鄧嘉美 金明培 趙家本 高瓊 陳佳

中國(guó)地震局滇西地震預(yù)報(bào)實(shí)驗(yàn)場(chǎng)辦公室，云南省大理市洱海公園濱海大道 671000

0 引言

云南地區(qū)位于青藏高原的東南緣，處于印度板塊向北與歐亞板塊的正面碰撞推擠區(qū)及側(cè)面的剪切區(qū)，構(gòu)造十分復(fù)雜，深大斷裂發(fā)育，地殼較為破碎，正是這一特殊的構(gòu)造背景和特殊的地質(zhì)條件，使得該地區(qū)地震活動(dòng)十分頻繁。強(qiáng)烈地震的發(fā)生與地殼和上地幔深部結(jié)構(gòu)、塊體間的相互作用和動(dòng)力學(xué)環(huán)境等都有著密切的關(guān)系。另外，由于印度板塊與歐亞板塊的相互作用，青藏高原的巖石圈物質(zhì)有可能流向該區(qū)域(曾融生，1992;張中杰，2001、2002)。如果青藏高原的巖石圈物質(zhì)確實(shí)向東流動(dòng)，那么這里就是物質(zhì)擠出的必經(jīng)通道，該區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu)中應(yīng)當(dāng)蘊(yùn)含著巖石圈物質(zhì)東向流動(dòng)的地球物理證據(jù)。因此，研究云南地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)對(duì)于揭示印度板塊與歐亞板塊的碰撞機(jī)制、探討大陸構(gòu)造物理及造山運(yùn)動(dòng)特征等均具有重要意義。

20世紀(jì)80年代以來(lái)，有學(xué)者對(duì)云南地區(qū)進(jìn)行了大量的地球物理研究。前人結(jié)合人工地殼測(cè)深(“滇深82”、“滇深86-87”和“騰深99”工程)、重力資料反演(He Xiang et al，1986)以及其它地球物理方法的研究結(jié)果，給出了云南地區(qū)地殼厚度變化的主要特征。

該地區(qū)地殼厚度變化劇烈，莫霍界面的總趨勢(shì)為東南淺、西北深，但由于受測(cè)深剖面位置等條件的限制，其變化細(xì)節(jié)仍待進(jìn)一步探究。而獲得詳細(xì)的巖石圈結(jié)構(gòu)模型，研究其深部結(jié)構(gòu)特征，對(duì)了解該地區(qū)動(dòng)力過(guò)程及其與地震活動(dòng)性的關(guān)系具有重要意義。

隨著數(shù)字地震觀測(cè)技術(shù)的不斷發(fā)展，利用天然地震波波形數(shù)據(jù)研究地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)已成為人們關(guān)注的研究方向。遠(yuǎn)震P波波形數(shù)據(jù)中包含了大量地震臺(tái)站下方地殼和上地幔速度間斷面所產(chǎn)生的Ps轉(zhuǎn)換波及其多次反射波的信息，在遠(yuǎn)震體波波形模擬基礎(chǔ)上發(fā)展起來(lái)的接收函數(shù)方法(Langston，1979)，已逐步成為地球內(nèi)部物理、地殼上地幔結(jié)構(gòu)研究的重要手段和方法，并獲得了一系列的重要成果。Owens等(1984、1997)利用寬頻帶遠(yuǎn)震P波反演區(qū)域臺(tái)網(wǎng)地殼結(jié)構(gòu);Kind等(1995)研究了全球數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)(GDSN)臺(tái)站下的地殼結(jié)構(gòu);Yuan等(1997)發(fā)展了接收函數(shù)的偏移疊加方法，用以研究上地幔間斷面的橫向變化，并將其成功應(yīng)用于青藏高原和安第斯地區(qū)的地殼上地幔結(jié)構(gòu)研究;Dueker等(1997)提出了接收函數(shù)共中心點(diǎn)疊加方法(亦稱(chēng)共面元疊加);劉啟元等(1996、1997、2000)在寬頻帶地震臺(tái)陣觀測(cè)和接收函數(shù)方法研究方面做了諸如接收函數(shù)的非線性反演和合成3維橫向非均勻介質(zhì)遠(yuǎn)震體波的接收函數(shù)的方法等多項(xiàng)工作;吳慶舉等(1998、2003a、2003b、2007a、2007b)利用接收函數(shù)研究青藏高原地殼結(jié)構(gòu)，并用小波變換方法反演接收函數(shù)，計(jì)算臺(tái)站接收函數(shù)的最大熵譜反褶積，并提出用多道反褶積方法測(cè)定臺(tái)站接收函數(shù)及接收函數(shù)的克?；舴?維偏移方法。

眾多學(xué)者利用接收函數(shù)進(jìn)行了大量關(guān)于云南地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)方面的研究。陳培善等(1990)研究了云南地區(qū)速度結(jié)構(gòu)的橫向不均勻性;劉瑞豐等(1993)利用地震層析成像方法研究了云南及鄰區(qū)的3維速度結(jié)構(gòu);胡家富等(2003)利用遠(yuǎn)震3分量16位寬頻數(shù)字記錄獲取了云南地區(qū)23個(gè)臺(tái)站下方的體波接收函數(shù)，進(jìn)而計(jì)算得到云南地區(qū)的地殼厚度、S波速度結(jié)構(gòu)及地殼泊松比空間分布特征等;吳建平等(2001、2006)利用遠(yuǎn)震接收函數(shù)算法、非線性遺傳算法和分頻段波形的線性化反演方法等研究了川滇地區(qū)的速度結(jié)構(gòu);孫麗等(2008)利用接收函數(shù)研究了川滇地區(qū)國(guó)家地震臺(tái)下地殼厚度及波速比;查小惠(2013)采用H-κ疊加搜索技術(shù)獲得了臺(tái)站下方的地殼厚度和波速比;李永華等(2009)利用接收函數(shù)方法研究了云南及鄰區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu);張曉曼等(2011)對(duì)云南殼幔S波速度結(jié)構(gòu)與與強(qiáng)震的構(gòu)造背景進(jìn)行了討論;賀傳松等(2004a)、馮靜等(2012)利用接收函數(shù)對(duì)騰沖地區(qū)的S波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究;在此基礎(chǔ)上，賀傳松等(2004b)還研究了滇西地區(qū)的深部結(jié)構(gòu)。

本文利用云南地區(qū)46個(gè)地震臺(tái)的遠(yuǎn)震波形資料，獲取46個(gè)臺(tái)站下方的體波接收函數(shù)，得到了云南地區(qū)的地殼厚度、介質(zhì)泊松比的分布特征。

1 資料選取

“十五”期間，云南省測(cè)震臺(tái)網(wǎng)由原來(lái)的23個(gè)測(cè)震臺(tái)增加到了46個(gè)(圖1)。新臺(tái)網(wǎng)的臺(tái)站個(gè)數(shù)多，密度大，分布更合理，能較好覆蓋云南的不同區(qū)域。在此基礎(chǔ)上利用接收函數(shù)計(jì)算出新臺(tái)網(wǎng)臺(tái)站下方的地殼厚度結(jié)果會(huì)更為精確。研究中，利用云南地區(qū)“十五”新臺(tái)網(wǎng)的46個(gè)寬頻數(shù)字化臺(tái)站所記錄的遠(yuǎn)震3分量記錄，計(jì)算出臺(tái)站的徑向接收函數(shù)。從接收函數(shù)中測(cè)量出Ps轉(zhuǎn)換波以及多次反射波PpPs與直達(dá)波的時(shí)差，以此估算出臺(tái)站下方的地殼厚度和泊松比，進(jìn)而研究云南地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)特征及其地質(zhì)意義。

本文的研究區(qū)域?yàn)?21～29°N、97～106°E(圖1)。選取了 2007年 7月 1日 ～2008年7月8日間，震中距介于 30～90°，震級(jí)為6.0～7.9的95個(gè)遠(yuǎn)震記錄事件的波形資料，其中7級(jí)地震8個(gè)，6級(jí)地震87個(gè)。遠(yuǎn)震事件目錄來(lái)源于http://www.iris.edu/SeismiQuery/events.html的查詢結(jié)果，并與實(shí)際記錄進(jìn)行對(duì)照。本文所選用地震樣本為臺(tái)網(wǎng)反方位角31～300°的天然地震(圖2)，由于選用資料的時(shí)限僅為1年，而符合此條件的研究區(qū)北部的震例很少，故研究中未選取研究區(qū)西北和北部的地震樣本。

圖1 云南省地區(qū)主要構(gòu)造及地震臺(tái)站分布

圖2 2007年7月1日～2008年7月8日遠(yuǎn)震空間分布

本文研究的云南地區(qū)深大斷裂十分發(fā)育，主要分布有3大斷裂系統(tǒng):怒江-瀾滄江斷裂系、金沙江-紅河斷裂系和康滇斷裂系，它們將云南地區(qū)割分在滇緬泰塊體、印支塊體、滇中塊體、和滇東塊體等4個(gè)主要構(gòu)造變形體中(劉祖蔭等，2002)。滇緬泰塊體西以葡萄-密支那-曼德勒縫合線為界，東以怒江-瀾滄江斷裂為界，塊體內(nèi)又以怒江斷裂為界，劃分為騰沖塊體和保山塊體。印支塊體西以瀾滄江斷裂為界，東以金沙江斷裂和紅河斷裂為界。滇中塊體內(nèi)以程海斷裂、元謀-綠汁江斷裂和小江斷裂為界，進(jìn)一步分為滇中坳陷、康滇古隆起、鹽源-麗江陸緣坳陷等。滇東塊體是小江斷裂帶以東的地區(qū)。

2 計(jì)算方法

遠(yuǎn)震P波以較大的水平相速度到達(dá)臺(tái)站，3分量記錄圖上，垂直分量以P波為主，水平分量以S波為主。在遠(yuǎn)震記錄圖上，P波之后呈現(xiàn)出一系列的散射波，特別是Ps轉(zhuǎn)換震相較為突出。水平分量的散射波系列被稱(chēng)為臺(tái)站接收函數(shù)，它描述了地震波通過(guò)臺(tái)站下方地層向上傳播的過(guò)程中，直達(dá)P波與Ps轉(zhuǎn)換波以及多次反射波之間的分布趨勢(shì)(圖3)。將遠(yuǎn)震觀測(cè)資料的垂直分量作為與震源和傳播路徑有關(guān)的元生波，通過(guò)對(duì)徑向和切向分量進(jìn)行反褶積，就可以消除震源時(shí)間函數(shù)、震源響應(yīng)和傳播效應(yīng)等的影響，得到臺(tái)站下方的Ps轉(zhuǎn)換波和多次反射波。接收函數(shù)方法通常用于從復(fù)雜的地震記錄中分離出Ps轉(zhuǎn)換波，使我們能借用Ps轉(zhuǎn)換波來(lái)研究地殼和上地幔的結(jié)構(gòu)，進(jìn)而推斷地球內(nèi)部的動(dòng)力學(xué)過(guò)程。

圖3 接收函數(shù)所反映的直達(dá)P波與Ps轉(zhuǎn)換波及多次反射波之間的分布趨勢(shì)

若Moho面是最深的反射界面(圖3)，則Ps轉(zhuǎn)換波和直達(dá)P波的時(shí)差與地殼厚度H之間有如下關(guān)系

式中，p為射線參數(shù)，H是地殼厚度，vP和vS分別為縱、橫波速度。同理，多次反射波 PpPs與Ps轉(zhuǎn)換波之間的時(shí)差與地殼厚度H的關(guān)系為

將式(1)除以式(2)，然后方程兩邊平方即可得到波速比為

式(3)等號(hào)的右邊雖含有縱波速度，但對(duì)于vP取值的影響是很微弱的。由于地殼平均縱波速度為6.00～6.75km/s，若時(shí)間能精確給出，當(dāng)縱波速度取最大和最小時(shí)，所得波速比僅差0.05，以此算出的泊松比的變化≤0.02。若能得到波速比，根據(jù)彈性力學(xué)原理即可得到泊松比的值，即

其中σ為泊松比。進(jìn)而解出泊松比為

以此估算出臺(tái)站下方的地殼厚度和泊松比，并可以此作為后續(xù)接收函數(shù)反演的約束條件。

為了給出各臺(tái)站下方較為準(zhǔn)確的地殼厚度、波速比和泊松比，必須對(duì)各臺(tái)站的接收函數(shù)進(jìn)行計(jì)算和挑選。在計(jì)算過(guò)程中根據(jù)最終迭代效果進(jìn)行初選，一般迭代殘差至少應(yīng)小于15%，然后再?gòu)闹刑暨x出Ps轉(zhuǎn)換波和多次反射波震相清晰的接收函數(shù)進(jìn)行震相識(shí)別和相應(yīng)延時(shí)讀取。根據(jù)林中洋等(1993)給出的“滇深86工程”中景云橋和大倉(cāng)的測(cè)深結(jié)果，我們?nèi)〉貧波平均速度為6.25km/s，S波平均速度為3.50km/s，利用上述地震波轉(zhuǎn)換深度、波速比和泊松比的計(jì)算公式，得出了各臺(tái)站下方地殼厚度、波速比和泊松比。

表1給出了2個(gè)不同的地殼厚度值，其中H1由我們事先給出的該區(qū)地殼平均P波速度和平均S波速度由直達(dá)P波與Ps轉(zhuǎn)換波時(shí)差與轉(zhuǎn)換深度關(guān)系式(式(1))計(jì)算得到;H2由該區(qū)平均P波速度和多次反射波與Ps轉(zhuǎn)換波時(shí)差與轉(zhuǎn)換深度關(guān)系式(式(2))計(jì)算得到。從理論上講，如果在接收函數(shù)水平掃描范圍內(nèi)界面是水平的，那么應(yīng)該有H1=H2。然而兩個(gè)結(jié)果并不相等且差異十分顯著，主要原因是我們所給出的該區(qū)地殼平均S波速度并不準(zhǔn)確(也不排除界面傾斜的可能)，導(dǎo)致依賴S波速度的H1計(jì)算結(jié)果也不準(zhǔn)確。因此，僅僅取決于P波平均速度(可從測(cè)深結(jié)果得到)和接收函數(shù)時(shí)差計(jì)算得到的地殼厚度H2就是本文所得到的接收函數(shù)的結(jié)果，我們給出H1僅是用于和H2進(jìn)行比對(duì)。

3 結(jié)果分析

研究區(qū)內(nèi)的46個(gè)數(shù)字地震臺(tái)在研究時(shí)段內(nèi)尚處于初運(yùn)行階段，故大部分拾震器為KS-2000M，實(shí)際使用情況表明，該類(lèi)儀器飄移較大。雖然有95個(gè)遠(yuǎn)震記錄，但各個(gè)臺(tái)站由于干擾背景和界面水平程度不一樣，各臺(tái)站資料的實(shí)際可利用率也有很大差異。有些臺(tái)站相關(guān)性和形態(tài)均較好的接收函數(shù)數(shù)量并不是很多，但多數(shù)臺(tái)站的接收函數(shù)都在25個(gè)以上，具備了一定的統(tǒng)計(jì)價(jià)值。

由于儀器穩(wěn)定性的原因，單個(gè)接收函數(shù)往往難以判定多次反射波的具體位置，因此我們采用了多個(gè)接收函數(shù)集束相關(guān)來(lái)識(shí)別多次波，各臺(tái)站接收函數(shù)集束后絕大部分找到了多次波位置。雖然部分臺(tái)站(如保山臺(tái))的接受函數(shù)的個(gè)數(shù)僅為20左右，但是多次波的識(shí)別還是比較容易。個(gè)別臺(tái)站(如永勝、云龍臺(tái))的波形判讀仍有一定難度和爭(zhēng)議，如永勝臺(tái)的PpPs波如果讀前一個(gè)波，計(jì)算出來(lái)的結(jié)果就比較小，地殼厚度還不足35km，通過(guò)和麗江、華坪、鶴慶臺(tái)相比較，最終認(rèn)定PpPs波在20秒附近，以此計(jì)算地殼厚度為53.3km。大多數(shù)臺(tái)站的接收函數(shù)的形態(tài)較好，特別是滇西南的臺(tái)站，計(jì)算了95個(gè)接收函數(shù)，大多可以得到40個(gè)以上的接收函數(shù)，畹町、富寧、景谷、元江、金平等臺(tái)站所得的形態(tài)較好的接收函數(shù)超過(guò)60個(gè)，形態(tài)和重合性較好。圖4給出了部分臺(tái)站接收函數(shù)集束。

表1 云南地震臺(tái)網(wǎng)接收函數(shù)分析結(jié)果

3.1 地殼厚度

云南省的地殼厚度(H1)呈現(xiàn)“北深南淺”的特征(闞榮舉等，1986)。西北端的中甸達(dá)到60.7km，南段的勐臘僅僅是28.7km。從圖5可明顯看到，紅河斷裂是云南地殼結(jié)構(gòu)橫向變化顯著的分界線。紅河斷裂帶以西的地區(qū)，在中甸形成凹陷，景谷、瀾滄、勐臘地區(qū)形成隆起。紅河斷裂帶以東地區(qū)的中甸、麗江、永勝等地殼厚度劇烈變化，等深線十分密集，顯示了殼下臺(tái)階斜坡和巨大斷裂(晏賢富，1981)。祿勸、通海將紅河斷裂帶以東的地區(qū)分成了南北兩個(gè)部分，北邊等值線變化較快，南邊等值線變化較為緩慢。

圖6是利用式(2)計(jì)算出的地殼厚度圖，云南地區(qū)的地殼厚度依然整體呈現(xiàn)出南北各異的變化趨勢(shì)，從北到南厚度逐漸減小，這與闞榮舉等(1986)、吳建平等(2001)、胡家富等(2003)、李永華等(2009)、張曉曼等(2011)的結(jié)果是一致的。從南端的31.3km向北增厚到53.5km，其變化幅值超過(guò)20km。南部的景洪、孟連、勐臘等地殼厚度不到32km，西北部的麗江、永勝、中甸等則超過(guò)50km。在更定量的角度上，與闞榮舉等(1986)的結(jié)果相比，在中甸附近的地殼厚度彼此一致，但在北緯25°以南的地區(qū)，本研究的結(jié)果明顯小于闞榮舉等(1986)由人工測(cè)深得到的結(jié)果。

除了南北向地殼厚度的趨勢(shì)性變化外，本文的研究結(jié)果還表明，紅河斷裂的邊界作用是明顯的。紅河斷裂以東的地殼厚度更深，紅河斷裂以西的地殼厚度更淺。在紅河斷裂的西側(cè)，地殼厚度變化較為舒緩，該區(qū)除貢山(48.5km)、瀘水(42.7km)外，其余臺(tái)站地殼厚度均在38km以內(nèi)，相對(duì)較薄。其等值線呈Z字形，呈現(xiàn)“一隆一凹”結(jié)構(gòu)。沿著永德-芒市-騰沖-保山-云龍一帶，地殼結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)“隆起”狀，這與胡家富等(2003)的結(jié)果有相近之處，他們認(rèn)為顯示隆起的位置在畹町至保山附近，這可能與該區(qū)莫霍面具體隆起位置不確定和多次波震相識(shí)別差異有關(guān)。沿景谷-思茅-景洪-勐臘一帶，地殼厚度呈現(xiàn)“凹陷”的“舌”狀。紅河段裂以東的地區(qū)，地殼厚度變化劇烈，從東南向西北逐漸加深，說(shuō)明紅河斷裂作為川滇菱形塊體(闞榮舉等，1977)的西邊界吸收了大部分青藏高原東南向的“逃逸運(yùn)動(dòng)”，于地殼構(gòu)造輪廓上在楚雄-元謀一帶形成上地幔隆起。闞榮舉等(1986)、胡家富(2003)、張曉曼等(2011)的結(jié)果也均認(rèn)為在楚雄附近確實(shí)存在隆起。同時(shí)，在宣威、羅平一帶形成“凹陷”，這與闞榮舉等(1986)、胡家富等(2003)的研究結(jié)果是一致的。洱源-鶴慶-麗江-永勝-華坪、楚雄-祿勸-大姚-元謀一帶的等深線變化較大，在小江斷裂附近，等深線的變化較為舒緩。

圖4 部分臺(tái)站接收函數(shù)集束分析

圖5 云南省地殼厚度(H1)分布(等深線單位:km)

圖6 云南省地殼厚度(H2)分布(等深線單位:km，斷裂說(shuō)明同圖5)

云南地區(qū)存在著滇緬泰塊體、印支塊體、滇中塊體和滇東塊體等4個(gè)主要構(gòu)造變形體。各個(gè)地塊的地殼厚度也存在明顯的差異。怒江斷裂將滇緬泰塊體分為騰沖塊體和保山塊體2個(gè)部分。在騰沖塊體中有畹町、芒市、騰沖、瀘水、貢山等5個(gè)臺(tái)站，其中瀘水、貢山臺(tái)處地殼較厚，超過(guò)40km，其余的地殼厚度均在34km左右。保山地塊中分布有保山、云縣、永德、臨滄、滄源、孟連、瀾滄、景洪等8個(gè)臺(tái)站，該區(qū)域靠近瀾滄江斷裂的云縣臺(tái)(36.9km)、臨滄臺(tái)(37.3km)、瀾滄臺(tái)(35.4km)處的地殼厚度要比距瀾滄江斷裂較遠(yuǎn)的永德臺(tái)(32.2km)、滄源臺(tái)(32.5km)、孟連臺(tái)(31.6km)處的地殼厚度要深3.0～5.0km。印支板塊上分布有云龍、景谷、元江、思茅、金平、勐臘等6個(gè)臺(tái)站。該區(qū)域地殼厚度31.3～37.7km，較之滇中塊體和滇東塊體更薄些。這與查小惠(2013)的結(jié)果也是一致的。在滇中塊體內(nèi)，中甸臺(tái)(53.5)附近的地殼厚度較深，川滇菱塊的建水臺(tái)(39.3)、個(gè)舊臺(tái)(36.5)處的尖角區(qū)域較淺。在該區(qū)，總體呈現(xiàn)南淺北深的趨勢(shì);北緯25°以北的區(qū)域等深線較為密集，變化較為明顯;北緯25°以南的區(qū)域等深線變化較為均勻，地殼厚度從南向北逐漸減小。滇東地塊等深線變化較為舒緩，宣威以北莫霍面增厚，宣威以南莫霍面變淺。彌勒以北地區(qū)地殼厚度41.4～47.8km，彌勒以南地區(qū)則為34.6～39.3km?？偟恼f(shuō)來(lái)，云南的西北部地殼較厚，南部和東部較薄，北緯24°以南的地區(qū)、紅河斷裂以西的地區(qū)地殼厚度一般小于40km。厚地殼從西北向東南方向伸展，厚度和范圍逐漸減小，其形態(tài)和范圍與川滇菱形塊體相一致。

為了評(píng)估本研究得到的地殼厚度的準(zhǔn)確性，將其與李永華等(2009)用H-κ掃描法所得結(jié)果進(jìn)行比較(表1)。因李永華等(2009)采用了云南地區(qū)的24個(gè)臺(tái)站的數(shù)據(jù)，故只能比較這24個(gè)臺(tái)的地殼厚度。比對(duì)顯示，兩個(gè)結(jié)果大體是一致的:地殼厚度相差3km的臺(tái)站數(shù)是21個(gè)、相應(yīng)超過(guò)5km的臺(tái)站數(shù)是3個(gè)。差異比較大的是保山臺(tái)、云龍臺(tái)、楚雄臺(tái)。而本文針對(duì)楚雄臺(tái)所得結(jié)果與胡家富等(2003)給出的結(jié)果是比較接近的，胡家富等(2003)的結(jié)果是32.0±1.4km，本文的結(jié)果是34.3±2.1km。為何這幾個(gè)臺(tái)的計(jì)算結(jié)果差異較大呢?首先，決定地殼厚度和泊松比結(jié)果的關(guān)鍵是準(zhǔn)確讀取各震相之間的時(shí)差，這就要求具有高信噪比的記錄。其次，由于該理論是建立在水平層狀介質(zhì)的基礎(chǔ)之上，而多次反射波具有一定空間掃描寬度，故當(dāng)介質(zhì)為傾斜界面時(shí)，即使震中距相同，但方位不同的事件到達(dá)同一個(gè)臺(tái)站時(shí)，可能會(huì)產(chǎn)生不同的時(shí)差，并導(dǎo)致計(jì)算結(jié)果存在較大的差異。在本研究中由于遠(yuǎn)震在各個(gè)方位上的空間分布是不均勻的，而接收函數(shù)由于水平掃描范圍較寬，因而具有較強(qiáng)的方向性，由此得到的結(jié)果準(zhǔn)確性也就有可能存在很大的差異。總的說(shuō)來(lái)，影響結(jié)果準(zhǔn)確性的原因主要就是莫霍面存在傾斜、多次波震相不清以及多次波的到時(shí)難以識(shí)別等。

3.2 泊松比

泊松比是一個(gè)描述介質(zhì)彈性的物理量，對(duì)于普通的巖石而言，泊松比為0.20～0.35，而且它對(duì)巖石的組成特別敏感。眾所周知，由于硅的泊松比僅為0.09，氧化硅的含量增加、泊松比值降低，高鐵鎂質(zhì)增加、泊松比值增加。泊松比從小到大的變化反映了巖石組成從長(zhǎng)英質(zhì)到鐵鎂質(zhì)的變化趨勢(shì)。地殼泊松比的變化在一定程度上反映了地殼(特別是下地殼)中鐵鎂質(zhì)及長(zhǎng)英質(zhì)的含量。根據(jù)波速比與泊松比之間的關(guān)系，將波速比轉(zhuǎn)化為泊松比，發(fā)現(xiàn)研究區(qū)地殼的平均泊松比多數(shù)介于0.20～0.32之間。這與李永華等(2009)的結(jié)果是比較一致的。與胡家富等(2003)的計(jì)算結(jié)果相比較，本文的泊松比普遍要小，其原因是利用在Moho面產(chǎn)生轉(zhuǎn)換波和地殼多次波到時(shí)信息估算地殼平均厚度與波速比時(shí)，接收函數(shù)的信噪比和數(shù)量對(duì)結(jié)果的約束至關(guān)重要。受到資料的限制，胡家富等(2003)的接收函數(shù)事件相對(duì)較少(20個(gè)左右);而本研究中大部分臺(tái)站計(jì)算的接收函數(shù)事件要多一些，誤差相對(duì)會(huì)小一點(diǎn)，因此本文結(jié)果更接近于李永華等(2009)的研究結(jié)果。

在研究區(qū)內(nèi)，泊松比的分布存在明顯的不均勻性，自南向北存在較大差別，即由北部最大值0.320變化到南部最小值0.146(圖7)，與地殼厚度北深南淺的趨勢(shì)基本相一致。從泊松比的分布情況看，泊松比的塊體特征是比較顯著的。小江斷裂東側(cè)的滇東塊體的泊松比較低，西側(cè)的滇中塊體的泊松比較高。小江斷裂明顯成為一條分界線，這一特征與地質(zhì)構(gòu)造邊界劃分是一致的。小江斷裂以東的滇東塊體的泊松比為低值(σ≤0.26)，表明小江斷裂以東的滇東塊體的地殼屬于長(zhǎng)英質(zhì)組分;小江斷裂以西的地區(qū)的泊松比為中-高值(0.26≤σ≤0.29)，該地區(qū)殼內(nèi)很可能含有較高的鐵鎂質(zhì)成分，而且部分臺(tái)站還存在高泊松比(σ≥0.30)，如云龍臺(tái)(0.32)、楚雄臺(tái)(0.314)、東川臺(tái)(0.313)就呈現(xiàn)出高值，高泊松比則表示塊體內(nèi)除了可能含有較高的鐵鎂質(zhì)成分還可能存在部分熔融(Owens et al，1997)。觀察云南地區(qū)的泊松比分布圖發(fā)現(xiàn)，低泊松比的地區(qū)有2個(gè)(圖7):北緯24°以南、紅河斷裂以西的地區(qū)，即保山地塊和印支塊體南部相鄰的區(qū)域;小江斷裂以東的滇中塊體。中-高泊松比分布在滇中塊體、印支塊體的北部和騰沖地塊?？偟恼f(shuō)來(lái)，中-高泊松比分布在川滇菱形塊體及附近地區(qū)。該區(qū)的中-高泊松比除了指明該區(qū)地殼力學(xué)性質(zhì)與周邊地區(qū)的差異外，可能還暗示著該區(qū)是物質(zhì)擠出的通道，同時(shí)還提示了下地殼物質(zhì)有可能參與了由歐亞板塊與印度板塊碰撞引起的物質(zhì)東向流動(dòng)。

圖7 云南省泊松比分布圖(各斷裂名同圖5)

地殼厚度和泊松比之間關(guān)系可能蘊(yùn)含大陸地殼形成和構(gòu)造演化過(guò)程的重要信息。如果大陸地殼成分單一，即從地表到莫霍面皆由同一種巖石組成，那么無(wú)論地殼增厚或減薄都不會(huì)影響地殼泊松比的大小。若地殼增厚為下地殼變化所致，則泊松比變化與地殼厚度變化成正相關(guān);若地殼增厚為上地殼疊置所致，則泊松比變化與地殼厚度變化成反相關(guān)(劉瓊林等，2011)。在本研究中，研究區(qū)臺(tái)站下方的地殼厚度與泊松比沒(méi)有相關(guān)性，這與李永華等(2009)的研究結(jié)果是一致的。這種非相關(guān)性表明云南地區(qū)的地殼增厚方式可能是由上地殼與下地殼同時(shí)增厚，因而導(dǎo)致地殼的平均物質(zhì)組成變化不大。然而張中杰等(2005a、2005b)、張恩會(huì)等(2013)認(rèn)為滇西地區(qū)的保山地塊、騰沖地塊、思茅地塊的地殼增厚是由下地殼增厚所致，地殼厚度與泊松比呈正相關(guān);查小惠(2013)則認(rèn)為除了滇東塊體的泊松比增大與下地殼增厚密切相關(guān)外，云南地區(qū)的其它塊體的泊松比與地殼厚度的變化均沒(méi)有相關(guān)性。這些爭(zhēng)議還有待于通過(guò)更為精深的研究加以厘清。

4 結(jié)語(yǔ)

遠(yuǎn)震接收函數(shù)是研究地殼結(jié)構(gòu)和組分的一種有效方法。本文利用云南省“十五”期間建成的46個(gè)地震臺(tái)的遠(yuǎn)震波形資料，獲取46個(gè)臺(tái)站下方的體波接收函數(shù)，得到了云南地區(qū)46個(gè)臺(tái)站下方的地殼厚度、介質(zhì)泊松比值。較之前人結(jié)果，其空間分辨率有所提高，臺(tái)站數(shù)量增加到了46個(gè)，對(duì)結(jié)果的辨析也更為細(xì)致。結(jié)果顯示，研究區(qū)的地殼厚度和泊松比側(cè)向變化明顯，顯示出不同塊體深部結(jié)構(gòu)特征和大致分界情況。

云南地區(qū)的Moho面深度變化劇烈。西北部地殼較厚，中甸、麗江一帶超過(guò)50km。滇西南的地殼較薄，景洪、孟連、勐臘一帶的厚度還不到32km。厚地殼從西北向東南方向伸展，厚度和范圍逐漸減小，其形態(tài)和范圍與小江斷裂和紅河斷裂圍成的川滇菱形塊體相一致，表明川滇菱形塊體的地殼比周?chē)貐^(qū)的厚。紅河斷裂以東的地殼厚度更大，紅河斷裂以西的地殼厚度要更淺。在紅河斷裂的西側(cè)，地殼厚度變化較為舒緩，其等值線呈Z字形，騰沖塊體地殼厚度要大于保山塊體和思茅塊體;紅河段裂以東地區(qū)地殼厚度變化劇烈，且從東南向西北逐漸加深。

云南地區(qū)的泊松比顯示出由北向南逐漸減小的特征。泊松比從西北向東南方向，大小和范圍逐漸減小，其形態(tài)和范圍與川滇菱形塊體相一致，分布特征與地殼厚度相一致。紅河斷裂以東地區(qū)的泊松比整體上要比紅河斷裂以西地區(qū)高。小江斷裂東側(cè)的滇東塊體泊松比低于西側(cè)的滇中塊體。中-高泊松比地區(qū)主要分布在滇中塊體、印支塊體的北部和騰沖塊體，低泊松比地區(qū)則分布在保山地塊、印支塊體南部和滇中塊體。

雖然本文得到的云南地區(qū)的地殼厚度和泊松比分布特征與前人的結(jié)果在總趨勢(shì)上是一致的，但部分地區(qū)還是存在明顯的差異，如云龍附近存在的隆起、楚雄附近存在的隆起的位置以及永勝、景谷附近的低泊松比。這可能與P波速度取值有一定的關(guān)系，本文所有的臺(tái)站P波速度均采用6.25km/s，由于每個(gè)臺(tái)站下方的P波速度是不一樣的，因此導(dǎo)致結(jié)果存在一定的差異;接收函數(shù)的方向性與遠(yuǎn)程事件分布方位的不均勻性(東北、東南多，西北，西南少)也會(huì)導(dǎo)致結(jié)果存在較大的差異;再因界面傾斜，以不同方位的遠(yuǎn)程事件做出的接收函數(shù)算出的地殼厚度和泊松比平均下來(lái)就會(huì)存在較大的差異。本文得到的結(jié)果僅限于云南省內(nèi)的臺(tái)站控制范圍，而臺(tái)網(wǎng)分布不均，云南與四川交界、云南和緬泰交界處存在的盲區(qū)都會(huì)影響到結(jié)果的可靠性。

但是總的說(shuō)來(lái)，用接收函數(shù)來(lái)分析地震臺(tái)站下方的地殼結(jié)構(gòu)仍然是一種較容易、較成熟的方法。在今后的研究中若能利用更多的臺(tái)站、更多的地震事件進(jìn)行分析，所得的結(jié)果也將更為精細(xì)和可靠。