結(jié)果，對(duì)其初始模型進(jìn)行了校正。我們的初始模型中0～100km深度范圍的層厚均為2km。由于接收函數(shù)和面波頻散主要對(duì)S波速度結(jié)構(gòu)敏感，而對(duì)P波速度和密度的敏感程度相對(duì)較弱，因此，反演過程中每層厚度和泊松比不變，而密度ρ則根據(jù)ρ=0.32+0.77Vp這一經(jīng)驗(yàn)公式計(jì)算得到。

使用Herrmann等（2004）的方法進(jìn)行接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演過程中，接收函數(shù)和面波資料權(quán)重P的分配對(duì)最終的反演結(jié)果具有一定的影響。如果P=0，則意味著僅僅對(duì)接收函數(shù)進(jìn)行反演，若P=1，則意味著僅僅對(duì)面波頻散進(jìn)行反演。為了測(cè)試不同數(shù)據(jù)對(duì)反演結(jié)果的敏感程度，在反演中分別測(cè)試了P為0.3、0.5和0.7三種權(quán)重系數(shù)，根據(jù)測(cè)試結(jié)果最終選擇了P= 0.3。由于接收函數(shù)反演本身具有非惟一性，且依賴于初始模型（Ammon et al.，1990），所以面波頻散數(shù)據(jù)的使用對(duì)于增強(qiáng)反演結(jié)果的穩(wěn)定性具有一定的作用。此外，為了增強(qiáng)反演結(jié)果的穩(wěn)定性，前2次迭代選擇了相對(duì)較大的阻尼（阻尼系數(shù)為10），以避免因?yàn)槌跏寄Ｐ团c解模型相差太大而導(dǎo)致找不到解的情況。剩余的迭代過程中均選擇相對(duì)較小的阻尼（阻尼系數(shù)為0.5）。當(dāng)正演得到的接收函數(shù)、群速度頻散與相應(yīng)觀測(cè)值的殘差基本保持穩(wěn)定不變時(shí)，迭代反演結(jié)束。需要說明的是，在反演過程中，允許初始地殼厚度在±4km之內(nèi)變化，以能擬合和解釋接收函數(shù)的Ps震相。

圖3所示為ZFT臺(tái)站的接收函數(shù)和面波聯(lián)合反演實(shí)例。由圖3a，b可以看出，基于聯(lián)合反演模型得到的接收函數(shù)和Rayleigh波群速度頻散理論值與實(shí)際觀測(cè)值有很好的一致性。

圖3 接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演實(shí)例Fig.3 Joint receiver function and Rayleigh wave dispersion inversion result for station ZFT.a理論（黑色實(shí)線）與觀測(cè)（黑色點(diǎn)）面波頻散；b基于不同初始模型得到的理論（紅色）與實(shí)際觀測(cè)（藍(lán)色）接收函數(shù)，接收函數(shù)左上方從上到下分別為高斯系數(shù)、擬合程度和射線參數(shù)；c S波速度模型，其中黑色虛線為初始模型，黑色、綠色和紅色實(shí)線分別為接收函數(shù)、面波及聯(lián)合反演得到的最終模型

2 地殼上地幔結(jié)構(gòu)

按照上述研究思路，采用接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演方法獲取了研究區(qū)89個(gè)地震臺(tái)站下方的1維S波速度模型。在此基礎(chǔ)上，對(duì)每個(gè)深度的所有模型按照線性各向同性變差克里金方法進(jìn)行空間插值，獲得了3維S波速度模型（圖4，5，6）。由于使用了更為密集的地震臺(tái)站資料，與已有的接收函數(shù)和面波聯(lián)合反演結(jié)果（胡家富等，2005；Li et al.，2008；Sun et al.，2014）相比，本結(jié)果更為詳細(xì)地揭示了研究區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)及橫向變化。

2.1 地殼厚度分布

所得到的研究區(qū)臺(tái)站下方的地殼厚度（圖4）與前人采用接收函數(shù)H-k掃描法得到的地殼厚度（Li et al.，2014a）基本一致，二者之差多數(shù)＜2km（圖6）。

該區(qū)的地殼厚度變化劇烈，為30～65km（圖4），總體變化趨勢(shì)是東南淺、西北深，其中南部地殼厚度最薄，僅為30km左右。小江斷裂以東的華南地塊大部分地區(qū)地殼厚度為38～48km；而松潘-甘孜塊體東南部及川西高原地區(qū)下方地殼最厚，其深度范圍為50～65km，這一厚度近乎是云南南部地殼厚度的2倍。

2.2 地殼S波速度結(jié)構(gòu)

S波速度分布圖（圖5，6）顯示，在10km深度范圍內(nèi)，四川盆地和滇中盆地等地表現(xiàn)為低速異常，其S波速度＜3.4km／s，在以往的地震面波成像研究（Yang et al.，2012；Li et al.，2014b）和接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演研究（Liu et al.，2014）中，這些淺層低速異常也有發(fā)現(xiàn)，但與垂向分辨率較低的體波走時(shí)層析成像的結(jié)果（Huang et al.，2002；Wang et al.，2010）并不一致。一般認(rèn)為，這些淺層低速異常與地表廣泛分布的巨厚沉積層有關(guān)。

在10km深度范圍內(nèi)，另一個(gè)顯著的低速異常位于騰沖附近，該低速異常的深度范圍不超過20km，可能為騰沖火山的殼內(nèi)巖漿房（Li et al.，2014b）。除騰沖外，在川滇菱形塊體內(nèi)部其他地方也存在相似的中地殼殼內(nèi)低速帶，在Sun等（2014）利用接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演研究獲取的研究區(qū)2D速度剖面中，這種分布在10～20km深度范圍的殼內(nèi)低速帶也有顯示。與Sun等（2014）的最新研究結(jié)果相比，本文給出了青藏高原東南緣中上地殼殼內(nèi)低速帶的3D分布，且進(jìn)一步表明，該低速帶在空間分布上并不互相連貫，而是集中分布在麗江-小金河以北的川滇菱形塊體內(nèi)部。在25～40km深度范圍內(nèi)，川滇菱形塊體內(nèi)部都表現(xiàn)為顯著的低速異常，其S波速度最低可達(dá)3.0km／s。這種中、下地殼的低速帶主要分布在24°N以北。盡管研究區(qū)中、下地殼低速帶的分布范圍較中、上地殼低速帶更為廣泛，但其在空間分布上同樣并不連續(xù)貫通。已有的地震波成像（Yang et al.，2012；Li et al.，2014b）和大地電磁測(cè)深研究（Bai et al.，2010）認(rèn)為，該低速高導(dǎo)層與殼內(nèi)部分熔融或者殼內(nèi)流體的存在有關(guān)。在40～60km深度范圍，研究區(qū)北部的殼內(nèi)低速異常范圍逐漸向NW方向縮小，這一現(xiàn)象與研究區(qū)地殼厚度的西北深、東部及東南淺的分布特征有關(guān)。

圖4 青藏高原東南緣地殼厚度分布Fig.4 Map showing the crustal thickness across SE edge of Tibet plateau.黑色三角形為本研究反演所使用的臺(tái)站

圖5 不同深度的S波速度分布圖Fig.5 Horizontal slices of the 3D S-wave velocity model.a～f分別為10，20，30，40，50，60km深度

圖6 S波速度的垂直剖面圖Fig.6 Four vertical sections of the resulting shear-wave velocity model.剖面的具體位置詳見圖5b。黑色實(shí)線為地殼厚度（Li et al.，2014a），地震主震（紅色五星）及余震事件（黑點(diǎn)）數(shù)據(jù)源自房立華等（2014）

另外一個(gè)特別值得注意的現(xiàn)象是，除了10km以淺的速度圖外，其他深度（20～60km）切片上四川盆地都表現(xiàn)為相對(duì)高速異常，這與其他人的體波（Huang et al.，2002，2012；Wang et al.，2010）、面波成像（Chen et al.，2010；Yang et al.，2012）及接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演結(jié)果（Liu et al.，2014）相一致，均表明四川盆地為相對(duì)穩(wěn)定的地質(zhì)塊體。

3 中、強(qiáng)地震與地殼結(jié)構(gòu)的關(guān)系

受印度板塊向歐亞大陸NE向擠壓作用影響，研究區(qū)地震活動(dòng)頻繁（羅榮聯(lián)等，1996）。地震活動(dòng)性研究表明，研究區(qū)中、強(qiáng)震活動(dòng)的分布是不均勻的，主要集中在幾個(gè)區(qū)（帶）上（羅榮聯(lián)等，1996）。前人也曾試圖從深部結(jié)構(gòu)與地震活動(dòng)性的關(guān)系出發(fā)來探討研究區(qū)中、強(qiáng)地震的孕震環(huán)境（蘇有錦等，1999；Huang et al.，2002；張曉曼等，2011）。本文著重就魯?shù)榈卣鸷途肮鹊卣鹚诘挠郎?大關(guān)地震帶、思茅-普洱地震帶等與深部構(gòu)造環(huán)境的相互關(guān)系進(jìn)行討論。

地震活動(dòng)性研究（吳建平等，2004；王未來等，2014；房立華等，2014）表明，研究區(qū)多數(shù)地震為淺源地震，其震源深度大多數(shù)集中在20km以淺的中、上地殼范圍內(nèi)。為此，本文將研究區(qū)的中強(qiáng)地震震中投影在深度為10km的S波速度圖上（圖5）。

3.1 魯?shù)榈卣?/p>

魯?shù)镸S6.5地震發(fā)震位置地處青藏高原東南緣鮮水河-小江斷裂系以東走向NE的昭通-蓮峰斷裂帶西段（徐錫偉等，2014），屬于永善-大關(guān)地震帶。近10年來，該構(gòu)造帶及附近曾經(jīng)發(fā)生過多次中、強(qiáng)地震。如2003年魯?shù)?.0級(jí)和5.1級(jí)地震、2004年魯?shù)镸S5.6地震、2006年鹽津2次MS5.1地震和2012年彝良5.6級(jí)和5.7級(jí)地震及2014年云南永善MS5.3地震等（聞學(xué)澤等，2013）。

圖5a顯示，魯?shù)榈卣鸺捌溆嗾鹞挥谏系貧じ?、低速異常交?huì)地帶，而魯?shù)榈卣鹚诘挠郎?大關(guān)地震帶主要分布在上地殼高速帶內(nèi)，這一觀測(cè)結(jié)果與吳建平等（2013）的近震體波走時(shí)成像結(jié)果一致。該地震帶下方普遍發(fā)育殼內(nèi)低速層（圖5，6），已有的地震波成像（Yang e t al.，2012；Li et al.，2014b）和大地電磁測(cè)深（Bai et al.，2010）研究認(rèn)為，該低速高導(dǎo)層與殼內(nèi)部分熔融或者殼內(nèi)流體的存在有關(guān)。顯然，相對(duì)于中下地殼低速帶而言，魯?shù)榈卣鹚诘闹猩系貧閳?jiān)硬的、脆性的地殼介質(zhì)。

地震精定位結(jié)果（房立華等，2014；王未來等，2014）顯示，魯?shù)榈卣鹬髡鸺捌溆嗾鸬纳疃戎饕挥?～16km深度范圍，正好分布在本文所確定的中地殼低速層之上，其中魯?shù)榈卣鹬髡鸾橛诖嘈缘纳系貧さ捉绾椭械貧さ退賹又g（圖6a，b）。魯?shù)榈卣鹕贁?shù)余震分布在16km之下，其最大深度為30km，這一深度與中下地殼低速帶的頂界面相當(dāng)（圖6a，b）。該地震帶下方殼內(nèi)薄弱層的存在很可能使得其上覆脆性上地殼物質(zhì)易于構(gòu)成應(yīng)力集中而形成強(qiáng)震。因此，高速的上地殼層及其下方低速的中、下地殼層的同時(shí)存在，可能是永善-大關(guān)地震帶中、強(qiáng)震孕育和發(fā)生的重要介質(zhì)背景（蘇有錦等，1999）。

3.2 景谷地震

景谷MS6.6地震發(fā)生于瀾滄江斷裂以東的思茅-普洱地震帶和以西的耿馬-瀾滄地震帶之間，距離思茅-普洱地震帶較近。震中周圍100km范圍內(nèi)，歷史上發(fā)生過5級(jí)以上地震35次，其中5.0～5.9級(jí)22次、6.0～6.9級(jí)10次、7.0～7.9級(jí)3次。

圖5a顯示，景谷地震及其余震位于上地殼高、低速異常交會(huì)地帶，而景谷地震及附近的思茅-普洱地震帶主要分布在上地殼低速區(qū)內(nèi)。這一結(jié)果與Wang等（2010）采用近震和遠(yuǎn)震體波走時(shí)資料聯(lián)合反演得到的P波速度結(jié)構(gòu)相反，但與Huang等（2002，2012）的近震P波走時(shí)成像結(jié)果一致。與魯?shù)榈卣鹚诘挠郎?大關(guān)地震帶不同，該區(qū)中、下地殼范圍并沒有顯著的低速異常帶存在（圖6c，d）。

地震活動(dòng)集中分布在上地殼低速異常區(qū)內(nèi)的現(xiàn)象，在1999年臺(tái)灣集集地震及其余震區(qū)（Chen et al.，2001）、1995年日本阪神地震（Zhao et al.，1996）及其他殼內(nèi)地震區(qū)（Zhao et al.，2000）也曾有報(bào)道。他們認(rèn)為，這些上地殼低速異?？赡芘c地殼高度破碎及斷層／微裂隙中有流體存在有關(guān)。景谷地震及其余震發(fā)生的上地殼部分由白堊紀(jì)的砂巖、泥巖等組成（蔡麟孫等，2002），在其形成過程中允許大量含水流體的存在。另一方面，該地震距離瀾滄江縫合帶只有30km左右，在瀾滄江縫合帶拼接形成過程中也為上地殼圈閉大量的含水流體提供了可能。新生代以來該區(qū)強(qiáng)烈的變形則導(dǎo)致了大量斷層的形成（圖1），因此可以認(rèn)為，該區(qū)上地殼S波低速異常也可能與飽含流體地殼組成有關(guān)。斷層帶超壓流體的存在使得斷層強(qiáng)度降低，促使斷層進(jìn)一步活動(dòng)、破裂（Zhao et al.，1996，2000；Chen et al.，2001），這可能是景谷地震及其周邊思茅-普洱地震帶內(nèi)地震頻發(fā)的主要成因。

4 結(jié)論

中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)和中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣探測(cè)計(jì)劃在南北地震帶南段分別布設(shè)的寬頻帶固定和流動(dòng)地震臺(tái)站所記錄的、豐富的地震波形記錄為研究該區(qū)的深部結(jié)構(gòu)提供了獨(dú)一無二的機(jī)遇。本研究通過聯(lián)合反演接收函數(shù)與面波頻散，給出了臺(tái)站下方的1維S波速度結(jié)構(gòu)，進(jìn)而通過插值獲得了研究區(qū)的地殼3維S波速度結(jié)構(gòu)。與已有的接收函數(shù)和面波聯(lián)合反演結(jié)果（胡家富等，2005；Li et al.，2008；Sun et al.，2014）相比，本研究更為詳細(xì)地揭示了研究區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)及其橫向變化。

本文研究結(jié)果顯示，研究區(qū)地殼厚度總體變化趨勢(shì)是東南淺、西北深，其中南部地殼厚度最薄，僅為30km左右；而松潘-甘孜塊體東南部及川西高原地區(qū)下方地殼最厚，其深度范圍為50～65km。反演結(jié)果表明，該區(qū)存在2個(gè)明顯的殼內(nèi)低速異常帶，其中中地殼（15～20km）低速帶主要分布在騰沖和川滇菱形塊體內(nèi)部；而25～40km深度范圍的中、下地殼低速帶主要出現(xiàn)在研究區(qū)的北部，在四川盆地和研究區(qū)南部等地則普遍缺失。

魯?shù)榈卣鹚诘挠郎?大關(guān)地震帶下方上地殼表現(xiàn)為高速異常，其下方中、下地殼范圍（20～35km）普遍發(fā)育低速層。高速的上地殼層及低速的中、下地殼層同時(shí)存在，可能是地震帶中、強(qiáng)震孕育和發(fā)生的重要介質(zhì)背景。與之不同，景谷地震所在的思茅-普洱地震帶的上地殼則表現(xiàn)為S波低速異常，這可能與地殼強(qiáng)烈破碎及斷層／微裂隙中有流體存在有關(guān)。該區(qū)斷層帶超壓流體的存在導(dǎo)致斷層強(qiáng)度降低，促使斷層進(jìn)一步活動(dòng)、破裂，這可能是誘發(fā)景谷地震及其余震的主要原因。

致謝 中國(guó)地震局地球物理研究所房立華博士提供了魯?shù)楹途肮鹊卣鹦蛄械碾p差定位資料，審稿專家提出寶貴的意見，在此一并表示感謝。

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THREE-DIM ENSIONAL CRUST STRUCTURE BENEATH SE
TIBETAN PLATEAU AND ITS SEISMOTECTONIC IM PLICATIONS
FOR THE LUDIAN AND JINGGU EARTHQUAKES

LIYong-hua1，2）XU Xiao-ming2）ZHANG En-hui2）GAO Jia-yi2）
1）Key Laboratory of Seism ic Observation and Geophysical Imaging，China Earthquake Adm inistration，Beijing 100081，China
2）Institute of Geophysics，China Earthquake Administration，Beijing 100081，China

A detailed 3D crust S-wave velocity model is derived from joint analysis of Rayleigh wave group velocity and teleseismic P-wave receiver functions at permanent stations on the southeast margin of Tibet p lateau and its surrounding area.Our new models show the velocity structure in the crust beneath SE Tibet is strongly heterogeneous.There are strong lateral variations in crustal thickness，which increases gradually from 30km in the south and east of Yunan to～65km in the SE Tibetan Plateau.Two obvious low velocity zones（LVZs）are revealed at various depths in the crust.The shallower LVZ in the m idd le crust（15～20km depth）are lim ited in the Tengchong volcano and Sichuan-Yunnan（Chuan-Dian）rhombus block.Another LVZ in the middle-to-lower crust varies between 25 and 40km and it shallows toward the east and southeast and is absent in the Sichuan Basin and the southern part of this study area.Our shear velocity model clearly shows an upper crustal highvelocity body and two LVZs in the m iddle crust and m idd le-to-lower crust（30～40km depth）across the source area of the 2014 Ludian earthquake.Ludian earthquake sequences and the neighbouring Yongshan-Daguan seism ic zone are distributed in the upper crustal high-velocity body.In contrast，no obvious intra-crustal low velocity zones（IC-LVZs）appear beneath the Jinggu earthquake and its ad jacent areas.But low velocity anomalies are found in the upper crust beneath the Jinggu earthquake and its neighbouring Simao-Pu'er seismic zone，which may be due to a highly fractured and fluidfilled rock matrix thatmay have initiated the nucleation of the Jinggu earthquake.

southeast edge of Tibet plateau，crust structure，joint inversion，receiver function，Rayleigh wave dispersion

P315.63

A

0253-4967（2014）04-1204-13

李永華，男，1975年生，2008年在中國(guó)地震局地球物理研究所獲得固體地球物理專業(yè)博士學(xué)位，研究員，主要從事深部地球結(jié)構(gòu)研究，電話：010-68729189，E-mail：liyh＠cea-igp.ac.cn。

10.3969／j.issn.0253-4967.2014.04.021

2014-10-28收稿，2014-11-27改回。

國(guó)家自然科學(xué)基金（41474072）、中國(guó)地震局“云南魯?shù)?.5級(jí)地震專題研究”和中國(guó)地震局地球物理研究所基本科研業(yè)務(wù)專項(xiàng)（103901）共同資助。