云南地区地壳厚度与泊松比变化及其意义

邓嘉美 金明培 赵家本 高琼 陈佳

中国地震局滇西地震预报实验场办公室，云南省大理市洱海公园滨海大道 671000

0 引言

云南地区位于青藏高原的东南缘，处于印度板块向北与欧亚板块的正面碰撞推挤区及侧面的剪切区，构造十分复杂，深大断裂发育，地壳较为破碎，正是这一特殊的构造背景和特殊的地质条件，使得该地区地震活动十分频繁。强烈地震的发生与地壳和上地幔深部结构、块体间的相互作用和动力学环境等都有着密切的关系。另外，由于印度板块与欧亚板块的相互作用，青藏高原的岩石圈物质有可能流向该区域(曾融生，1992;张中杰，2001、2002)。如果青藏高原的岩石圈物质确实向东流动，那么这里就是物质挤出的必经通道，该区地壳上地幔结构中应当蕴含着岩石圈物质东向流动的地球物理证据。因此，研究云南地区的地壳结构对于揭示印度板块与欧亚板块的碰撞机制、探讨大陆构造物理及造山运动特征等均具有重要意义。

20世纪80年代以来，有学者对云南地区进行了大量的地球物理研究。前人结合人工地壳测深(“滇深82”、“滇深86-87”和“腾深99”工程)、重力资料反演(He Xiang et al，1986)以及其它地球物理方法的研究结果，给出了云南地区地壳厚度变化的主要特征。

该地区地壳厚度变化剧烈，莫霍界面的总趋势为东南浅、西北深，但由于受测深剖面位置等条件的限制，其变化细节仍待进一步探究。而获得详细的岩石圈结构模型，研究其深部结构特征，对了解该地区动力过程及其与地震活动性的关系具有重要意义。

随着数字地震观测技术的不断发展，利用天然地震波波形数据研究地球内部结构已成为人们关注的研究方向。远震P波波形数据中包含了大量地震台站下方地壳和上地幔速度间断面所产生的Ps转换波及其多次反射波的信息，在远震体波波形模拟基础上发展起来的接收函数方法(Langston，1979)，已逐步成为地球内部物理、地壳上地幔结构研究的重要手段和方法，并获得了一系列的重要成果。Owens等(1984、1997)利用宽频带远震P波反演区域台网地壳结构;Kind等(1995)研究了全球数字地震台网(GDSN)台站下的地壳结构;Yuan等(1997)发展了接收函数的偏移叠加方法，用以研究上地幔间断面的横向变化，并将其成功应用于青藏高原和安第斯地区的地壳上地幔结构研究;Dueker等(1997)提出了接收函数共中心点叠加方法(亦称共面元叠加);刘启元等(1996、1997、2000)在宽频带地震台阵观测和接收函数方法研究方面做了诸如接收函数的非线性反演和合成3维横向非均匀介质远震体波的接收函数的方法等多项工作;吴庆举等(1998、2003a、2003b、2007a、2007b)利用接收函数研究青藏高原地壳结构，并用小波变换方法反演接收函数，计算台站接收函数的最大熵谱反褶积，并提出用多道反褶积方法测定台站接收函数及接收函数的克希霍夫2维偏移方法。

众多学者利用接收函数进行了大量关于云南地区地壳结构方面的研究。陈培善等(1990)研究了云南地区速度结构的横向不均匀性;刘瑞丰等(1993)利用地震层析成像方法研究了云南及邻区的3维速度结构;胡家富等(2003)利用远震3分量16位宽频数字记录获取了云南地区23个台站下方的体波接收函数，进而计算得到云南地区的地壳厚度、S波速度结构及地壳泊松比空间分布特征等;吴建平等(2001、2006)利用远震接收函数算法、非线性遗传算法和分频段波形的线性化反演方法等研究了川滇地区的速度结构;孙丽等(2008)利用接收函数研究了川滇地区国家地震台下地壳厚度及波速比;查小惠(2013)采用H-κ叠加搜索技术获得了台站下方的地壳厚度和波速比;李永华等(2009)利用接收函数方法研究了云南及邻区地壳上地幔结构;张晓曼等(2011)对云南壳幔S波速度结构与与强震的构造背景进行了讨论;贺传松等(2004a)、冯静等(2012)利用接收函数对腾冲地区的S波速度结构进行研究;在此基础上，贺传松等(2004b)还研究了滇西地区的深部结构。

本文利用云南地区46个地震台的远震波形资料，获取46个台站下方的体波接收函数，得到了云南地区的地壳厚度、介质泊松比的分布特征。

1 资料选取

“十五”期间，云南省测震台网由原来的23个测震台增加到了46个(图1)。新台网的台站个数多，密度大，分布更合理，能较好覆盖云南的不同区域。在此基础上利用接收函数计算出新台网台站下方的地壳厚度结果会更为精确。研究中，利用云南地区“十五”新台网的46个宽频数字化台站所记录的远震3分量记录，计算出台站的径向接收函数。从接收函数中测量出Ps转换波以及多次反射波PpPs与直达波的时差，以此估算出台站下方的地壳厚度和泊松比，进而研究云南地区的地壳结构特征及其地质意义。

本文的研究区域为 21～29°N、97～106°E(图1)。选取了 2007年 7月 1日 ～2008年7月8日间，震中距介于 30～90°，震级为6.0～7.9的95个远震记录事件的波形资料，其中7级地震8个，6级地震87个。远震事件目录来源于http://www.iris.edu/SeismiQuery/events.html的查询结果，并与实际记录进行对照。本文所选用地震样本为台网反方位角31～300°的天然地震(图2)，由于选用资料的时限仅为1年，而符合此条件的研究区北部的震例很少，故研究中未选取研究区西北和北部的地震样本。

图1 云南省地区主要构造及地震台站分布

图2 2007年7月1日～2008年7月8日远震空间分布

本文研究的云南地区深大断裂十分发育，主要分布有3大断裂系统:怒江-澜沧江断裂系、金沙江-红河断裂系和康滇断裂系，它们将云南地区割分在滇缅泰块体、印支块体、滇中块体、和滇东块体等4个主要构造变形体中(刘祖荫等，2002)。滇缅泰块体西以葡萄-密支那-曼德勒缝合线为界，东以怒江-澜沧江断裂为界，块体内又以怒江断裂为界，划分为腾冲块体和保山块体。印支块体西以澜沧江断裂为界，东以金沙江断裂和红河断裂为界。滇中块体内以程海断裂、元谋-绿汁江断裂和小江断裂为界，进一步分为滇中坳陷、康滇古隆起、盐源-丽江陆缘坳陷等。滇东块体是小江断裂带以东的地区。

2 计算方法

远震P波以较大的水平相速度到达台站，3分量记录图上，垂直分量以P波为主，水平分量以S波为主。在远震记录图上，P波之后呈现出一系列的散射波，特别是Ps转换震相较为突出。水平分量的散射波系列被称为台站接收函数，它描述了地震波通过台站下方地层向上传播的过程中，直达P波与Ps转换波以及多次反射波之间的分布趋势(图3)。将远震观测资料的垂直分量作为与震源和传播路径有关的元生波，通过对径向和切向分量进行反褶积，就可以消除震源时间函数、震源响应和传播效应等的影响，得到台站下方的Ps转换波和多次反射波。接收函数方法通常用于从复杂的地震记录中分离出Ps转换波，使我们能借用Ps转换波来研究地壳和上地幔的结构，进而推断地球内部的动力学过程。

图3 接收函数所反映的直达P波与Ps转换波及多次反射波之间的分布趋势

若Moho面是最深的反射界面(图3)，则Ps转换波和直达P波的时差与地壳厚度H之间有如下关系

式中，p为射线参数，H是地壳厚度，vP和vS分别为纵、横波速度。同理，多次反射波 PpPs与Ps转换波之间的时差与地壳厚度H的关系为

将式(1)除以式(2)，然后方程两边平方即可得到波速比为

式(3)等号的右边虽含有纵波速度，但对于vP取值的影响是很微弱的。由于地壳平均纵波速度为6.00～6.75km/s，若时间能精确给出，当纵波速度取最大和最小时，所得波速比仅差0.05，以此算出的泊松比的变化≤0.02。若能得到波速比，根据弹性力学原理即可得到泊松比的值，即

其中σ为泊松比。进而解出泊松比为

以此估算出台站下方的地壳厚度和泊松比，并可以此作为后续接收函数反演的约束条件。

为了给出各台站下方较为准确的地壳厚度、波速比和泊松比，必须对各台站的接收函数进行计算和挑选。在计算过程中根据最终迭代效果进行初选，一般迭代残差至少应小于15%，然后再从中挑选出Ps转换波和多次反射波震相清晰的接收函数进行震相识别和相应延时读取。根据林中洋等(1993)给出的“滇深86工程”中景云桥和大仓的测深结果，我们取地壳P波平均速度为6.25km/s，S波平均速度为3.50km/s，利用上述地震波转换深度、波速比和泊松比的计算公式，得出了各台站下方地壳厚度、波速比和泊松比。

表1给出了2个不同的地壳厚度值，其中H1由我们事先给出的该区地壳平均P波速度和平均S波速度由直达P波与Ps转换波时差与转换深度关系式(式(1))计算得到;H2由该区平均P波速度和多次反射波与Ps转换波时差与转换深度关系式(式(2))计算得到。从理论上讲，如果在接收函数水平扫描范围内界面是水平的，那么应该有H1=H2。然而两个结果并不相等且差异十分显著，主要原因是我们所给出的该区地壳平均S波速度并不准确(也不排除界面倾斜的可能)，导致依赖S波速度的H1计算结果也不准确。因此，仅仅取决于P波平均速度(可从测深结果得到)和接收函数时差计算得到的地壳厚度H2就是本文所得到的接收函数的结果，我们给出H1仅是用于和H2进行比对。

3 结果分析

研究区内的46个数字地震台在研究时段内尚处于初运行阶段，故大部分拾震器为KS-2000M，实际使用情况表明，该类仪器飘移较大。虽然有95个远震记录，但各个台站由于干扰背景和界面水平程度不一样，各台站资料的实际可利用率也有很大差异。有些台站相关性和形态均较好的接收函数数量并不是很多，但多数台站的接收函数都在25个以上，具备了一定的统计价值。

由于仪器稳定性的原因，单个接收函数往往难以判定多次反射波的具体位置，因此我们采用了多个接收函数集束相关来识别多次波，各台站接收函数集束后绝大部分找到了多次波位置。虽然部分台站(如保山台)的接受函数的个数仅为20左右，但是多次波的识别还是比较容易。个别台站(如永胜、云龙台)的波形判读仍有一定难度和争议，如永胜台的PpPs波如果读前一个波，计算出来的结果就比较小，地壳厚度还不足35km，通过和丽江、华坪、鹤庆台相比较，最终认定PpPs波在20秒附近，以此计算地壳厚度为53.3km。大多数台站的接收函数的形态较好，特别是滇西南的台站，计算了95个接收函数，大多可以得到40个以上的接收函数，畹町、富宁、景谷、元江、金平等台站所得的形态较好的接收函数超过60个，形态和重合性较好。图4给出了部分台站接收函数集束。

表1 云南地震台网接收函数分析结果

3.1 地壳厚度

云南省的地壳厚度(H1)呈现“北深南浅”的特征(阚荣举等，1986)。西北端的中甸达到60.7km，南段的勐腊仅仅是28.7km。从图5可明显看到，红河断裂是云南地壳结构横向变化显著的分界线。红河断裂带以西的地区，在中甸形成凹陷，景谷、澜沧、勐腊地区形成隆起。红河断裂带以东地区的中甸、丽江、永胜等地壳厚度剧烈变化，等深线十分密集，显示了壳下台阶斜坡和巨大断裂(晏贤富，1981)。禄劝、通海将红河断裂带以东的地区分成了南北两个部分，北边等值线变化较快，南边等值线变化较为缓慢。

图6是利用式(2)计算出的地壳厚度图，云南地区的地壳厚度依然整体呈现出南北各异的变化趋势，从北到南厚度逐渐减小，这与阚荣举等(1986)、吴建平等(2001)、胡家富等(2003)、李永华等(2009)、张晓曼等(2011)的结果是一致的。从南端的31.3km向北增厚到53.5km，其变化幅值超过20km。南部的景洪、孟连、勐腊等地壳厚度不到32km，西北部的丽江、永胜、中甸等则超过50km。在更定量的角度上，与阚荣举等(1986)的结果相比，在中甸附近的地壳厚度彼此一致，但在北纬25°以南的地区，本研究的结果明显小于阚荣举等(1986)由人工测深得到的结果。

除了南北向地壳厚度的趋势性变化外，本文的研究结果还表明，红河断裂的边界作用是明显的。红河断裂以东的地壳厚度更深，红河断裂以西的地壳厚度更浅。在红河断裂的西侧，地壳厚度变化较为舒缓，该区除贡山(48.5km)、泸水(42.7km)外，其余台站地壳厚度均在38km以内，相对较薄。其等值线呈Z字形，呈现“一隆一凹”结构。沿着永德-芒市-腾冲-保山-云龙一带，地壳结构呈现“隆起”状，这与胡家富等(2003)的结果有相近之处，他们认为显示隆起的位置在畹町至保山附近，这可能与该区莫霍面具体隆起位置不确定和多次波震相识别差异有关。沿景谷-思茅-景洪-勐腊一带，地壳厚度呈现“凹陷”的“舌”状。红河段裂以东的地区，地壳厚度变化剧烈，从东南向西北逐渐加深，说明红河断裂作为川滇菱形块体(阚荣举等，1977)的西边界吸收了大部分青藏高原东南向的“逃逸运动”，于地壳构造轮廓上在楚雄-元谋一带形成上地幔隆起。阚荣举等(1986)、胡家富(2003)、张晓曼等(2011)的结果也均认为在楚雄附近确实存在隆起。同时，在宣威、罗平一带形成“凹陷”，这与阚荣举等(1986)、胡家富等(2003)的研究结果是一致的。洱源-鹤庆-丽江-永胜-华坪、楚雄-禄劝-大姚-元谋一带的等深线变化较大，在小江断裂附近，等深线的变化较为舒缓。

图4 部分台站接收函数集束分析

图5 云南省地壳厚度(H1)分布(等深线单位:km)

图6 云南省地壳厚度(H2)分布(等深线单位:km，断裂说明同图5)

云南地区存在着滇缅泰块体、印支块体、滇中块体和滇东块体等4个主要构造变形体。各个地块的地壳厚度也存在明显的差异。怒江断裂将滇缅泰块体分为腾冲块体和保山块体2个部分。在腾冲块体中有畹町、芒市、腾冲、泸水、贡山等5个台站，其中泸水、贡山台处地壳较厚，超过40km，其余的地壳厚度均在34km左右。保山地块中分布有保山、云县、永德、临沧、沧源、孟连、澜沧、景洪等8个台站，该区域靠近澜沧江断裂的云县台(36.9km)、临沧台(37.3km)、澜沧台(35.4km)处的地壳厚度要比距澜沧江断裂较远的永德台(32.2km)、沧源台(32.5km)、孟连台(31.6km)处的地壳厚度要深3.0～5.0km。印支板块上分布有云龙、景谷、元江、思茅、金平、勐腊等6个台站。该区域地壳厚度31.3～37.7km，较之滇中块体和滇东块体更薄些。这与查小惠(2013)的结果也是一致的。在滇中块体内，中甸台(53.5)附近的地壳厚度较深，川滇菱块的建水台(39.3)、个旧台(36.5)处的尖角区域较浅。在该区，总体呈现南浅北深的趋势;北纬25°以北的区域等深线较为密集，变化较为明显;北纬25°以南的区域等深线变化较为均匀，地壳厚度从南向北逐渐减小。滇东地块等深线变化较为舒缓，宣威以北莫霍面增厚，宣威以南莫霍面变浅。弥勒以北地区地壳厚度41.4～47.8km，弥勒以南地区则为34.6～39.3km。总的说来，云南的西北部地壳较厚，南部和东部较薄，北纬24°以南的地区、红河断裂以西的地区地壳厚度一般小于40km。厚地壳从西北向东南方向伸展，厚度和范围逐渐减小，其形态和范围与川滇菱形块体相一致。

为了评估本研究得到的地壳厚度的准确性，将其与李永华等(2009)用H-κ扫描法所得结果进行比较(表1)。因李永华等(2009)采用了云南地区的24个台站的数据，故只能比较这24个台的地壳厚度。比对显示，两个结果大体是一致的:地壳厚度相差3km的台站数是21个、相应超过5km的台站数是3个。差异比较大的是保山台、云龙台、楚雄台。而本文针对楚雄台所得结果与胡家富等(2003)给出的结果是比较接近的，胡家富等(2003)的结果是32.0±1.4km，本文的结果是34.3±2.1km。为何这几个台的计算结果差异较大呢?首先，决定地壳厚度和泊松比结果的关键是准确读取各震相之间的时差，这就要求具有高信噪比的记录。其次，由于该理论是建立在水平层状介质的基础之上，而多次反射波具有一定空间扫描宽度，故当介质为倾斜界面时，即使震中距相同，但方位不同的事件到达同一个台站时，可能会产生不同的时差，并导致计算结果存在较大的差异。在本研究中由于远震在各个方位上的空间分布是不均匀的，而接收函数由于水平扫描范围较宽，因而具有较强的方向性，由此得到的结果准确性也就有可能存在很大的差异。总的说来，影响结果准确性的原因主要就是莫霍面存在倾斜、多次波震相不清以及多次波的到时难以识别等。

3.2 泊松比

泊松比是一个描述介质弹性的物理量，对于普通的岩石而言，泊松比为0.20～0.35，而且它对岩石的组成特别敏感。众所周知，由于硅的泊松比仅为0.09，氧化硅的含量增加、泊松比值降低，高铁镁质增加、泊松比值增加。泊松比从小到大的变化反映了岩石组成从长英质到铁镁质的变化趋势。地壳泊松比的变化在一定程度上反映了地壳(特别是下地壳)中铁镁质及长英质的含量。根据波速比与泊松比之间的关系，将波速比转化为泊松比，发现研究区地壳的平均泊松比多数介于0.20～0.32之间。这与李永华等(2009)的结果是比较一致的。与胡家富等(2003)的计算结果相比较，本文的泊松比普遍要小，其原因是利用在Moho面产生转换波和地壳多次波到时信息估算地壳平均厚度与波速比时，接收函数的信噪比和数量对结果的约束至关重要。受到资料的限制，胡家富等(2003)的接收函数事件相对较少(20个左右);而本研究中大部分台站计算的接收函数事件要多一些，误差相对会小一点，因此本文结果更接近于李永华等(2009)的研究结果。

在研究区内，泊松比的分布存在明显的不均匀性，自南向北存在较大差别，即由北部最大值0.320变化到南部最小值0.146(图7)，与地壳厚度北深南浅的趋势基本相一致。从泊松比的分布情况看，泊松比的块体特征是比较显著的。小江断裂东侧的滇东块体的泊松比较低，西侧的滇中块体的泊松比较高。小江断裂明显成为一条分界线，这一特征与地质构造边界划分是一致的。小江断裂以东的滇东块体的泊松比为低值(σ≤0.26)，表明小江断裂以东的滇东块体的地壳属于长英质组分;小江断裂以西的地区的泊松比为中-高值(0.26≤σ≤0.29)，该地区壳内很可能含有较高的铁镁质成分，而且部分台站还存在高泊松比(σ≥0.30)，如云龙台(0.32)、楚雄台(0.314)、东川台(0.313)就呈现出高值，高泊松比则表示块体内除了可能含有较高的铁镁质成分还可能存在部分熔融(Owens et al，1997)。观察云南地区的泊松比分布图发现，低泊松比的地区有2个(图7):北纬24°以南、红河断裂以西的地区，即保山地块和印支块体南部相邻的区域;小江断裂以东的滇中块体。中-高泊松比分布在滇中块体、印支块体的北部和腾冲地块。总的说来，中-高泊松比分布在川滇菱形块体及附近地区。该区的中-高泊松比除了指明该区地壳力学性质与周边地区的差异外，可能还暗示着该区是物质挤出的通道，同时还提示了下地壳物质有可能参与了由欧亚板块与印度板块碰撞引起的物质东向流动。

图7 云南省泊松比分布图(各断裂名同图5)

地壳厚度和泊松比之间关系可能蕴含大陆地壳形成和构造演化过程的重要信息。如果大陆地壳成分单一，即从地表到莫霍面皆由同一种岩石组成，那么无论地壳增厚或减薄都不会影响地壳泊松比的大小。若地壳增厚为下地壳变化所致，则泊松比变化与地壳厚度变化成正相关;若地壳增厚为上地壳叠置所致，则泊松比变化与地壳厚度变化成反相关(刘琼林等，2011)。在本研究中，研究区台站下方的地壳厚度与泊松比没有相关性，这与李永华等(2009)的研究结果是一致的。这种非相关性表明云南地区的地壳增厚方式可能是由上地壳与下地壳同时增厚，因而导致地壳的平均物质组成变化不大。然而张中杰等(2005a、2005b)、张恩会等(2013)认为滇西地区的保山地块、腾冲地块、思茅地块的地壳增厚是由下地壳增厚所致，地壳厚度与泊松比呈正相关;查小惠(2013)则认为除了滇东块体的泊松比增大与下地壳增厚密切相关外，云南地区的其它块体的泊松比与地壳厚度的变化均没有相关性。这些争议还有待于通过更为精深的研究加以厘清。

4 结语

远震接收函数是研究地壳结构和组分的一种有效方法。本文利用云南省“十五”期间建成的46个地震台的远震波形资料，获取46个台站下方的体波接收函数，得到了云南地区46个台站下方的地壳厚度、介质泊松比值。较之前人结果，其空间分辨率有所提高，台站数量增加到了46个，对结果的辨析也更为细致。结果显示，研究区的地壳厚度和泊松比侧向变化明显，显示出不同块体深部结构特征和大致分界情况。

云南地区的Moho面深度变化剧烈。西北部地壳较厚，中甸、丽江一带超过50km。滇西南的地壳较薄，景洪、孟连、勐腊一带的厚度还不到32km。厚地壳从西北向东南方向伸展，厚度和范围逐渐减小，其形态和范围与小江断裂和红河断裂围成的川滇菱形块体相一致，表明川滇菱形块体的地壳比周围地区的厚。红河断裂以东的地壳厚度更大，红河断裂以西的地壳厚度要更浅。在红河断裂的西侧，地壳厚度变化较为舒缓，其等值线呈Z字形，腾冲块体地壳厚度要大于保山块体和思茅块体;红河段裂以东地区地壳厚度变化剧烈，且从东南向西北逐渐加深。

云南地区的泊松比显示出由北向南逐渐减小的特征。泊松比从西北向东南方向，大小和范围逐渐减小，其形态和范围与川滇菱形块体相一致，分布特征与地壳厚度相一致。红河断裂以东地区的泊松比整体上要比红河断裂以西地区高。小江断裂东侧的滇东块体泊松比低于西侧的滇中块体。中-高泊松比地区主要分布在滇中块体、印支块体的北部和腾冲块体，低泊松比地区则分布在保山地块、印支块体南部和滇中块体。

虽然本文得到的云南地区的地壳厚度和泊松比分布特征与前人的结果在总趋势上是一致的，但部分地区还是存在明显的差异，如云龙附近存在的隆起、楚雄附近存在的隆起的位置以及永胜、景谷附近的低泊松比。这可能与P波速度取值有一定的关系，本文所有的台站P波速度均采用6.25km/s，由于每个台站下方的P波速度是不一样的，因此导致结果存在一定的差异;接收函数的方向性与远程事件分布方位的不均匀性(东北、东南多，西北，西南少)也会导致结果存在较大的差异;再因界面倾斜，以不同方位的远程事件做出的接收函数算出的地壳厚度和泊松比平均下来就会存在较大的差异。本文得到的结果仅限于云南省内的台站控制范围，而台网分布不均，云南与四川交界、云南和缅泰交界处存在的盲区都会影响到结果的可靠性。

但是总的说来，用接收函数来分析地震台站下方的地壳结构仍然是一种较容易、较成熟的方法。在今后的研究中若能利用更多的台站、更多的地震事件进行分析，所得的结果也将更为精细和可靠。