青藏高原东南缘地壳结构及云南鲁甸、景谷地震深部孕震环境

李永华徐小明张恩会高家乙

1）中国地震局地震观测与地球物理成像重点实验室，北京 100081

2）中国地震局地球物理研究所，北京 100081

青藏高原东南缘地壳结构及云南鲁甸、景谷地震深部孕震环境

李永华1，2）徐小明2）张恩会2）高家乙2）

1）中国地震局地震观测与地球物理成像重点实验室，北京 100081

2）中国地震局地球物理研究所，北京 100081

通过联合解释青藏高原东南缘地区Rayleigh波群速度频散和固定地震台站的远震接收函数，构建了青藏东南缘3维地壳剪切波速度模型。结果表明研究区地壳结构具有强烈的横向不均一性。该区地壳厚度变化强烈（30～65km），其总体趋势是东南浅、西北深。研究显示该区存在2个明显的壳内低速异常带，其中中地壳（15～20km）低速带主要分布在腾冲、川滇菱形块体内部；而25～40km深度范围的中、下地壳低速带主要出现在研究区的北部，而在四川盆地和研究区南部则普遍缺失。鲁甸地震所在地震带的上地壳表现为高速异常，中、下地壳范围内存在2个显著的壳内低速带。鲁甸地震主震及其多数余震分布在高速的上地壳之中。与之不同，景谷地震序列及其所在思茅-普洱地震带下方没有显著的壳内低速带的出现，但其上地壳则表现为S波低速异常，该上地壳低速异常可能与地壳强烈破碎及断层／微裂隙中的流体有关。

青藏高原东南缘 地壳结构 联合反演 接收函数 Rayleigh波频散

0 引言

2014年10月7日21时49分在云南省普洱市景谷傣族彝族自治县（震中位置23.4°N，100.5°E）发生MS6.6地震，震源深度5km。此次地震是继2014年8月3日16时30分云南鲁甸MS6.5地震（震中位置27.1°N，103.3°E，震源深度12km）以来，在青藏高原东南缘最新地震活跃期内发生的又一次中等强度地震（图1）。此前发生的云南鲁甸地震造成了617人遇难，给当地的社会经济发展和生态环境带来了巨大的破坏。青藏高原东南缘因地处全球活动性最强的印度板块与欧亚板块碰撞带边缘的东侧，是中国大陆地震活动最频繁、地震灾害最严重的地区之一（图1）。地震的孕育和发生主要受深部的物性结构和动力环境的影响，因此，在该区开展深部结构和孕震环境研究，对认识地震的成因及防震减灾工作都具有重要意义。

数十年来，地学家采用地震学方法在该区开展了大量深部探测与研究工作，并获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；吴建平等，2013；Xu et al.，2013；Liu et al.，2014；Sun et al.，2014；徐涛等，2014a），为研究大陆动力学与大陆强震孕震环境提供了重要的深部资料。其中，面波和噪声成像研究揭示出研究区中、下地壳存在不连续的壳内低速层，为地壳流模式提供了重要的深部证据（Yang et al.，2012；Li et al.，2014a，b）。尽管区域尺度的面波成像具有很好的垂向分辨率，但由于其横向分辨率低（50～200km），因而不足以分辨地震震源区小尺度结构的横向速度变化。与面波成像结果相比，体波成像结果具有更好的横向分辨率。然而，关于该区的地壳结构特征及其与地震的关系仍存在争议。如Wang等（2010）的体波走时成像结果显示，鲁甸、景谷震区中、上地壳表现为P、S波高速异常，这暗示鲁甸、景谷震源区为坚硬的、脆性地壳；而近震体波走时成像研究则显示，鲁甸主震及其余震序列位于上地壳高速与低速异常的交会地带（Huang et al.，2002；吴建平等，2013）；而景谷震区中、上地壳都表现为低速异常（Huang et al.，2002，2012），这些观测结果似乎意味着断层带内超压流体的存在。

中国地震台网和中国地震科学台阵探测计划在南北地震带南段分别布置了100余个固定地震台站和350个流动地震台站（图2），这些仪器记录的丰富的地震波形资料为研究该区的深部结构提供了重要的资料来源。本研究利用上述远震波形资料，通过开展接收函数与面波频散联合反演研究，给出了研究区的地壳3-D S波速度结构，为认识该区地震孕育环境及未来的地震危险性评估研究提供深部依据。

图1 研究区地质概况（邓起东等，2002；蔡麟孙等，2002）与地震活动性Fig.1 Map showing the tectonic features and seismicity.红色空心圆圈为研究区主要历史地震活动分布（1963年4月至2014年10月）（数据源自：http：／／quake.geo.berkeley.eduanss catalog-search.htm l）。蓝色和黄色五角星分别表示云南鲁甸MS6.5地震和景谷MS6.6地震，五星附近的黑点为其余震；Ⅰ冈瓦纳板块，Ⅰ1腾冲地块，Ⅰ2保山地块；Ⅱ南华板块，Ⅱ1思茅地块，Ⅱ2中甸印支褶皱带，Ⅱ3扬子地台，Ⅱ4滇东南加里东褶皱带；①红河断裂，②金沙江断裂，③澜沧江断裂，④怒江断裂，⑤小江断裂，⑥丽江-小金河断裂，⑦元谋-绿汁江断裂，⑧昭通-莲峰断裂带，⑨安宁河断裂，⑩则木河断裂

1 资料和方法

本研究采用接收函数与面波联合反演的方法对研究区精细地壳结构（包括地壳厚度与地壳S波速度结构等）进行研究，主要使用了两部分独立的数据：径向接收函数与Rayleigh波群速度频散。下面将就这两部分数据的来源、接收函数与面波联合反演的策略进行简单的介绍。

1.1 接收函数

远震P波接收函数是用远震P波波形的垂直分量对径向分量和切向分量做反褶积处理后得到时间序列，被认为基本消除了震源时间函数和深地幔传播路径效应的影响，可以近似作为台站下方地壳上地幔速度结构对近垂直入射平面波的脉冲响应（刘启元等，1996；吴庆举等，1998，2003）。该方法是开展地壳上地幔结构研究的最有效手段之一（Ammon et al.，1990；吴庆举等，1998，2003；陈九辉等，2005；Tian et al.，2005；李永华等，2009）。

本研究采用了Xu等（2013）提取到的研究区97个地震台的接收函数径向分量（图2），还搜集了2008年1月至2011年3月，中国国家地震台网在南北地震带250多个宽频带地震台的远震记录，运用时域迭代反褶积的方法计算了接收函数。为了减少高频噪声的影响，利用了高斯滤波因子为3的低通滤波器，其对应的低通滤波器的拐角频率为1.5Hz。假定研究区的地壳平均S波速度为3.6km／s，那么对地壳结构的垂向分辨率大致相当于1.2km。

由于每个台站都包含了大量的接收函数记录，因此，对每个台站的接收函数按特定的震中距和方位角范围（10°）进行叠加，得到台站的平均接收函数，以用于下一步的联合反演。

1.2 Rayleigh波频散

所采用的Rayleigh波群速度频散数据源于Li等（2014b）的研究，他们使用了2011年9月至2013年4月期间喜马拉雅台阵350余套宽频带地震台站（图2）记录的远震面波资料，包括3，000余条不同台站间路径的Rayleigh波群速度频散曲线。这些台站间射线路径很好地覆盖了南北地震带南段。本文基于以上获得的独立路径频散，采用Ditmar等（1987）和Yanovskaya等（1990）提出的2维线性反演方法，得到了0.5°×0.5°网格下10～70s、周期间隔为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围内的速度结构，周期越长的面波穿透越深。10～70s的Rayleigh波群速度分布反映了研究区地壳上地幔（0～100km深度范围内）的结构及其横向变化。Li等（2014b）研究结果显示，该Rayleigh波群速度分布与本区的地表地质和深部构造具有密切的相关性，这一点在以往的面波群速度成像研究中（Chen et al.，2010；Li et al.，2013）也有体现。但由于使用了更为密集的地震台阵记录，所以得到的Rayleigh波成像结果较以往的结果有更好的分辨率。分辨测试显示，研究区内的大部分部位群速度分辨率均优于50km，即使在分辨稍差的周缘地区空间分辨率也达到100km左右（Li et al.，2014b）。这一分辨率与地震台站的间距相当。本研究中采用最近邻域法得到了每个地震台站所对应的网格点的10～70s的群速度频散，用于下一步与叠加得到的台站径向接收函数进行联合反演。

1.3 接收函数与面波联合反演

接收函数是开展地壳上地幔结构研究的最有效手段之一，但其主要对地球内部对比明显的速度间断面比较敏感，而对绝对速度并不敏感。因此，其主要缺陷在于界面深度与界面上方平均速度之间的非惟一性（Ammon et al.，1990）。与之不同，面波频散对介质的S波速度结构较为敏感，而对界面速度变化不敏感。因此，采用接收函数和面波频散联合反演可以取长补短，减小反演结果的非惟一性（Juliàet al.，2000；刘启元等，2010）。

图2 本研究所使用的地震台站Fig.2 Map showing the tectonic features and the locations of stations（triangles）used in this study.黑色和蓝色三角形分别为中国地震科学台阵探测（南北地震带南段）项目流动地震台站和国家测震台网固定台站

由于接收函数和面波联合反演较单独采用接收函数／面波方法反演得到的地壳上地幔S波速度结构更为准确、可靠，因此，该方法已被广泛应用于世界不同地区的壳幔结构研究（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线性反演法（Herrmann et al.，2004）联合反演获取了该区的地壳上地幔S波速度结构模型。反演过程中所采用的初始模型是层状的各向同性1维模型，其中地壳部分P、S波速度和密度依据CRUST 1.0（Laske et al.，2012）给出，而地幔部分则为全球平均模型AK135（Kennett et al.，1995）。对于地壳厚度与CURST 1.0模型结果（Laske et al.，2012）差别很大的台站，基于Xu等（2013）的接收函数H-k结果，对其初始模型进行了校正。我们的初始模型中0～100km深度范围的层厚均为2km。由于接收函数和面波频散主要对S波速度结构敏感，而对P波速度和密度的敏感程度相对较弱，因此，反演过程中每层厚度和泊松比不变，而密度ρ则根据ρ=0.32+0.77Vp这一经验公式计算得到。

使用Herrmann等（2004）的方法进行接收函数与面波联合反演过程中，接收函数和面波资料权重P的分配对最终的反演结果具有一定的影响。如果P=0，则意味着仅仅对接收函数进行反演，若P=1，则意味着仅仅对面波频散进行反演。为了测试不同数据对反演结果的敏感程度，在反演中分别测试了P为0.3、0.5和0.7三种权重系数，根据测试结果最终选择了P= 0.3。由于接收函数反演本身具有非惟一性，且依赖于初始模型（Ammon et al.，1990），所以面波频散数据的使用对于增强反演结果的稳定性具有一定的作用。此外，为了增强反演结果的稳定性，前2次迭代选择了相对较大的阻尼（阻尼系数为10），以避免因为初始模型与解模型相差太大而导致找不到解的情况。剩余的迭代过程中均选择相对较小的阻尼（阻尼系数为0.5）。当正演得到的接收函数、群速度频散与相应观测值的残差基本保持稳定不变时，迭代反演结束。需要说明的是，在反演过程中，允许初始地壳厚度在±4km之内变化，以能拟合和解释接收函数的Ps震相。

图3所示为ZFT台站的接收函数和面波联合反演实例。由图3a，b可以看出，基于联合反演模型得到的接收函数和Rayleigh波群速度频散理论值与实际观测值有很好的一致性。

图3 接收函数与面波联合反演实例Fig.3 Joint receiver function and Rayleigh wave dispersion inversion result for station ZFT.a理论（黑色实线）与观测（黑色点）面波频散；b基于不同初始模型得到的理论（红色）与实际观测（蓝色）接收函数，接收函数左上方从上到下分别为高斯系数、拟合程度和射线参数；c S波速度模型，其中黑色虚线为初始模型，黑色、绿色和红色实线分别为接收函数、面波及联合反演得到的最终模型

2 地壳上地幔结构

按照上述研究思路，采用接收函数与面波联合反演方法获取了研究区89个地震台站下方的1维S波速度模型。在此基础上，对每个深度的所有模型按照线性各向同性变差克里金方法进行空间插值，获得了3维S波速度模型（图4，5，6）。由于使用了更为密集的地震台站资料，与已有的接收函数和面波联合反演结果（胡家富等，2005；Li et al.，2008；Sun et al.，2014）相比，本结果更为详细地揭示了研究区的地壳结构及横向变化。

2.1 地壳厚度分布

所得到的研究区台站下方的地壳厚度（图4）与前人采用接收函数H-k扫描法得到的地壳厚度（Li et al.，2014a）基本一致，二者之差多数＜2km（图6）。

该区的地壳厚度变化剧烈，为30～65km（图4），总体变化趋势是东南浅、西北深，其中南部地壳厚度最薄，仅为30km左右。小江断裂以东的华南地块大部分地区地壳厚度为38～48km；而松潘-甘孜块体东南部及川西高原地区下方地壳最厚，其深度范围为50～65km，这一厚度近乎是云南南部地壳厚度的2倍。

2.2 地壳S波速度结构

S波速度分布图（图5，6）显示，在10km深度范围内，四川盆地和滇中盆地等地表现为低速异常，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）和接收函数与面波联合反演研究（Liu et al.，2014）中，这些浅层低速异常也有发现，但与垂向分辨率较低的体波走时层析成像的结果（Huang et al.，2002；Wang et al.，2010）并不一致。一般认为，这些浅层低速异常与地表广泛分布的巨厚沉积层有关。

在10km深度范围内，另一个显著的低速异常位于腾冲附近，该低速异常的深度范围不超过20km，可能为腾冲火山的壳内岩浆房（Li et al.，2014b）。除腾冲外，在川滇菱形块体内部其他地方也存在相似的中地壳壳内低速带，在Sun等（2014）利用接收函数与面波联合反演研究获取的研究区2D速度剖面中，这种分布在10～20km深度范围的壳内低速带也有显示。与Sun等（2014）的最新研究结果相比，本文给出了青藏高原东南缘中上地壳壳内低速带的3D分布，且进一步表明，该低速带在空间分布上并不互相连贯，而是集中分布在丽江-小金河以北的川滇菱形块体内部。在25～40km深度范围内，川滇菱形块体内部都表现为显著的低速异常，其S波速度最低可达3.0km／s。这种中、下地壳的低速带主要分布在24°N以北。尽管研究区中、下地壳低速带的分布范围较中、上地壳低速带更为广泛，但其在空间分布上同样并不连续贯通。已有的地震波成像（Yang et al.，2012；Li et al.，2014b）和大地电磁测深研究（Bai et al.，2010）认为，该低速高导层与壳内部分熔融或者壳内流体的存在有关。在40～60km深度范围，研究区北部的壳内低速异常范围逐渐向NW方向缩小，这一现象与研究区地壳厚度的西北深、东部及东南浅的分布特征有关。

图4 青藏高原东南缘地壳厚度分布Fig.4 Map showing the crustal thickness across SE edge of Tibet plateau.黑色三角形为本研究反演所使用的台站

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

图6 S波速度的垂直剖面图Fig.6 Four vertical sections of the resulting shear-wave velocity model.剖面的具体位置详见图5b。黑色实线为地壳厚度（Li et al.，2014a），地震主震（红色五星）及余震事件（黑点）数据源自房立华等（2014）

另外一个特别值得注意的现象是，除了10km以浅的速度图外，其他深度（20～60km）切片上四川盆地都表现为相对高速异常，这与其他人的体波（Huang et al.，2002，2012；Wang et al.，2010）、面波成像（Chen et al.，2010；Yang et al.，2012）及接收函数与面波联合反演结果（Liu et al.，2014）相一致，均表明四川盆地为相对稳定的地质块体。

3 中、强地震与地壳结构的关系

受印度板块向欧亚大陆NE向挤压作用影响，研究区地震活动频繁（罗荣联等，1996）。地震活动性研究表明，研究区中、强震活动的分布是不均匀的，主要集中在几个区（带）上（罗荣联等，1996）。前人也曾试图从深部结构与地震活动性的关系出发来探讨研究区中、强地震的孕震环境（苏有锦等，1999；Huang et al.，2002；张晓曼等，2011）。本文着重就鲁甸地震和景谷地震所在的永善-大关地震带、思茅-普洱地震带等与深部构造环境的相互关系进行讨论。

地震活动性研究（吴建平等，2004；王未来等，2014；房立华等，2014）表明，研究区多数地震为浅源地震，其震源深度大多数集中在20km以浅的中、上地壳范围内。为此，本文将研究区的中强地震震中投影在深度为10km的S波速度图上（图5）。

3.1 鲁甸地震

鲁甸MS6.5地震发震位置地处青藏高原东南缘鲜水河-小江断裂系以东走向NE的昭通-莲峰断裂带西段（徐锡伟等，2014），属于永善-大关地震带。近10年来，该构造带及附近曾经发生过多次中、强地震。如2003年鲁甸5.0级和5.1级地震、2004年鲁甸MS5.6地震、2006年盐津2次MS5.1地震和2012年彝良5.6级和5.7级地震及2014年云南永善MS5.3地震等（闻学泽等，2013）。

图5a显示，鲁甸地震及其余震位于上地壳高、低速异常交会地带，而鲁甸地震所在的永善-大关地震带主要分布在上地壳高速带内，这一观测结果与吴建平等（2013）的近震体波走时成像结果一致。该地震带下方普遍发育壳内低速层（图5，6），已有的地震波成像（Yang e t al.，2012；Li et al.，2014b）和大地电磁测深（Bai et al.，2010）研究认为，该低速高导层与壳内部分熔融或者壳内流体的存在有关。显然，相对于中下地壳低速带而言，鲁甸地震所在的中上地壳为坚硬的、脆性的地壳介质。

地震精定位结果（房立华等，2014；王未来等，2014）显示，鲁甸地震主震及其余震的深度主要位于4～16km深度范围，正好分布在本文所确定的中地壳低速层之上，其中鲁甸地震主震介于脆性的上地壳底界和中地壳低速层之间（图6a，b）。鲁甸地震少数余震分布在16km之下，其最大深度为30km，这一深度与中下地壳低速带的顶界面相当（图6a，b）。该地震带下方壳内薄弱层的存在很可能使得其上覆脆性上地壳物质易于构成应力集中而形成强震。因此，高速的上地壳层及其下方低速的中、下地壳层的同时存在，可能是永善-大关地震带中、强震孕育和发生的重要介质背景（苏有锦等，1999）。

3.2 景谷地震

景谷MS6.6地震发生于澜沧江断裂以东的思茅-普洱地震带和以西的耿马-澜沧地震带之间，距离思茅-普洱地震带较近。震中周围100km范围内，历史上发生过5级以上地震35次，其中5.0～5.9级22次、6.0～6.9级10次、7.0～7.9级3次。

图5a显示，景谷地震及其余震位于上地壳高、低速异常交会地带，而景谷地震及附近的思茅-普洱地震带主要分布在上地壳低速区内。这一结果与Wang等（2010）采用近震和远震体波走时资料联合反演得到的P波速度结构相反，但与Huang等（2002，2012）的近震P波走时成像结果一致。与鲁甸地震所在的永善-大关地震带不同，该区中、下地壳范围并没有显著的低速异常带存在（图6c，d）。

地震活动集中分布在上地壳低速异常区内的现象，在1999年台湾集集地震及其余震区（Chen et al.，2001）、1995年日本阪神地震（Zhao et al.，1996）及其他壳内地震区（Zhao et al.，2000）也曾有报道。他们认为，这些上地壳低速异常可能与地壳高度破碎及断层／微裂隙中有流体存在有关。景谷地震及其余震发生的上地壳部分由白垩纪的砂岩、泥岩等组成（蔡麟孙等，2002），在其形成过程中允许大量含水流体的存在。另一方面，该地震距离澜沧江缝合带只有30km左右，在澜沧江缝合带拼接形成过程中也为上地壳圈闭大量的含水流体提供了可能。新生代以来该区强烈的变形则导致了大量断层的形成（图1），因此可以认为，该区上地壳S波低速异常也可能与饱含流体地壳组成有关。断层带超压流体的存在使得断层强度降低，促使断层进一步活动、破裂（Zhao et al.，1996，2000；Chen et al.，2001），这可能是景谷地震及其周边思茅-普洱地震带内地震频发的主要成因。

4 结论

中国地震台网和中国地震科学台阵探测计划在南北地震带南段分别布设的宽频带固定和流动地震台站所记录的、丰富的地震波形记录为研究该区的深部结构提供了独一无二的机遇。本研究通过联合反演接收函数与面波频散，给出了台站下方的1维S波速度结构，进而通过插值获得了研究区的地壳3维S波速度结构。与已有的接收函数和面波联合反演结果（胡家富等，2005；Li et al.，2008；Sun et al.，2014）相比，本研究更为详细地揭示了研究区的地壳结构及其横向变化。

本文研究结果显示，研究区地壳厚度总体变化趋势是东南浅、西北深，其中南部地壳厚度最薄，仅为30km左右；而松潘-甘孜块体东南部及川西高原地区下方地壳最厚，其深度范围为50～65km。反演结果表明，该区存在2个明显的壳内低速异常带，其中中地壳（15～20km）低速带主要分布在腾冲和川滇菱形块体内部；而25～40km深度范围的中、下地壳低速带主要出现在研究区的北部，在四川盆地和研究区南部等地则普遍缺失。

鲁甸地震所在的永善-大关地震带下方上地壳表现为高速异常，其下方中、下地壳范围（20～35km）普遍发育低速层。高速的上地壳层及低速的中、下地壳层同时存在，可能是地震带中、强震孕育和发生的重要介质背景。与之不同，景谷地震所在的思茅-普洱地震带的上地壳则表现为S波低速异常，这可能与地壳强烈破碎及断层／微裂隙中有流体存在有关。该区断层带超压流体的存在导致断层强度降低，促使断层进一步活动、破裂，这可能是诱发景谷地震及其余震的主要原因。

致谢 中国地震局地球物理研究所房立华博士提供了鲁甸和景谷地震序列的双差定位资料，审稿专家提出宝贵的意见，在此一并表示感谢。

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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

李永华，男，1975年生，2008年在中国地震局地球物理研究所获得固体地球物理专业博士学位，研究员，主要从事深部地球结构研究，电话：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。

国家自然科学基金（41474072）、中国地震局“云南鲁甸6.5级地震专题研究”和中国地震局地球物理研究所基本科研业务专项（103901）共同资助。