利用接收函數研究滇西北地區地殼厚度及泊松比特征

陳佳 鄧嘉美 葉泵 王軍李孝賓 高瓊 金明培

1)中國地震科學實驗場大理中心，云南大理 671000 2)云南省地震局，昆明 650224

0 引言

滇西北地區位于青藏高原東南部，東鄰揚子地塊，西接緬甸塊體，區內山巒起伏，深大斷裂縱橫交錯，地形與深部構造十分復雜。此區經歷了多期構造演化(鐘大賚，1998；李繼亮，1998)，新生代時期印度板塊和歐亞板塊的碰撞影響深遠，引起了強烈的陸內變形，在地表主要表現為NNW-近SN向斷裂的走滑變形(姜朝松等，2000)。該碰撞引起青藏高原不斷抬升，寬度至少為1500km的特提斯洋消亡，而現今地殼增厚量遠不足以吸納如此龐大的特提斯洋殼(Yin et al，2000)。過去的30多年中，地球物理學家提出了“剛性塊體擠出模式”(Tapponnier et al，1976；Replumaz et al，2003)、“中下地殼通道流”(Royden et al，1997；England et al，1986)和“地殼疊置增厚”(Christensen，1996)等模型，用各種方法和手段對這一地區的地球動力學特征進行研究和解釋。

由于云南地區復雜的地質構造現象，眾多地質和地球物理學家對其地殼及深部構造特征開展了大量的研究，如人工地震測深(張中杰等，2005；胡鴻翔等，1986；林中洋等，1993)、P波的地震層析成像(白志明等，2004；胥頤等，2013)、殼幔速度間斷面特征(何正勤等，2004；張曉曼等，2011)等，在云南地區還開展過面波頻散反演殼幔S波速度結構的研究工作(張智等，2008；陳佳等，2012)。接收函數方法是目前研究地球內部速度間斷面結構較為有效的方法之一，取得了很多成果(Langston 1979；Owens et al，1987；Randall，1989；Ammon et al，1990；劉啟元等，1996；吳慶舉等，2007；陳睿等，2016)。近年來，遠震P波接收函數被廣泛用來探測云南及周邊地區的殼幔結構特征(吳建平等，2001；胡家福等，2003；徐鳴潔等，2005；查小惠等，2013；李永華等，2009；Wang et al，2017)，部分研究人員使用流動臺站，而多數研究人員則利用固定地震臺站的資料。以往的研究中臺站分布不均勻，僅局限于云南東部和北部部分地區，而如紅河斷裂、中甸及其以北地區臺站很少，且臺間距較大、分辨率較低，無法得到精細的殼幔結構。

本研究采用16個固定地震臺站和2011年在滇西北地區架設的103個喜馬拉雅觀測地震臺站的遠震波形資料，利用接收函數得到滇西北地區的地殼厚度與泊松比值。該研究區域是一個物質組成和構造單元極為復雜的地區，與前人研究相比，使用密集的流動臺網很大程度地提高了橫向分辨率，可以用來對比研究結果的一致性、方向性差異及各子區域的細部特征，以期發現和總結云南地殼上地幔結構的橫向非均勻性變化特點，為研究云南地區大地構造分區、地殼增厚方式提供參考，為更好地認識構造過渡帶的深部動力學過程提供地球物理學依據，對于認識青藏高原動力學的演化特征有一定的意義。

1 臺站布設和地震數據采集情況

研究區內包括16個固定地震臺站以及喜馬拉雅臺陣項目在滇西北地區架設的103個流動地震臺站(圖1)。全部流動臺站使用的均為英國GUALP公司生產的CMG-3ESPC寬頻帶地震計，頻帶范圍60s～50Hz，數據采集器為Reftek 130B數據采集器，全部臺站觀測條件良好。

圖1 滇西北地區喜馬拉雅地震臺陣及固定地震臺站分布F1：怒江斷裂帶；F2：瀾滄江斷裂帶；F3：金沙江紅河斷裂帶；F4：麗江-小金河斷裂帶

選擇的遠震事件介于震中距30°～90°之間，為2011年9月2日—2014年1月16日之間的地震事件，逐條比對地震觀測事件，選擇信噪比較高的M≥5.8地震事件來做接收函數，最終使用的地震有M≥8.0地震1個，7.0≤M<8.0地震13個，6.0≤M<7.0地震123個，5.8≤M<6.0 地震101個，共238個地震事件(圖2)。處理對應地震事件的接收函數時，具有清晰的初至震相的接收函數才用于最終計算。

圖2 2011年9月2日—2014年1月16日遠震空間分布

2 接收函數計算方法及示例

2.1 接收函數計算方法

對于遠震來說，P波以較大的水平相速度到達臺站，故在三分量記錄圖上，垂直分量以P波為主，水平分量以S波為主。接收函數是用遠震P波波形的垂直分量對徑向分量和切向分量作反褶積處理后得到的時間序列。提取接收函數時，反褶積的過程可以消除震源時間函數、震源響應和傳播效應的影響，留下臺站下方的P-S轉換波和多次反射波(PpPs，PsPs+PpSs)，從而反映臺站下方介質結構。與其他地震學研究方法相比，接收函數具有較小的橫向采樣范圍，受介質橫向非均勻性影響相對較小，具有較高的橫向分辨率(Ammon et al，1990)。

從接收函數上容易看到轉換波Ps，由Ps轉換波的延時可以確定間斷面的位置。計算出接收函數后，則可以利用接收函數中各種波的時間分布來計算臺站下方的地殼厚度。在vP和vS為地殼平均速度前提下，若莫霍面是最深的反射界面，則Ps轉換波和直達P波的到時差與地殼厚度H之間有如下關系式(Zandt et al，1995a)

(1)

同理，多次波PpPs與Ps轉換波之間的到時差也提供了如下的約束

(2)

其中，p為射線參數；vP和vS分別為縱、橫波速度。

將式(1)除以式(2)，然后方程兩邊取平方即可得到波速比

(3)

根據彈性力學原理即可得到泊松比的值

(4)

其中，σ為泊松比，反解出泊松比

(5)

2.2 接收函數示例

接收函數提取步驟為：①波形截取。為確保最深界面多次反射波出現及所選地震波形能量的一致性(Ammon et al，1990)，選擇P波初至前10s和初至后100s作為時間窗來截取波形，然后做去均值、去傾斜處理分析。②將ZNE三分向地震波形數據旋轉到ZRT坐標系。③在震源等效作用的前提假設下，用垂向分量分別對徑向和切向分量做反褶積，得到徑向和切向接收函數。計算接收函數時使用了系數為1.0的高斯濾波器對接收函數做低通濾波，結合計算的相關系數，人工挑選出多次波震相清晰、信噪比高、相關系數高的接收函數。為了抑制噪聲干擾和地殼的橫向不均勻性，將同一臺站來自不同方位角的遠震接收函數疊加，得到該臺站接收函數的平均值，以獲取各臺站高質量的接收函數，為計算地殼厚度和泊松比提供可靠數據。

圖3 臺站徑向接收函數疊加結果及以地震發生時間排列的接收函數(a)51054臺；(b)53025臺；(c)53042臺；(d)53074臺

本文從119個臺站中挑選出4個示例臺站，分別為51054、53025、53042和53074臺(圖1)，各個臺站Ps和PpPs的震相清晰，經過疊加之后能準確找出相應震相。以53042臺為例，圖3(c)下方為53042臺根據地震發生時間排序的各個接收函數，上方給出了所有接收函數的疊加，各個事件接收函數的反射波和多次波收震相清晰，疊加結果能更清晰地展示Ps和PpPs震相到時，Ps震相到時為5.56s，PpPs震相到時為17.69s，根據式(2)計算出莫霍面深度為41.7km。對于每個臺站，保證每條接收函數有清晰的轉換波和多次波震相且接收函數量大于40個，同時考慮地震事件的震中距和方位角的多樣性，這樣的結果有利于消除地殼的起伏和少量傾斜帶來的影響。為了讀取到準確的Ps和PpPs震相到時，結合Yang等(2011)研究得到的地殼內巖石波速比平均值為1.732～2.0km/s，給出了Ps和PpPs震相到時公式

(6)

由于莫霍面為一尖銳的速度分界面，可以清楚地找到Ps震相，由式(6)可以找到其他反射界面的震相，因此計算的莫霍面深度及波速比也更加穩定可靠。

3 各臺站接收函數結果與分析

3.1 莫霍面深度結果

處理了119個臺記錄到的238個地震事件波形，從28560個接收函數中選出5558個震相清晰的接收函數，最終計算出了全部119個臺站下方的莫霍面深度(表1)。

圖 4給出了滇西北地區莫霍面深度和泊松比分布。由圖4(a)看出，莫霍面深度范圍由南部的32km加深至北部的69km，平均深度為48.1km，與Wang等(2017)使用接收函數的H-κ疊加方法獲得地殼厚度和泊松比結果一致。本文得到固定臺站的莫霍面深度與前人結果(李永華等，2009；胡家福等，2003；吳建平等，2001)相比，相差不超過4km，與人工地震測深結果也具有較好的一致性(張中杰等，2005；胡鴻翔等，1986；林中洋等，1993；白志明等，2004)。本文得到結果總體趨勢與前人結果一致，但使用臺站更密集，結果更加精細，由圖4(a)可以看出，莫霍面埋深在研究區內存在強烈的橫向不均勻性，地殼厚度變化劇烈，由南到北逐漸加深。EW向上莫霍面的埋深與塊體(滇緬泰塊體、印支塊體、川滇塊體)的分區特征存在明顯相關性，深大斷裂在滇西北地區起著重要的控制作用。

表1 滇西北地區臺站接收函數分析結果

臺站代碼北緯/(°)東經/(°)臺站下方地殼厚度H/km臺站下方地殼波速比臺站下方地殼泊松比接收函數個數5302926.599.944.1±1.91.780±0.0470.268±0.018375303026.4100.249.3±2.21.737±0.0510.251±0.021435303126.1100.348.1±1.41.743±0.0700.252±0.029575303226.299.445.7±2.01.745±0.0490.254±0.020985303325.699.440.0±2.01.790±0.0350.273±0.013865303425.8100.547.9±1.31.688±0.0400.228±0.020605303525.9100.950.1±2.21.717±0.0560.241±0.027305303625.899.843.5±1.41.770±0.0500.264±0.020355303725.599.740.8±2.31.774±0.0480.266±0.019585303825.399.438.6±1.31.791±0.0550.272±0.021555303925.399.840.3±2.31.751±0.0720.255±0.029365304025.4100.542.0±1.81.775±0.0480.266±0.018335304125.0100.239.4±2.01.776±0.0480.267±0.018635304225.5100.041.7±1.51.785±0.0470.270±0.0191455304325.2100.341.7±1.31.797±0.0440.275±0.016465304425.1100.543.2±2.21.730±0.0480.248±0.021595304525.6100.947.3±2.21.736±0.0590.249±0.026375304625.6100.542.7±1.81.770±0.0500.264±0.0201005304725.3100.948.0±1.71.711±0.0590.238±0.028435304825.9100.147.0±2.71.736±0.0730.248±0.035385304927.399.658.6±1.81.718±0.0340.243±0.015275305026.899.952.9±2.51.712±0.0610.238±0.029375305127.4100.452.4±1.91.790±0.0530.272±0.019455305227.2100.454.3±1.41.718±0.0490.242±0.022605305327.8100.654.7±2.51.764±0.0520.262±0.021625305427.0100.848.8±1.81.751±0.0530.256±0.022335305527.3100.849.6±1.81.860±0.0490.296±0.015605305627.0101.056.8±2.41.751±0.0690.255±0.027335305726.8100.551.0±1.71.838±0.0330.289±0.011235305826.5100.553.3±1.31.704±0.0400.236±0.019285305926.3100.649.8±1.81.703±0.0770.233±0.032895306026.4101.059.4±2.81.743±0.0800.251±0.034265306125.598.538.2±2.11.757±0.0640.258±0.027385306225.298.337.0±1.11.740±0.0540.251±0.024565306324.998.737.4±2.11.720±0.0710.242±0.032405306424.798.535.7±1.61.714±0.0620.239±0.028915306525.599.241.8±1.41.669±0.0420.219±0.021455306625.298.838.4±1.81.718±0.0680.241±0.031335306725.598.938.1±1.71.785±0.0570.270±0.021365306824.798.837.0±2.11.753±0.0920.251±0.035355306924.699.033.5±1.91.726±0.0710.244±0.031365307024.399.033.6±1.61.739±0.0590.251±0.02654

臺站代碼北緯/(°)東經/(°)臺站下方地殼厚度H/km臺站下方地殼波速比臺站下方地殼泊松比接收函數個數5307125.099.538.1±1.91.759±0.0600.259±0.024945307224.999.637.8±1.61.745±0.0570.253±0.024975307325.099.837.7±1.61.776±0.0500.267±0.019785307424.599.332.0±1.51.809±0.0640.278±0.0231005307524.599.636.3±1.01.700±0.0570.233±0.027895307624.899.237.6±2.01.811±0.0780.280±0.017165308724.9100.143.5±0.61.687±0.0260.229±0.01275308824.799.937.3±1.11.712±0.0380.240±0.018425308924.7100.240.0±1.21.698±0.0330.234±0.016175309124.6100.533.1±1.21.810±0.0400.280±0.015195310224.6100.744.1±1.51.684±0.0330.227±0.016445314426.4101.247.9±1.11.796±0.1000.270±0.036355314526.0101.152.2±1.61.871±0.0380.299±0.016255314626.1101.747.7±1.91.773±0.0440.266±0.017375314725.5101.946.1±2.61.712±0.0650.238±0.031185314925.3101.543.9±1.51.769±0.0460.264±0.018245315125.0100.846.6±2.61.826±0.0570.284±0.020265315224.8101.242.1±1.31.769±0.0590.263±0.023175315324.7101.641.0±8.01.696±0.1560.217±0.07414CuX25.0101.545.8±3.61.679±0.070.221±0.03548YoS26.7100.850.5±3.11.693±0.0720.228±0.03647LiJ26.9100.251.6±2.01.826±0.0460.285±0.01647YuL25.999.448.1±2.41.726±0.0700.244±0.03437HeQ26.5100.249.3±1.91.854±0.0370.294±0.01217TuS25.6100.344.3±1.81.740±0.0700.250±0.03117BaS25.199.136.6±2.21.789±0.0620.271±0.02375YuX24.4100.136.2±1.91.726±0.0410.246±0.01823ZoD27.899.760.7±2.71.840±0.0490.289±0.03444ErY26.199.946.5±1.11.751±0.0240.258±0.01046TeC25.098.540.3±1.12.018±0.0800.335±0.01646YuM25.7101.946.5±2.11.694±0.0620.230±0.02947DaY25.7101.340.5±2.31.79±0.0750.269±0.02546MaS24.498.638.1±1.71.816±0.0620.281±0.02225GoS27.798.754.6±2.41.864±0.0650.296±0.02143HuP26.6101.253.5±3.11.810±0.1100.263±0.04141平均值48.1±2.21.765±0.0590.260±0.02547

圖4 滇西北地區莫霍面深度(a)和泊松比(b)Ⅰ： 滇緬泰塊體； Ⅱ： 印支塊體； Ⅲ： 川滇塊體； F1： 怒江斷裂； F2： 瀾滄江斷裂； F3： 金沙江-紅河斷裂； F4： 麗江-小金河斷裂

滇西北地區莫霍面深度呈舌狀突出，金沙江紅河斷裂帶東西兩側莫霍面深度有明顯差異，東部明顯比西部深，且東部莫霍面深度變化比西部劇烈。紅河斷裂帶西部的印支塊體和滇緬泰塊體內部地殼厚度由南到北均勻增加，由32km加深至69km，這種現象與地下介質的活動性較弱有關。南部騰沖、保山一帶，莫霍面深度變化為32.6～40.0km，其北部地區(26°N以北)莫霍面深度由44km逐漸加深至58.1km。白志明等(2004)得出遮放-賓川剖面積地殼厚度為35～46km，本文中遮放附近沒有臺站，自騰沖至大理賓川附近地殼厚度為 36～46.5km，與其結果一致。瀘水北部地區是地殼減薄的異常區，而騰沖地區作為著名的火山區，其地殼厚度較薄是由于地幔玄武巖上涌造成的(劉瑞豐等，1993)。

川滇塊體內部地殼厚度為34.2～63.3km，以紅河斷裂帶為分界線的東側川滇塊體地殼厚度明顯深于西側，說明紅河斷裂帶作為川滇菱形塊體的西邊界，吸收了大部分青藏高原東南向的“逃逸運動”。在27°N紅河斷裂東西兩側地殼異常區，紅河斷裂東側厚度最深處達58km，而西側深度僅46km左右，厚度相差最大為12km，比徐鳴潔等(2005)得出的紅河斷裂帶東西兩側深度的差值大，但對東西兩側存在厚度差異的認知基本一致。在楚雄、大姚至攀枝花一帶存在上地幔隆起，在賓川附近有上地幔凹陷，這與闞榮舉等(1977)和張曉曼(2011)得到云南地區“一隆兩凹”結果一致。而在賓川和大姚北部地區有地殼厚度明顯減薄的趨勢，可能是由深部物質向上運移(劉瑞豐等，1993)、侵蝕地殼所致，這2個地區也是云南地區強震密集地區，推測地殼厚度突變地區與強震發生有一定的關聯性。

3.2 泊松比結果

泊松比是研究地殼物質成分的一個重要參數，地殼平均泊松比σ的變化可能由許多地球物理和地球化學因素所致。已有研究結果表明，σ<0.24的介質含有相對較高的石英礦物含量，而σ>0.25的介質含有相對較高的鐵鎂質礦物成分，地殼中的流體或部分熔融的介質可有較高的vP/vS值(Christensen et al，1975；Fountain et al，1989)。這意味著含有流體或部分熔融體的地殼平均泊松比較大，即高泊松比介質更容易在外力的作用下產生橫向變形。

根據波速比與泊松比之間關系，將計算得到的波速比轉化為泊松比(圖4(b))。結果表明，滇西北地區地殼平均泊松比變化復雜，研究區內泊松比的分布也存在橫向不均勻性。泊松比值范圍為0.21～0.33，平均泊松比為0.26，且本文得到的泊松比多數集中在0.24～0.28之間，與全球大陸地殼平均泊松比0.27(Zandt et al，1995b)接近，高于中國大陸地殼平均泊松比0.249(Chen，2007)，與Wang等(2017)得到結果一致，推測可能與下地殼中鎂鐵質含量增加有關，同時也顯示了滇西北地區地殼物質組成的復雜性和顯著的不均勻構造。在怒江斷裂、瀾滄江斷裂、麗江-小金河斷裂及金沙江紅河斷裂帶大理南部地區附近，地殼的平均泊松比接近甚至大于0.27(全球大陸地殼平均值)，說明滇西北地區斷裂帶附近存在流變物質，很可能是下地殼軟物質的通道。

瀾滄江斷裂和怒江斷裂帶附近的滇緬泰塊體和印支塊體的地殼平均泊松比在 0.24～0.29 之間，這與怒江斷裂帶“S型”的花崗巖帶不無關系(利啟棠，1997)，是由怒江斷裂帶下地殼內的低速層厚度較大所致(傅竹武等，2007；李永華等，2009)。瀾滄江斷裂帶的高泊松比可解釋為此斷裂大部分被中生代沉積和火山巖所掩蓋。滇緬泰塊體內另一個泊松比異常區為騰沖及其北部地區，地殼及地幔物質的部分熔融是造成其泊松比值高的主要原因。24°～25°N 的哀牢山-紅河斷裂帶附近高泊松比值區域，即哀牢山-紅河斷裂帶略向西南突出的弧形區域，為哀牢山變質巖帶，是一條高地熱異常帶，其泊松比值高于印支塊體平均泊松比值，為0.27左右。

3.3 地殼厚度與臺站周圍海拔、泊松比之間的關系

圖5(a)給出滇西北地區地殼厚度和臺站周圍海拔的線性關系，以臺站海拔為橫坐標，莫霍面深度為縱坐標做線性擬合，其中臺站海拔取臺站周圍0.5°半徑范圍內的平均海拔，擬合關系式為

y=9.83x+22.81

(7)

相關系數為74.2%，與Wang等(2017)用同樣的數據在不同地區得到的結果趨勢一致，但由于所用臺站數目不同，在此不作比較。本文線性擬合結果顯示，莫霍面深度大部分隨地形增高而增加，為正相關關系，但仍然有部分臺站所在地區地殼厚度與海拔之間的關系不符合擬合的線性關系式，推測該區域地殼結構極其不均衡，或受青藏高原物質側向擠出影響強烈。

圖5(b)給出滇西北地區地殼厚度和泊松比之間的關系，兩者之間不存在線性或其他關系。從圖4看出滇西北地區地殼厚度和泊松比的變化主要受此區深大斷裂帶控制。我們發現深大斷裂帶是莫霍面變化劇烈或過渡地區，同時斷裂附近泊松比相對塊體內部較高，說明深大斷裂帶附近有流變的物質存在，很可能是青藏高原物質向川滇地區轉移的通道。

圖5 地殼厚度與海拔、泊松比之間的關系(a)地殼厚度與海拔；(b)地殼厚度與泊松比

金沙江紅河斷裂帶是一條NW-SE走向的大型走滑斷裂，除地殼厚度的趨勢性變化以外，本文結果顯示紅河斷裂在本區呈現出明顯的邊界作用。金沙江紅河斷裂西側地殼厚度較薄，而斷裂東側則較厚，表明金沙江紅河斷裂切斷了地殼。金沙江紅河斷裂西側的地殼深度變化相對平緩，在西側地殼厚度變化劇烈。相應地，其東西部泊松比特征差別較大，西部瀾滄江斷裂、怒江斷裂帶匯聚，地殼結構相對復雜，泊松比相對較高，說明深大斷裂帶附近存在流變物質，可能為青藏高原物質向川滇地區流動的一大通道。紅河斷裂帶東部川滇塊體地殼厚度變化及泊松比變化則相對平緩。

麗江-小金河斷裂帶附近地殼厚度變化較大，發現較高的泊松比值(大于0.26)，這種泊松比值相對較高的情況說明麗江-小金河斷裂存在流變特征。同時麗江-小金河斷裂南北塊體差異較大，其北部為莫霍面深度變化緩慢區域，泊松比值的變化也較小，而南部泊松比值與地殼厚度存在正相關，攀枝花西部和大姚北部附近泊松比值明顯比周圍地區高，為0.27左右，此區域為地殼增厚區域。

4 結論

本文使用滇西北地區的16個固定地震臺和喜馬拉雅臺陣項目的103個流動臺站(共119個地震臺站)記錄的238個5.8級以上的遠震事件，利用密集臺陣的接收函數方法得到較為精細的地殼厚度及泊松比。由于臺站密集度較高，研究區域的地殼厚度和泊松比縱向變化明顯，地殼厚度和海拔之間存在正相關的線性關系。從地殼厚度和泊松比之間的關系上看，深大斷裂帶對研究區域的構造特征和深部動力環境起著控制作用。研究區域中的金沙江紅河斷裂帶呈現板塊型邊界特征，怒江斷裂帶和瀾滄江斷裂帶附近可能是青藏高原物質向川滇地區側向擠出的一大通道，麗江-小金河斷裂帶下面的高泊松比值說明其深部存在流變物質。

致謝：中國地震局地球物理研究所中國地震學科數據中心為本研究提供地震波形數據。本文在撰寫過程中得到胡家富教授、楊海燕副教授的幫助，在此一并表示衷心感謝。