云南位于青藏高原的东南边缘，由滇缅、印支、华南等大陆块体拼贴而成，自西向东分别被怒江断裂、哀牢山-红河断裂和小江断裂等一系列断裂带分隔，在印度大陆与欧亚大陆的碰撞挤压下形成了构造复杂的高原造山带，强烈的地震、火山和岩浆活动使其成为研究地壳构造变形和深部动力过程的重要地区（图 1）.自20世纪80年代以来，云南地区先后开展了人工地震测深和大地电磁测深工作^[1-2]，也是各种尺度体波和面波层析成像关注的重要区域^[3-10]；随着宽频带地震数据的不断积累，一些学者还利用接收函数和横波分裂方法研究了云南及邻近地区的速度结构和地幔各向异性^[11-18].研究资料表明，云南的地壳和上地幔结构具有很强的横向非均匀性，以滇西地区的低电阻率、低波速、高热流和高衰减（低Q值）特征尤为突出^{[2, 15, 19-22]}，腾冲火山区下方的低速异常可延伸至数百公里深度的上地幔^[3-6].另外，北纬26°以南的壳幔解耦现象也十分明显，即GPS观测的地壳运动方向与地幔各向异性的快波方向不一致^[23-24].产生这一现象的原因不仅涉及区域构造应力的转换，还与上地幔介质强度的横向变化有关^[25].为此，Zhong等^[26]提出滇西地区的岩石层结构具有多向层架构造模式：上地壳结构反映了新生代以来的构造变形，中地壳的低速层为滑脱带，下地壳由低速流变带（低速体）和弱变形块体（高速体）共同构成，新生代火山活动则与地幔的局部上涌有关.

图 1

Fig. 1

图 1 云南及邻近地区构造纲要图 Fig. 1 Tectonic outline of Yunnan and adjacent region

然而，各种研究方法取得的认识并非完全一致，依然存在一些需要进一步探究的问题.譬如，在不同方向的应力作用和非均匀介质条件下，地壳深部的构造变形是否与浅层的构造格架一致？自从青藏高原东部下地壳流动的模式提出以来^[27]，虽然得到了一些地球物理探测结果的认可，但是也有学者根据壳内低速层的非均匀特点，提出青藏高原东部边缘的下地壳不太可能发生大规模的韧性流动，而是受到断裂和构造边界的制约被限定在局部地区^{[8, 28]}.以哀牢山-红河断裂为例，作为印支块体和华南块体的分界，断裂两侧的构造差异十分明显：东侧小江断裂、元谋断裂和程海断裂等均为南北方向的断裂，走滑方向与川滇块体自北向南的运动基本一致；西侧包括哀牢山-红河断裂、无量山断裂和澜沧江断裂等均为北西-南东走向的断裂，几乎平行于印支块体向东南的挤出方向.那么上述断裂的剪切效应能否被传递到地壳深部？哀牢山-红河断裂是否制约了东、西两侧的深部构造变形？这些问题至少从目前的研究结果中还不能获得充足的答案.鉴于上述原因，本文利用云南地震台站的观测数据，通过体波层析成像方法反演了这一地区的地壳P波速度结构，根据速度异常的分布和反映的构造内涵对相关问题进行了讨论.

研究区位于东经97°E -106°E、北纬21°N-29°N之间，涵盖了云南和毗邻省区的一部分区域.地震数据分别来自云南地震台网的观测报告和中国科学院地质与地球物理研究所在滇西南布设的临时观测台网（图 2）.该临时观测台网由50个宽频带地震台站组成，每个台站配备了由RefTek数据采集器（72A或130）和三分量地震计（Guralp CMG-3ESP）组成的宽频带地震仪，自2002年12月至2003年12月进行了为期一年多的连续记录，采样率为50sps，时间服务采用GPS系统.云南省地震台网建成于20世纪70年代，包括70余个固定地震台站.早期的台站主要配备了模拟记录的短周期地震仪，目前许多台站都升级为宽频带数字地震仪，时间服务也由石英钟改为GPS系统.

图 2

Fig. 2

图 2 地震台站分布图 红色为临时观测台站，蓝色为固定观测台站. Fig. 2 Station distribution Red triangles are temporary stations and blue triangles are permanent stations

根据地方震目录从临时台站的记录数据中挑选出地震波形，要求每个地震的震中必须位于本文的研究区域之内，地震波形具有较高的信噪比并且初动震相清晰、时间服务准确.然后在垂直分量中拾取P波到时，要求每个地震至少具备5个以上的台站到时，以便在反演时进行地震的重新定位.按照上述标准从临时台站的记录数据中一共挑选出314个震级大于M_L2.0的地震，拾取了8489个P波到时，根据采样率估计到时拾取误差不超过0.02s.

由于临时台网为期一年的地震数据较少，加之主要分布在滇西南地区，难以对整个研究区域形成较好的射线覆盖，为此补充了云南地震台网1990-2009年的地震数据.震源参数和P波到时均取自地震观测报告，其中包括6039个地震的38540个P波到时，震级一般大于M_L2.5，同样要求每个地震至少具备5个以上的台站到时，并且震相清晰，到时准确.对于2002年12月-2003年12月被临时台站和固定台站同时记录到的地震，则按照核定的震源参数合并它们的台站到时，最后一共得到6169个地震的47037个P波到时.为了减小数据分布不均对反演的影响，借鉴Liang等^[29]的方法对地震分布进行了均匀化处理：将给定半径的三维球体内的所有地震视为一个震群，从该震群中挑选出一个台站到时最多的地震，舍弃其余台站到时较少的地震，所有震源球体的空间距离不得小于球体的半径.经过多次对比和测试计算，最终确定的震群球体半径为3.0km.对以每个地震为中心的震群球体进行类似的处理后，一共选出2515个地震，合计24057个P波到时，限定的走时残差小于2.0s，地震的震中和震源深度分布见图 3.

图 3

Fig. 3

图 3 地震震中和震源深度分布图 Fig. 3 picentral distribution and hypocenter projection at depth

初始速度模型参考了云南地区的人工地震测深结果^[1]，包括壳内界面的深度、P波速度值和地壳平均厚度，随后根据数据的残差分布进行了适当的调整（表 1）.水平方向在地壳内部分出6个层状界面，地壳平均厚度为43km，上地幔顶部的界面深度和速度值参考了各向同性地球模型AK135^[30].反演之前利用现有数据对不同尺度的网格进行了分辨测试，结果表明水平方向可以采用0.5°×0.5°的网格划分，纵向则以不同深度的层状界面作为水平网格面.走时计算采用了三维射线追踪方法，考虑到地壳厚度变化对走时计算的影响，走时计算时在初始速度模型中根据三维地壳模型CRUST2.0编辑的莫霍面深度（图 4）^[31].通过对比可以看出，研究区内的地壳厚度变化与人工地震测深和远震接收函数方法取得的认识基本相符^{[1, 13-14]}.反演采用阻尼最小二乘法LSQR^[32]，在迭代过程中同时求解震源参数和网格节点的速度值，尽量减小震源不确定性对速度结构的影响.初次迭代采用一维初始速度模型，之后根据输出的震源参数和三维速度模型重新计算走时继而进行反演，通过迭代不断修正输入模型和震源项，逐渐逼近真实的速度结构和震源位置.经过几次迭代后，随着均方误差的逐渐降低，反演前后震源参数和速度模型的变化逐渐变小直至收敛.为了避免出现不合理的局部异常，求解过程引入了阻尼因子和平滑因子以提高解的稳定性.

表 1(Table 1)

表 1 初始速度模型 Table 1 Inital velocity model

表 1 初始速度模型 Table 1 Inital velocity model

图 4

Fig. 4

图 4 根据三维地壳模型CRUST2. 0获得的研究区域Moho深度分布图[31] Fig. 4 The Moho depth of the study area edited from the crustal model CRUST2. 0[31]

分辨测试采用CheckerboardTest方法，首先在初始速度模型中添加正负相间、幅度为±4%的扰动量，根据实际的震源位置和台站分布计算走时，生成供分辨测试的“理论观测数据”，即Checkerboard输入模型；然后采用与反演相同的方法求解，根据Checkerboard输入模型的恢复图像检验数据的分辨状况.图 5为1×1个网格节点（0.5°×0.5°）的Checkerboard模型恢复图像，在地壳内部的各个深度上，除了边缘地带之外，研究区中央及附近区域均可获得较好的分辨，表明合理的震源分布和不同方向密集交汇的射线覆盖产生了良好的效应；上地幔顶部由于射线数量较少，分辨相应降低，故本文不做讨论.

图 5

Fig. 5

图 5 Checkerboard速度模型的恢复图像 Fig. 5 Recovered checkerboard velocity models

图 6为4~43km深度的水平方向速度图像，均以相对参考模型的扰动量表示速度结构的横向变化.在4km深度的图像中，哀牢山-红河断裂两侧的速度分布差异十分明显.东侧的滇中地区多为南北方向的速度异常，它们与小江断裂、元谋断裂、程海断裂基本平行；其中元谋断裂和程海断裂为低速异常，两断裂之间自西昌、渡口至楚雄为高速异常.对比丽江-攀枝花-者海人工地震测深剖面^[33]，可以看出地壳浅部的低速异常与攀枝花、永胜附近的低速区相吻合，反映了裂陷盆地内的沉积充填特征，高速异常则与攀枝花和程海断裂之间的震旦系-元古界地层或是海西期基性、超基性侵入岩体有关.在哀牢山-红河断裂西侧，腾冲-龙陵和景谷-思茅为两个较大的低速异常区，前者反映了腾冲盆地新生代火山区的高热流特性，后者主要为景谷-镇远盆地内较厚的中新生代沉积所致^[1].在大理以南，北东方向的低速异常与南汀河断裂基本一致，斜交于哀牢山-红河断裂的走向.

图 6

Fig. 6

图 6 4~43 km深度的P波速度扰动图像 Fig. 6 P-wave velocityperturbations at 4~43km depths

在12km深度上，哀牢山-红河断裂以东的低速异常主要分布在攀西地区的渡口-盐塘一带，云南的大理和楚雄之间存在低速异常，小江断裂和元谋断裂南段的东川、昆明、玉溪、楚雄等地多为高速异常.在哀牢山-红河断裂以西，大理-腾冲以北的三江地区为高速异常，保山、景谷、思茅一带的澜沧江和哀牢山地区为低速异常.在20km深度上，低速异常主要分布在三个区域，它们分别位于攀西地区、哀牢山-红河断裂与无量山断裂之间以及澜沧江断裂西侧；其余地区多为高速异常，其中包括滇西的龙陵、保山、大理至滇川交界的盐塘、滇中的昆明、楚雄、玉溪以及滇西南的思茅地区.

在30km深度上，低速异常主要分布在小江断裂、元谋断裂附近，它们向南延伸穿过哀牢山-红河断裂，另外滇西南的临沧、思茅也存在低速异常.相比之下，高速异常大多分布在滇西北地区，涵盖了程海断裂、丽江断裂和南汀河断裂以及盐塘、大理、保山、龙陵、临沧等地.至43km深度时，低速异常主要分布在滇中地区至四川的渡口-西昌一带；哀牢山-红河断裂东侧仅北部的盐塘和东部的昭通、东川等地出现高速异常，哀牢山-红河断裂以西除了腾冲、保山和临沧附近存在局部低速异常之外，其余地区均为高速异常.

图 7为平行穿过研究区重要断裂和不同构造单元的纵向速度剖面.为了便于对比，根据参考模型将速度扰动量转换为绝对速度值.在A-A′剖面上，小江断裂和元谋断裂之间的低速区十分明显，由地壳浅部一直延伸至莫霍面附近；程海断裂地壳中上部速度偏低，地壳下部的速度接近正常值或略偏低；怒江断裂地壳上部速度变化不明显，地壳中部东、西两侧速度偏低.在B-B′剖面上，怒江断裂地壳浅部和地壳中下部速度偏低，地壳中上部速度接近正常值；哀牢山断裂地壳中上部存在低速层，地壳中下部的速度接近正常值或略偏高，地壳底部和莫霍面附近速度偏低；元谋断裂地壳平均速度偏低，以地壳中部较为明显；小江断裂与元谋断裂之间存在壳内高速层.在C-C′剖面上，南汀河断裂地壳中部和地壳下部速度偏低，以地壳中部偏低的速度较为明显；澜沧江断裂与哀牢山断裂之间地壳速度偏低，形成一个狭窄的低速带；小江断裂两侧速度变化不大.在D-D′剖面上，澜沧江断裂地壳上部速度略偏低，地壳中下部速度偏高，西侧澜沧一带地壳上部速度偏高，地壳下部速度偏低；在澜沧江断裂和哀牢山断裂之间，普洱东侧地壳中上部速度明显偏低；小江断裂东侧地壳中上部速度偏高，向西至普洱速度逐渐偏低.

图 7

Fig. 7

图 7 P波速度纵向剖面（剖面位置见图 6) Fig. 7 P-wave velocity vertical profiles (their locations are shown in Fig. 6)

地壳构造变形是青藏高原东部地球动力学研究的主要内容.由于地震层析成像揭示的速度异常与各个时期的地质作用和构造变动密切相关，据此可以了解地壳深部的构造形态，判明与浅层构造格架的联系.

图 7所示的速度异常显示出两个优势伸展方向：哀牢山-红河断裂以东至小江断裂之间为南北方向，哀牢山-红河断裂以西至澜沧江断裂为北西-南东方向.前者的速度异常大都沿着小江断裂、元谋断裂和程海断裂分布，后者以地壳中上部12~20km深度的低速异常最为突出.这些现象与云南地区的地壳运动、应力作用以及深部物质流动有一定的相关性，反映了哀牢山-红河断裂两侧区域构造运动的差异.

现今的GPS观测结果表明^[34-35]，青藏高原东部的地壳块体相对华南发生顺时针旋转：滇中地区以自北向南的运动为主，与小江断裂、元谋断裂、程海断裂的滑移方向基本平行；进入滇西南后，地壳块体的运动方向转向东南，几乎正交于北西走向的哀牢山-红河断裂、无量山断裂和澜沧江等断裂，而与北东走向的大盈江断裂、龙陵断裂、南汀河等断裂趋于一致.Schoenbohm等^[36]提出，青藏高原东南缘早期的构造运动主要为印支块体沿着哀牢山断裂挤出，随后华南块体沿着红河断裂滑移；大约在9~13 Ma之前，青藏东部的地壳旋转带动了下地壳的韧性流动，促使鲜水河-小江断裂发生活动，上地壳围绕喜马拉雅东构造结发生顺时针旋转，中、下地壳向东南方向挤出.另据中强地震的震源机制^[37]，云南地区主要受到三个方向的应力作用：一是川滇块体朝东南方向的运动，二是印缅块体的向东挤压，三是华南块体朝北北西方向的运动，它们分别控制了研究区内的断裂活动.

由此看出，滇中地区近南北方向的速度异常反映了青藏高原东部地壳旋转产生的深部效应，说明小江断裂、元谋断裂和程海断裂的剪切作用以及东西方向的拉张贯穿了整个地壳；在哀牢山-红河断裂至澜沧江断裂之间，北西方向的速度异常则与印支块体向东南方向的挤出有关，其中包括第三纪时期哀牢山断裂的左旋运动以及随后红河断裂的右旋运动，它们均对地壳结构的变化产生了较大的影响.在哀牢山与点苍山的交汇部位，北东方向的速度异常与南汀河断裂的走向一致，也与地壳块体向东南方向的旋转相吻合，但是这一作用过程引起的构造变形并未影响到滇西南地区.因此，哀牢山-红河断裂不仅在地壳浅部是分隔印支块体和华南块体的界线，也是控制地壳深部构造变形的分界.

下地壳流动的主要依据之一是偏低的地震波速度.远震接收函数结果表明^[15]，滇西地区20~40km深度的下地壳普遍存在低速层，S波速度与上地壳相比偏低0.4~0.8km/s，以滇西南地区尤为明显；地震测深资料也证实^[1]，滇西地区下地壳的速度各向异性达到4.4%，而上、中地壳的速度各向异性仅为1.6%，说明浅层构造变形并未延伸进入下地壳，即上地壳和下地壳发生解耦.然而，也有学者根据壳内低速层的非均匀特点对此提出质疑，认为青藏东部边缘的下地壳不太可能发生大规模的韧性流动，而是被断裂和构造边界限定在局部地区^{[8, 28]}.

在本文的结果中，地壳中上部（12~20km）的低速异常主要分布在两个区域：一是小江断裂和元谋断裂北部的渡口-西昌一带；二是哀牢山断裂和澜沧江断裂之间，以大理以南的哀牢山地区较为明显，其余地区多为高速异常；在30km深度上，低速异常大多分布在小江断裂、元谋断裂、哀牢山-红河断裂和澜沧江断裂附近.

西昌-渡口之间的攀西地区曾经被认为是一个古裂谷带，20世纪80年代中期开展了大量的深部地球物理探测工作.尽管目前对于是否存在古裂谷尚存在争议，但是这一地区的低波速、低电阻率、低Q值以及高热流却是客观事实^[33].纵横交错的断层活动以及断陷拉张、流体侵入、沉积充填等因素均是产生壳内低速异常的原因，加之新生代碱性岩浆岩和稀有金属的分布，它们都体现出热流传输通道的构造特征.

在大理以南的哀牢山-红河地区，地壳中部的低速特征与远震接收函数研究取得的认识基本相符^[38-39].大地电磁测深资料表明^[2]，青藏东部存在两个壳内低阻带，一个沿鲜水河-安宁河-小江断裂带向东延伸至滇中地区，另一个沿着雅鲁藏布江向东延伸环绕喜马拉雅东构造结，然后向南转折通过滇西南地区，它们均被认为是下地壳韧性流动的通道.前者涉及到攀西地区以及小江断裂、程海断裂附近的低速异常，后者与哀牢山-红河断裂、澜沧江断裂附近的低速异常有关，还有可能受到滇西南地幔上涌的影响：由于印缅块体的侧向挤压和向东俯冲，地幔热流有可能沿断裂通道向上侵入地壳，在哀牢山和澜沧江地区形成壳内低速层.

43km深度的速度分布具有两层含义，一是地壳厚度的变化，二是地壳底部和莫霍面附近的介质特性.图 4表明，滇东和滇西南地区的地壳厚度较小，小江断裂以东为38~42km，澜沧江以西为40~42km，偏高的速度反映了莫霍面下方暨上地幔顶部的介质特性.滇西北至滇中地区的地壳厚度由约56km向南递减至44km左右，偏低的速度与下地壳较强的柔韧性相符合.由此看来，壳内介质的韧性流动并非一概而论，而是发生在不同的深度和不同的区域.哀牢山-红河断裂西侧主要发生在12~20km的地壳中部，小江断裂附近多发生在20~30km的地壳中下部，滇中地区则发生在地壳底部和莫霍面附近，东、西两侧分别受到小江断裂和哀牢山-红河断裂的制约.

哀牢山-红河断裂在青藏东部地壳块体的挤出过程中起到了重要作用.该断裂第三纪左旋走滑距离超过700km，吸收了印支与亚洲大陆之间10%~25%的地壳缩短量，形成了长约900km、宽10~20km变质岩带^[40-41].大规模的走滑剪切不仅造成地壳浅层的构造变形，还导致了岩石层结构的变异，因此哀牢山-红河断裂也被认为是穿透地壳深达岩石层的剪切带.

图 7所示的剖面上可以看到哀牢山断裂西侧存在一个狭窄的低速带，自地壳上部延伸至壳幔边界附近，其成因应该与断裂的韧性剪切以及地壳深部的流体渗入有关.徐鸣洁等^[38]利用接收函数方法研究了哀牢山-红河断裂两侧的速度结构，发现断裂附近及断裂西侧的地壳中下部速度偏低，莫霍面的深度与东侧相比略浅.其它相关研究也揭示了哀牢山-红河断裂两侧速度结构、地壳厚度以及地壳平均波速比（V_P/V_S）的变化^{[14-15, 39]}.Leloup等^[41]认为单纯的韧性剪切不足以在地壳中下部产生足够的高温，势必存在地幔岩浆流体的侵入，才能沿断裂形成由软流层通向地表的岩浆通道.这一推断得到深部探测结果的认可，譬如Xu等^[5]分析了地震层析成像的结果，认为哀牢山-红河断裂地壳中上部的高速异常反映了韧性剪切后变质岩带的快速抬升和冷却，下地壳和莫霍面附近的低速异常则与壳-幔边界的热流活动有关；Lei等^[6]根据哀牢山-红河断裂下方15~70km深度的低速异常，也认为该断裂穿透了地壳进入了上地幔.

按照上述推论，哀牢山-红河断裂下方的低速异常应归因于剪切作用以及伴生的壳-幔热交换效应.Leloup等曾将哀牢山-红河断裂的左旋剪切与同时期南中国海的拉张相关联^[41]，提出如果断裂的深度穿过了莫霍面到达岩石层的底部，而断裂的东南端又延伸至南中国海，地幔热流就可以通过对流的方式加热地壳，造成下地壳的局部熔融.然而，地震层析成像研究表明^[5-6]，哀牢山-红河断裂下方的低速异常与滇西南的地幔上涌有更加紧密的联系，反映了新生代以来印缅块体向东挤压和俯冲产生的构造活动.横波分裂研究也证实滇西南存在较强的地幔各向异性^[17-18]，深部物质沿近东-西方向发生了横向流动.这一动力作用有可能加剧哀牢山-红河断裂和澜沧江断裂深部的热扰动，使其沿断裂通道向上侵入地壳形成低速层.

利用体波层析成像方法反演了云南地区的P波速度结构，研究结果表明哀牢山-红河断裂两侧的地壳结构存在明显的差异.其中滇中地区速度异常的伸展方向与小江断裂、元谋断裂、程海等断裂的走向一致，反映了青藏东部地壳顺时针旋转产生的构造效应；滇西南速度异常的伸展方向与哀牢山-红河等北西走向的断裂相符，揭示了印支块体向东南方向挤出对壳内构造变形的影响；南汀河断裂附近的低速异常则与印缅块体侧向挤压引起的构造活动有关.另外，壳内低速异常具有分层和分区特征，在哀牢山-红河断裂与澜沧江断裂之间主要分布在10~20km的地壳中上部，在小江断裂和元谋断裂附近分布在20~30km的地壳中下部，在滇中地区则分布在地壳底部至莫霍面附近，东、西两侧分别受到小江断裂和哀牢山-红河断裂的限制.其中攀西地区的低速异常与小江断裂和元谋断裂在此附近交汇形成热流传输通道以及张裂时期强烈的壳幔热交换有关；在哀牢山-红河和澜沧江地区，除了印支块体向东南方向的挤出作用之外，印缅块体的侧向挤压和向东俯冲也对壳内构造变形产生了一定的影响；这一过程导致滇西南发生地幔上涌，热流物质有可能沿着哀牢山-红河断裂和澜沧江断裂侵入地壳形成低速层.由此可见，哀牢山-红河断裂不仅在地壳浅部是分隔印支块体和华南块体的地质界限，也是控制两侧区域深部构造变形和壳内韧性流动的分界.

数据收集得到了中国地震局地震台网中心和云南省地震局技术人员的帮助，分析解释得到了中国科学院地质与地球物理研究所钟大赉院士的指导，在此表示感谢.