2016, Vol. 59
2. Department of Geology, University of Illinois at Urbana-Champaign, IL 61820, USA;
3. 中国地震局地震观测与地球物理成像重点实验室, 北京 100081;
4. 武汉大学测绘学院, 武汉 430079
2. Department of Geology, University of Illinois at Urbana-Champaign, IL 61820, USA;
3. Key Laboratory of Seismic Observation and Geophysical Imaging, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China;
4. School of Geodesy and Geomatics, Wuhan University, Wuhan 430079, China
青藏高原作为印度板块与欧亚板块碰撞的产物，经历了南北方向的缩短以及向东、东南和东北方向的生长(Molnar and Tapponnier，1975; Yin and Harrison，2000; Tapponnier et al.，2001).伴随着青藏高原的隆升以及增厚过程，来自印度板块的挤压作用也影响了青藏高原周围相邻地块的地质地貌及构造演化过程.对于青藏高原形变模式的解释，目前主流的理论包括三种：(1)刚性块体挤出模型，认为随着印度板块的挤压，青藏高原 沿几条近东西向断裂大规模向东挤出(Tapponnier and Molnar，1976; Tapponnier et al.，1982; Avouac and Tapponnier，1993)；(2)岩石圈连续变形模型，认为脆性变形主要存在于上地壳，在深部岩石圈表现为连续变形(England and Houseman，1986; Holt et al.，2000)；(3)中下地壳通道流模型，认为存在塑形流动的中下地壳(Royden et al.，1997; Shen et al.，2001).
作为青藏高原的边界地带，青藏高原东南缘经历了复杂的地质变形作用，新构造活动强烈，区内地震活动频繁，历史上发生了多次破坏性地震，是检验上述不同地质演化模型的理想地区.近年来众多学者围绕着青藏高原东南缘利用多种地球物理手段开展了大量的研究，包括GPS形变特征(Shen et al.，2000; Liang et al.，2013)、人工地震探深(Wang et al.，2007，2009; 徐涛等，2015)、近震P波成像(Wang et al.，2003; 吴建平等，2013)、远震P波成像(Huang and Zhao，2006)、Pn波成像(Liang et al.，2004; Liang and Song，2006; Xu and Song，2010)、SKS各向异性(常利军等，2006; 王椿镛等，2007)、噪声成像(Yao et al.，2006，2008; Yang et al.，2010)、天然地震面波成像(Li et al.，2014b)、接收函数(李永华等，2009; Xu et al.，2013)等等.然而，已有研究结果仍存在诸多的不一致和争议.如研究区中下地壳是否存在通道流，通道流分布的位置以及几何形态等.
塑形流动的地壳流对应了S波速度的低速体(LVZs)，因此研究S波速度结构对于了解青藏高原物质运动及形变模式有着重要的意义.面波和接收函数方法都被认为是获取地下介质S波速度结构的有效手段(Yao et al.，2008; 武岩等，2011; Yang et al.，2012; Li et al.，2013，2014a; 王兴臣等，2015).其中面波资料对介质的S波平均速度非常敏感，但对速度变化不太敏感，与之相反，接收函数对台站下方介质的界面变化非常敏感，但对S波绝对速度的约束较差(Ammon et al.，1990; Julià et al.，2000).接收函数与面波频散联合反演，可以充分利用二者在介质速度结构研究上的互补性这一特点，弥补各自存在的缺点，进而获得更为可靠的S波速度结构(Li et al.，2008; Shen et al.，2013; Xu et al.，2013; Sun et al.，2014; Bao et al.，2015b).
中国地震局开展的中国地震科学台阵探测项目，在青藏高原东南缘相关区域布设了350套密集分布的宽频带流动数字地震观测台站(图 1)，为研究区地壳上地幔结构研究提供了可靠的数据保障.本研究利用该台阵记录的地震波形资料，采用接收函数与面波频散联合反演的方法获取了该区的S波速度结构，并对其地质含义进行了探讨.
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图 1 (a)研究区地形与地质构造.黑色实线表示区内主要断裂，白色圆点代表峨眉山大火成岩省内带、中带和外带的分布边界，白色三角表示腾冲火山，蓝色箭头为相对于稳定欧亚板块的地壳运动.(b)流动地震台站分布图. 黑色三角代表地震台站，红色三角为图 4例子对应的台站，红色实线表示图 8剖面的位置. SC: 四川盆地，YZ: 扬子块体，IC: 印支块体，CXB:川西北次级地块，DZ: 滇中次级块体，XJF: 小江断裂，ANHF: 安宁河断裂，RRF: 红河断裂，LJF: 丽江断裂 Fig. 1 (a)The topography and geological setting in the study region. The black solid lines represent main faults，the white dots outline the boundaries between the inner，intermediate and outer zones of Emeishan Large Igneous Province(ELIP)，the white triangle denotes the location of Tengchong volcano，the blue arrows mark crust motion relative to the stable Eurasia block.(b)Location of the temporary seismic array. The black triangles represent the seismic stations，the red triangles mark the stations plotted in Fig. 4，the red solid line denotes the location of the cross section in Fig. 8. SC: Sichuan Basin，YZ: Yangtze Block，IC: Indo-China Block，CXB:Chuanxibei Block，DZ: Dianzhong Block，XJF: Xiaojiang Fault，ANHF: Anninghe Fault，RRF: Red River Fault，LJF: Lijiang Fault |
本文的研究区域(21°N—30°N，98°E—108°E)位于南北地震带的南段，是华南板块、印度板块和青藏高原等多个块体的交汇处，区内构造活动复杂，断裂众多.主要的断裂包括小江断裂、红河断裂、丽江断裂、安宁河断裂等多条重要的断裂，此外还包含了扬子块体、四川盆地、川滇菱形块体在内的多个地质构造.
峨眉山大火成岩省(Emeishan Large Igneous Province，ELIP)形成于~260Ma左右(Shellnutt et al.，2008)，是中国境内唯一被国际科学界认可的大火成岩省(Chung and Jahn，1995;徐义刚和钟孙霖，2001)，受到了国内外学者的广泛关注与研究.峨眉山玄武岩呈一南北向的菱形分布在研究区域内，自西向东可以分为内带、中带、外带和边缘连续沉积带.其中内带为一直径400 km的圆形区域，包括云南大理、四川盐边、米易一带，而中带为一宽300 km的弧形环带，包括云南东部和四川西南部(何斌等，2003).
峨眉山大火成岩省与地幔柱的活动是否有关还存在争议，许多学者通过喷发前上千米的地壳隆升、上扬子西缘茅口灰岩的差异剥蚀以及存在苦橄榄岩等不同证据论证了大火成岩省的形成与古地幔柱的活动存在关系(张招崇和王福生，2002; He et al.，2003; 何斌等，2003; Xu et al.，2004).
本文利用大范围高密度地震台阵的观测数据，对面波频散与接收函数数据进行联合反演，获取高分辨率的研究结果，试图揭示相关区域的深部构造环境特征，探讨青藏高原物质运动及其与区内地质构造之间的关系.
3 数据 3.1 接收函数本研究收集了中国地震科学台阵探测项目一期在青藏高原东南缘地区所布设的350套流动地震观测台站在2011年06月到2013年06月期间观测到的远震波形记录.
我们从台阵布设期间的远震记录中选取了震中距在30°～90°范围内，震级大于5.5级的远震事件.从中进一步挑选出具有清晰震相记录的554个地震事件，图 2给出了研究中所用到地震事件的震中位置分布情况.通过在时间域内进行反褶积计算，提取得到接收函数(Zhu et al.，2000).对于每个台站，我们将接收函数以射线参数进行排列，分别在射线参数值0.04，0.05，0.06，0.07附近挑选4个具有清晰Ps转换波的接收函数波形作为联合反演的数据.我们在研究接收函数波形情况时发现，研究区域西北部台站的接收函数有较大的Ps转换波走时，表明台站下方存在较厚的地壳.但是这些接收函数往往不存在一致性较好的多次反射波，因此我们只选取前15 s波形进行反演，虽然这可能减弱较厚地壳地区多次波的约束信息，但避免了手动挑选接收函数的后续波形，为反演引入人为干扰.
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图 2 接收函数研究中所用远震事件的震中分布 Fig. 2 Epicentral distribution of teleseismic events for receiver functions used in this study |
本研究的联合反演中使用了Rayleigh波群速度和相速度频散数据，该频散资料同样使用了中国地震科学台阵探测项目一期台阵记录的远震波形数据，采用双台法提取10~70 s Rayleigh波群速度和相速度频散曲线，其中Rayleigh波群速度频散曲线超过3000条，相速度频散曲线超过3500条，最终反演获得了青藏高原东南缘分辨率高达0.5°×0.5°群速度和相速度的分布(Li et al.，2014b; 潘佳铁等，2015).我们从中提取了各个台站对应的不同周期的群速度和相速度值，作为联合反演的面波频散数据.
4 反演方法本文的反演程序基于Xu等(2013)提出的全局搜索方法进行修改.该方法所使用的NA算法(Neighborhood Algorithm)(Sambridge，1999)是一种非线性反演算法，通过对模型参数空间内的参数在一定的取值范围内进行搜索，计算每次搜索到参数对应的失配值(misfit).本文的NA搜索基本步骤为：
(1) 在整个参数空间中均匀产生一组200个初始模型；
(2) 分别计算最新生成的一组模型对应的失配值，从中选取失配值最低的5个模型；
(3) 对于选择的5个失配值最低的模型，分别在每一个Voronoi单元中，均匀随机游动产生20个新模型，总共100个新模型；
(4) 利用这100个新生成的模型返回步骤(2)重新计算.
我们将反演过程分成两步.第一步，单独反演面波频散数据得到一个较为简单的模型; 第二步，联合反演面波频散和接收函数数据得到最终的速度模型.为了减少反演所需的参数数量，节约反演时间，同时得到一个相对较为平滑的模型，引入B样条曲线来描述地下介质的S波速度结构.
在单独反演面波频散数据时，用一组15个控制点的B样条曲线来表示地下150 km以内介质的S波速度结构.反演过程中，将每次搜索的样条曲线转换成5 km层厚的分层速度模型，根据该分层速度模型正演面波频散结果，并由公式(1)计算失配值，通过NA算法在整个参数空间内进行500次迭代搜索最优解.
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(1) |
式中，失配值的计算可以表示成三部分.根据每次搜索的模型进行正演运算得到对应的面波频散，将其与实际面波频散比较，表示对面波频散数据的拟合程度，作为失配值的第一部分.同时，为了加强对深部S波速度的约束，我们在95~150 km深度上引入Bao等(2015a)通过1316个地震台站提取10~140 s Rayleigh波群速度和相速度频散反演获得的中国大陆岩石圈S波速度结构作为参考模型.在此深度范围内，将搜索的速度模型与参考模型进行比较，作为失配值的第二部分.另外，为了使最终获取的模型较为平滑，减少相邻层间S波速度值的跳跃，根据Laplacian算子计算模型的平滑程度，作为失配值的第三部分.将每一部分给以不同的权重相加得到总的失配值，进行NA搜索.
在联合反演面波频散和接收函数数据时，我们将台站下方的S波速度结构分为3部分(图 3)，分别表示沉积层、地壳、150 km以上的上地幔.对于这3部分，分别用3个控制点、9个控制点、9个控制点的B样条曲线来表示S波速度结构.另外，包括沉积层厚度以及地壳厚度2个参数，整个反演一共有23个参数.反演过程中，将每次搜索的样条曲线转换成分层速度模型.其中，沉积层部分层厚0.1 km，地壳以及地幔顶部30 km部分层厚2 km，其余上地幔部分层厚5 km.根据该层状速度模型分别正演面波频散及接收函数结果，并由公式(2)计算失配值，通过NA算法在整个参数空间进行800次迭代搜索最优解.
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(2) |
式(2)与式(1)相比，多了一项用来表示接收函数的拟合程度.根据每次搜索的模型进行正演运算得到对应的面波频散与接收函数，将其与实际面波频散与接收函数波形比较.对面波频散和接收函数部分分别给以不同的权重，与其他两项相加得到总的失配值，进行NA搜索.本文联合反演过程中，四个权重参数的选取分别为1.0，0.25，1.0，0.3.从最终总失配值来看，30%的失配值来自于面波频散，60%的失配值来自于接收函数，剩余10%的失配值来自于模型及平滑约束.为了加快反演速度，我们将搜索模型与第一步单独反演面波频散所得到的初始模型进行比较，如果任一层内S波速度差超过0.5 km·s-1，则给该组模型一个很大的失配值，不进行后续的正演运算，节约计算时间.第二步联合反演过程一共进行800次迭代，得到80200组模型，从这些模型中选取失配值最低的结果作为最终的S波速度模型.
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图 3 联合反演中使用的23个参数 Fig. 3 23 model parameters used in the joint inversion |
根据前面介绍的联合反演方法对研究区域内各个台站的数据进行逐个反演，使用NA搜索得到失配值最低的S波速度模型，图 4给出了4515台站、53064台站的联合反演结果作为示例.最后，通过表面曲率连续的网格插值算法获得了整个研究区内地壳厚度、沉积层厚度和地壳上地幔S波速度模型.
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图 4 利用面波频散和接收函数联合反演4515(a)，53064(b)台站下方S波速度结构. 对于每个台站，左侧小图中红色实线为失配值最低的S波速度结构，黑色背景为200组次优解. 右上角小图黑色实线表示真实的接收函数，红色虚线为正演的接收函数.右下角小图黑色三角表示真实的面波频散数据，红色实线为正演的面波频散曲线 Fig. 4 Joint inversion results with surface wave dispersion and receiver functions under station 4515(a)and station 53064(b). For each station，the red solid line in the left figure represents the best Vs model with smallest misfit value while the black background for the best 200 models. The black solid lines in top right figure represent real receiver function data and the red dashed lines denote predicted receiver functions. The black triangles in bottom right figure represent real surface wave dispersion data and the red solid lines denote predicted surface wave dispersion |
从地壳厚度的分布情况来看(图 5a)，研究区地壳厚度有着强烈的横向变化.从西北往东南方向地壳厚度逐渐变薄.在研究区西北的川西北次级块体，最厚的地壳厚度超过了60 km，而东部扬子块体地壳厚度相对较薄，最薄的地方地壳厚度不到30 km.地壳厚度与地表地形有较好的相关性，也与此前一些学者利用人工地震、接收函数H-κ方法获取的地壳厚度分布情况相一致(邓阳凡等，2011; Li et al.，2014a; 王兴臣等，2015).
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图 5 联合反演获得的地壳厚度(a)、沉积层厚度(b)分布图，黑色实线代表区内主要断裂，黑色三角表示腾冲火山 Fig. 5 Map of crustal thickness(a)and sediment thickness(b)from joint inversion. The black solid lines represent the main faults in study region and the black triangle denotes the location of Tengchong volcano |
从沉积层厚度的分布情况来看(图 5b)，反演得到沉积层厚度与研究区内的沉积盆地的分布具有较好的一致性.区内主要的沉积盆地包括四川盆地、楚雄盆地以及思茅盆地.其中，四川盆地沉积层的厚度较大，而楚雄盆地及思茅盆地的沉积层厚度相对较小.此外，在腾冲附近也存在有一定范围的沉积层分布.
从地壳及上地幔S波速度结构来看(图 6)，各层的速度结构呈现出一定的规律，与区内断裂及其他地质构造分布有一定的相关性.具体表现为：
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图 6 10 km(a)、20 km(b)、30 km(c)、45 km(d)、70 km(e)、100 km(f)S波速度模型深度水平切片，黑色实线代表区内主要断裂，黑色三角表示腾冲火山 Fig. 6 Horizontal slices of the Vs model at depths of 10 km(a)，20 km(b)，30 km(c)，45 km(d)，70 km(e)，100 km(f). The black solid lines represent the main faults in study region and the black triangle denotes the location of Tengchong volcano |
(1) 10 km深度的水平速度切片显示，在扬子块体及四川盆地下方部分区域S波速度表现为高速异常，在滇中次级块体内部也有相对较高的S波速度，红河断裂两侧则为低速异常.
(2) 20 km深度的水平速度切片显示，壳内低速带的分布与构造分布呈现一致性.在四川盆地及扬子块体下方有着S波高速异常分布，而在川西北次级块体以及小江断裂下方，则有着较为明显的S波低速异常.两条主要的低速体被中间滇中次级块体所隔开.
(3) 30 km深度的水平速度切片显示，在此深度内S波速度分布的大体特征与20 km深度基本一致.在川滇块体、小江断裂以及腾冲火山下方分布有低速异常.
(4) 45 km深度的水平速度切片显示，研究区内的扬子块体和四川盆地已经开始进入地幔部分，有着相对较高的S波速度，而川滇块体北部区域还处于地壳部分，S波波速较低.
(5) 70 km深度的水平速度切片显示，红河断裂以西区域的印支块体有着较低的S波速度分布，而扬子块体下方则表现为高速异常.
(6) 100 km深度的水平速度切片显示，研究区域内S波速度以26°N为界，表现出明显的速度差异.在26°N以南区域，S波速度表现为低速异常，而在北部则主要为高速异常.
6 讨论 6.1 与前人研究结果比较在相近的研究区域内，此前有其他学者同样利用面波频散和接收函数方法进行联合反演.如Sun等(2014)在研究区内一条测线的联合反演结果中观测到中下地壳内存在两个低速体，Bao等(2015b)则通过加入更多台站的接收函数数据，反演获取到了两个壳内低速体的分布范围.我们使用的地震数据和方法与Bao等(2015b)存在不同.在接收函数数据方面，Bao等(2015b)通过将同一台站的所有接收函数进行叠加，使用叠加后的接收函数进行反演.由于接收函数的Ps转换波及其他多次波与震中距直接相关，不考虑震中距直接叠加获得的平均值可能并不能真实反映台站下方介质的速度结构.本文通过选择4个具有不同射线参数的接收函数进行反演，权衡了保留接收函数原始信息及反演运算速度两个因素.在面波频散数据方面，Bao等(2015b)通过中国大陆地震台站提取的Rayleigh波群速度和相速度作为面波频散资料，而本文使用的面波频散为研究区域内超过300个流动地震台站提取到的，台站分布更密，在短周期部分具有更高的分辨率.这些都保证了本文反演结果的可靠性.另外，在反演方法上，本文通过选择NA搜索算法进行非线性反演，减少了对初始模型的依赖.在模型的设置上，使用样条曲线来表示包括沉积层、地壳及上地幔的速度结构，减少了反演所需的参数.但我们也必须认识到，样条曲线在加快效率的同时也可能带入了某些接收函数与面波频散数据本身所不存在的非客观约束.例如较难拟合接收函数的高频成分，造成垂向分辨能力的减弱.作为取舍，我们在地壳中设置了12个控制点的样条曲线，以期在保证反演速度的同时，尽可能避免垂向分辨能力的损失.
本文联合反演的结果与前人结果大体一致.在我们获取到的S波速度结构上同样可以观测到呈条带状分布的两个低速体，但是低速体的具体形态以及位置与Bao等(2015b)的结果存在一定的差异.例如在Bao等(2015b)的水平切面图上显示，两条低速体在中地壳范围内(~20 km)贯穿了整个研究区域.而本文的研究结果表明两条低速体分布范围有限，从北向南只延伸到24°N左右.在腾冲火山下方以及研究区域南部虽然同样存在一些低速体的分布，但是这些低速体与两条主要的低速体并不连续.这种结果上的差异可能与我们采用了更高分辨率的面波频散资料有关.
6.2 壳内低速体的位置与形态我们分别沿不同的纬度做了6条垂直剖面(图 7)来探讨研究区内壳内低速体与构造之间的关系.结果显示，在不同剖面上都能观测到壳内低速体的存在.在研究区域内，由北向南呈条带状分布有两条主要的低速体，这两条低速体主要分布在中下地壳内.其中西低速体从川西北次级块体向南延伸至滇中次级块体，东低速体则主要沿小江断裂分布，向南延伸到24°N左右.另外，在腾冲火山下方以及研究区域南部地壳中同样分布有一定的低速体，但这些低速体分布较为离散.两条主要的低速体在其他学者的相关研究中也都有体现(Yao et al.，2008; Yang et al.，2012; Xie et al.，2013; Chen et al.，2014; Bao et al.，2015b).从我们获得的S波速度结构上看，位于川西北次级块体的西低速体由北向南在部分区域穿过了丽江断裂到达滇中次级块体下方，这一特征与Liu等(2014)利用川西流动地震台阵观测数据进行噪声与接收函数的联合反演结果较为一致.而东低速体则主要沿小江断裂分布，其北部及东部为坚硬的四川盆地和扬子块体.
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图 7 沿不同纬度S波速度模型垂直切片 红色虚线代表地壳厚度，上方为切片所对应的地表地形. Fig. 7 Cross sections of Vs model along different latitude The red dashed lines represent the crustal thickness，the topography is shown above each profile. |
Royden等(1997)提出的青藏高原中下地壳通道流模型认为在青藏高原东缘存在一个黏性流动层，高原物质沿此通道流出.前人的研究结果显示，在研究区域S波低速体位置存在其他地球物理性质的异常，如高电导率(Bai et al.，2010)、低Q值(Zhao et al.，2013)、高VP/VS波速比(Sun et al.，2014)、高热流值(Hu et al.，2000)等，这些证据在一定程度上支持了通道流的理论.Bai等(2010)通过大地电磁的观测资料，发现青藏高原内有两条高导异常带，认为在青藏高原东南缘可能存在两条中下地壳的弱物质流，该推测也得到了最近一些研究结果的支持(Sun et al.，2014; Bao et al.，2015b).从我们获得的S波速度结构上看，在与Bai等(2010)测线重合的小江断裂下方同样观测到低速体的分布，但是具体位置跟Bai等(2010)所推测的通道存在差异.如Bai等(2010)推测的通道B主要沿鲜水河断裂和小江断裂分布，经松潘—甘孜块体向南穿过滇中次级块体.但是我们的研究显示在中下地壳内有两条主要的低速体，他们彼此之间似乎并不相连，位于小江断裂下方的东低速体与位于川滇块体下方的西低速体被四川盆地及滇中次级块体下方的高速构造所隔开，这一结果与Chen等(2014)背景噪声成像的结果相吻合.Zhao等(2013)对青藏高原地区Lg波衰减成像的研究同样显示，与青藏高原周边区域主要呈现高Q值的衰减特征不同，在云贵高原存在一个较为孤立的低Q值分布.这表明如果在研究区域内确实存在中下地壳物质流通道，其具体位置与形态可能与之前研究所推测的有所不同.此外，从VP/VS波速比的情况来看，在小江断裂南段区域似乎并不存在一个较高的VP/VS值(徐强等，2009)，而VP/VS所对应的泊松比是判断物质是否熔融或部分熔融的关键参数(王椿镛等，2010).Xie等(2013)的研究结果同样认为青藏高原只在松潘—甘孜块体北部、川滇块体北部及羌塘块体的部分区域内较可能存在部分熔融，其中川滇块体的北部与我们研究结果中西低速体较为吻合，但是小江断裂下方的东低速体似乎缺少发生部分熔融的条件.这些地球物理结果上的差异及不一致可能说明青藏高原东南缘下方的低速体不仅在位置与形态上较为复杂，其变形演化机制及物理特征同样存在进一步研究的空间.
6.3 峨眉山大火成岩省高速异常已有的多种地球物理研究结果表明，在峨眉山大火成岩省内带下方存在较为明显的高速异常.如新的P波走时成像结果(吴建平等，2013; 杨婷等，2014)显示，在与内带范围相接近的攀枝花区域地壳中分布有高速异常，该高速异常在不同的深度范围都可以观测到，一直延伸到中下地壳.人工地震测线的结果同样显示攀枝花附近存在明显较高的平均地壳P波速度，下地壳有着局部的高速异常(熊绍柏等，1993; 徐涛等，2015).Deng等(2014)通过研究峨眉山大火成岩省区域的重力异常分布，发现扣除沉积层等影响后，内带相对中带和外带有着较高的重力异常值(+150 mGal)，从内带区域往外异常值逐渐减小，表明内带范围内有着较高的密度.
为了探讨联合反演得到的S波速度结构与峨眉山大火成岩省之间的关系，我们在20 km深度S波速度水平切片图上给出了峨眉山大火成岩省内带、中带以及外带的分布范围.可以看出，在峨眉山大火成岩省内带范围内S波速度相对周边区域速度较高，其周围分布有明显的低速异常，S波速度分布与大火成岩省内带边界位置有着很好的一致性.同时，我们选取了一条横跨峨眉山大火成岩省的剖面(图 8)，给出联合反演获得的剖面下方S波速度结构.该剖面的结果显示，在中上地壳(10~ 25 km)深度，峨眉山大火成岩省内带下方S波速度相对较高，到了30 km深度，内带区域开始表现为一定的低速异常.这与熊绍柏等(1993)在丽江—永胜—攀枝花—者海剖面的人工地震测线结果相一致，其结果表明在27~38 km深度内存在一个厚约9 km的低速层.在峨眉山大火成岩省内带的边界区域，位于小江断裂与丽江断裂下方同样分布有较为明显的S波低速体.我们推测峨眉山大火成岩省喷发过程中有部分基性超基性物质残留在地壳内部，这些高速物质隔断了中地壳内低速体的分布.与前人的P波成像结果大约6.4 km·s-1的P波高速异常不同，在S波速度结构上峨眉山大火成岩省内带区域的S波速度值并不高.从接收函数H-κ方法获得的结果来看，在内带区域存在一个较高的VP/VS波速比，而扬子板块VP/VS值相对较低(徐强等，2009; Sun等，2014).我们推测该地区存在较高的VP/VS波速比导致了P波速度值与S波速度值的差异.
关于下地壳存在的P波高速异常，之前的学者探讨了其与二叠纪时期的地幔柱底侵活动间的关系，认为峨眉山大火成岩省的内带对应于地幔柱柱头位置，内带地幔柱活动使得部分基性超基性幔源物质侵入地壳，从而产生了高速异常(Xu et al.，2004; 吴建平等，2013; 徐涛等，2015).需要注意的是，与多数P波成像结果不同，本文的S波速度结果表明该高速异常主要出现在中上地壳深度范围，而在下地壳范围的高速异常并不明显，这一结果与其他学者获取的S波速度结果相一致(Sun et al.，2014; Bao et al.，2015b)，部分P波成像结果也有着类似的特征(Xu et al.，2010).关于峨眉山大火成岩省内带范围内多种成像结果显示高速异常分布范围的这种差异，可能需要做进一步的研究.
6.4 研究区深部地幔结构在100 km深度的水平切片上显示S波速度以26°N为界，南北部表现出不同的速度分布情况.在26°N以北区域，S波速度主要表现为高速异常，而在26°N以南区域，S波速度表现为低速异常.
从GPS观测结果来看，相对于稳定的欧亚板块，青藏高原东南缘地壳物质围绕着东喜马拉雅构造结顺时针旋转流动.小江断裂以西区域，GPS观测到的速度矢量从川滇块体的东南向，向南逐渐过渡到南北向并在云南西南部转为西南方向运动(图 1).
SKS各向异性的研究结果表明，在研究区域北部，SKS分裂快波方向主要表现为北东向，与GPS观测到上地壳运动方向基本一致.但在研究区域南部，SKS分裂快波方向为近东西向，垂直于GPS观测到上地壳运动方向(常利军等，2006; 王椿镛等，2007).面波各向异性的结果同样显示，在26°N以南的区域长周期面波快波方向与地壳内的快波方向发生明显改变，可能意味着壳幔变形在26°N以南是解耦的，从耦合到解耦的过渡区范围在26°N—27°N之间(鲁来玉等，2014).
由于GPS观测结果代表了上地壳形变特征，而SKS分裂主要反映了上地幔各向异性.在研究区域南部，GPS观测结果和SKS分裂快波方向结果的不同，说明了脆性上地壳与深部岩石圈运动特征并不相同.结合S波速度结构，我们推测研究区域南部存在的低速体易于壳幔的变形解耦.在研究区北部，青藏高原物质受龙门山断裂带以东坚硬四川盆地的阻挡向南逃逸，脆性上地壳及深部岩石圈上地幔同时向南运动.而在研究区域南部，脆性上地壳的运动依然表现为南北方向，而地幔部分受到印度板块向东俯冲的作用，运动方向主要为东西向.
7 结论本文利用中国地震局中国地震科学台阵探测项目一期在青藏高原东南缘地区所布设的350个宽频带数字地震台站记录到的地震波形资料，联合反演面波频散与接收函数数据得到了青藏高原东南缘地壳及上地幔高分辨率S波速度结构成像结果.
本文的结果显示，研究区地壳厚度有着强烈的横向变化，从西北往东南方向地壳厚度逐渐变薄，与地表地形有较好的相关性.而反演获得的沉积层厚度与研究区内沉积盆地的分布相一致，在四川盆地、楚雄盆地及思茅盆地下方有着较厚的沉积层分布.
S波速度结构模型显示，在研究区域内由北向南呈条带状分布有两条主要的壳内低速体，这两条低速体主要分布在中下地壳内.其中一条低速体从川西北次级块体向南延伸，在丽江断裂的南段穿过断裂到达滇中次级块体下方.而另外一条低速体则主要沿小江断裂分布，向南延伸到24°N左右.结合前人研究结果，我们认为青藏高原东南缘下方的低速体有着复杂的分布形态，其变形演化机制及物理特征需要做进一步的研究.
在中地壳，低速体的分布被峨眉山大火成岩省内带所隔开，这可能是由于峨眉山大火成岩省喷发过程中残留在地壳中的高速物质对青藏高原物质流动起了阻挡的作用.而在更深的上地幔部分，以26°N为界，南北部分表现出较为不同的S波速度分布.结合GPS、面波各向异性及SKS分裂的结果，我们推测研究区域南部存在的低速体易于壳幔的变形解耦.
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