0 引言

印度板块和欧亚板块相互挤压碰撞导致了青藏高原的隆升，并伴随着强烈的构造变形运动和壳幔物质流动，极大地影响了青藏高原东南缘的地质结构和地貌特征(Tapponnier et al，1982)。在长期的地质进程中，地处青藏高原东南缘的川滇地区断裂带纵横交错、构造活动频繁，作为川滇地区主要的走滑型断裂带之一的红河断裂带(虢顺民等，2001)，该区域地震活动活跃，有着复杂的形成和演化历史，是青藏高原东南缘刚性块体向东南挤出过程中的重要陆内变形带，也是西南地区现代构造应力场分区的重要边界之一，对板块碰撞产生的变形与深部物质运移可能起到重要的调节作用(Tapponnier et al，1990；朱俊江等，2004；程远志，2016)。因此，红河断裂带及其邻区壳幔结构的研究对于探讨该区地震活动机制、青藏高原深部物质逃逸以及青藏高原东南缘大陆动力学过程等问题均具有重要的科学意义。

岩石圈是漂浮在软流圈之上的一个圈层，包括地壳和上地幔的顶部，岩石圈与软流圈的分界面(Lithosphere-Asthenosphere Boundary，LAB)是地球内部重要的界面之一。地壳和岩石圈厚度以及横向变化特征可以用来反映该区的变形机制和动力学进程。近年来，国内外学者在红河断裂带及其邻区展开了大量地球物理研究工作，如体波层析走时成像(Huang et al，2015；邓山泉等，2020)、面波层析成像(潘佳铁等，2015；Wu et al，2016；Fu et al，2017)、接收函数反演(吴建平等，2001；夏静瑜等，2008；李永华等，2009；张龙等，2015；Wei et al，2016；Hu et al，2018；Yang et al，2017；张杰等，2020)、面波与接收函数联合反演(胡家富等，2005；郑晨等，2016)、重磁异常分析(Wei et al，2015；文丽敏等，2017)等。研究一致表明，红河断裂带两侧地壳厚度、地壳波速结构、地壳波速比以及壳幔低速层的分布等均存在差异。但由于方法有限或者数据分布有限，已有的研究仍存在一些局限性，例如，现有关于接收函数的研究主要局限在局部区域；层析成像结果的分辨率相对较低且对间断面结构不太敏感；重磁异常信息仅能反映相对变化特征等。当前，结合地壳和岩石圈厚度信息探讨该区构造演化进程和相关的深部动力学机制仍然缺乏一定认识，因此，研究红河断裂带及其邻区的地壳与岩石圈厚度的结构和横向变化特征十分必要。

与其他方法相比，接收函数方法在探测壳幔间断面方面具有明显优势，能够极大限度地分离出转换波以及多次反射波的能量。因此，本文利用S波接收函数方法对红河断裂带及其邻区(21°N~26°N，98°E~104°E)28个固定台记录的远震波形数据进行处理，获得研究区地壳及岩石圈厚度，并结合已有的地球物理资料，研究红河断裂带及其邻区的岩石圈结构特征，为解释该区壳幔变形的动力学机制提供地球物理依据。

1 研究方法 1.1 获取接收函数

地震仪记录的远震波形数据包含了地下介质结构信息、震源信息以及仪器响应等，为了得到反映地下介质结构响应的时间序列，提取接收函数可极大限度地去除震源以及传播效应的影响，使台站下方地壳上地幔间断面产生的Sp或Ps转换波更容易拾取并可进一步确定间断面的埋深及其他特性(Langston，1979；Owens et al，1984；缪素秋，2019)。目前，远震P波和S波接收函数方法是获取地壳上地幔间断面空间展布的主要方法之一，由于来自界面的Sp转换波早于直达S波到达台站，而多次波是在直达S波之后才被接收到，因此利用S波接收函数方法可以将来自界面的转换波更好地分离出来(Farra et al，2000；王伟，2021)。接收函数的提取主要包括坐标旋转以及反褶积计算两个关键步骤。

为提高接收函数精度，更好地获取反映地下介质结构的信息，需要分离P波与S波。本文基于公式(1)，将台站记录的远震波形ENZ(东西向-南北向-垂直向)三分量先旋转到RTZ(径向-切向-垂直向)坐标系下，再根据公式(2)旋转到射线路径坐标系LQT(地震波射线方向-垂直于射线方向-切向)下，如图 1所示，公式表示为

$ \left(\begin{array}{c} R \\ T \\ Z \end{array}\right)=\left(\begin{array}{ccc} \sin b a z & \cos b a z & 0 \\ \cos b a z & -\sin b a z & 0 \\ 0 & 0 & 1 \end{array}\right)\left(\begin{array}{c} E \\ N \\ Z \end{array}\right) $

(1)

$ \left(\begin{array}{c} L \\ Q \\ T \end{array}\right)=\left(\begin{array}{ccc} \sin i & \cos i & 0 \\ \cos i & -\sin i & 0 \\ 0 & 0 & 1 \end{array}\right)\left(\begin{array}{c} R \\ Z \\ T \end{array}\right) $

(2)

其中，baz为后方位，i为地震波的入射角。旋转后L分量上主要是P波成分(直达P波、Sp转换波)、Q分量上主要是S波成分(直达S波、Ps转换波)，再通过L分量与Q分量做反褶积计算，便可获得S波接收函数(Yuan et al，1997)。

1.2 接收函数的动校正和时深转换

由于转换波在单条接收函数中是较弱信号，本文通过对同一个台站所有远震波形提取的接收函数进行线性叠加，可压制干扰并增强来自同一界面的转换波震相。

假设界面深度为d，来自界面P_ds转换波到时可表示为

$ T_{\mathrm{P}_{d^{\mathrm{S}}}}=\int\limits_{-d}^0\left(\sqrt{v_{\mathrm{s}}^{-2}-p^2}-\sqrt{v_p^{-2}-p^2}\right) \mathrm{d} z $

(3)

其中，v_P为P波波速，v_S为S波波速，均为深度Z的函数，p为射线参数，可根据震中距采用TauP方法计算得到(Yang et al，2017)。由式(3)可知，受震中距的影响，来自同一界面的转换波到时是不同的，若直接对接收函数进行线性叠加，转换波震相会因到时的不同而相互压制，弱的转换波还可能会淹没在噪声中难以凸显，因此为消除震中距对到时的影响，叠加之前需对提取的接收函数进行动校正处理，即：将接收函数校正到某一参考震中距处，使转换波具有相同的到时。

设震中距67°处接收到同一间断面的Pds转换波到时为TPds0，可表示为

$ T_{\mathrm{P}_{d^s}}^0=\int\limits_{-d}^0\left(\sqrt{v_{\mathrm{s}}^{-2}-p_0^2}-\sqrt{v_{\mathrm{P}}^{-2}-p_0^2}\right) \mathrm{d} z $

(4)

当要校正到67°时，P_ds转换波的时间校正量ΔT_Pd^s可以表示为

$ \Delta T_{\mathrm{P}_{d^{\mathrm{s}}}}=\int\limits_{-d}^0\left(\sqrt{v_{\mathrm{s}}^{-2}-p^2}-\sqrt{v_p^{-2}-p^2}\right) \mathrm{d} z-T_{\mathrm{P}_{d^{\mathrm{s}}}}^0 $

(5)

本文依据上述动校正理论将S波接收函数校正到参考震中距67°处，射线参数p₀为12.07s/(°)，对动校正后的接收函数再进行线性叠加，由叠加的结果可获得转换波的到时。此外，式(3)还表达了转换波到时和界面埋深的关系，因此利用式(3)和IASP91速度模型将时间域的接收函数转换到深度域，可获得间断面的埋深(缪素秋，2019)。与P波接收函数估算界面埋深原理相同，S波接收函数利用直达波与转换波之间的到时差，联合速度模型计算界面深度(张龙等，2015)，但由于Sp转换波先于直达S波到达台站，实际计算中需反转S波接收函数的时间轴和极性。

2 数据及处理实例

本文使用的数据来源于红河断裂带及其邻区28个固定台的宽频带数字地震仪2011—2022年记录到震级大于等于6.0级的远震事件，台站分布如图 2所示，并挑选震中距55°~150°范围内的138个远震事件进行处理，震中分布如图 3所示。根据Yuan等(2006)对S波接收函数的研究和分析，表明S波接收函数可以利用S震相、SKS震相、ScS震相的波形数据在不同震中距范围内获得，因此本文在计算S波接收函数时，S波的有效震中距范围为55°~85°，SKS波的有效震中距大于85°。

为了说明数据处理过程，本文以研究区禄劝台(LUQ)(25.54°N，102.45°E)为例，从记录的所有远震波形中人工拾取S波到时(震中距大于85°时，SKS波先于S波到达台站，拾取SKS震相)；然后以S波到时为基准，截取前100s至后20s的数据，并对三分量数据抽样、去倾、去平均等预处理，倒转时间轴后进行坐标旋转和反褶积计算，以提取事件的S波接收函数；再将获得的所有接收函数校正到67°处，剔除信噪比较低的事件后进行线性叠加(图 4(a))，根据波形数据可获得转换波的到时：t_SMp=5.28s，t_SLp=11.35s；最后，时间域的S波接收函数结合IASP91速度模型进行时深转换，从深度域的接收函数叠加结果(图 4(b))中可以清晰地识别莫霍面转换波S_Mp和LAB界面转换波S_Lp，由深度数据获得两个界面的埋深分别为38.57km和83.29km。

由于坐标旋转时入射角i使用的是Taup函数计算得到的理论入射角，以及壳幔结构的横向非均匀性、实际传播过程中直达S波与Sp转换波并不是相互垂直入射(王兴臣等，2013)等原因，获取的S波接收函数仍存在直达波震相。

3 结果及讨论

图 5给出了研究区各地震台站提取的S波接收函数经动校正、时深转换后叠加的结果，从图中可以清楚拾取到各台站来自莫霍面和LAB界面的转换波。

表 1与 表 2列出研究区28个地震台站提取的S波接收函数经动校正和时深转换得到的转换波到时以及对应的间断面深度。利用 表 1、表 2中台站下方莫霍面和LAB界面深度数据，通过插值得到研究区莫霍面和LAB界面的空间展布，并结合图表进行分析。

3.1 地壳结构

结合图 2、图 6和表 1、表 2分析可知，研究区的地壳厚度基本以红河断裂带为分界，两侧存在明显的差异：断裂带东北侧莫霍面起伏平缓且地壳比较厚，基本在36~45km之间变化；而断裂带西南侧地壳厚度在30~43km范围内，由北至南地壳逐渐减薄，特别是纬度24.3°N以南的地区整体表现为较薄的地壳，厚度基本在36km以内。对比可知，红河断裂带西南侧地区地壳厚度变化较其东北侧地区更剧烈。

与其他学者的研究结果相比，本文获得的莫霍面空间展布与利用双差层析成像(马永等，2023；邓士林，2023)、人工地震探测(张恩会等，2013)、面波层析成像(潘佳铁等，2015；Wu et al，2016；Fu et al，2017)、面波与接收函数联合扫描(谢夏君等，2023)、重磁异常反演(陈石等，2015；Wei et al，2015；徐志萍等，2018)等得到的结果一致性较好；利用S波接收函数得到的结果与其他学者采用P波接收函数方法(潘佳铁等，2015；张龙等，2015；Yang et al，2017；Hu et al，2018)获得的地壳厚度变化趋势基本相同，但由于与P波接收函数相比，S波接收函数扫描的空间范围略大，在局部地区地壳厚度存在略微差异。

随着科技的不断发展，探测地球结构的方法愈加丰富，除了台站接收的地震信号，重磁信息也具有重要的参考价值。地壳磁异常携带着丰富的地壳深部信息，在揭示地壳结构、地质构造特征、地球动力学过程等方面发挥着重要作用(石岚，2019)。本文选用美国国家环境信息中心(NCEI)发布的EMM2017磁场模型数据，该模型是描述岩石圈磁场模型中精度和空间分辨率最高的模型之一，包含了全面精细的地球岩石圏磁场信息。基于EMM2017磁场模型，本文计算了红河断裂带及其邻区的地壳磁场总强度ΔF，图 7展示了ΔF在地表(h=0)的分布情况。

由研究区的地壳磁异常分布(图 7)可知，红河断裂带东北侧的正磁异常相对较强，且呈团状分布，沿红河断裂带有呈弧状分布的正磁异常，走向大致与断裂带构造走向一致；红河断裂带西北侧基本呈现出弱磁异常，说明红河断裂带是磁异常强弱的明显分界，表明两侧磁性物质分布不同，反映出红河断裂带两侧地质构造存在明显差异。

综上所述，红河断裂带东西两侧地壳厚度、磁性物质分布存在明显差异，表明红河断裂带对地壳结构有重要的控制作用，是一条超壳断裂带。

已有研究表明滇中块体存在下地壳低速层(胡家富等，2003)，红河断裂带东北侧下地壳低速层较西南侧厚(徐鸣洁等，2005)，大地电磁成像表明在青藏高原东缘存在两条中下地壳低阻异常带，其中一条自羌塘地块沿金沙江—鲜水河断裂带向东南延伸，进入川滇菱形块体(Bai et al，2010)，这些研究结果为地壳物质流的存在和运移提供了地球物理学依据。由此推测，青藏高原受印度板块与亚欧板块相互碰撞挤压的影响，地壳增厚和深部物质向周边软弱地带运移，东南向逃逸的高原地壳物质进入滇中地块，导致红河断裂带东北侧地壳增厚。

3.2 岩石圈结构

同样地，结合图 2、图 8和表 1、表 2分析可知，整个研究区岩石圈的厚度跨度大，在70~141km之间变化。红河断裂带西南侧大部分区域的岩石圈较薄，特别是在腾冲火山区岩石圈呈现出上隆的状态；红河断裂带东北侧地区的岩石圈厚度基本在90km以上。从整个研究区来看，LAB界面在红河断裂带两侧起伏平缓，薄的岩石圈从滇西跨越红河断裂带向东延伸，仅在断裂带北端和东南部局部地区厚度超过130km。

目前，利用接收函数方法获得的川滇地区岩石圈厚度有：红河断裂带西南侧的滇西地区岩石圈厚度在100km以内(Yang et al，2017；瞿梦茹等，2022)；腾冲火山区岩石圈薄且呈穹隆状态，厚度约在78~88km之间(张龙等，2015)等。与前人得到的研究区部分区域岩石圈厚度相比，本研究获得的LAB界面的空间展布基本一致，但本文研究区域更为广泛，因此能更好地约束红河断裂带及其周边岩石圈结构。

根据已有研究结果，青藏东南缘上地幔各向异性呈现南北分区的特征，在约26°N以南的区域，XKS优势快波方向近似为EW方向(陈浩朋等，2018；Kong et al，2018；常利军等，2015；高原等，2020)，由于快波偏振方向与地幔软流圈物质流动方向一致，这可能指示了研究区地幔热物质东向运移；滇西地区上地幔显示为低速异常和正径向各向异性(Huang et al，2002；Lei et al，2009；陈浩朋等，2018)，腾冲火山区地壳上地幔中具有广泛的低速区并且表现出高泊松比、高热流、低电阻率的特征(Bai et al，2010；Wei et al，2016；李秋凤等，2024)，由于塑性流动的热物质使地壳上地幔的速度降低，这些研究说明了腾冲火山区地幔上升流的存在。因此，本研究认为在印度板块向东北长期的俯冲作用下，软流圈物质上涌、岩浆底侵作用导致腾冲火山区岩石圈拉张和减薄，塑性流动的热物质横跨红河断裂带向东运移，使研究区具有较薄的岩石圈；由于上涌热物质存在不均匀性，并且在腾冲火山区上升高度最高，因此观测到研究区岩石圈厚度减薄的强烈横向不均匀(70~141km)以及腾冲火山区岩石圈最薄(约70km)的特征。

4 结论

本文利用S波接收函数方法处理红河断裂带及其邻区28个宽频带地震仪记录到的2011—2022年远震数据，获得了研究区地壳与岩石圈厚度，并结合磁异常信息和已有的地球物理研究成果进行对比分析，得到如下研究结果：

(1) 红河断裂带及其邻区的地壳厚度在30~45km范围内变化，断裂带西南侧地区地壳厚度较其东北侧地区更薄且变化更剧烈，且断裂带两侧磁性物质分布明显不同，表明红河断裂带是超壳断裂带。

(2) 结合已有研究成果，推测由于印度板块与亚欧板块相互碰撞挤压，使高原深部物质向周边软弱地带运移，东南向逃逸的高原地壳物质进入滇中地块，导致红河断裂带东北侧地壳比西南侧厚。

(3) 整个研究区的岩石圈厚度在70~141km范围内变化，仅在局部地区厚度超过130km，大部分区域的岩石圈较薄，特别在腾冲火山区岩石圈呈现出上隆的状态。

(4) 研究区薄的岩石圈跨红河断裂带向东延伸，这可能是由于印度板块向下俯冲引起地幔热物质上涌，岩浆底侵作用导致腾冲火山区岩石圈拉张和减薄，塑性流动的热物质横跨红河断裂带东向运移，使研究区具有较薄的岩石圈，地幔热物质上涌的不均匀特征导致该区岩石圈厚度存在强烈的横向不均匀性。

致谢: 感谢审稿专家提出的宝贵修改意见。