2015, Vol. 58
The ballistic surface wave tomography is a classic method of studying the crustal and upper mantle structure. By collecting the vertical component of teleseismic data recorded by 325 broadband stations of the portable seismic array under the project "China Seismic Array-Phase 1" during Aug. 2011 and Sep. 2012, a total number of 3594 inter-station phase velocity dispersion curves of Rayleigh waves were determined by a frequency-time analysis method based on a continuous wavelet transform. In addition, all of dispersion curves were arranged into a tomographic inversion scheme, called Ditmar & Yanovskaya, to obtain the phase velocity maps ranging from 10 s to 60 s in the southeast Tibetan plateau.
The spatial resolution maps show that the lateral resolution is about 50 km. Our tomographic results reveal that the S-wave structure of the crust and upper mantle beneath the SE Tibet is obviously laterally heterogeneous. At short periods (e.g., 10 s), the distribution of phase velocity has good relationship with the sediment layer thickness on the surface. Most of strong earthquakes occurred in low-speed regions or the evident gradient belts where the velocities change from high to low values on the map of 15 s, revealing that the strong earthquakes are directly related to the velocity structure of middle and upper crust. At the intermediate periods (e.g., 20 s, 30 s), the distribution of phase velocity is related well with the crustal thickness. The obvious low-speed zone imaged beneath the Xiaojiang fault and Songpan-Ganzi block on the maps of intermediate periods may reveal there are low-velocity layers in the middle-lower crust which are also found by previous studies. At the longer periods (e.g., 40 s, 60 s), the distribution of phase velocity is related well with the thermal structure and tectonic activity (e.g. magmatic activity) in the upper mantle. A large low-velocity zone is imaged in west Yunnan province, indicating partial melts might exist in the upper mantle beneath this area.
It has different velocity characteristics on the phase velocity maps beneath different tectonic units. It is common that low-velocity zones between 10 s and 60 s are present beneath the Tengchong volcano, especially, it is much slower for the phase velocity speeding up as periods increasing after 40 s, and it becomes the lowest velocity zone for the Tengchong volcano than any other blocks, indicating that the low-velocity layer may extend down to the upper mantle (~100 km) at least beneath the Tengchong volcano.
青藏高原东南部地区位于隆起的高原与扬子地台的过渡区，该地区火山和岩浆活动强烈、地壳较为破碎、深大断裂发育、强震活动频繁(王椿镛等，2002；张智等，2008；王夫运等，2014).据记载，20世纪在该区发生的震级超过5.0的破坏地震超过330次，其中震级大于7.0的大地震就超过13次，造成了巨大的灾害(毛玉平和韩新民，2003).一般认为，现今该区地壳缩短、高原隆升和块体滑移等复杂的构造格局，跟印度板块与欧亚板块的碰撞挤压作用有关(Tapponnier et al.，1982，1986；Royden et al.，1997；Clark and Royden，2000).青藏高原东南部地区既是物质侧向挤出和逃逸的通道(Tapponnier et al.，1986)，又是下地壳流塑性流动的重要场所(Clark and Royden，2000；Bai et al.，2010).因此，研究该地区的地壳上地幔结构，对于研究火山形成机理、川滇地震活动性、强震孕育环境以及认识青藏高原构造动力学过程等具有很重要的意义.
自20世纪80年代以来，前人先后采用人工地震测深(Deep Seismic Sounding)(胡鸿翔等，1986；阚荣举和林中洋，1986；林中洋等，1993；熊绍柏等，1993；白志明和王椿镛，2003；张中杰等，2005a，2005b；王夫运等，2014)、大地电磁测深(孔祥儒等，1987；孙洁等，1989；马晓冰等，2001；王绪本等，2008；Bai et al.，2010)、接收函数(吴建平等，2001；胡家富等，2003，2005；徐鸣洁等，2005；李永华等，2009)、体波成像(王椿镛等，2002；Huang et al.，2002；Huang et al.，2012)、面波成像(何正勤等，2004；张智等，2008；Yao et al.，2008；Zhou et al.，2012; Li et al.，2014a; Wang et al.，2014)和噪声成像(Yao et al.，2006；Yang et al.，2010；Zhou et al.，2012; 鲁来玉等，2014；郑定昌等，2014；王琼和高原，2014)等方法，对青藏高原东南缘及邻区的壳幔结构进行了深入的研究，取得了一批丰硕的成果，加深了我们对研究区深部结构的认识.尽管在该研究区开展过很多有关深部结构的研究，但受方法以及观测资料的限制，得到的结果的分辨率仍然不够高，对精细结构的认识也存有争议.如，研究区壳内低速层的分布是广泛存在还是只限于局部？红河断裂是分割印支块体与华南块体的重要断裂，是否为超壳断裂？等等.
地震面波在层状地球介质中传播，其特征是会产生频散(相速度/群速度频散)，面波频散对介质的横波速度较为敏感.面波资料中携带有传播路径下方丰富的壳幔结构信息，面波频散层析成像，是一种研究壳幔结构的经典方法，被广泛应用到地壳上地幔结构的研究中(朱良保等，2002；Ritzwoller and Levshin，1998；Huang et al.，2003；何正勤等，2004; Yao et al.，2006；黄忠贤等，2013；Li et al.，2014a).曾融生和宋子安(1963)认为在研究不同地区地壳结构的相对变化时，相速度比群速度更准确.然而，一方面在研究区及相邻地区已开展的面波成像大多是利用面波群速度频散(朱良保等，2002；张智等，2008；黄忠贤等，2013；Li et al.，2014a)，利用相速度频散的研究则较少(何正勤等，2004；Yao et al.，2008；Zhou et al.，2012)；另一方面，对比群速度和相速度的研究结果，在局部地区存有争议，如张智等(2008)利用群速度面波成像，认为川滇菱形块体内部的地壳上地幔速度结构与其外部相比为高速体，但Zhou等(2012)根据相速度面波成像得到了与之相反的结论.因此，进一步开展面波相速度层析成像，有助于我们加深对该区壳幔结构的认识.
中国地震局于2010年启动了“中国地震科学探测台阵-南北地震带南段”项目(China Seismic Array-Phase 1)，在青藏高原东南部地区布设了350套地震流动观测台站.本文收集了其中325个宽频带地震台站于2011年8月至2012年9月间的资料，利用双台法开展了瑞雷波相速度层析成像.密集的观测资料为我们开展高分辨率的面波层析成像，提供了很好的前提保证.本文根据不同周期的瑞雷波相速度分布图，结合当地的地质构造背景，对区内的横波速度结构及其包含的动力学意义进行了探讨，为下一步开展S波速度结构的研究奠定基础.
2 研究区的地质构造背景研究区位于印度—欧亚板块碰撞带的东南缘和中国南北地震带的最南端，是特提斯-喜马拉雅构造域东南段构造明显转折的部位.在印度—欧亚板块碰撞挤压作用下，地质构造异常复杂，地壳较为破碎.长期以来该区地震活动具有频度高、震级大的特点，是中国大陆内部地震活动最强的地区之一.区内深大断裂发育，主要有怒江断裂、澜沧江断裂、金沙江断裂、红河断裂、丽江—宁蒗断裂、小江断裂、安宁河断裂、则木河断裂、弥勒—师宗断裂等断裂带，构成了研究区的主要构造格局(图 1).
 | 图 1 研究区区域地质构造和台站分布图(根据陈炳蔚等, 1987；阚荣举和韩源，1992修改) F1：怒江断裂；F2：澜沧江断裂；F3：红河断裂；F4：金沙江断裂；F5：丽江—宁蒗断裂；F6：安宁河断裂；F7：则木河断裂；F8：小江断裂；F9：弥勒—师宗断裂；F10：龙门山断裂；F11：鲜水河断裂.Fig. 1 The tectonic sketch map of study region and the distribution of stations F1:Nujiang Fault; F2:Lancangjiang Fault; F3;Red River Fault; F4:Jinshajiang Fault; F5:Lijiang-Ninglang Fault; F6:Anning River Fault; F7:Zemu River Fault; F8:Xiaojiang Fault; F9:Mile-Shizong Fault; F10:Longmenshan Fault; F11:Xianshui River Fault. |
怒江断裂带和金沙江断裂带等是中国大陆邻近印度板块的一组弧形构造带.据调查，怒江断裂以西的腾冲地区有新生代火山有68座，可分为7个火山群(姜朝松，1998)，自中新世—第四纪发生了强烈的中基性岩浆喷发活动，堆积了巨厚的熔岩和火山碎屑岩.澜沧江断裂是一条陆陆碰撞的缝合线，其西部是滇缅泰块体，东部至金沙江断裂、红河断裂为印支块体.红河断裂带作为分割印支块体和扬子块体、华南块体的重要边界带，既是青藏高原东南部一条显著的地质地貌分界线，也是地壳结构的分界线——红河断裂东、西两侧地壳厚度和VP/VS值呈现明显不同的分布特征(李永华等，2009).西部的金沙江断裂、红河断裂，东部的安宁河断裂、则木河断裂、小江断裂与北部的鲜水河断裂，共同围限成川滇菱形块体，其中北东向的丽江—宁蒗断裂又将其分割成南、北两个部分，分别称为滇中次级块体和川西北次级块体.这些边界断裂被认为是多起岩浆侵入与喷发的通道.
3 数据和方法3.1 资料挑选2010年，中国地震局地球物理研究所作为牵头单位，启动了“中国地震科学探测台阵-南北地震带南段”项目(CSA-P1)，在云南以及周边地区布设了350套地震观测仪器，其中325套配备了宽频带地震计，25套配备了短周期地震计.宽频带地震计频带范围是0.02~60 s，地震计均采用GPS授时，保证了时间服务的一致性.我们收集了CSA-P1台阵325个宽频带台站于2011年8月—2012年9月间记录的垂直向远震资料，所选台站密集地覆盖了云南全省以及四川、贵州、广西的部分地区(图 1).
本文面波层析成像是在经典射线理论的基础上，利用双台法开展的.双台法选取资料时需满足如下条件：(1)按照射线理论，假定面波沿大圆弧路径传播.即要求两个台站与震中大致在同一条大圆弧上，事件到近台的方位角与近台到远台的方位角之差β小于3°(图 2)；(2)双台间距离大于200 km，台站间距过小，短周期部分的测量误差就会很大；(3)为了避免近源效应和高阶面波干涉造成的不利影响，要求震中距大于15°，最后震中距选定的范围是15°~90°；(4)为保证挑选到信噪比高且面波频散发育的远震波形事件，我们选取了震级6.0~7.0之间，震源深度小于70 km的浅源地震.
 | 图 2 双台法大圆路径示意图 事件到近台的方位角与近台到远台的方位角之差β < 3°.Fig. 2 Great circle path of the two-station method The azimuthal difference between the event to the station A and the station A to the station B is less than 3°. |
参考ISC(International Seismological Center)地震目录，我们最终挑选得到89个符合上述准则的地震事件.对于研究区台站而言，这些事件的方位分布比较均匀(图 3).不同方位地震事件的采用，不仅使射线的方位分布更均匀，分辨能力更好，也为我们将来开展方位各向异性研究奠定了基础.
 | 图 3 事件分布图(89个) (红色五角星表示研究区的中心)Fig. 3 The distribution of events (89) (The red star represents the center of the study region) |
本文采用基于连续小波变换的时频分析方法(Wu et al.，2009)测量双台间的瑞雷波相速度.其主要计算过程是，先对两个台站的波形数据进行窄带通数字滤波，然后再做互相关计算，在互相关振幅矩阵图上相关系数最大的轨迹即是待测定的相速度频散曲线(由于相速度具有2π模糊特征，具体选择哪个分支需要人工加以判断，一般来说在10~120 s周期内相速度参考值在3.0~5.0 km·s-1).与基于傅里叶变换变换的时频分析方法相比，连续小波变换频时分析方法，滤波器系数的选择是自适应的，并且小波变换既能保留谱随延迟时间的变化信息，又能在时间域和频率域得到同样好的分辨.该方法原理参见文献(Wu et al.，2009；潘佳铁等，2011)，在此不再赘述.
利用该方法，我们测得了5298条相速度频散曲线.合并重复路径、剔掉不光滑的频散后，最终得到3594条独立路径上10~60 s高质量的瑞雷波相速度频散曲线.频散数量最多时在30 s超过了3500条，最少时在60 s也超过了2400条(图 4a).平均频散曲线较光滑，各周期的标准差较小(图 4b).与前人研究相比(何正勤等，2004；Yao et al.，2008；郑定昌等，2014；王琼和高原，2014；Wang et al.，2014)，我们得到的频散不仅数量更多，射线的分布也更为密集、均匀(图 5).这为我们开展高分辨率的面波层析成像提供了很好的前提保证.
 | 图 4 (a) 不同周期对应的路径数; (b) 平均频散(黑点)及各周期频散的标准差Fig. 4 (a) Number of paths at each interest period; (b) The average dispersion curve (black dots)and the standard deviation at each interest period |
 | 图 5 不同周期对应的路径分布图Fig. 5 The coverage of ray paths at the period of 10 s, 30 s and 60 s |
我们采用Ditmar和Yanovskaya(1987)、Yanovskaya和Ditmar(1990)提出的面波层析成像方法，该方法是Backus-Gilbert一维方法(Backus and Gilbert，1968)在二维情况下的推广，是开展面波层析成像时被国内外学者广泛采用的方法之一(Wu and Levshin，1994；Riztwoller and Levshin，1998; 何正勤等，2004；Li et al.，2014a；郑定昌等，2014；潘佳铁等，2014a，2014b).
假设相速度的分布用函数Ce(θ，φ)表示，通过使下面的目标函数最小，获得每个周期的相速度分布：
其中，
C0是初始模型速度，一般取该周期所有射线路径上的平均相速度；r=r(θ，φ)，是位置矢量； ti是沿第i条路径的观测走时；t0i是根据初始模型计算的走时；l0i是第i条路径的长度；s是参与反演的路径；α是正则化参数，它控制着反演结果的光滑程度，α值越小，反演结果的分辨率越高，但是误差也越大，经常会出现高低速交替出现的情况.反之，α值越大，反演结果越光滑，分辨率越低.α可以通过几次尝试确定其值，我们在反演时使用的α值取0.2，所得的反演结果比较光滑，且误差较小.
面波层析成像的横向分辨率主要跟射线的密度和方位有关.将研究区划分为0.5°×0.5°，Yanovskaya-Ditmar反演方法在计算各网格节点相速度的同时，也得到了节点上的空间分辨尺度.本文分别给出了周期10 s、30 s、40 s和60 s的空间分辨率分布图(图 6).除了边缘地带，在台站覆盖范围内的绝大部分地区分辨率达到50 km.
 | 图 6 不同周期反演结果的横向分辨率 灰色三角为台站.Fig. 6 The lateral resolution of tomography at different periods The gray triangles represent stations. |
相对于密度、P波速度和厚度等层状地球模型的其他参数而言，面波相速度对S波速度最为敏感，所以我们可以通过相速度的分布来讨论S波速度的横向变化情况.不同周期的相速度对不同深度范围内的S波速度敏感程度不一样，故将面波相速度和S波速度结构联系在一起时，需要给出不同周期的相速度在深度方向上的敏感度核函数(Sensitivity Kernel).敏感度核函数依赖于所选取的地球层状模型.前人最近的研究表明(Li et al.，2014b)，研究区的平均地壳厚度是41.5 km.于是我们在AK135(Kennett et al.，1995)大陆模型的基础上，按其上、下地壳原比例膨胀，使地壳厚度增加至41.5 km，然后根据此模型计算敏感度核函数(图 7).一般而言，基阶瑞雷波相速度对大约1/3波长深度处的S波速度结构最为敏感，并且周期越短，面波相速度的最敏感深度范围就越窄.周期越长，波长越长，就越能反映更大深度的横波速度结构.
 | 图 7 不同周期基阶瑞雷波相速度(C)对S波速度(VS)随深度变化的敏感度核函数 用于计算敏感核的一维模型是在AK135大陆模型的基础上修改得到的，上、下地壳厚度按照原比例膨胀，使地壳厚度增加至41.5 km(根据Li等(2014b)研究结果).Fig. 7 Depth sensitivity kernels to the shear wave velocity (VS) for fundamental Rayleigh wave phase velocities (C) at different periods The 1-D model used to calculate sensitivity kernels is obtained from AK135 continental model by making upper crust and lower crust thicker with its original ratio until the crust thickness is 41.5 km (this is from Li et al., 2014b). |
利用Yanovskaya-Ditmar反演方法，我们得到了青藏高原东南部地区10~60 s的瑞雷波相速度分布图(如图 8).结果显示，青藏高原东南部地区的地壳上地幔速度结构具有很明显的横向非均匀性.下面我们将分别讨论6个周期(10、15、20、30、40 s和60 s)的相速度分布及其与地表地质、地壳上地幔S波速度结构之间的相互关系.
 | 图 8 研究区不同周期的瑞雷波相速度分布图 红线是区内主要断裂.圆圈代表城市，DQ：迪庆，LJ：丽江，YS：永胜，HZ：会泽，XC：西昌，YB：宜宾，ZT：昭通，PZH：攀枝花，DL：大理，TC： 腾冲，SM：思茅，CX：楚雄，KM：昆明，BS：百色.图b中的黑色圆点代表近50年来震级大于6.0的强震震中，黑线代表主要的活动断裂.Fig. 8 Phase velocity maps of Rayleigh wave in the study region Red lines represent main faults in the study area. Circles represent cities，DQ:Diqing, LJ:Lijiang, YS:Yongsheng, HZ:Huize, XC:Xichang, YB:Yibin, ZT:Zhaotong, PZH:Panzhihua, DL:Dali, TC:Tengchong, SM:Simao, KM:Kunming, BS:Baise. The black solid dots represent the epicenter of earthquakes with magnitude greater than 6.0 through recent 50 years in figure b. |
短周期(如10 s)的相速度分布图(图 8a)主要反映了研究区上地壳S波速度的变化情况.松潘—甘孜块体，以及往南至大理、腾冲、思茅、红河断裂南段，还有以昆明为中心的滇中地区，均呈现为大范围的低速.南北地震带东边界(105°E)以东和攀枝花至昭通一带，则表现为明显的高速异常.研究区最显著的低速，位于思茅东北部、昆明东南部以及昆明—大理—迪庆一带.低速区对应的是兰坪—思茅盆地，滇中盆地(包括楚雄盆地，通海盆地，玉溪盆地，曲靖盆地等)和松潘—甘孜褶皱带.人工测深(DSS)研究结果显示(如白志明和王椿镛，2003)，思茅坳陷沉积层厚度达12 km，昆明南部的江川下方沉积层厚度为6 km，腾冲和大理之间的保山沉积层厚度可达10 km，这三处是沉积层厚度较大的地区，盆地内其他地方的沉积层厚度为0~4.5 km(林中洋等，1993；白志明和王椿镛，2003).由此可见，除了松潘—甘孜块体南部以外，三个最显著的低速区均对应着沉积层厚度较大的地区，即表明短周期的相速度分布与上覆沉积层的厚度密切相关.DSS研究结果同时还揭示，松潘—甘孜褶皱带虽然地表沉积层厚度不大，但其速度和沉积盆地一样表现为低速异常，该低速异常可能与松潘—甘孜块体的复理式沉积有关(Yin and Harrison，2000).沿丽江—攀枝花—会泽这一近东西向的剖面上开展的DSS研究结果(熊绍柏等，1993)显示，丽江至永胜之间，有大约厚度为5 km的沉积层，而在攀枝花往东至安宁河断裂之间则为高速隆起带，安宁河断裂再往东至会泽间，有厚度约8 km的沉积层覆盖.我们的成像结果与之十分吻合(沉积层较厚的地区相速度就低，反之亦然).其他面波研究结果在攀枝花附近也有高速体出现(Yao et al.，2008; Li et al.，2014a; Wang et al.，2014；鲁来玉等，2014)，这可能与该处地表出露有一系列古老的基性-超基性岩和早元古代以来的各种变质岩类有关(熊绍柏等，1993).
周期15 s的相速度分布图(图 8b)主要反映了约25 km附近深度范围内的S波速度的平均变化情况.与周期10 s(图 8a)相比，二者相速度的分布特征整体上相类似，只是在局部地区稍有改变，如保山至昆明间的低速不再明显，攀枝花附近的高速已经消失，红河断裂带南段的低速变为高速，这表明随着周期的增大，相速度的分布受沉积层的影响逐渐减小.若较短周期的速度异常出现在较长周期的图像中，则说明在该周期新增加的穿透深度范围内不存在速度结构的明显异常变化，反之则表明速度结构有异常变化(何正勤等，2004).周期10 s图上攀枝花—昭通一带的显著高速在15 s图上消失，表明该处上地壳速度结构与较深的中地壳速度结构有明显的不同.DSS探测结果(如熊绍柏等，1993)显示，丽江—永胜—攀枝花—会泽剖面下方28~38 km深度存在一个厚约10 km的低速层.本文结果与之相符，也与噪声成像结果(如郑定昌等，2014；Zhou et al.，2012)一致，但与鲁来玉等(2014)的结果不同.鲁来玉等(2014)在16～30 s周期仍然可以看到攀枝花附近明显的高速异常体.
中等周期(如20～30 s)的相速度分布图(图 8c，8d)主要反映了研究区中下地壳、壳幔过渡带S波速度的变化情况.研究区南部、东部主要表现为高速，滇缅泰及印支块体南部的高速区范围有进一步扩大的趋势；研究区中、西北部显示为大范围的低速.弥勒—师宗断裂带东侧为华南块体，西侧为扬子块体的滇中部分.该断裂东、西两侧相速度呈现出东高西低的陡变态势，揭示出华南块体中、下地壳S波速度结构较扬子块体滇中部分更坚硬、稳定的特征.研究区最显著的低速位于松潘—甘孜块体、小江断裂、则木河断裂以及安宁河断裂等处，与Zhou等(2012)得到的结果一致，但与之相比分辨率有所提高.我们的结果表明最显著的低速明显受到深大断裂(金沙江、丽江—宁蒗、安宁河、则木河、小江断裂带)的控制.Li等(2014b)通过收集接收函数分析结果，给出了中国大陆地壳厚度的分布.通过对比研究区地壳厚度(如图 9a)与中等周期(20～30 s)的相速度分布(图 8c，8d)，我们不难看出，中等周期尤其是30 s相速度分布图上速度高的地区对应着地壳厚度较薄地区(如华南块体，滇缅泰块体南部和印支块体南部)，速度低的地区则对应着地壳厚度较大的地区(如松潘—甘孜块体，大理—滇中地区).这表明中等周期(如20～30 s)的相速度分布与地壳厚度密切相关.
 | 图 9 (a)研究区地壳厚度分布图(Li et al.,2014b); (b)不同地质单元的频散曲线Fig. 9 (a) The distribution of the crustal thickness in the study region (From Li et al.,2014b); (b) The average dispersion curves beneath the different geology units |
然而，需要引起注意的是，小江断裂、松潘—甘孜块体等最显著的低速异常区(图 8c)与地壳最厚(图 9a)的地区并不一一对应，也就是说单凭地壳厚度不能解释显著低速出现的原因.前人通过研究(Wang et al.，2008；Bai et al.，2010；Yang et al.，2012；Li et al.，2014a)发现，上述两个地区的中、下地壳存在低速层.Royoden等(1997)用纯黏滞流变模型模拟青藏高原的演化过程，认为青藏高原东缘中下地壳存在一个厚15 km的黏性流动层，使下地壳和上地壳、上地幔岩石圈发生解耦，青藏高原物质沿此通道向东南方向流出.此处的低速层构成了通道流存在的重要深部环境.同样，研究区东北角最显著的高速区(图 8c)，并不与地壳最薄(图 9a)的地区对应，可能跟扬子块体中下地壳本身就比较稳定、坚硬、S波速度快有关(Zhou et al.，2012; Wang et al.，2014).
较长周期(如40~60 s)的相速度分布图(图 8e，8f)主要反映了上地幔顶部的S波速度的横向变化.滇西南地区整体上显示为大范围的低速，这与P波成像(Wang et al.，2003；Wei et al.，2012)和面波成像(Zhou et al.，2012)结果一致，但与Yang等(2010)噪声成像结果不相同，这可能与他们使用的台站和资料有限、分辨率不够有关.安宁河—则木河—小江断裂及红河断裂一带，呈现为低速，而楚雄—攀枝花开始有高速体出现，这与Wang等(2014)的结果一致，与他们不同的是本文高速体的覆盖范围没有那么大，这可能跟本文使用的台站更密集，分辨率更高有关.滇中、滇西地区普遍存在的低速反映了岩石圈地幔现今的活动状态.滇中、滇西地表热流(90 mW·m-2)为全球热流平均值(60 mW·m-2)的1.5倍(Wang，2012)，地幔热流值也高于全球大陆地区的地幔热流平均值，Moho面温度接近800 ℃，属中间过渡型地质区热结构(周真恒等，1997).一般而言，温度是影响S波传播速度的重要因素之一.这说明研究区较长周期的相速度分布可能与上地幔顶部热状态和构造活动(如岩浆作用)有关，暗示该地区上地幔顶部可能存在部分熔融(孙洁等，1989；林中洋等，1993；王椿镛等，2002).
红河断裂带南段在长周期(如60 s)相速度分布图上呈现为显著的低速，然而其热流值并不是特别高(Wang，2012)，暗示它作为切割印支块体与华南块体、扬子块体的边界，可能为超壳断裂(Wang et al.，2003；王夫运等，2014)，上地幔顶部部分熔融的物质通过红河断裂上涌，导致其周缘地区表现为明显的低速异常.另一个显著的低速区位于松潘—甘孜块体，除了与异常高的下地壳、上地幔温度有关，该低速可能还与其巨厚的地壳(厚度超过60 km)有关——对于较长周期(如40 s)能探测的深度而言，在其他地区已经进入上地幔顶部，而在松潘—甘孜块体还处于地壳之中.与中周期的相速度分布图(图 8c，8d)相比，较长周期南北地震带边界(105°)以东地区依然表现为高速，这与已有的结果(Zhou et al.，2012; Wang et al.，2014; Li et al.，2014a)一致，进一步揭示出了华南块体、扬子块体滇东部分地壳上地幔速度结构坚硬、稳定的特征.
川滇菱形块体是被走滑活动断裂围限的地区，前人依据区域新构造运动特征，认为川滇菱形块体存在着向东南方向的滑移现象，滑移速率约3~5 mm·a-1(阚荣举等，1983；Xu and Deng，1996).古地磁测量资料也表明，红河断裂带以西的滇西南地区新生代曾发生过大规模的顺时针转动，它们是青藏高原物质向东逃逸、受阻而转向东南方向滑移的应变响应(Avouac and Tapponnier，1993; Huang and Opdyke，1993; Xu and Deng，1996).对于川滇菱形块体及周缘边界断裂，除了局部地区显示为高速(如图 8a攀枝花和图 8e、8f楚雄—攀枝花一带)，在周期10~60 s整体上表现为明显的低速，揭示了川滇菱形块体构造运动活跃的特征.这与前人结果(Zhou et al.，2012; Wang et al.，2014; Li et al.，2014a)一致，但不支持张智等(2008)的结论.张智等(2008)认为，在地壳和上地幔顶部，川滇菱形块体内部与其外部相比，虽然存在局部的负异常，但总体上呈相对高速.
4.2.2 相速度分布与强震的关系为了探讨相速度分布与区内强震孕育的关系，我们收集了研究区内近50年来(1965—2014年)发生的震级大于6.0的地震(共60次)(图 8b).因短周期(如10 s)的相速度分布受浅表地质构造(沉积层)的影响较大，中周期(如20 s，30 s)的相速度分布与地壳厚度密切相关，长周期(如40 s，60 s)最敏感深度范围内(>50 km)发生的地震很少(不足10%)，均不适合用来讨论.而周期15 s的相速度分布受地表地质构造和地壳厚度的影响均较小，在最敏感深度范围内(9~33 km)发生的强震占大多数(60%)，因此将这些地震的震中标于周期15 s的图中(图 8b).地震活动性研究显示，绝大多数强震发生在川滇菱形块体内部及边界地区，而菱形块体外围的地震活动水平相对较低.从图 8b可以看出，绝大多数地震发生在低速区或高低速的陡变梯度带附近.前人在该地区得到了类似的规律(如黄忠贤等，2013；王琼和高原，2014)，这充分说明该区的强震活动与中上地壳速度结构的变化有直接关系.已有研究表明，地震活动集中分布在上地壳低速区内(Chen et al.，2001; Zhao et al.，1996; Zhao et al.，2000；李永华等，2014)，这些上地壳低速区可能与地壳高度破碎及断层/微裂隙中有流体存在有关.断层带流体的存在使得断层强度降低，促使断层进一步活动、破裂，从而发生地震.速度变化剧烈的地方往往是介质非均匀性和物性变化大的地方，在区域构造活动的作用下，这些相对脆弱的部位往往也容易积蓄能量导致破裂而发生地震.
4.2.3 不同块体的频散曲线特征为了对比研究不同地质构造单元的结构差异，在腾冲火山、印支块体、扬子块体滇中部分、扬子块体滇东部分、华南块体、松潘—甘孜块体内，分别提取节点(98.5°，25.0°)、(101.5°，22.5°)、(102.5°，25.5°)、(105.5°，28.0°)、(105.5°，23.5°)、(100.5°，28.5°)及其周围4个节点下方的纯路径频散，并分别求平均作为各地质单元的频散曲线(如图 9b).通过对比，我们不难看出，不同地质单元的频散曲线具有不同的速度特征.
与AK135大陆模型的频散曲线相比，扬子块体滇东部分频散曲线的速度特征按频率呈分段性：在小于15 s时，与AK135模型大致相当；15~40 s时，比AK135最多要低约0.1 km·s-1并在40 s趋于一致；大于40 s后，有逐渐高于AK135模型的趋势.这表明，扬子块体具有与全球平均大陆模型接近的上地壳速度结构，也揭示了其地壳厚度大于全球平均水平(35 km)、扬子块体滇东部分上地幔具有稳定的克拉通性质.与扬子块体滇东部分的相速度频散曲线相比，华南块体的相速度频散同样依频率呈分段性：小于15 s时，二者相速度较为接近；15~30 s时，华南块体的相速度要略高并在30 s趋于一致；大于30 s后，华南块体的相速度要略低(<0.1 km·s-1).这表明与扬子块体滇东部分相比，华南块体具有与之相近的上地壳速度结构、较之更薄的地壳、较活跃的上地幔结构.腾冲火山、印支块体、扬子块体滇中部分和松潘—甘孜块体下方的相速度频散比AK135模型、扬子块体滇东部分均要低很多，表明它们具有活跃的地壳上地幔结构.松潘—甘孜块体的相速度频散，在10~60 s一直为最低速，这也和相速度的二维分布图一致，跟该块体拥有巨厚的地壳有关.同属扬子块体，其滇中部分和滇东部分的频散曲线特征有很明显的差异，10~60 s滇中部分的相速度要比滇东低0.15~0.2 km·s-1，这可能和该区强烈的构造活动、高热流值(Wang，2012)有关.
腾冲火山是我国为数不多的几个晚第四纪火山群之一，已有300多年没有发生岩浆溢出或喷发现象，低P波和S波速度、低阻及火山地震的发生均说明腾冲火山内部存在岩浆活动(钱晓东和秦嘉政，2000；王椿镛等，2002；Lei et al.，2009)，仍然具有再度喷发的可能.与地球上大多数活动火山一样，腾冲火山位于移动板块之间的边界附近，属于板块边界火山，很多研究都发现在该区存在低速层，其分布范围是研究腾冲火山形成机理的关键.然而对于低速层的下延深度，目前还存有争议.Wang等(2003)根据P波成像结果，认为火山区上地壳(5~12 km)存在明显的低速区；Bai等(2001)利用大地电磁测深资料推测腾冲南部热海热田下方5~25 km存在低速区(可能是岩浆囊)；杨晓涛等(2011)通过P波层析成像认为腾冲火山低速区主要集中在10~20 km深度范围内，热流通道有可能通过腾冲断裂向地壳深部延伸；Lei等(2009)根据体波成像结果推断，腾冲火山区下方的低速起源于约400 km的上地幔.腾冲火山下方的频散曲线在10~60 s一直为较低的速度，尤其是到40 s以后，相速度随周期的变大增速明显放缓，至60 s比其他任何块体速度都低，暗示腾冲火山区下方的低速至少来自上地幔顶部(约100 km).
5 结论本文利用“中国地震科学探测台阵-南北地震带南段”项目325个流动宽频带台站的资料，在青藏高原东南部地区开展了高分辨率(约50 km)的面波层析成像，得到了该区周期10~60 s的瑞雷波相速度分布图，揭示了研究区地壳上地幔S波速度结构存在较明显的横向非均匀性.主要结论如下：
1)短周期(如10 s)的相速度分布主要受地表沉积层厚度的影响较大.绝大多数地震发生在周期15 s相速度图上的低速区或高低速的陡变梯度带附近，充分说明该区的强震活动与中上地壳速度结构的变化有直接关系.
2)中等周期(如20 s，30 s)的相速度分布主要与中下地壳速度结构、地壳厚度密切相关.单凭地壳厚度不能解释小江断裂、松潘—甘孜块体呈现的显著低速异常，可能暗示这两处的中、下地壳存在低速层.
3)较长周期(如40 s，60 s)的相速度分布主要与上地幔顶部热状态和构造活动(如岩浆作用)有关.滇西南地区表现为大范围的显著低速，可能暗示滇西南地区上地幔顶部存在部分熔融.红河断裂带在长周期(如60 s)相速度分布图上呈现为较明显的低速，暗示它作为切割印支块体与华南块体、扬子块体的边界，可能为超壳断裂.
4)绝大多数强震发生在川滇菱形块体内部及边界地区，而菱形块体外围的地震活动水平相对较低.在周期10~60 s除了局部地区显示为高速，整体上表现为明显的低速，揭示了川滇菱形块体构造运动活跃的特征.
5)不同地质单元的频散曲线具有不同的速度特征.腾冲火山、印支块体、扬子块体滇中部分和松潘—甘孜块体下方的相速度比AK135模型的均要低很多，表明它们具有活跃的地壳上地幔结构.腾冲火山下方的频散曲线在10~60 s一直为较低的速度，大于40 s后相速度随周期的变大增速明显放缓，至60 s比其他任何块体的相速度都低，暗示腾冲火山区下方的低速至少来自上地幔顶部(约100 km).
本文获得了对青藏高原东南部地区地壳上地幔结构的一些新认识，但为了更好地了解青藏高原东南部地区的深部动力学过程，还需开展进一步的研究.利用已掌握的群速度频散(Li et al.，2014a)和相速度频散资料，联合反演该区的三维剪切波速度结构，是下一步将要开展的工作.
致谢 感谢T. B. Yanovskaya教授为我们提供了面波层析成像程序.感谢中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供地震波形数据.
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