滇西北地區地殼厚度與泊松比分布及其意義*

張天繼，金明培，劉自鳳，程宇豪

(云南省地震局，云南 昆明 650224)

0 引言

云南位于青藏高原東南緣，地處南北地震帶南端(闞榮舉，林中洋，1986)，是歐亞板塊和印度板塊之間碰撞擠壓后的陸內調節構造區；由不同地質歷史時期的次級板塊拼接而成，在特提斯構造發育時期起著重要的作用，因而是研究地球動力學，特別是強震孕育、發生和發展的天然理想場所。中強以上地震易發多發的滇西北地區則位于川滇菱形塊體的西部邊緣構造區，是印支塊體、揚子準地臺和松潘—甘孜褶皺帶的交匯部位(姜朝松等，2000)。滇西北地區展布有NW走向的維西—喬后—巍山斷裂和紅河斷裂，NE走向的龍蟠—喬后斷裂、洱源—鶴慶斷裂以及SN走向的程海—賓川斷裂等，斷裂縱橫交錯，地震活動頻繁。2013年3月3日洱源MS5.5地震后，滇西北地區相繼發生了2013年4月17日洱源MS5.0、2016年5月18日云龍MS5.0和2017年3月27日漾濞MS5.1等地震。因此，2017年下半年起，馬瑾院士團隊將滇西北地區選為斷層亞失穩野外實驗研究區，并將紅河斷裂北段和維西—喬后—巍山斷裂作為地震亞失穩應力狀態研究的主斷層，在該地區原有臺站的基礎上密集布設了30個短周期地震臺站，試圖尋找應力加速釋放和斷層加速協同化的地震活動性證據，以期將實驗室中能夠成功預測的斷層失穩部位和失穩時刻(馬瑾，2016；宋春燕，2017)在野外實驗推廣。因此，對該野外觀測區動力、結構和介質環境的精細觀測研究顯得尤為重要和迫切，而遠震接收函數方法提供了一個很好的解決途徑。

Langston(1979)提出了震源等效假定，開始從長周期遠震體波中提取接收函數，Owens等(1984)將這一技術擴展到了寬頻帶地震記錄中。之后，接收函數技術經歷了波形擬合反演(Ammonetal，1990)、時域迭代反褶積分離P和S波(Ammon，1991；Ligorria，Ammon，1999)、偏移疊加成像方法(Yuanetal，1997)、時間—深度轉換(Dueker，Sheehan，1997)以及H-k掃描疊加方法(Zhu，Kanamori，2000)等的發展，并已成為探究地下結構情況的一種天然地震學方法，被廣泛地實踐于地殼、上地幔速度間斷面的探索中。利用遠震接收函數，胡家富等(2003)、鄧嘉美等(2014)、Wang等(2017)、陳佳等(2018)以及Zhang和Gao(2019)先后計算了云南地區的地殼厚度和泊松比，李永華等(2009)、胥頤等(2013)分別獲取了云南地區的S波速度和P波速度空間分布特征。但他們所使用數據的臺間距依然較大，對細節反映的清晰度尚存差距，且專門針對滇西北地區，尤其是維西—喬后—巍山斷裂和紅河斷裂北段的地殼厚度和泊松比的研究精細度不夠，所以本文利用亞失穩項目加密觀測后的43個臺站所記錄的遠震三分量波形，計算各臺站下方的體波接收函數，獲取滇西北地區的地殼厚度和介質泊松比，再次研究滇西北地區的地殼結構特征及其構造指示意義。

圖1 研究區主要斷裂和地震臺站分布Fig.1 Distribution of main faults and seismic stations in the study area

1 資料選取

如圖1所示，本文選取的研究區域為滇西北地區(25°～27°N、99°～101°E)，該區共分布有44個臺站，由云南區域測震臺網(9個子臺)、下關小孔徑測震臺網(5個子臺)和亞失穩實驗區臺陣(30個子臺)組成。本文截取了2018年4月5日—12月30日，M≥5.5、震中距在30°～90°的80個具有清晰P波初動和高信噪比的遠震波形事件。震中分布如圖2所示，由于資料收集的時限不到1年，研究區北部和西南方向地震記錄偏少。

圖2 遠震分布情況Fig.2 Distribution of teleseismic events

2 計算方法

接收函數波形中包含了臺站下方的地質結構信息，是對接收器附近地球結構的一種相對響應，描述了地震波在臺站下方的介質中傳播時，直達P波、界面Ps轉換波以及多次反射波之間的分布關系(圖3)。首先對遠震三分量的原始波形做去 傾斜、去均值和去儀器響應處理，再將EW、NS分量旋轉到大圓弧方向，獲得地震波徑向、切向分量，在時間域用徑向分量對垂直分量作迭代反褶積，得到P波接收函數。接收函數消除了傳播路徑、震源時間函數和儀器響應的影響，利用分離出的Ps轉換波和多次反射波可以探索地殼和上地幔結構。

圖3 近水平均勻介質中P波傳播路徑(a)及相應的接收函數(b)Fig.3 P-wave propagation path in horizontal homo- geneous media(a)and receiver function(b)

如圖3a所示，當莫霍面是最深的反射界面時，地殼厚度H與直達P波和轉換波Ps到時差的關系為：

(1)

式中：vP和vS是縱波和橫波速度；p為射線參數；H是地殼厚度。

同理，H與轉換波Ps和多次反射波PpPs之間到時差的關系為：

(2)

用式(1)除以式(2)，方程兩邊再平方可以得到波速比：

(3)

根據彈性力學的原理，可由波速比計算泊松比σ：

(4)

雖然式(3)的右邊含有vP，但由于地殼中的平均vP在6.00～6.75 km/s，若給出精確到時差，vP取最小和最大值時，得到的波速比只相差0.05，引起的最大泊松比偏差為0.02，地殼厚度偏差僅為2 km。所以本文挑選出Ps轉換波和多次反射波震相清晰且相關性較好的接收函數，采用人工拾取震相方法計算臺站下方的地殼厚度、波速比和泊松比。

3 結果分析

本文采用多個接收函數集束相關識別轉換波和多次反射波位置，圖4是岔河臺接收函數集束分析，轉換波Ps和多次反射波PpPs分別出現在5.8 s和18 s附近。表1給出了所計算的結果和標準偏差，由于黃坪臺(YSW11)背景噪聲大，遠震記錄較少，沒有得到該臺站的計算結果。絕大多數臺站的地殼厚度H的標準偏差控制在2.0 km以內，泊松比σ的標準偏差小于0.02，誤差較小。由于各個臺站的背景噪聲水平不一樣，雖然總共有80個遠震事件，但每個臺站的地震個數有很大差異，除個別臺站接收函數數量不多外，絕大多數臺站的接收函數都在20個以上，具有統計意義。

(a)按序號排列 (b)按震中距排列 (c)按反方位角排列

從表1可知，研究區地殼厚度的變化范圍是33.3～54.9 km，莫霍面深度最淺為南澗臺，最深為永勝臺；泊松比的變化范圍是0.209～0.328，最大值在云龍臺，永勝臺最小。與前人的結果相比，計算得到的下關小孔徑測震臺網彩鳳臺的地殼厚度為47.4 km，泊松比為0.225，與鄧嘉美等(2016)的計算值47.9 km和0.228基本一致。云南區域測震臺網的洱源、鶴慶、麗江、云龍和保山臺的地殼厚度和泊松比與胡家富等(2003)、李永華等(2009)、鄧嘉美等(2014)和Wang等(2017)的結果都比較接近。團山、永勝臺的地殼厚度和泊松比與鄧嘉美等(2014)、Wang等(2017)的接近，但泊松比小于胡家富等(2003)的計算值。

3.1 地殼厚度分布特征

圖5a為研究區地殼厚度分布情況。如圖所示，地殼厚度整體上以26°N為分界，呈北深南淺的變化趨勢，存在3個莫霍面隆起區域，分別在云龍(YUL)，蝴蝶泉(HDQ)—陽和(YSW09)以及巖曲(YSW24)—羊窩棚(YSW19)—哨橫(YSW28)地區，蘭坪—永平斷裂與維西—喬后—巍山斷裂之間形成一個向東南的舌狀突出，在26°N附近呈現兩隆兩凹狀的莫霍面結構。程海—賓川斷裂兩側的地殼厚度較深，維西—喬后—巍山斷裂北段、紅河斷裂北段和順濞河斷裂兩側地殼厚度變化劇烈，形成了明顯的分界帶。

3.2 泊松比分布特征

從實驗研究可知，泊松比與巖石的類型相關(Christensen，1996)，是描述介質彈性性能的物理量。對于普通的巖石，泊松比對巖石的成分非常敏感：硅含量高使泊松比降低，鐵鎂質含量高使泊松比升高。因此，相比于P波或者S波速度，泊松比更能描述地殼的組成成分。地殼組成大體分為低泊松比(σ＞0.26)、中泊松比(0.26≤σ≤0.28)和高泊松比(σ＞0.28)(Wangetal，2017)，低泊松比對應于更多的長英質成分，高泊松比對應于更多的鐵鎂質成分，非常高的泊松比(σ＞0.3)可能表示地下存在部分熔融物質。

圖5b為研究區泊松比空間分布圖，圖中紅色圓圈是1500—2018年發生的MS≥5.0級歷史地震。研究區泊松比存在明顯的不均勻分布特性，大體上以研究區的NE向對角線為分界線，其西北地區泊松比高，其東南地區泊松比相對偏低。存在3塊顯著的低泊松比(σ＞0.26)區域，在程海—賓川斷裂北段的永勝(YOS)—教場壩(YSW23)—大河(YSW22)地區，南段的彩鳳(CFT)—神龍寺(YSW21)地區以及順濞河斷裂東側的勝利(YSW15)—高明(YSW20)—團結(YSW26)地區；對角線以南有2個高泊松比(σ＞0.28)區域，分別在紅河斷裂北段與維西—喬后—巍山斷裂之間的蝴蝶泉(HDQ)—陽和(YSW09)地區以及這2條斷裂南端的南澗(NAJ)地區。

3.3 增補前人研究結果后的地殼厚度和泊松比

亞失穩觀測臺站雖然密集，但主要集中分布在蘭坪—永平斷裂、維西—喬后—巍山斷裂和紅河斷裂附近，研究區邊緣臺站稀疏。為了得到更加精細的地殼厚度和泊松比分布，引入了Wang等(2017)的25個喜馬拉雅臺站(記錄2011年5月—2013年12月遠震事件)和2個IRIS DMC臨時臺站(記錄2003—2004年遠震事件)，每個臺站的地震個數在8～428，還引入了金明培開放基金中15個賓川主動源臺站(記錄2011年9月—2014年1月的238個遠震事件)的計算結果。結合多項研究的結果，可以增加臺站覆蓋率，增長數據時間段，能更合理、客觀地顯示研究區的地殼厚度和泊松比分布。

如圖6a所示，增補前人研究結果后的地殼厚度整體上與圖5a一致，仍呈北深南淺的變化趨勢和3個明顯的莫霍面隆起區域，胡家富等(2003)、鄧嘉美等(2014)也都認為云龍的地殼結構呈隆起狀。增補前人研究結果后，26°N附近蘭坪—永平斷裂與維西—喬后—巍山斷裂之間的舌狀突出變寬、且更加向南突出，維西—喬后—巍山斷裂和紅河斷裂的分界作用更加明顯。這2條斷裂帶所在地區的地殼厚度較兩側的淺，兩側的地殼厚度變化劇烈，超殼斷裂的特征更為清晰，特別是紅河斷裂以東地區地殼厚度逐漸加深，其西側地殼厚度淺，與鄧嘉美等(2014)和Zhang和Gao(2019)的結果一致。闞榮舉和林中洋(1986)將紅河斷裂東北劃分為揚子準地臺，西南為三江地槽褶皺系，所以本文的結果與地質構造邊界劃分較為一致。

圖5 本文得到的地殼厚度(a)和泊松比(b)分布情況(斷裂同圖1)Fig.5 Distribution of crustal thickness(a)and Poisson’s ratio(b)in this study(faults are the same as Fig.1)

圖6 增補前人研究結果后地殼厚度(a)和泊松比(b)分布情況(斷裂同圖1)Fig.6 Distribution of crustal thickness(a)and Poisson’s ratio(b) after adding stations(faults are the same as Fig.1)

由圖6b可見，增補前人結果后泊松比的分布邊界更加細致清晰，整體上沿矩形研究區2條對角線分隔呈四象限分布，北區和南區的泊松比較高，西區和東區的泊松比較低。與圖5b對比可見，低泊松比(σ＞0.26)區域的范圍在東西兩側均有增加，在洱源—鶴慶斷裂的東南地區，程海—賓川斷裂除了北端和南端外，橫跨大范圍的低泊松比地區，順濞河斷裂東側的低泊松比區域向西南延伸到蘭坪—永平斷裂南段和瀾滄江斷裂帶，表明這些地區下方的地殼物質主要是比較硬的長英質成分。維西—喬后—巍山斷裂、龍蟠—喬后斷裂、劍川—文化斷裂、洱源—鶴慶斷裂和紅河斷裂帶上，以及順濞河斷裂西側的云龍都是高泊松比(σ＞0.28)地區，表明這些地區下方的地殼物質組成富含鐵鎂質成分。尤其是云龍臺泊松比達到了0.328，維西—喬后—巍山斷裂中段以及紅河斷裂的北段、蒼山山前斷裂帶上的蝴蝶泉(HDQ)—陽和(YSW09)，斷裂南端的南澗(NAJ)—紅土坡(53151)泊松比都超過了0.3，說明這些地區地殼物質不只含有較高的鐵鎂質成分，可能殼內還存在部分熔融物質(鄧嘉美等，2014)。層析成像的結果也顯示：紅河斷裂北段的洱源至彌渡，呈現中地殼低速異常(楊婷等，2014)，且Wang等(2017)也認為紅河斷裂帶附近的高泊松比與下地殼底部物質部分熔融有關。從歷史地震分布來看，5級以上的地震多發生在泊松比高梯度帶上。

3.4 討論

亞失穩觀測臺站個數多，密度大，主要分布在本文重點關注的維西—喬后—巍山斷裂和紅河斷裂北段附近，所以借助亞失穩項目的密集臺站觀測資料對滇西北地區進行研究，可以得到比前人的研究更精細的結果。

結合地殼厚度和泊松比分布情況，順濞河、維西—喬后—巍山以及紅河斷裂兩側的地殼厚度和泊松比都變化劇烈，推斷它們有可能是切穿莫霍面的超殼斷裂，Xu等(2005)、Lei等(2009)、Zhang和Gao(2019)也都認為紅河斷裂帶穿透了地殼進入上地幔。印度和歐亞板塊之間持續的碰撞和消減作用，使云南地區的殼幔結構受到喜馬拉雅運動的強烈影響，碰撞擠壓后陸內物質應力調整、地殼運動和深部物質運移，云南地區成為青藏高原物質受擠壓向東南流出的通道(胡家富等，2003)。從圖6b中高泊松比分布形態可推斷下地殼物質向東南運移到洱源—鶴慶斷裂一帶時，受到比較硬的揚子準地臺的阻擋，但并沒有突破紅河斷裂帶，體現在紅河斷裂的蝴蝶泉段、南澗段和西側的云龍地區均為莫霍面隆起區且高泊松比分布相對獨立，沒有與北部的高值區連片分布。因而推測云龍、蝴蝶泉—陽和以及南澗—紅土坡這3個非常高的泊松比(σ＞0.3)區域，可能是由上地幔物質上涌并沿著超殼斷裂底侵致使下地殼物質部分熔融引起的，與胥頤等(2013)推測紅河斷裂帶附近的低速異常與殼幔邊界的熱對流活動相關的認識較一致。

王興臣等(2015)研究發現昭通魯甸MS6.5級地震發生在地殼厚度和泊松比變化劇烈地區，地殼物質組成差異明顯，殼內應變積累，為地震提供了孕震環境，與本文MS≥5.0地震多發生在泊松比高梯度帶上的認識較一致。馬瑾院士團隊將紅河斷裂北段和維西—喬后—巍山斷裂作為地震亞失穩應力狀態研究的主斷層，結合圖6，維西—喬后—巍山斷裂北段的通甸(53024)—建基村(YSW13)，其與龍蟠—喬后斷裂交匯的豐樂(YSW25)—禾頭(YSW27)，以及喬后—巍山斷裂中段的脈地(YSW18)—紫陽村(YSW10)—瓦窯(YSW06)—太邑(YSW02)—岔河(CHT)地區，地殼厚度和泊松比都變化劇烈，殼內物質組成存在明顯差異，并且是歷史地震空段區，推測認為這3個地區具備發生中強以上地震的孕震環境條件，有可能是潛在的震源區，作為斷層失穩部位的研究區較為合適，具體哪一段更有可能，需要結合小震活動的協同化發展作進一步判定。

4 結論

本文通過人工拾取接收函數震相的方法獲取了滇西北地區43個臺站下方的泊松比和地殼厚度值，結合該區內之前的25個喜馬拉雅臺站、2個IRIS DMC臨時臺站和15個賓川主動源臺站的計算結果，得到了研究區更為精細的地殼物質組成和莫霍面分布特征，得到以下結論：

(1)研究區地殼厚度范圍為33.3～54.9 km，整體呈北深南淺的趨勢，存在3個莫霍面隆起中心，分別在云龍、蝴蝶泉—陽和、巖曲—羊窩棚—哨橫；在26°N附近，有一個向南的舌狀突出，呈現兩隆兩凹狀的莫霍面結構；順濞河斷裂、維西—喬后—巍山斷裂和紅河斷裂兩側地殼厚度變化劇烈，有可能是超殼斷裂。

(2)研究區泊松比從0.209增加到0.328，橫向分布不均勻，整體呈四象限分布，北區和南區的泊松比偏高(σ＞0.28)，推測地殼物質組成富含鐵鎂質成分，西區和東區的泊松比值低(σ＞0.26)，地殼物質組成可能富集長英質成分。云龍、蝴蝶泉—陽和以及南澗—紅土坡地區的泊松比非常高(σ＞0.3)，可能是由上地幔物質發生底侵致使下地殼物質部分熔融引起。

(3)下地殼物質向東南運移到洱源—鶴慶斷裂一帶時，受揚子準地臺的阻擋，沒有突破紅河斷裂帶。維西—喬后—巍山斷裂北段的通甸—建基村一帶，其與龍蟠—喬后斷裂交匯的豐樂—禾頭一帶，以及斷裂中段的脈地—紫陽村—瓦窯—太邑—岔河地帶，有可能是斷層的失穩候選部位，具備發生中強以上地震的孕震環境，需要結合地震活動性的協同化進程予以重點關注。

本文中使用的斷層數據由云南省地震工程院提供，特此感謝！