利用接收函數、面波頻散和ZH振幅比聯合反演青藏高原東南緣地殼結構及其動力學意義

高天揚， 丁志峰,2*， 王興臣,2， 姜磊

1 中國地震局地球物理研究所, 北京 100081 2 中國地震局震源物理重點實驗室, 北京 100081

0 引言

青藏高原東南緣橫跨中國西南的四川和云南兩省，以印度—歐亞板塊碰撞過程形成的復雜的新生代構造為特征(Molnar and Tapponnier, 1975; Yin and Harrison, 2000).這一區域斷裂眾多，目前發育較大的斷裂有：南北向為主的小江斷裂、普渡河斷裂和程海斷裂、北西—南東向的紅河斷裂以及北東—南西向的麗江—寧蒗斷裂等(圖1b).這些斷裂把該地區劃分為不同的地質構造單元，主要的地質構造單元有中部的川滇菱形塊體、西部的滇緬泰塊體、西南部的印支塊體、東部的揚子塊體和東北部的四川盆地.麗江—寧蒗斷裂進一步把川滇菱形塊體分為川西北次級塊體和滇中次級塊體(圖1b).

從地震的角度來看，研究區域(21°N—29.5°N，97.5°E—107.5°E)位于地震危險性很高的青藏高原東南緣的南北地震帶南段，該區域內地震頻發，中國歷史上有記載的大地震(MW>7)中，有三分之一以上發生在該區域(張培震等, 2003).2014年8月3日在云南省昭通市魯甸縣發生的6.5級地震使一百多萬人受災，三千多人傷亡，造成了巨大的人員傷亡和財產損失.圖1b給出了研究區域1970年以來發生的MW≥5.0的地震分布.從構造的角度來看，研究區域位于西部高原中心地帶和東部穩定的華南塊體之間(Shen et al., 2005)，是高度形變的青藏高原與揚子塊體的過渡區.青藏高原是新生代時期印度板塊與歐亞板塊碰撞的產物，碰撞使平均海拔為4500 m的青藏高原發生劇烈隆起和地殼收縮增厚，造成其地殼厚度是平均地殼厚度的2倍(Molnar et al., 1993; Yin and Harison, 2000; Chen et al., 2010).為了很好地解釋青藏高原的構造演化和地殼形變，前人提出了三種模型：(1)剛性塊體側向擠壓模型：該模型認為印度板塊對青藏高原沒有進行大規模的俯沖下插，而是水平推擠，導致剛性塊體的擠壓變形主要發生于沿塊體邊界的走滑斷裂(Tapponnier and Molnar, 1976; Tapponnier et al., 1982, 2001)；(2)連續變形模型：該模型認為印度板塊對青藏高原的擠壓作用使得構造變形在整個巖石圈至少是中下地殼發生了連續變形(England and Houseman, 1986,1989; England and Molnar, 1997)；(3)地殼通道流模型：該模型認為青藏高原下地殼物質從高原中部被擠出到高原邊緣，并在此堆積，從而導致上地殼和下部地幔之間的解耦變形(Clark and Royden, 2000; Clark et al., 2005; Royden et al., 1997, 2008).近年來，又有學者提出新的結構模型來解釋青藏高原的形成演化機制，如“大地幔楔”結構模型：該模型認為青藏高原東緣存在由印度板塊深俯沖至地幔轉換帶并在地幔轉換帶內形成“大地幔楔”結構(Lei et al., 2009, 2019; Lei and Zhao, 2016)，該模型對于更好地理解青藏高原的構造演化同樣具有重要的科學意義.青藏高原東南緣作為高原的邊緣地帶，地震活動頻繁，地質構造復雜，是檢驗上述模型的熱點區域和理想場所.因此對該地區地殼結構的精細化研究可能對上述模型的區分和地震危險性評估起到關鍵作用.

21世紀以來，地球物理工作者通過各種各樣的地球物理學方法對青藏高原東南緣地殼結構開展了一系列研究.包括接收函數(李永華等, 2009; Zhang et al., 2010; Xu et al., 2013; Hu et al., 2018)、面波層析成像(Yao et al., 2008; Li et al., 2014b; Wang and Gao, 2014; Qiao et al., 2018; 張智奇等, 2020)、體波層析成像(王椿鏞等, 2002; Huang et al., 2002; Wang et al., 2003; Huang et al., 2015; Lei et al., 2009, 2019; Lei and Zhao, 2016)、背景噪聲層析成像(Yao et al., 2006, 2008; Yang et al., 2012; 魯來玉等, 2014)、衰減(Bao et al., 2011)和深地震測深(張中杰等, 2005a; Wang et al., 2007, 2009; Zhang et al., 2011)等.這些研究成果普遍支持在研究區中下地殼存在低速體(LVZ)和通道流.然而，之前研究得到的地殼模型(Royden et al., 1997; Cook and Royden, 2008)認為青藏高原東南緣中下地殼流流動很通暢，沒有受到阻礙，這與峨眉山大火成巖省(Emeishan Large Igneous Province，ELIP)的研究成果不符.峨眉山大火成巖省形成于約259 Ma，是存在于研究區內的唯一被國際學術界認可的大火成巖省(徐義剛和鐘孫霖, 2001).它分布于揚子克拉通的西緣，以紅河斷裂為西南界(圖1b)，出露面積為250000 km2，通常認為它的形成與古地幔柱有關(徐義剛和鐘孫霖, 2001; Ali et al., 2010; 徐濤等, 2015).根據分布于西南三省中—晚二疊紀茅口灰巖的侵蝕程度，可將ELIP自西向東大致分為內帶(深度剝蝕帶)、中帶(部分剝蝕帶)、外帶(古分化帶)和邊緣連續沉積帶，且在空間上具有明顯的變化規律.其中，內帶大致為圓形，直徑約400 km，包括四川省南部和云南省西部，以密度大、P波和S波速度高、VP/VS比高及地殼厚度大為特征(Chen et al., 2015)；中帶為300 km寬的弧形環帶，包括四川省的西南部和云南省東部(何斌等, 2003).

在之前的研究中，學者們用體波、面波及聯合反演等方法得到了研究區三維S波速度模型(Yao et al., 2010; Liu et al., 2014; Bao et al., 2015; Shen et al., 2016; Li et al., 2016; 鄭晨等, 2016).這些研究所得到的S波速度模型在一定程度上是相似的，但在很多細節方面又有不同，比如低速體的位置和形態.這可能與數據的敏感性以及反演方法的非唯一性有關.最近，在與研究區相似的區域內同樣進行了S波速度結構方面的研究(Yang et al., 2020; 張智奇等, 2020).他們的研究結果與前人的研究結果一樣，同樣觀測到在中下地殼存在兩個低速體，但是低速體的空間分布特征又互不相同.可以看出，在青藏高原東南緣地殼存在低速體已得到一致的認同.為了通過提高橫向分辨率來更好地刻畫低速體的位置和形態，本文利用更加密集的臺陣數據通過聯合反演的方法將更多敏感性互補的資料加進來以約束研究區地殼S波速度結構.接收函數對臺站下方地殼和上地幔的速度間斷面很敏感，對絕對速度不敏感；而面波頻散可以反演得到絕對S波速度結構，卻對速度間斷面約束較差.因此利用接收函數和面波頻散聯合反演可以很好地約束地下介質S波速度結構(Last et al., 1997; ?zalaybey et al., 1997; Sun et al., 2014; Bao et al., 2015; 鄭晨等, 2016).ZH振幅比(ZH ratio)(Tanimoto and Alvizuri, 2006)是指基階瑞雷面波垂向(Z)分量振幅與徑向(R)分量振幅的比值，是一個隨頻率變化的函數.它與地下淺部結構有密切的關系.ZH振幅比主要對近地表或地殼淺部的速度結構敏感(Boore and Toks?z, 1969).高頻(>1 Hz)的瑞雷面波ZH振幅比經常用來反演臺站下方最頂部幾百米的速度結構(F?h et al., 2001)，中長周期的ZH振幅比可用來反演地殼結構(Yano et al., 2009).從敏感核來說，在相同周期，ZH振幅比的敏感核深度大約為瑞雷面波頻散的一半(Tanimoto and Rivera, 2008; Yano et al., 2009), 因此相比于同周期的相速度頻散來說，ZH振幅比對更淺部地殼敏感的同時也可以對地殼結構提供獨立的約束.因此，在接收函數和面波頻散的基礎上加入ZH振幅比信息來共同約束地殼和上地幔的S波速度結構方面，也得到越來越多的應用(Kang et al., 2016; Yang et al., 2020).

在本文中，首先利用在青藏高原東南緣布設的流動地震臺站記錄到的遠震波形數據分別計算瑞雷面波頻散曲線(10～60 s)、ZH振幅比(12～60 s)和接收函數(0～12 s).其次，使用了Shen等(2016)利用背景噪聲面波層析成像方法得到的光滑S波速度模型作為初始模型，用來提高最終反演得到的S波速度模型的準確性.接下來，對研究區內的每個臺站采用Zhang和Yao (2017)提出的分步線性反演算法聯合反演上述三種資料得到一維S波速度結構，通過插值得到研究區新的三維S波速度模型.最后探討新模型所揭示的構造意義.

圖1 (a) 研究區流動地震臺站分布圖. 三角形代表319個流動地震臺站, 其中紅色和藍色三角形分別代表后續研究所使用的4505和53196臺站, 紅色方框框出了研究區域, 如圖(b)所示. (b) 研究區地形與地質構造圖. 藍色實線代表研究區內一般斷裂, 黑色實線表示研究區內主要斷裂, 紅色圓點代表峨眉山大火成巖省內帶、中帶和外帶的邊界, 品紅色圓點代表1970年以來發生的MW≥5.0地震震中的分布, 紅色五角星表示騰沖火山, 白色三角形代表魯甸地震的震中. YMTB: 滇緬泰塊體; CXBB: 川西北次級塊體; DZB: 滇中次級塊體; ICB: 印支塊體; YZB: 揚子塊體; ANHF: 安寧河斷裂; XJF: 小江斷裂; PDHF: 普渡河斷裂; RRF: 紅河斷裂; LJ-NLF: 麗江—寧蒗斷裂; CHF: 程海斷裂; SM: 思茅盆地; CX: 楚雄盆地Fig.1 (a) The distribution map of the temporary seismic stations in the study area. The triangles show 319 temporary seismic stations, where the red and blue triangles represent 4505 and 53196 stations used in the follow-up study; The red box outlines the study region as shown in (b). (b) The topography and tectonic sketch map of study region. The blue lines show general faults; The black lines show major faults; The red dots outline the boundaries between the inner, intermediate and outer zones of Emeishan Large Igneous Province (ELIP); The magenta filled circles show epicenters of earthquakes (MW≥5.0) since 1970; The red pentagram represents the location of Tengchong volcano; The white triangle represents epicenter of Ludian earthquake. YMTB: Yunnan-Myanmar-Thailand Block; CXBB: Chuanxibei Sub-Block; DZB: Dianzhong Sub-Block; ICB: Indo-China Block; YZB: Yangtze Block; ANHF: Anninghe Fault; XJF: Xiaojiang Fault; PDHF: Puduhe Fault; RRF: Red River Fault; LJ-NLF: Lijiang-Ninglang Fault; CHF: Chenghai Fault; SM: Simao Basin; CX: Chuxiong Basin

1 數據處理

我們使用了2010年9月由中國地震局地球物理研究所牽頭的“中國地震科學探測臺陣——南北地震帶南段”項目在青藏高原東南緣布設的350個寬頻帶流動地震臺站在2011年6月到2014年2月記錄到的遠震體波和面波數據.圖2展示了布設在貴州省、四川省和云南省內的一些流動臺站記錄到2011年8月22日在日本海發生的一個震級為5.9級地震的原始波形數據.由于研究區某些流動地震臺站記錄到的數據質量較差，無法計算接收函數和ZH振幅比，所以最終本文反演得到了共計319個臺站的一維S波速度模型.這319個臺站(圖1a)都有接收函數和ZH振幅比值，而瑞雷面波相速度值可以通過整個研究區相速度分布插值到每個臺站的位置上.接下來我們將詳細描述數據處理的具體流程.

1.1 瑞雷面波頻散

本文的聯合反演使用了瑞雷面波相速度頻散資料，該頻散資料使用了“中國地震科學探測臺陣——南北地震帶南段”項目的垂直向記錄.對原始數據進行預處理后采用雙臺法計算得到超過3500條獨立路徑上的瑞雷面波10～60 s相速度頻散曲線，最終通過面波層析成像方法反演得到研究區不同周期分辨率為0.5°×0.5°相速度分布(Li et al., 2014b; 潘佳鐵等, 2015).最后，從研究區相速度分布中提取各個臺站位置所對應的周期范圍為10～60 s的相速度值.通過計算后驗協方差矩陣(Tarantola and Valette, 1982)作為相速度誤差值.若該誤差小于相速度值的2%，則取相速度值的2%作為最終的誤差值.把得到的相速度值及相速度誤差值作為聯合反演的面波頻散資料.圖3給出了周期為10 s和40 s的瑞雷面波相速度分布圖.10 s的相速度分布反映了研究區上地殼的S波速度變化.從分布圖可以看出，研究區最顯著的低速異常位于川西北次級塊體、紅河斷裂南部、小江斷裂、普渡河斷裂、滇中次級塊體南部以及楚雄盆地和思茅盆地等處.從40 s的相速度分布圖可以看出低速主要位于川西北次級塊體.在10 s顯示為低速異常的其他區域在40 s的相速度分布圖中不再明顯，這主要是因為川西北次級塊體下方地殼較厚，此時還處于地殼部分，而其他區域已經進入上地幔.

圖2 (a) GZ(貴州省)、SC(四川省)和YN(云南省)一些流動地震臺站的分布(黑色三角形)以及2011年8月22日在日本海發生的一個5.9級地震的震中位置(紅色五角星). (b—d) 由GZ、SC及YN臺站記錄到的日本海5.9級地震的原始波形數據圖(b)、(c)和(d)左側的數字代表臺站名稱, 中間的數字表示震中距(km).Fig.2 (a) Distribution of some temporary seismic stations (black triangles) in GZ (Guizhou Province), SC (Sichuan Province) and YN (Yunnan Province) and the epicenter (red pentagram) of an earthquake (M5.9) that occurred in the Sea of Japan on 22 August 2011. (b—d) Examples showing original seismograms recorded by GZ, SC and YN seismic stations for the earthquake (M5.9) in the Sea of JapanThe numbers on the left of figures (b), (c) and (d) represent the code of seismic stations, and the numbers on the middle represent the epicentral distance in km.

1.2 瑞雷面波ZH振幅比

我們使用了研究區布設的350個流動地震臺站在2011年6月到2014年2月期間記錄的MW≥5的地震事件.對所有地震數據進行去均值、去線性趨勢、波形尖滅和去儀器響應，然后將三分量中的南北分量(N)和東西分量(E)旋轉到徑向分量(R)和切向分量(T)上，然后將垂直分量(Z)和水平分量(R)提取出來，以2.5～5.0 km·s-1的相速度范圍作為瑞雷面波窗進行截取.使用時域多次濾波法(time domain multiple-filter method)(Sexton et al., 1977; Chong et al., 2015)來計算瑞雷面波ZH振幅比.ZH振幅比計算的周期范圍為12～60 s，用來聯合反演地殼和最上層地幔的S波速度結構.

圖3 研究區10 s和40 s周期的瑞雷波相速度分布圖棕色細實線表示研究區內一般斷裂, 黑色粗實線表示研究區內主要斷裂, 紅色圓點代表峨眉山大火成巖省內帶、中帶和外帶的邊界. 黑色五角星表示騰沖火山.Fig.3 Phase velocity maps of Rayleigh wave in the study region at 10 s and 40 sThe brown thin lines indicate general faults, while the black thick solid lines indicate major faults in the study region. The red dots outline the boundaries between the inner, intermediate and outer zones of Emeishan Large Igneous Province (ELIP). The black pentagram represents the location of Tengchong volcano.

由于受到地下介質微觀結構等因素的影響(Ferreira and Woodhouse, 2007)，ZH振幅比在實際計算過程存在較大的誤差范圍，且其值也很難呈高斯狀分布.而Tanimoto和Rivera(2008)認為這種誤差是穩定的，可以通過統計的方法加以約束.參考Lin等(2012)、袁藝等(2016)及Yang等(2020)計算ZH振幅比的流程，我們在數據處理過程中設置多個篩選條件以提高計算結果的準確度和避免潛在誤差.具體的計算過程和篩選條件為：1) 遍歷所有地震事件，刪除垂直分量信噪比(SNR)小于8的三分量事件；2) 計算每一個地震事件的ZH振幅比值.由于ZH振幅比值的分布范圍為0.6～1.8，刪除在此范圍外的明顯異常值；3) 對于周期范圍內的每一個時間點，統計臺站在該時間點處有記錄的地震事件數.若事件數大于15，則計算其對應的平均值υ和標準差σ；4) 對于周期范圍內的每一時間點，若存在計算結果且為了避免計算值過于分散，刪除2σ范圍外的值(刪除[υ-2σ，υ+2σ]外的值)；5) 對于剩下的值，再次計算平均值υ和標準差σ，若呈高斯分布，則表明計算結果較為可靠.圖4b—d為利用53196臺站瑞雷面波信號計算得到的周期為20 s、35 s和45 s ZH振幅比分布情況，可以看出它們大致呈高斯分布，說明計算結果可靠.6) 由于計算得到的ZH振幅比曲線不光滑，所以以5個相鄰周期點為單位，對ZH振幅比曲線作滑動平均，得到的結果如圖4a藍色圓點所示.對于誤差(圖4a標準誤差棒)的確定，若標準誤差小于ZH振幅比值的2%，則將ZH振幅比的2%作為誤差值，否則將標準誤差作為誤差值.為了減少反演時間，通過抽取，把12～60 s周期范圍內的15個ZH振幅比及誤差值作為聯合反演需要的ZH振幅比資料.

瑞雷波相速度在接近其波長的1/3深度處對S波速度最敏感(Lin et al., 2012)，而長周期ZH振幅比對S波速度的靈敏度在地表幾公里處是最大的(Tanimoto and Rivera, 2008; Yano et al., 2009).圖5b為瑞雷波相速度的深度敏感核，可以看出，周期越小，面波相速度的敏感核深度就越淺；圖5c為ZH振幅比的深度敏感核，相比于相速度敏感核，ZH振幅比的敏感核在更淺的深度其敏感度達到最大，當深度再大時，ZH振幅比對速度的敏感度幾乎為0.圖6為周期20 s和40 s通過插值得到的二維ZH振幅比及其誤差分布圖.從20 s和40 s的ZH振幅比分布圖可以看出，研究區最顯著的高ZH振幅比位于川西北次級塊體，這可能與四川盆地西南部至攀枝花地區的高速體對川西北次級塊體下方低速物質的運移具有阻擋作用所導致的地殼增厚和地形隆升有關.另外在20 s的ZH振幅比分布圖中，低ZH振幅比區域與研究區內的主要沉積盆地(思茅盆地和楚雄盆地，見圖1b)有很好的相關性.同時在這兩個周期的ZH振幅比分布圖中，在四川盆地都可以看到低的ZH振幅比分布，這可能是由面波在四川盆地沉積層中的水平放大效應所導致.

圖4 利用53196臺站瑞雷面波信號計算得到的ZH振幅比(a) 12～60 s ZH振幅比及誤差值, 誤差用標準誤差棒來表示. (b—d) 20 s、35 s和45 s不同地震事件計算得到的ZH振幅比分布直方圖. 藍色豎直線為對應各周期的ZH振幅比均值, 均值標注在藍色豎直線右邊, 事件總數標注在圖的右側.Fig.4 ZH ratio measured by Rayleigh waves at station 53196(a) ZH ratio at periods of 12～60 s with the associated uncertainties plotted in standard deviation error bars. (b—d) The histograms of ZH ratio measurements from different events at 20 s, 35 s and 45 s. The blue vertical line in each figure represents the mean value of ZH ratio at the corresponding period, with the mean value labeled on the right of the blue vertical line and the total number of events marked on the right of the figure.

圖5 (a) 臺站4505聯合反演得到的一維S波速度模型. (b) 基階瑞雷面波相速度在周期10 s、20 s、40 s和60 s的深度敏感核. (c) ZH振幅比在周期12 s、20 s、30 s和40 s的深度敏感核. 相速度敏感核和ZH振幅比敏感核的計算都是基于(a)的一維S波速度模型Fig.5 (a) 1D S-wave velocity model obtained by joint inversion at station 4505. (b) Depth sensitivity to VS of the Rayleigh wave phase velocity at 10 s, 20 s, 40 s and 60 s. (c) Depth sensitivity to VS of the Rayleigh wave ZH ratio at 12 s, 20 s, 30 s and 40 s. These sensitivities are computed based on the 1D S-wave velocity model of (a)

圖6 研究區20 s和40 s 瑞雷面波ZH振幅比及誤差分布圖圖中線條及黑色五角星所表示的含義與圖3相同.Fig.6 ZH ratio maps of Rayleigh wave and associated uncertainties in the study region at 20 s and 40 sThe meanings of the lines and black pentagram in the figure are same as those in Fig.3.

1.3 接收函數

我們使用了在研究區布設的350個流動地震觀測臺站于2011年6月到2014年2月間記錄到的遠震波形中震中距在30°～90°、MW≥5.5和波形信噪比高的900個遠震事件.圖7給出了遠震事件的震中位置分布，可以看出事件的方位覆蓋較好.在計算接收函數時，先對三分量記錄進行去均值、去線性趨勢和去儀器響應等預處理，然后以頻率范圍為0.02～1 Hz進行帶通濾波，之后在P波到時前50 s、后100 s的時間窗內截取P波波形，并將三分量中的南北分量(N)和東西分量(E)旋轉到徑向分量(R)和切向分量(T)上.應用時間域迭代反褶積算法(Ligorría and Ammon, 1999)對被5個以上臺站記錄到的且有清晰P波震相的記錄進行接收函數的計算.計算過程中設置高斯系數為3.對計算結果進行適當篩選，波形明顯異常且PmS到時明顯不同的均被刪除.對研究區域350個臺站接收到的900個地震進行計算并篩選共得到37139條徑向接收函數.圖8為計算得到的臺站4505和53196徑向接收函數結果.圖中可以看到很清晰的PmS震相.聯合反演所使用的接收函數是對所有徑向接收函數疊加所得(圖8a和b上側).我們把疊加接收函數與所有單個接收函數均方根(RMS)差的絕對值作為接收函數誤差(圖10和圖11c灰色帶狀區域).最終的聯合反演取疊加接收函數前12 s波形.

1.4 初始模型

聯合反演所使用的初始模型為Shen等(2016)利用瑞雷面波頻散資料通過貝葉斯-蒙特卡羅方法反演得到的中國及鄰近地區分辨率為0.5°×0.5°地殼和上地幔0～150 km的三維S波速度模型.我們從中提取與各個臺站位置相對應的0～100 km范圍內的深度-速度值，并對速度值進行高斯函數平滑處理作為初始S波速度模型.平滑處理的目的是為了減小初始模型中明顯的速度間斷面對線性反演結果的影響.初始模型文件中所需要的P波速度和密度通過VP-VS及ρ-VP的經驗公式得到(Brocher, 2005).

2 反演方法

本文使用的反演程序基于Zhang和Yao(2017)提出的分步線性迭代反演算法，該算法聯合反演接收函數、面波頻散和ZH振幅比得到每個臺站下方地殼的S波速度結構.該算法的正演過程可以寫為:

d=G(m),

(1)

d為n維數據向量，表示這三種數據向量的組合；G為非線性正演算子；m為由每個臺站下方S波速度分層模型參數組成的m維向量.用最小失配函數表示反演過程：

(2)

式中，η為平滑參數，用來平衡數據擬合(第一項)和模型正則化(第二項)；Δm為模型修正量；L為一階或高階Tikhonov平滑算子(Aster et al., 2011, 2013).

由于這三種數據主要對S波速度敏感，因此將模型向量簡化為固定層厚的S波速度m維向量mS，然后利用線性迭代阻尼最小二乘法最小化(2)式中的目標函數φ(m)，每次迭代的方程為:

(3)

(4)

p，q，r為權重系數，用來表示不同數據對反演結果的貢獻大小，且滿足p+q+r=1；下標SW，ZH，RF分別表示反演需要的面波頻散、ZH振幅比和接收函數資料；N代表不同數據參與反演的點數；σ2代表不同數據的測量誤差；(3)式中的rSW,rZH,rRF表示不同數據的修正剩余向量；GSW,GZH,GRF表示不同數據的敏感核，可以通過數值差分算法計算.

圖7 本研究中計算接收函數所使用的遠震事件的震中分布藍色五角星代表臺陣中心位置, 帶有顏色的圓點代表地震.Fig.7 Epicentral distribution of teleseismic events for receiver functions used in this studyThe blue pentagram represents the center of the seismic array and the colored dots represent earthquakes.

為了更好地利用不同數據對S波速度結構的敏感性，采用“兩步反演法”進行：1) 對初始模型通過聯合反演面波頻散和ZH振幅比獲得較為平滑的地殼和上地幔S波速度結構.相比于單獨的面波頻散反演，加入ZH振幅比可以更好地約束地殼淺部的S波速度結構.在反演中設置這兩種數據的權重系數是相等的，即p=q=0.5.理論測試結果表明(Zhang and Yao, 2017)，通過7次迭代反演就可以實現這兩種數據的很好擬合.將第一步得到的S波速度結構作為下一步反演的初始模型；2) 在反演中加入接收函數數據以獲得更精細的S波速度結構.這一步中為了更好地約束速度結構中小尺度的速度間斷面信息，給接收函數較大的權重值(r>p，q)，但也保留面波頻散和ZH振幅比一定的權重值，這樣可以在一定程度上避免接收函數對初始模型的依賴.理論測試結果表明(Zhang and Yao, 2017)，共計20次迭代就可以實現三種數據很好地擬合，S波速度結構也會得到很好的恢復.由于這三種數據都對S波速度敏感，所以聯合反演只得到S波速度結構，P波速度和密度通過經驗關系得到(Brocher, 2005).

如1.4節所述，我們從Shen等(2016)面波層析成像的結果中提取對應臺站位置的S波速度結構，建立了從地表到半空間深度為100 km的初始模型.初始模型的設置如下：在Shen等(2016)得到的Moho面位置下方5 km設置一邊界，從地表到該邊界，每2 km設置一層；從該邊界到100 km處，每10 km設置一層.這樣設置一方面是因為反演方法對地殼比對地幔有更好的垂向分辨率，另一方面是在聯合反演過程中可以得到更精細尺度上Moho面隨深度的變化.

對于可以計算得到接收函數和ZH振幅比值的319個地震臺站，我們把整個研究區相速度分布插值到這319個地震臺站的位置上，然后對這三種資料通過“兩步反演法”得到每個臺站下方一維S波速度結構.在反演中，使用一階Tikhonov平滑算子，并設置平滑系數為2.5.第一步只反演面波頻散和ZH振幅比，且滿足權重系數p=q=0.5.在第二步反演中，分別計算了兩種權重系數比例：p∶q∶r=1 ∶ 1 ∶ 8和p∶q∶r=2 ∶ 2 ∶ 6.反演結果表明：對于絕大多數臺站，這兩種結果幾乎沒有區別.但是對于部分臺站，接收函數權重系數設置過大，會導致最終反演結果被接收函數所主導.所以在對所有臺站進行聯合反演時，使用p∶q∶r=2 ∶ 2 ∶ 6.根據接收函數和面波資料(包括面波頻散和ZH振幅比)的噪聲水平，在三種數據中加入高斯隨機噪聲，然后進行聯合反演，稱為蒙特卡羅誤差分析(噪聲數據反演)(Zhang and Yao, 2017).我們對4505臺站進行了100次蒙特卡羅誤差分析(圖9)，設置面波頻散和ZH振幅比的噪聲水平為2%，接收函數的噪聲水平為10%.從圖9d可以看出反演結果都收斂于真實模型，表明該聯合反演方法具有穩定性.最后，在每2 km深度的0.5°×0.5°的網格上對一維模型進行插值，得到三維S波速度模型.

3 結果

利用前面介紹的聯合反演方法對研究區319個臺站逐個進行聯合反演，得到各個臺站一維S波速度模型.圖10和圖11作為示例給出了臺站4505和53196的聯合反演結果.從圖10d和圖11d來看，相比于初始模型，聯合反演得到的速度模型在地殼最上層幾公里和中地殼(20～30 km)低速帶(LVZs)存在明顯的低速異常.從圖10和圖11a—c來看，聯合反演得到的速度模型正演結果比初始速度模型的正演結果擬合度更好.

由于本文只關注地殼和最上層地幔的S波速度結構，同時考慮到深度敏感核(圖5)對60 km以上深度約束較好、ZH振幅比的最長周期為60 s以及反演方法主要對地殼結構約束效果好等諸多因素，所以最終確定反演深度為60 km.圖12聯合反演得到了深度為2 km、4 km、10 km、15 km、20 km、30 km、40 km和50 km S波速度水平分布.可以看出VS分布情況在不同深度表現出不同的特征.2 km深度的水平速度切片顯示，在普渡河斷裂和小江斷裂南部呈現低速異常(VS<2.75 km·s-1)，楚雄盆地和思茅盆地內由于分布有較厚的中新代沉積而呈現低速異常.在騰沖下方也存在一定程度的低速異常，這反映了騰沖盆地火山區的高熱流特性(胥頤等, 2013).高速異常主要分布于揚子塊體的南部以及紅河斷裂的西部區域.4 km深度的水平速度分布和2 km的一樣有很明顯的橫向不均勻性，低速異常(VS<3.05 km·s-1)主要分布在研究區存在較厚沉積層的盆地中，如四川盆地、楚雄盆地和思茅盆地，高速異常分布于揚子塊體下方部分區域.10 km深度的水平速度切片顯示，在揚子塊體下方部分區域存在高速異常，在川西北次級塊體、程海斷裂和紅河斷裂下方存在低速異常，這似乎是一條連通的低速體，從川西北次級塊體沿著安寧河—麗江—寧蒗—程海斷裂向西南方向延伸到達紅河斷裂下方.15 km深度的水平速度切片與10 km的大致相同，有區別的是在普渡河斷裂和小江斷裂下方出現了相對周圍區域明顯的低速異常.20 km深度的水平速度切片顯示，在揚子塊體和四川盆地下方呈現明顯高速異常.該切片最顯著的特征是存在兩個低速體，一個是從川西北次級塊體沿著安寧河—麗江—寧蒗—程海斷裂向西南延伸穿過紅河斷裂進入滇緬泰塊體；另一個是沿著小江斷裂和普渡河斷裂分布，向南延伸至24°N左右，兩個低速體被相對高速的滇中次級塊體中部(ELIP內帶)所隔開，同時可以看出高低速體邊界與主要斷裂有著很好的對應關系.30 km深度的水平速度切片顯示，其S波速度分布特征與20 km深度處的基本一致，在騰沖火山和川滇菱形塊體下方存在低速異常.40 km和50 km深度的水平速度切片顯示，只在研究區西北部存在明顯且大尺度的低速異常分布，其余區域呈現高速異常.這是因為在40～50 km深度范圍內，研究區西北部區域地殼較厚(～60 km)，此時還處于地殼部分，S波速度較低.而研究區的其他區域已經開始進入上地幔，其S波速度相對較高.這在一定程度上也可以反映出地殼厚度的南北向差異.

圖8 臺站4505 (a)和53196 (b)計算得到的徑向接收函數結果右側為相應的射線參數, 上側為接收函數疊加結果.Fig.8 Radial receiver functions of stations 4505 (a) and 53196 (b)The right side is the corresponding ray parameters, and the upper side is the stack result of the receiver functions.

圖9 4505臺站加入高斯隨機噪聲的反演結果(a) 瑞雷面波相速度; (b) 瑞雷面波ZH振幅比; (c) 接收函數; (d) 聯合反演獲得的S波速度模型. 圖(a—c)中黑色實線為臺站4505真實數據. (d)中黑色實線為真實數據聯合反演獲得的S波速度模型. 圖(a—c)中各種顏色的實線為添加了隨機噪聲的數據. (d)中各種顏色的實線為與(a—c)對應的聯合反演獲得的S波速度模型. Fig.9 Inversion results with random Gaussian noise from station 4505(a) Rayleigh wave phase velocities; (b) Rayleigh wave ZH ratio; (c) Receiver functions; (d) S-wave velocity model obtained by joint inversion. The black line in (a—c) and (d) show the real data and S-wave velocity model obtained by joint inversion of station 4505, respectively. The colored lines in (a—c) and (d) show the real data with random noise added and the corresponding S-wave velocity models obtained by joint inversion, respectively.

圖10 聯合反演4505臺站下方S波速度結構(a) 瑞雷面波相速度, 誤差由藍色標準誤差棒表示. (b) 瑞雷面波ZH振幅比, 誤差由藍色標準誤差棒表示. (c) 接收函數, 誤差由灰色帶狀表示. 圖(a—c)中紅色實線表示由聯合反演模型正演得到的數據, 黃色虛線表示由初始模型正演得到的數據. 圖(d)中藍色實線表示由Shen等(2016)得到的S波速度初始模型, 紅色實線表示聯合反演得到的S波速度模型.Fig.10 Joint inversion of S velocity structure under station 4505(a) Rayleigh wave phase velocities, with the uncertainties presented as blue one standard deviation error bars. (b) Rayleigh wave ZH ratio, with the uncertainties presented as blue one standard deviation error bars. (c) Receiver functions, with the uncertainties shown as gray shaded areas. The red solid lines and yellow dashed lines in (a—c) correspond to the forward datasets of the final model and initial model, respectively. (d) The blue solid line represents the initial S-wave velocity model obtained by Shen et al. (2016), and the red solid line represents the S-wave velocity model obtained by joint inversion.

圖11 聯合反演53196臺站下方S波速度結構(a) 瑞雷面波相速度, 誤差由藍色標準誤差棒表示. (b) 瑞雷面波ZH振幅比, 誤差由藍色標準誤差棒表示. (c) 接收函數, 誤差由灰色帶狀表示. 圖(a—c)中紅色實線表示由聯合反演模型正演得到的數據, 黃色虛線表示由初始模型正演得到的數據. 圖(d)中藍色實線表示由Shen等(2016)得到的S波速度初始模型, 紅色實線表示聯合反演得到的S波速度模型.Fig.11 Joint inversion of S velocity structure under station 53196(a) Rayleigh wave phase velocities, with the uncertainties presented as blue one standard deviation error bars. (b) Rayleigh wave ZH ratio, with the uncertainties presented as blue one standard deviation error bars. (c) Receiver functions, with the uncertainties shown as gray shaded areas. The red solid lines and yellow dashed lines in (a—c) correspond to the forward datasets of the joint inversion model and initial model, respectively. (d) The blue solid line represents the initial S-wave velocity model obtained by Shen et al. (2016), and the red solid line represents the S-wave velocity model obtained by joint inversion.

圖12 深度為2 km (a)、4 km (b)、10 km (c)、15 km (d)、20 km (e)、30 km (f)、40 km (g)和50 km (h) S波速度水平切片棕色細實線表示研究區一般斷裂, 黑色粗實線表示研究區主要斷裂, 紅色圓點代表峨眉山大火成巖省內帶、中帶和外帶的邊界. (e)中藍色虛線標出了兩個低速體的形狀, 黑色五角星表示騰沖火山.Fig.12 Horizontal slices of VS model at depths of 2 km (a), 4 km (b), 10 km (c), 15 km (d), 20 km (e), 30 km (f), 40 km (g) and 50 km (h)The brown thin lines indicate general faults, while the black thick solid lines indicate major faults in the study region. The red dots outline the boundaries between the inner, intermediate and outer zones of Emeishan Large Igneous Province (ELIP). The blue dashed line in (e) marks the shapes of the two low-velocity zones. The black pentagram represents the location of Tengchong volcano.

圖13 沿5個剖面的S波速度垂直切片, 5個剖面的位置如圖(a)中紅色直線所示圖(a)中綠色圓點代表峨眉山大火成巖省內帶、中帶和外帶的邊界.5個剖面中的黑色叉號代表1970年以來發生的震級MW≥5.0地震震源位置. 白色虛線代表勾畫出的莫霍面的位置和形態. 每個剖面上方的深灰色陰影區域代表所對應的地形, 紅色箭頭代表主要斷層的位置, 紅色字母縮寫的含義與圖1b相同. Fig.13 Five vertical cross sections, which are showed by the red lines in (a)The green dots in (a) outline the boundaries between the inner, intermediate and outer zones of Emeishan Large Igneous Province (ELIP). The black crosses denote the hypocenter of earthquakes (MW≥5) since 1970. The white dashed lines represent the position and shape of the Moho. The dark gray shaded areas above each vertical cross section represent the corresponding topography, the red arrows represent the locations of major faults, and the red abbreviations are the same as in Fig.1b.

圖14 沿圖13a中V3剖面的地形圖(a)、本文的S波速度垂直切片(b)以及張智奇等(2020)的S波速度垂直切片(c)其中(b)和(c)用圖13的色標繪制, 圖中黑色叉號的含義與圖13的相同. (a)中黑色字母縮寫的含義與圖1b中的相同.Fig.14 Topography (a), S-wave vertical sections of (b) this paper and (c) Zhang et al. (2020) along the V3 cross section of Fig.13a(b) and (c) are drawn by same color-bar shown in Fig.13 and the black crosses are same as in Fig.13. The black abbreviations are the same as in Fig.1b.

4 討論

4.1 與以往研究的比較

青藏高原東南緣中下地殼流一直是地球物理探測關注的重點.許多學者在相同或相近的研究區域內用各種方法進行了很詳細的3D速度結構研究(Liu et al., 2014; Bao et al., 2015; 鄭晨等, 2016; Shen et al., 2016; Qiao et al., 2018; Xin et al., 2019; 劉偉等, 2019; 張智奇等, 2020).Shen等(2016)和Xin等(2019)分別用面波層析成像方法和雙差走時層析成像方法得到了中國大陸S波速度結構，雖然他們的結果可以反映出更全面的速度分布情況，但也有為了使反演穩定以及為了擬合更多數據對平滑因子和阻尼因子等參數設置過大導致對淺部速度結構不能進行很好約束的缺憾.劉偉等(2019)同樣用雙差層析成像方法對青藏高原東南緣進行地震重定位并獲得了研究區3D地殼速度結構，但由于所使用的臺站較少且反演的深度范圍為30 km，所以不能很準確地反映低速體在整個地殼內的分布情況.由于在研究區西部的臺站相對稀疏，導致射線覆蓋較差，所以Qiao等(2018)沒有很清晰地識別出西部低速體的位置和形態.Bao等(2015)和鄭晨等(2016)利用流動密集臺網觀測資料聯合接收函數和面波頻散反演地殼和上地幔速度結構，但由于頻散數據的最小周期都在10 s左右，所以其結果對淺部地殼沒有很好的射線覆蓋和敏感性，因此可能會把約束淺部地殼的偏差傳遞到中下地殼.Liu等(2014)同樣利用密集臺陣觀測資料聯合接收函數和面波頻散反演青藏高原東部的地殼和上地幔S波速度結構，但由于他們的臺陣位置在100°E—105°E之間，所以不能反映青藏高原東南緣西側低速體的位置和形態.最近，張智奇等(2020)利用布設在青藏高原東南緣132個固定臺站10年的地震面波頻散數據，使用面波直接反演方法得到了研究區地殼和上地幔0～280 km的三維S波速度結構.由于他們所使用的相速度頻散的周期范圍為15～150 s，所以存在對淺部地殼約束不精確的可能性.此外，他們文章的重點是得到更準確的上地幔速度結構，他們在進行地殼速度結構反演時選擇了一個精細程度很高的模型，所以他們反演得到的地殼模型可能很依賴于初始模型.相比之下，我們加入ZH振幅比后的聯合反演結果不僅得到了中下地殼低速體的分布情況，而且還給出了與研究區地表地形和地質分布情況有很好相關性的最上層地殼的速度結構(圖12a—b)，因此速度模型更加精細且是前人在該研究區域沒有做過的.另外，在反演方法上，本文采用分步迭代算法進行線性反演，通常來說，對接收函數和面波資料(包括相速度和ZH振幅比) 使用線性反演方法進行聯合反演時會對初始模型有一定的依賴性(Ammon et al., 1990; Yano et al., 2009).但是根據Zhang和Yao(2017)對初始模型依賴性測試的結果表明，選擇不同初始模型近乎得到相同的反演結果，這證實了該聯合反演方法對初始模型的依賴性很小.

本文的聯合反演結果與以前的研究結果大體一致.在我們的S波速度結構中同樣可以看到兩個很明顯的低速體，但是低速體的具體位置和形態與以前的研究結果存在一定的差異.例如Bao等(2015)在深度為21 km的水平速度切片上可以看到兩個低速體圍繞著東喜馬拉雅構造結(EHS)穿過了整個研究區域；Qiao等(2018)的結果顯示了東低速體由北向南延伸穿過紅河斷裂進入越南，也貫穿整個研究區域.張智奇等(2020)在深度為25 km的中下地殼水平速度切片顯示出西側低速體廣泛分布于研究區的西北部，而東側低速體從云貴高原下方開始向西南方向延伸穿過小江斷裂和紅河斷裂并繼續向南延伸到達了越南的奠邊府斷裂帶西側區域.從低速體的整體分布來看，兩個低速體分別在研究區的西北部和東南部貫穿了整個研究區域.同時圖14展示了本文結果與張智奇等(2020)在研究區內沿26°N的S波速度垂直切片，對比可以看出本文的兩個低速體主要分布于10～30 km的深度范圍內，且主要沿著紅河斷裂、普渡河斷裂及小江斷裂等主要走滑斷裂分布，兩個低速體被中間呈高速異常的滇中次級塊體中部(ELIP內帶)所隔開；而張智奇等(2020)得到的低速體主要分布于15～40 km的深度范圍內，且低速體是相互連通的.與此同時本文的研究結果顯示兩個低速體的延伸范圍有限，由北向南只延伸到24°N左右.導致這種結果的差異可能與我們使用了多種資料的聯合反演有關.

4.2 地殼的主要速度結構特征

青藏高原東南緣中下地殼廣泛存在弱物質的低速層已經得到多種地球物理學證據的支持.然而不同數據和不同反演方法得到的中下地殼弱物質層具有不同的位置和形態(Yao et al., 2008; Bai et al., 2010; Bao et al., 2015; 鄭晨等, 2016; Peng et al., 2017; Qiao et al., 2018; Yang et al., 2020; 張智奇等, 2020).圖12和圖13顯示了在研究區內不同深度和不同垂直切片的S波速度反演結果.Litvinovsky等(2000)認為在大約900 ℃時處于30 km深度處的干燥地殼巖石開始熔融，此時所需要的剪切波速度大約為3.45 km·s-1.所以在圖13的垂直切片中，我們在中下地殼用VS=3.45 km·s-1的等值線圈出低速體，在速度低于3.45 km·s-1時可能會發生部分熔融.在低速體的位置出現高導電性(Bai et al., 2010)、強衰減(周龍泉等, 2009; Zhao et al., 2013)、高VP/VS比(Sun et al., 2014; Wang et al., 2017)、高熱流(Hu et al., 2000)和正徑向各向異性(Xie et al., 2013)等異常時也暗示著部分熔融的發生.在三種資料的共同約束下，我們結果中殼內低速體的分布深度(10～30 km)要淺于前人的結果，且其空間分布也更復雜.在20 km深度處可以看到兩個顯著的低速體(圖12e中藍色虛線圈出區域)，西北側的低速體以安寧河—麗江—寧蒗—程海斷裂為南部邊界，分布在川西北次級塊體內，并繼續向西南方向延伸到滇緬泰塊體；東南側的低速體主要沿著小江斷裂和普渡河斷裂分布，向南延伸至24°N左右(鄭晨等, 2016).這兩個低速體在之前的研究中也都有體現(Bai et al., 2010; Bao et al., 2015; Li et al., 2016; Qiao et al., 2018; 張智奇等, 2020).例如，Bai等(2010)利用大地電磁觀測資料得到的結果顯示，在青藏高原東部20～40 km的深度內存在兩個高導帶，西側的高導帶位于東喜馬拉雅構造結附近，東側的高導帶沿著鮮水河和小江斷裂分布；Bao等(2015)對接收函數和面波頻散聯合反演得到的結果顯示，在青藏高原東南緣中下地殼存在著兩個低速體，西側的低速體從川滇菱形塊體的北部向南延伸穿過金沙江—紅河斷裂進入滇緬泰塊體，東側的低速體從川滇菱形塊體的東南部向南延伸穿過紅河斷裂進入印支塊體；Li等(2016)聯合反演接收函數和面波頻散資料得到的結果顯示，在青藏高原東南緣20～30 km的深度內存在兩個低速體，這兩個低速體從研究區北部開始分別向西南和東南方向延伸最終交匯于云南南部；Qiao等(2018)利用背景噪聲面波層析成像方法得到的結果顯示，在中下地殼中同樣存在低速體，低速體從小江斷裂開始向南延伸穿過紅河斷裂進入越南，并以東部的小江斷裂和奠邊府斷裂為邊界.張智奇等(2020)利用面波直接反演方法得到的地殼S波速度結果顯示，西側的低速體以龍門山—麗江—小金河—程海斷裂為界，廣泛分布于研究區的西北部，東側的低速體則廣泛分布于云貴高原和小江斷裂下方，并向西南方向延伸進入越南奠邊府斷裂西側.雖然他們得到的低速體的位置和形態各有不同，但是其空間分布與主要斷裂有很好的關聯性，這在我們的結果中也有體現，這證實了深大斷裂在青藏高原東南緣構造演化過程中起到的重要作用(Yao et al., 2008; Liu et al., 2014; Qiao et al., 2018).

從圖13所示的S波速度垂直切片中都可以觀測到低速體的存在，但是這些低速體在空間分布上的大小和相互連通性方面仍然是復雜的.在剖面V2、V3和V4中可以很明顯地看到兩個大尺度的低速體.而V1剖面(24°N)顯示，中下地殼沒有很大尺度且明顯的低速體分布，這也驗證了前面提到的兩個低速體只向南延伸到24°N.從V5剖面來看，低速體主要分布在川西北次級塊體，以安寧河斷裂為其南部邊界.一些小的分散的低速體也可以在研究區南部看到(V1、V4和V5).同時注意到低速體主要沿著紅河斷裂和小江斷裂等主要的走滑斷裂分布.Leloup等(1999)認為沿主要走滑斷裂的不同塊體之間的相對運動所產生的熱量會降低中下地殼的速度和黏度，從而形成低速體；而低黏度的低速體又可以減小形成斷裂的堅硬地殼塊體之間的摩擦，有助于其運動，從而使走滑斷裂的滑動不受阻礙.從圖13中MW≥5的地震分布來看，少量地震位于低速體內部，絕大多數地震分布于更容易積累應變的高低速體分界區域，說明低速體的存在有助于斷裂發生剪切運動而誘發地震.

Royden等(1997)提出的下地殼側向流動模型認為：青藏高原中部中下地殼弱物質在高原東部聚集形成了一黏性流動層，致使高原弱物質沿此通道流出，這個模型很好地解釋了青藏高原東緣的低海拔以及沒有大規模上地殼縮短的現象(Clark and Royden, 2000; Clark et al., 2005; Schoenbohm et al., 2006b).地球物理學觀測以及數值模擬結果都給予了中下地殼流模型強有力的支持，得到了很多研究人員的認可.因此尋找中下地殼流存在的依據就是地球物理學要面對的主要問題.

偏低的地震波速度是判斷地殼流的主要依據.結合前人的研究成果(Hu et al., 2000; Bai et al., 2010; Zhao et al., 2013; Sun et al., 2014)，我們認為本文中觀測到的兩個低速體是中地殼通道流.推測這很可能是印度板塊與歐亞板塊碰撞中，中下地殼的弱物質從青藏高原中部向南部運移的有效通道.同時我們也認為呈現低速異常的青藏高原東部上地幔，其內部熱而潮濕的物質上涌可能也會對其上部的中下地殼通道流有一定的補充作用(Lei et al., 2019).我們的結果(圖12c—e)也顯示在滇中次級塊體中部(ELIP內帶)呈現高速異常(Bao et al., 2015; 鄭晨等, 2016; Yang et al., 2020)，在圖13垂直切片V2和V3中，同樣可以清楚地看到被地震包圍的高速異常.結合前人在這一地區觀測到的高VP/VS比(Chen et al., 2017; Wang et al., 2017)、低大地熱流(Chen et al., 2015, 2017)、低衰減(Zhao et al., 2013)和高密度異常(Deng et al., 2014, 2016)等特征，證實了滇中次級塊體中部(ELIP內帶)地殼的強度很大.根據研究區高低速體分布的橫向不均勻性以及前人的研究成果，我們推測滇中次級塊體中部(ELIP內帶)剛性地殼阻擋了來自青藏高原中部東南方向的中下地殼弱物質流，使其發生剪刀式的流動，進而分為兩支，東南側的地殼流很可能是由西北側的主地殼流沿著安寧河斷裂流入.因為小江斷裂的平均滑移速率約為7～11 mm·a-1(Shen et al., 2005)，這么高的滑移率再加上普渡河斷裂的滑移，所產生的剪切熱量導致地殼溫度升高，從而加劇了地殼物質的塑形變形和部分熔融，導致普渡河斷裂和小江斷裂下方地殼物質相對較弱，因此有助于從沿安寧河斷裂流入的東南側中地殼通道流在小江斷裂和普渡河斷裂下方通暢地流動.至于為什么東南側地殼流只向南延伸到24°N而沒有繼續向南延伸，以及熱而潮濕的上地幔物質對中下地殼通道流的補充作用有多大可能還需要做進一步的研究.

根據上面的討論，我們認為除了受到滇中次級塊體中部(ELIP內帶)阻礙的中下地殼流模型外，沿著主要走滑斷裂的剛性塊體的擠壓滑動對于青藏高原東南緣的地殼形變和動力學演化也起著非常重要的作用(Liu et al., 2014; Bao et al., 2015; Qiao et al., 2018).

4.3 峨眉山大火成巖省高速異常

峨眉山大火成巖省位于研究區的中部，內帶位于滇中次級塊體內(圖1b)，普遍認為它的形成與古地幔柱有關(徐義剛和鐘孫霖, 2001; Ali et al., 2010; 徐濤等, 2015).圖12中的紅色圓點代表ELIP的內帶、中帶和外帶的邊界，從圖12c—e可以看出內帶地殼相對于周圍地區呈現高速異常.且王健等(2018)對川滇黔地區鉛鋅礦床成礦流體來源研究時發現，在高速異常的內帶分布有很多大中型鉛鋅礦床，這在一定程度上佐證了在內帶觀測到高速異常的可靠性(張智奇等, 2020).為了更直觀地看到ELIP在整個地殼的S波速度分布情況，我們分別縱穿ELIP內帶(圖13a剖面V6)和橫跨ELIP三個帶(圖13a剖面V7)給出了聯合反演獲得的S波速度結構.在圖15的垂直切片V6中，在ELIP內帶25°N附近15 km和30 km的深度處分布有兩塊小尺度的低速體，那是東南側低速體(圖12e)在此處的體現.從圖13的垂直切片V3、圖15的垂直切片V6和V7可以看到在內帶總體速度偏高，Moho面呈部分上隆特征.徐濤等(2015)認為Moho面局部上隆可能與巖漿的底侵作用和青藏高原區域構造活動有關.同時我們速度異常的結果也得到了該地區地震學研究的支持：Liu等(2014)利用密集臺陣觀測資料聯合反演接收函數和面波頻散得到的結果顯示，在滇中次級塊體中部(ELIP內帶)下方10～30 km的范圍內呈現高速異常；Qiao等(2018)利用背景噪聲面波層析成像方法得到的結果顯示，在10 km以下內帶部分區域整體呈現高速異常；鄭晨等(2016)利用接收函數和面波頻散資料聯合反演地殼S波速度結構顯示，在中上地殼(10～25 km)深度，內帶下方S波速度呈高速異常.該高速特征并結合前人在地球化學等方面的研究(Farnetani et al., 1996; 吳建平等, 2013; 徐濤等, 2015)，我們推測在ELIP內帶下方的高速體很可能是二疊紀峨眉山大火成巖省形成時期火山作用和基性超基性巖漿侵入地殼所致.

圖15 圖13a中V6和V7剖面的S波速度垂直切片黑色字母縮寫INZ、IMZ和OTZ分別代表峨眉山大火成巖省的內帶、中帶和外帶. 白色虛線代表勾畫出的莫霍面的位置和形態, 圖中黑色叉號的含義與圖13中的相同. 紅色字母縮寫的含義與圖1b相同.Fig.15 V6 and V7 vertical sections, which are showed in Fig.13aThe black abbreviations INZ, IMZ and OTZ represent the inner, intermediate and outer zones of Emeishan Large Igneous Province (ELIP). The white dashed lines represent the position and shape of the Moho. The black crosses in the figures are same as in Fig.13. The red abbreviations are the same as in Fig.1b.

同時我們注意到在圖15的V7垂直切片中，ELIP中帶在深度為10～20 km范圍內存在高速體，在高速體的下方分布有向東北傾斜的低速體.ELIP內帶和中帶下方顯示的高低速體分布特征在前人的研究成果也有體現(Bao et al., 2015; 鄭晨等, 2016; Qiao et al., 2018).同時Chen等(2017)對在云南西部的福貢到貴州的貴定橫跨ELIP三帶的人工地震測線資料進行綜合地球物理分析的結果顯示，內帶與中帶相比，呈現高VS、高VP/VS比、低大地熱流和高布格重力異常等特征，這也說明了內帶和中帶存在著差異.綜上所述，在ELIP內帶下方10 km到Moho面總體所表現的高速以及高VP/VS比、低大地熱流和高布格重力異常等地球物理學特征，表明峨眉山大火成巖省的地幔柱柱頭位于內帶下方(Xu et al., 2004; Chen et al., 2017; 張智奇等, 2020).

5 結論

青藏高原東南緣地處南北地震帶南段，這里地殼高度破碎，地震活動頻繁，強烈的造山運動和大型走滑斷裂使得該區域地質構造十分復雜.自20世紀70年代以來，在研究區內發生過多次震級超過8級的大地震，造成了巨大的人員傷亡和財產損失.因此對地殼結構的精細研究有助于深入了解發震機制以減少地震的破壞.接收函數和面波資料對于研究地下精細結構是非常有用的.本文利用由中國地震局地球物理研究所牽頭的中國科學臺陣探測項目一期在青藏高原東南緣布設的350個寬頻帶流動地震臺站2011年6月到2014年2月期間記錄到的地震波形數據進行瑞雷面波相速度頻散、ZH振幅比和遠震P波接收函數的聯合反演，得到了該研究區高分辨率的地殼S波速度模型.本文得到的結論如下：

(1) S波速度結構顯示，地殼頂部速度結構存在著明顯的橫向不均勻性，速度異常與地表地形和地質特征密切相關，四川盆地、楚雄盆地和思茅盆地受到沉積層的影響而呈現低速異常.

(2) 最顯著的特征是在研究區中地殼由北向南呈條帶狀分布有兩個低速通道流，且這兩個通道流與主要斷裂有著很好的關聯性.呈高速異常的滇中次級塊體中部(ELIP內帶)剛性地殼阻擋了來自青藏高原中部東南方向的中下地殼弱物質流，使其分為兩支，東南側的地殼流很可能是西北側的主地殼流沿著安寧河斷裂流入的.同時注意到地震分布和速度結構存在一定的相關性，絕大多數地震分布于更容易積累應變的低速通道流的邊界區域，說明低速通道流的存在有助于斷裂發生剪切運動而誘發地震.

(3) 在峨眉山大火成巖省內帶下方10 km到Moho面總體呈現高速，這可能是二疊紀峨眉山大火成巖省形成時期火山作用和基性超基性巖漿侵入地殼所致.我們觀測到峨眉山大火成巖省內帶和中帶存在著速度差異，同時綜合前人的地球物理探測結果認為峨眉山大火成巖省的地幔柱柱頭位于內帶下方.

致謝感謝中國科學技術大學姚華建教授和中國科學院精密測量科學與技術創新研究院崇加軍副研究員在數據處理及反演程序調試過程中給予的非常細致與耐心的指導.感謝李永華研究員為本研究提供的瑞雷面波相速度頻散數據.感謝兩位審稿專家對本文提出的寶貴和有建設性的意見和建議.感謝中國地震局地球物理研究所中國地震科學臺陣數據中心為本研究提供的地震波形數據.