0 引言

滇西南地区(22°N~24°N，100°E~102°E)地处三江构造带(史鹏亮等，2015)，受特提斯形成演化、印度—欧亚陆陆碰撞及高原隆升等过程的影响，该区地质演化过程较为复杂，以发育逆断层和逆冲推覆构造为特色(屈念念等，2018)，区内展布有澜沧江、普洱、阿墨江等深大断裂。该区构造运动强烈，大震频发(2014年以来，相继发生了2014年10月7日景谷M_S6.6、12月6日景谷M_S5.8、2018年9月8日墨江M_S5.9、2021年12月24日江城附近的老挝M_S6.0等地震)，是地球科学研究的热点区域之一。

S波速度结构能够反映地球深部物质成分及属性的变化，是研究地球内部物理、孕震环境、壳幔动力学及地质演化过程的重要参数(徐佩芬等，2013)。Bao等(2015)采用接收函数和瑞利波联合反演的结果显示，在青藏高原东南缘21km深度处，沿小江断裂展布的低速带向南延伸穿过红河断裂进入了印支块体，一直持续到云南南部。但李聪等(2014)基于小生境遗传算法波形反演获得的P波速度模型结果指出，滇西南地区中下地壳大范围的低速层并不存在，这与Bao等(2015)的结果不符。Yao等(2008)基于背景噪声的成像结果也显示，青藏高原东南缘的壳内低速层分布十分复杂，中下地壳物质不会发生大规模的运动，而被断裂和构造边界限制在一定的区域内。在孕震环境研究方面，已有的研究大多认为，地震很少发生在低速层内，因为低速层具有较低的介质强度，通常形变以蠕滑为主，难以累积较强的应力应变以产生较大的地震，地震多发生在高、低速的过渡带(Bao et al，2015)。但苏有锦等(2001)关于川滇地区强地震活动与深部介质构造环境关系的研究表明，鲜水河—安宁河—小江地震构造带和金沙江—红河地震构造带上的强震主要发生在上地壳的高速区或高、低速过渡带内；而腾冲—澜沧强震带为上地壳低速区。韦伟等(2010)基于地壳和上地幔三维P波速度结构与强震分布的研究也显示，青藏高原东南缘的绝大多数地震发生在5~20km深度处，且多发生在正、负异常的过渡带上，并且有略偏向高速一侧的趋势，但是在滇西南块体内上地壳强震多发生在低速区。因此，对滇西南地区的地壳S波速度分布特征及强震孕震环境的研究仍然存在较大的争议，对此开展进一步的研究，有助于加深对滇西南地区构造变形及动力学机制的理解。

基于台站记录的远震体波波形数据提取P波接收函数并进行反演是获取地壳S波速度结构的有效方法。接收函数S波速度反演过程对初始模型具有较强的依赖性，选择合适的初始模型是反演的关键。“中国地震科学实验场地区地壳剪切波速模型”(Liu et al，2021)的构建及发布，为川滇地区接收函数成像提供了较好的模型基础。此外，中国地震科学台阵(ChinArray)探测项目Ⅰ期的实施及运行，为云南地区地壳深部结构的研究提供了数据资料。

鉴于此，本文利用滇西南地区31个宽频带地震台站记录的远震三分量波形数据，在坐标旋转和时间域迭代反褶积(Ligorría et al，1999)等处理的基础上，提取径向P接收函数，以“中国地震科学实验场地区地壳剪切波速模型”为初始模型，进行精细化结构反演，并采用Bootstrap重采样技术(Efron，1979)对反演结果进行统计和评估，获取地壳上地幔S波速度结构。此外，结合地壳厚度、泊松比分布，对滇西南地区的地壳深部结构进行探测，在此基础上，结合已有震例，对强震孕震环境进行探讨。该工作的开展对于滇西南地区地壳结构研究及地震危险性评估具有一定意义。

1 数据和方法 1.1 数据

本研究使用的数据来源于中国地震科学台阵(ChinArray)探测项目Ⅰ期26个台站和云南区域台网5个台站(共31个台站，研究区地质构造背景及台站分布等见图 1)记录的2011年9月2日—2014年1月16日期间震中距介于30°~90°、震级M≥5.8的238个(图 2)远震事件(其中，5.8≤M＜6.0地震101个，6.0≤M＜7.0地震123个，7.0≤M＜8.0地震13个，M≥8.0地震1个)的三分量波形资料。通过对31个台站记录的三分量原始波形作去倾斜、去均值和去仪器响应处理，并将两个水平分量旋转到径向和切向分量上，再用垂直分量对径向分量在时间域作迭代反褶积(Ligorría et al，1999)以提取径向P波接收函数。在反褶积过程中，采用系数为1.0的高斯滤波器进行低通滤波，以避免各向异性介质中多次反射、转换波和随机噪声以及其他不稳定因素的影响(陈佳等，2019；Langston，1979)。通过计算共获得震相清晰的径向P波接收函数1495个，从中挑选出莫霍面转换相和多次相较为可靠的高信噪比接收函数625个(平均每个台20个左右)，用于反演台站下方的地壳上地幔S波速度结构。

1.2 初始速度模型选取和S波速度反演

通常情况下，接收函数S波速度反演有两种方法：①基于一个初始速度模型拟合所有接收函数(Sun et al，2014)；②先将各台站所有接收函数分别叠加再进行反演(Liu et al，2014)。由于接收函数的P_S转换波及其他多次波与震中距直接相关，不考虑震中距直接叠加获得的平均值可能无法真实反映台站下方介质的速度结构(郑晨等，2016)，因此，本研究采用第一种方法进行反演。

对于接收函数S波速度反演，初始速度模型的选取是关键。由于印度板块的俯冲推挤作用导致云南地区地下结构横向不均匀性非常显著，因此，有必要选取适合于各台站的区域速度模型来进行反演。“中国地震科学实验场地区地壳剪切波速模型”(Liu et al, 2021)给出了川滇地区0.5°×0.5°格网精度、70km深度范围内的S波速度结果，我们以此为数据基础，将研究区按0.5°×0.5°划分为16个格网(图 1(b))，将每个格网4个角点的S波速度进行平均，分别提取了16个格网70km深度范围内(层厚为2km)的S波速度结果(图 3)，并以此作为各格网内台站的初始速度模型来进行后续的反演。

以位于2号格网的中国地震科学台阵Ⅰ期53107台(图 1(b))为例，来说明本文S波速度反演的具体过程。通过前期的坐标转换和时间域迭代反褶积等处理后获得震相清晰的径向P波接收函数97个，从中挑选出莫霍面转换相和多次相较为可靠的高信噪比接收函数30个(图 4(a))进行S波速度反演。以2号格网的初始速度模型(图 3)为基础对接收函数进行逐个反演，得到30个速度模型(图 4(b))。由于各台站记录的来自不同方位和震中距的接收函数会存在一定差异，计算过程中虽然采用了相同的初始模型进行反演，但反演结果仍然较为离散(图 4(b))，这体现了反演结果的非唯一性(李建有等，2018)。为充分考虑来自不同方位和震中距的接收函数对反演结果的实际贡献，采用Bootstrap技术对30个速度模型进行1000次重采样，对反演结果进行统计和评估，以获取最优解(图 4(c))。Bootstrap重采样过程为：先读取这30个最初的样本数，对每一层上的速度值进行有放回的抽样，抽样数目与样本数目一致，可重复抽取，每完成一次抽样就返回这次抽样的数学期望值。重复进行1000次抽样就返回1000个期望值，每一层都有1000个速度值，即得到1000个新的速度模型，此时的样本容量就增加到1000个，再计算这1000个样本的期望值就可得到此次统计的结果(张天继，2017)。

1.3 地壳厚度及泊松比计算

通过反褶积获得的径向P波接收函数包括直达P波、P_S转换波、多次波P_PP_S和P_PS_S+P_SP_S等震相，这些震相的到时与地壳厚度是相关联的(潘纪顺等，2021)，因此，可利用各种震相的到时来计算台站下方的地壳厚度。

基于前面计算得到的1495个径向P波接收函数，采用H-k扫描法(Zhu et al，2000)获取各台站下方的地壳厚度H和波速比k，计算过程中P波的平均速度模型取6.3km/s，P_S、P_PP_S和P_PS_S+P_SP_S的权重分别为0.6、0.3和0.1，H和k的搜索范围分别设置为30~60km和1.5~2.5。在此基础上，根据波速比k与泊松比σ的对应关系(σ=0.5[1-(k²-1)^-1])计算各台站下方的泊松比。

2 结果分析 2.1 三维S波速度结构

与上述53107台的反演过程相类似，基于前面挑选出的625个径向P波接收函数，分别采用各台站所对应格网的初始速度模型(图 3)进行反演，获取了31个台下方70km深度范围内的S波速度结构，并对速度结果进行插值，以更直观地展示研究区不同深度的S波速度分布形态。此外，将4个强震放在与震中最接近的深度，以便于讨论地壳S波速度与强震震中的对应关系。

图 5分别给出了4km、10km、16km、24km、30km和36km深度处的S波速度分布。在4km深度处(图 5(a))，澜沧江断裂(F₂)和阿墨江断裂(F₁₁)间除局部区域外，S波呈相对低速分布(S波速度在2.7~3.5km/s之间)，且横向变化较为剧烈，普洱断裂(F₅)西侧的JIG—53109—53110台一带低速异常最为明显。10km深度处(图 5(b))，S波低速分布较4km处更为广泛，除局部小区域外，研究区整体呈相对低速分布(S波速度在2.9~3.5km/s之间)。16km深度处(图 5(c))，S波低速异常局部分布于澜沧江断裂(F₂)北端的53108—53100—53111台一带和红河断裂(F₁₂)附近(S波速度在3.4~3.5km/s之间)。24km深度处(图 5(d))，研究区已进入中下地壳，在这一深度剖面上，最明显的特征是在普文断裂(F₃)北端的53110台至阿墨江断裂(F₁₁)中部的53116台附近区域(23°N附近)及在红河断裂(F₁₂)附近存在明显且独立的低速分布(S波速度在3.2~3.5km/s之间)。30km和36km深度处(图 5(e)和5(f))，大致以23°N为界，研究区S波速度整体呈北低南高的分布特征，且在23°N~23.5°N之间S波速度横向变化较为明显。

为了更好地展示研究区不同深度的S波速度变化情况，图 6给出了2个方向的垂直剖面，最大深度达70km，剖面位置见图 1，其中，AA′剖面呈近NW-SE向展布，BB′剖面呈近SW-NE向展布。由图 6可知，研究区壳内S波速度最明显的特征是中上地壳0~20km深度范围低速层(v_S≤3.5km/s)较为发育，平均厚度约15km，最大厚度达20km。在中下地壳20~28km深度范围内局部区域存在厚度约8km的低速层(v_S≤3.5km/s)。沿近NW-SE向展布的AA′剖面(图 6(a))，中上地壳的S波低速层分布存在一定的差异，总体呈NW向较厚、SE向相对较薄的分布特征。澜沧江断裂(F₂)和53108台附近的低速层厚度约20km，53126台SE向的厚度约10km，LIC台下方的厚度约5km，其他区域厚度约10km。在53126台下方5km附近存在一高速体(v_S≥3.7km/s)。在中下地壳，普洱断裂(F₅)附近的SIM和53112台下方20~28km深度处和澜沧江断裂(F₂)附近的53108台下方25~28km深度处存在相互独立的低速层(v_S≤3.5km/s)。沿近SW-NE向展布的BB′剖面(图 6(b))，中上地壳木戛—谦迈断裂(F₁)和澜沧江断裂(F₂)附近的53124—53123台下方5~10km深度范围内存在一高速体(v_S≥3.7km/s)，另外，除53117台和YUJ台下方5~10km处局部区域外，其他区域低速分布(v_S≤3.5km/s)较为连续，低速层厚度约15km。在中下地壳，53118台—磨黑断裂(F₈)下方以及YUJ台下方20~28km深度处存在相互独立的低速层(v_S≤3.5km/s)。

2.2 地壳厚度与泊松比分布

地壳厚度和泊松比是研究地壳演化背景的两个重要参数，其空间分布和绝对值大小与岩石圈演化相关(李建有等，2018)。图 7给出了研究区的地壳厚度和泊松比的分布结果。如图 7(a)所示，研究区地壳厚度整体以23°N为分界，呈北深南浅的变化趋势，地壳厚度从研究区南部的32km增至北部的40km。23°N~23.5°N间形成地壳厚度变化的梯度带(变化量最大达5km)。53100台附近为莫霍面隆起区，地壳厚度为31km。

泊松比对地壳的组成比较敏感(Zandt et al，1995)，是反映地壳物质组成和成分的关键参数。地壳泊松比与岩石成分存在如下的对应关系：低值(σ≤0.26)-长英质酸性岩；中值(0.26＜σ≤0.28)-中性岩；高值(0.28＜σ≤0.30)-铁镁质基性岩；超高值(σ＞0.30)-超基性岩(Ji et al，2009)。此外，低泊松比对应于更多的长英质成分，高泊松比对应于更多的铁镁质成分，非常高的泊松比(σ＞0.30)可能表示地下存在部分熔融物质(Zandt et al，1995；张天继等，2020)。

由图 7(b)可知，研究区的地壳泊松比在0.19~0.28之间，平均泊松比为0.23，低于全球平均水平0.26(Zandt et al，1995)，表明研究区地壳物质主要以长英质酸性岩(泊松比σ≤0.26)为主。从横向分布来看，研究区的泊松比存在明显的不均匀分布特征，在南部的53122—53119—53131—53137—53126一带，以及北部的LIC、JIG、53117台附近局部地区为明显的低泊松比(泊松比σ≤0.23)区域。此外，澜沧江断裂(F₂)中部的53100—53111台附近及北端的53104台附近为中泊松比区域，最大泊松比为0.28，表明这些区域岩石成分以中性岩为主。

3 讨论

结合图 5的水平剖面和图 6的垂直剖面可知，在研究区中上地壳0~20km深度范围内存在明显且连续的低速层(v_S≤3.5km/s)，平均厚度约15km，最大厚度达20km。在中下地壳20~28km深度范围内局部区域存在厚度约8km的低速层(v_S≤3.5km/s)，主要分布于研究区中部的普文断裂北端至阿墨江断裂中部区域(23°N附近)，此外，在红河断裂附近和澜沧江断裂北部的局部区域也有分布。该结果与李聪等(2014)基于小生境遗传算法波形反演的结果指出的滇西南地区中下地壳存在厚度约14km的低速层，但大范围的低速层并不存在的观点相符，也与胡家富等(2003)利用接收函数反演显示的红河断裂西侧约20km深度处的下地壳存在约10km厚的低速层相呼应。

结合图 5和图 6，从地壳S波速度分布与强震震中的对应关系来看，2014年景谷M_S6.6和M_S5.8地震、2018年墨江M_S5.9地震均发生在中上地壳低速层内(景谷M_S6.6地震发生在S波低速层变化的高梯度带上)，2021年老挝M_S6.0地震发生在高、低速度的过渡区域。从统计规律来看，本文研究的4个强震中，有3个发生在了中上地壳低速层内，占比为75%，该结果与苏有锦等(2001)、韦伟等(2010)关于滇西南块体内上地壳强震多发生在低速区的结果相一致。

滇西南地区新生破裂带较为发育，地震波速的减小可能与地壳断裂或微裂隙中有流体的存在有关(苏有锦等，2001；Lei et al，2009a、2009b、2016)。新生地震破裂区由于微裂隙比较发育，有流体注入，使波速减小，表现为上地壳低速区(苏有锦等，2001)。研究区NW向新生破裂带的存在以及流体的长期作用，为带内高应变的突然释放提供了条件，同时也显示了其与先存断裂活动不同的地壳波速结构特征(苏有锦等，2001；韦伟等，2010)。

地壳泊松比是描述岩石成分、地壳内部物质组成及物性状态差异的重要参数(李海艳等，2021)，泊松比大于0.30可能代表了地壳内部部分熔融物质的存在(Zandt et al，1995)，从中下地壳低速层(图 5、图 6)与泊松比(图 7(b))分布的对应关系来看，低速层分布区域所对应的泊松比普遍偏低，地壳物质以长英质成分为主，铁镁质成分含量偏低，中下地壳缺少部分熔融物质的存在，其地球物理结果上的差异和不一致说明中下地壳低速层的变形演化机制及物理特性较为复杂。另外，由图 6可以看出研究区内不仅在地壳中存在低波速异常，而且地幔中也存在低波速异常。这种低波速异常可能与印度板块东向俯冲至地幔转换带，并形成“大地幔楔”结构的动力学过程相关(雷建设等，2018；Lei et al，2016)，具体原因有待于基于密集台阵的多方法、多属性的同步探测和综合约束加以更进一步的解释。

从泊松比分布与强震震中的对应关系来看(图 7(b))，2014年景谷M_S6.6和M_S5.8地震、2018年墨江M_S5.9地震、2021年老挝M_S6.0地震均发生在泊松比变化的高梯度带上，这与地震多发生在泊松比变化的高梯度带上的认识相一致(王兴臣等，2015；张天继等，2020)，此外，地震发生处地壳厚度变化均较大。地壳厚度、泊松比变化剧烈地区，地壳物质组成差异明显，壳内应变易于积累，有利于强震的诱发。

4 结论

本文基于滇西南地区31个宽频带地震台站记录的2011年9月2日—2014年1月16日的(近2.5年)远震三分量波形数据，提取径向P接收函数，以“中国地震科学实验场地区地壳剪切波速模型”为初始模型，进行精细化结构反演(垂向精度达2km级)，并采用Bootstrap重采样技术进行统计和评估，获取了各台站下方的S波速度结构，结合地壳厚度、泊松比分布，对滇西南地区的地壳深部结构及强震孕震环境进行研究，形成以下认识：

(1) 反演过程中，首先基于“中国地震科学实验场地区地壳剪切波速模型”分别提取了16个格网的初始速度模型，并利用相关台站所在格网的初始模型进行其后续的反演，这比随意设定的模型更接近真实解，在一定程度上提高了反演结果的可靠性和收敛性。

(2) 研究区地壳S波速度分布较为复杂，在横向和垂向上均存在明显的非均匀特性。在中上地壳0~20km深度范围内存在明显且连续的低速层，平均厚度约15km，最大厚度达20km。在中下地壳20~28km深度范围局部区域存在厚度约8km的低速层，主要分布在普文断裂北端至阿墨江断裂中部区域(23°N附近)，此外，在红河断裂附近和澜沧江断裂北部的局部区域也有分布。

(3) 从地壳S波速度分布与强震震中的对应关系来看，景谷M_S6.6和M_S5.8、墨江M_S5.9地震均发生在中上地壳低速层内(景谷M_S6.6地震发生在S波低速层变化的高梯度带上)，老挝M_S6.0地震发生在高低速度的过渡区域。滇西南地区新生破裂带较为发育，地震波速的减小可能与地壳断裂或微裂隙中有流体的存在有关，研究区NW向新生破裂带的存在以及流体的长期作用，为带内高应变的突然释放提供了条件。

(4) 研究区平均泊松比为0.23，低于全球平均水平0.26，表明研究区地壳物质主要以长英质酸性岩为主。从横向分布来看，研究区的泊松比存在明显的不均匀分布特征。从地壳泊松比分布与强震震中的对应关系来看，4个强震均发生在泊松比变化的高梯度带上，另外，地震发生处地壳厚度变化均较大。地壳厚度、泊松比变化剧烈地区，地壳物质组成差异明显，壳内应变易于积累，有利于强震的诱发。

致谢: 本文研究所使用的远震三分量波形数据来源于中国地震科学台阵(ChinArray)探测项目Ⅰ期和云南区域台网，“中国地震科学实验场地区地壳剪切波速模型”由中国科学技术大学姚华建教授课题组发布，断层数据由云南省地震工程院提供，接收函数反演和Bootstrap重采样技术计算程序由云南大学胡家富教授课题组提供，文中图件采用GMT6.2软件绘制，审稿专家提出了宝贵的修改意见，在此表示衷心感谢。