至今约55Ma前的印度板块与亚洲板块碰撞和俯冲，导致了青藏高原的快速隆升和缝合区内至少1500 km的地壳缩短，并在碰撞过程中形成了喜马拉雅构造带.构造带向东西两端延伸，形成了东构造结(Namchee Barwa)和西构造结(Nanga Parbat)，这两个构造结向北深入到欧亚板块内部(邓起东等，2014).而位于青藏高原东南缘的云南和四川地区受东构造结作用和扬子板块阻挡的影响，构造运动十分强烈，形成了不同的地壳形变特征，如川滇地区围绕东构造结作顺时针旋转和龙门山断裂带的强烈挤压(程佳等，2012；王苏等，2015)，并且形成了一系列北西至南北向弧形山脉和活动断裂(邓起东等，2014)(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原东南缘的地形、主要活动断裂(黑色线)、本文中用到宽频地震台(黑色三角)以及1900年以来6级以上地震分布 F1:东昆仑断裂带; F2:岷江断裂; F3:龙门山断裂带; F4:鲜水河断裂带; F5:安宁河断裂带; F6:则木河断裂带; F7:小江断裂带; F8:丽江—小金河断裂; F9:金沙江断裂带; F10:德钦—中甸断裂带; F11:红河断裂带; F12:无量山断裂; F13:澜沧江断裂; F14:南定河断裂; F15:怒江断裂; F16:瑞丽—龙陵断裂. Fig. 1 Shaded topographic map showing major active faults (black solid lines), broad-band seismic stations we used (black triangles) and earthquakes of MS≥6 since 1900 in the southeastern margin of Tibetan Plateau F1:East Kunlun fault; F2:Minjiang fault; F3:Longmenshan fault; F4:Xianshuihe fault; F5:Anninghe fault; F6:Zemuhe fault; F7:Xiaojiang fault; F8:Lijiang-Xiaojinhe fault; F9:Jinshajiang fault; F10:Dêqên-Zhongdian fault; F11:Redhe fault; F12:Wuliangshan fault; F13:Lancang River Fault; F14:Nandinghe fault; F15:Nujiang fault; F16:Ruili-Longling fault.

针对青藏高原地壳变形机制，下地壳流模式的研究(Royden et al., 1997；Clark and Royden, 2000)认为青藏高原中东部的下地壳软弱物质堆积造成了青藏高原东缘地区的下地壳增厚，并且大量的下地壳软弱物质流入了云南地区. Jin等(2019)分析密集GPS观测数据认为川滇菱形块体南部的变形机制主要是上下地壳解耦和下地壳流.由于基于下地壳流模式的数值模拟结果(Clark et al., 2005)能合理解释青藏高原边缘的异常地形和青藏高原东南缘内部块体不同的地壳运动特征，所以该模式被广泛认可.而“下地壳流”发生的首要条件是川滇地区的下地壳存在大规模的软弱层.所以该地区地下深部结构的研究对了解青藏高原的变形机制和动力学过程有重要意义.

许多学者利用地球物理资料对川滇地区地下深部结构开展了大量研究.如重力异常反演三维密度结构显示了该地区密度的横向不均匀性(楼海和王椿镛，2005；Lou et al., 2009；杨文采等，2015).层析成像(Xu et al., 2005；Zhang et al., 2012；Yao et al., 2008)结果均表明川滇地区壳幔存在低速层.但低速层的范围还不能确定.Zhang等(2012)和Yao等(2008)均认为低速区受断裂制约.Bai等(2010)通过大地电磁测深探测认为青藏高原东南缘并不存在大规模下地壳流.李建有等(2018)利用接收函数研究结果表明认为龙门山断裂带和安宁河—小江断裂带附近具有中高泊松比特性，与王椿镛等(2010)认识一致.Liu等(2014)利用接收函数和噪声联合反演川西地壳上地幔S波速度结构认为松潘—甘孜块体的地壳低速层速度值不低，不存在大范围的异常低速区，与王苏等(2015)利用接收函数Ps相的极性判断壳内低速层的结果较一致.而Liu等(2014)认为川滇菱形块体北部存在大范围低速层，这与王苏等(2015)的认识不太一致.不同的方法得到的低速层范围不一致，是否广泛存在下地壳流还没有明确定论.

在上述诸多方法中，目前接收函数是利用天然远震资料研究地壳及上地幔结构有效的地震学手段之一.接收函数包含震相的到时、幅度信息，到时信息对地壳厚度和波速比较为敏感，而幅度与界面的速度跃变、密度跃变等性质密切相关(Owens et al., 1984；Ammon et al., 1990；Julià，2007).由于接收函数上Moho面对应的P-S转换波和多次波到时较为容易提取，因此目前利用接收函到时信息是被广泛应用的一种研究地壳结构的方法(Zhu and Kanamori, 2000).而接收函数幅度信息准确提取较为困难，因此目前利用接收函数幅度信息进行地壳速度结构研究的工作开展较少.基于目前丰富的观测资料做保证，钱银苹和沈旭章(2017)提出了利用接收函数一次转换波和多次波确定Moho面速度和密度跃变的速度密度跃变(δβ，δρ)扫描叠加方法，并应用于青藏高原东北缘地壳结构的研究.

近年来，川滇地区的永久性台站数量增加，积累了大量高质量的远震数据，这些资料可以保证我们得到较为可靠准确的接收函数幅度信息.本文将利用接收函数幅度信息确定青藏高原东南缘Moho面的S波速度和密度两者跃变，并结合接收函在H-k叠加方法得到的地壳厚度和波速比，对该区域地壳性质进行探讨.

接收函数幅度主要与射线参数、界面上下的介质速度、密度有关(Owens et al., 1984；Ammon et al., 1990；Julià，2007).钱银苹和沈旭章(2017)根据反射透射理论(Aki and Richards, 2002)确立了接收函数幅度与反射透射系数的关系，并通过数值实验证明了P波速度跃变基本不影响一次波和多次波的幅度，P-S透射转次波幅度对于S波速度跃变较为敏感，多次波的幅度对于S波速度和密度跃变都比较敏感.因此可以联合一次波和多次波幅度确定Moho面的速度和密度跃变.钱银苹和沈旭章(2017)据此提出了利用远震接收函数P-S透射转换波与多次波幅度确定Moho面速度和密度跃变(δβ，δρ)的扫描叠加方法.

利用接收函数确定Moho面速度和密度跃变时(钱银苹和沈旭章, 2017)，类似H-k扫描叠加方法，设定δβ(Moho面上下的S波速度跃变，δβ=(β₂-β₁)/β₁)和δρ(Moho面上下的密度跃变，δρ=(ρ₂-ρ₁)/ρ₁)的变化范围(0~40%)和步长0.01%.在δβ和δρ组成的网格空间中，根据接收函数幅度与反射透射系数的关系计算实际接收函数所对应的射线参数的一次波和多次波震相幅度理论值A^syn.而实际接收函数震相幅度A^obs为一次波和多次波的到时(t_Ps，t_PpPs和t_PpSs)附近的最大值或最小值.misfit(δβ，δρ)表示不同射线参数的理论值和观测值的差别：

(1)

(1) 式中A₁、A₂和A₃为Ps、PpPs和PpSs+PsPs震相的幅度，Σ表示对大量不同射线参数的网格扫描进行叠加，w_i为Ps和PpPs和PpSs+PsPs的权重因子.对misfit(δβ, δρ)进行倒数后归一，当倒数接近1时，misfit(δβ, δρ)最小，δβ和δρ为最优值.定义误差范围≥0.99.

本文收集四川和云南固定台网的宽频带测震台站记录到的2007—2010年的地震资料，根据中国地震台网中心提供的地震目录，选取M5.0以上，震中距为40°~95°的远震波形. 图 2给出了研究中所用到的远震震中分布情况.对波形进行滤波、去均值、去线性趋势处理.截取P波到时前20 s、后120 s的波形数据，将截取后的N、E、Z分量波形旋转至R、T、Z分量.利用时间域反褶积方法(Ligorria and Ammon, 1999)，选取高斯滤波因子为2.5(对应信号宽带为1 s，适合于地壳结构研究)，分别计算P波的R向和Z向接收函数.为消除滤波因子影响，再利用Z向接收函数对R向接收函数归一化(Ammon et al., 1990；钱银萍和沈旭章，2017).

图 2

Fig. 2

图 2 本文收集地震事件分布图三角代表研究区域参考中心. Fig. 2 Locations of the earthquakes collected in this study The triangle present the study region center.

为提取接收函数一次波和多次波振幅的观测值，首先我们利用H-k叠加方法(Zhu and Kanamori, 2000)确定了每个台站下方的地壳厚度和波速比，根据厚度确定转换波和多次波的到时(t_Pms、t_PmpPs和t_PmpSs)，在t_Pms、t_PmpPs前后2 s范围内提取最大值，为Ps和PpPs的观测幅度，t_PmpSs前后2 s范围内提取最小值，为PpSs和PsPs的观测幅度.根据转换波和多次波震相清晰程度，确定转换波和多次波的权重.最后根据速度密度跃变(δβ，δρ)扫描叠加方法，计算台站下方Moho面速度与密度跃变.以位于四川盆地的西充台(XCO)为例，首先对记录到的远震波形数据进行接收函数计算，挑选了516条高质量接收函数，图 3a展示了接收函数按照震中距叠加之后排列的结果.利用H-k叠加方法得到台站下方地壳厚度和波速比分别为44.6 km，1.79(如图 3b)，该结果也和Li等(2014)综合多个接收函数方法得出的结果再加权平均获得的地壳厚度较一致.根据地壳厚度找到的转换波和多次波的到时如图 3a黑色虚线所示.由于PpSs+PsPs的震相不清晰，所以设定该震相的权重为0，Ps震相权重为0.6，PpPs权重为0.4.最后得到高斯滤波因子为2.5时，速度与密度跃变分别为15±1%和4±2%(图 3c).

图 3

Fig. 3

图 3 西充台(XCO)接收函数(a)，用H-k叠加方法获得地壳厚度和波速比(b)及台站下方Moho面速度-密度跃变(c) Fig. 3 (a) The receiver functions with alp=2.5 of GTA station; (b) The results from H-k stacking method; (c) The results from δβ-δρ scan stacking method

根据上述数据处理流程，对川滇地区台站的P波接收函数进行速度密度跃变(δβ，δρ)扫描叠加，去除一次波和多次波震相不清晰以及收敛不好的台站，最终得到87个台站的Moho面密度速度跃变值以及在计算过程中获得的台站下方地壳厚度、波速比.根据公式计算了地壳平均泊松比，表 1列出了每个台站所利用的观测接收函数数目、地壳厚度、泊松比、速度跃变和密度跃变.

表 1 (Table 1)

表 1 地震台站下方地壳厚度、泊松比和速度密度跃变 Table 1 The resulting values for crustal thickness, average Poisson′s ratios and velocity density contrasts across the Moho beneath stations 台站名 经度(°E) 纬度(°N) H(km) σ α=2.5 α=1 No. PRFs 速度阶变 δβ(%) 密度阶变 δρ(%) 速度阶变 δβ(%) 密度阶变 δρ(%) AXI 104.4 31.6 42.9 0.25 22±2 7±2 21±2 8±3 338 BTA 99.1 30.0 69.7 0.26 21±2 9±2 18±2 9±2 372 BZH 106.7 31.8 48.6 0.23 24±2 5±3 21±2 10±3 290 CD2 103.8 30.9 44.2 0.29 19±2 16±4 16±3 14±3 187 EMS 103.5 29.6 50.0 0.26 30±2 9±3 22±3 11±3 360 GZA 102.2 30.1 59.0 0.31 16±1 4±1 11±1 7±1 405 GZI 100.0 31.6 62.8 0.27 22±2 9±2 17±2 11±4 300 HLI 102.3 26.7 48.7 0.23 17±3 23±4 14±2 20±3 381 HMS 104.4 29.6 43.9 0.29 16±1 10±3 16±1 13±2 384 HWS 104.7 28.6 40.6 0.27 17±2 14±3 22±2 10±3 346 HYS 106.8 30.4 44.0 0.25 23±2 5±2 21±1 6±2 622 JLI 104.5 28.2 45.7 0.22 17±1 10±2 16±2 10±2 397 JLO 101.5 29.0 59.0 0.27 11±2 18±2 8±2 17±1 383 JMG 105.6 32.2 43.1 0.26 23±1 6±3 21±2 10±3 322 JYA 103.9 29.8 52.6 0.26 12±2 6±4 13±1 6±4 261 LBO 103.6 28.3 52.9 0.23 26±2 7±2 22±1 9±2 411 LGH 100.9 27.7 55.0 0.28 27±2 9±3 25±1 7±2 367 LTA 100.3 30.0 59.9 0.25 21±3 18±2 17±2 25±3 373 MBI 103.5 28.8 46.2 0.27 15±2 27±4 12±2 20±1 311 MDS 103.0 30.1 43.6 0.29 19±2 16±3 20±2 12±2 199 MEK 102.2 31.9 56.6 0.24 22±2 8±2 17±2 12±2 341 MGU 103.1 28.3 46.0 0.31 22±1 13±3 17±2 15±5 273 MLI 101.3 27.9 52.2 0.22 25±2 13±3 17±2 15±4 316 MNI 102.2 28.3 67.2 0.26 18±2 21±5 13±2 25±4 229 MXI 103.9 31.7 46.5 0.24 23±3 22±6 16±2 15±3 219 PGE 102.5 27.4 58.3 0.23 29±2 16±4 23±2 13±2 253 PWU 104.5 32.4 42.9 0.22 14±2 17±3 9±1 18±2 356 PZH 101.7 26.5 55.6 0.23 19±2 12±3 17±3 15±2 254 QCH 105.2 32.6 43.7 0.24 28±2 6±4 20±1 7±3 435 RTA 101.0 32.3 60.3 0.27 14±1 8±2 11±2 11±2 335 SMI 102.4 29.2 51.1 0.29 27±2 7±3 18±2 12±3 342 SMK 102.8 26.9 55.0 0.25 23±2 26±4 25±2 17±6 277 SPA 103.6 32.6 48.6 0.28 18±2 13±4 16±2 13±3 235 WCH 103.6 31.5 53.2 0.30 36±2 16±3 27±2 17±4 357 WMP 103.8 29.1 40.4 0.31 30±2 20±3 24±2 19±3 423 XCE 99.8 28.9 61.8 0.30 17±3 19±3 10±2 22±4 272 XCO 105.9 31.0 44.6 0.27 15±1 4±1 16±1 6±2 516 XHA 107.7 31.4 48.8 0.26 20±2 6±2 18±3 10±3 192 XJI 102.4 31.0 59.7 0.28 26±2 13±2 18±2 15±2 350 XSB 102.4 27.9 56.7 0.31 15±2 20±2 12±1 24±2 384 YGD 104.1 30.2 40.9 0.31 27±2 7±3 22±2 7±2 222 YJI 101.0 30.0 60.5 0.23 18±2 9±3 16±1 12±3 445 YYC 102.3 27.8 58.3 0.28 16±2 16±3 17±2 19±4 324 YYU 101.7 27.5 55.7 0.31 23±3 8±2 16±1 14±3 347 ZJG 104.7 31.8 40.7 0.26 20±2 7±2 21±1 9±2 326 ROC 105.4 29.4 39.0 0.27 17±2 12±2 15±1 15±2 341 CAY 99.3 23.1 34.1 0.25 33±2 11±2 24±1 14±3 339 CUX 101.5 25.0 49.3 0.22 21±2 11±3 14±2 18±2 351 DAY 101.3 25.7 48.2 0.22 15±2 17±3 15±2 16±4 190 DOC 103.2 26.1 45.8 0.32 31±2 10±4 18±2 13±4 187 EYA 99.9 26.1 48.0 0.25 35±3 10±4 28±3 14±3 214 FUN 105.6 23.6 36.1 0.22 26±1 11±3 25±2 15±3 243 GEJ 103.2 23.4 38.6 0.27 24±2 14±3 23±2 19±5 176 GOS 98.7 27.7 48.0 0.24 19±2 9±5 16±1 8±4 190 GYA 106.7 26.5 40.0 0.23 16±2 13±3 16±2 16±4 175 HEQ 100.2 26.5 51.9 0.27 25±2 11±5 24±3 14±5 247 HLT 102.7 25.1 45.4 0.25 14±2 9±2 14±1 11±3 302 HUP 101.2 26.6 56.6 0.24 20±2 6±2 18±2 7±3 327 JIG 100.7 23.5 38.0 0.19 21±3 14±3 21±2 22±4 289 JIP 103.2 22.8 37.4 0.24 25±2 9±2 24±1 10±4 298 JIS 102.8 23.7 40.0 0.23 22±2 16±2 17±2 20±4 185 LAC 99.9 22.6 35.4 0.23 27±1 13±5 25±2 11±5 386 LIC 100.1 23.9 36.6 0.25 22±2 13±2 24±2 12±4 293 LIJ 100.2 26.9 62.2 0.26 27±2 11±3 23±2 17±4 148 LOP 104.3 24.9 40.5 0.24 21±2 6±3 22±2 10±2 305 LUS 98.9 25.8 41.7 0.27 22±2 9±3 23±1 12±4 375 MAL 103.6 25.4 46.8 0.22 13±2 11±3 13±1 15±2 337 MEL 99.6 22.3 33.0 0.25 22±1 22±3 25±2 15±3 373 MIL 103.4 24.4 42.2 0.26 20±1 5±3 18±2 8±4 227 MIZ 98.42 25.1 35.7 0.31 - - - - 104 MLA 101.5 21.4 33.7 0.22 26±2 15±4 28±1 13±5 303 MLP 104.7 23.1 33.2 0.27 23±1 14±3 23±2 15±3 227 QKT 98.3 25.2 36.9 0.28 35±3 18±5 26±3 20±4 147 RHT 98.4 25.0 36.8 0.27 26±2 18±6 23±3 20±6 168 RST 98.4 24.9 37.6 0.25 32±2 14±5 26±3 20±6 75 SIM 101.0 22.8 34.8 0.27 27±2 12±3 29±2 11±3 285 TNC 98.5 25.0 33.0 0.35 不收敛 328 WAD 98.1 24.1 36.0 0.25 28±2 12±4 21±1 15±5 373 WES 104.3 23.4 38.0 0.24 20±2 12±2 18±2 19±3 276 XHT 98.5 24.7 35.9 0.27 29±2 11±3 19±3 20±4 156 XUW 104.1 26.1 47.7 0.22 21±1 13±5 15±1 17±3 299 YAJ 104.2 28.1 44.6 0.26 21±1 9±3 17±1 17±2 335 YIM 102.1 24.7 45.2 0.24 17±2 9±2 15±1 15±2 368 YOD 99.2 24.0 32.2 0.29 18±2 17±3 19±1 15±2 445 YOS 100.8 26.7 55.6 0.24 16±2 17±3 13±1 18±2 327 YUJ 102.0 23.6 38.0 0.23 27±1 12±3 21±1 14±4 237 YUL 99.4 25.9 44.1 0.29 14±1 14±2 17±1 16±3 310 YUM 101.9 25.7 44.5 0.26 17±1 9±3 14±1 15±3 337 ZOD 99.7 27.8 55.1 0.27 16±2 29±4 14±2 24±3 253 注：MIZ台站中的短线-，表示不收敛.

表 1 地震台站下方地壳厚度、泊松比和速度密度跃变 Table 1 The resulting values for crustal thickness, average Poisson′s ratios and velocity density contrasts across the Moho beneath stations

图 4为本研究得到的青藏高原东南缘地壳厚度(图 4a)和泊松比(图 4b)分布.结果表明研究区由南到北地壳厚度增加，变化剧烈，从永德、沧源、孟连地区的33 km左右增至巴塘地区的69.7 km左右，厚度变化了37 km.四川盆地地壳厚度较均匀，厚度39~49 km，平均44 km.龙门山东西两侧变化剧烈，地壳厚度从姑咱、小金地区的60 km左右减小到龙门山东侧的都江堰、雅安地区的40 km左右.川滇菱形块体以北纬26°为界，以北地区地壳厚度为55~60 km，以南地区厚度为40~50 km.红河断裂两侧厚度变化了5 km左右，Zhang等(2019)认为红河断裂左右两侧的地壳厚度差异指示了川滇菱形块体作为青藏高原的逃逸物质或引导逃逸方向.泊松比高值区主要分布在四川盆地西部、安宁河—则木河断裂、德钦—中甸断裂带以及腾冲火山地区.其中四川盆地西部、鲜水河断裂与龙门山断裂交汇处的姑咱地区和腾冲地区的泊松比达到了0.3以上，表明这些地区的地壳具有较多的铁镁质物质组分或内部熔融介质存在(Fountain and Christensen, 1989).

图 4

Fig. 4

图 4 青藏高原东南缘地壳厚度(a)及泊松比(b) Fig. 4 Crustal thickness (a) and Poisson′s ratio (b) distribution in southeastern Tibetan Plateau

图 5a和5b分别显示了川滇地区Moho面速度和密度跃变结果.可以看出速度跃变分布显示了较强的横向不均匀性，四川盆地(BZH、HYS、JMG、XCO、JYA、YGD、ROC)速度跃变在12%~27%之间，均值为20%.龙门山断裂附近(AXI、MDS、WCH、ZJG)速度跃变在19%~36%之间，均值24%.川滇菱形块体北部至安宁河则木河断裂(JLO、LTA、MLI、MNI、PGE、SMK、XCE、XSB、YJI、YYC、ZOD)均值19%左右.以攀枝花为中心的峨眉山玄武岩省内带(HLI、LGH、PZH、YYU、DAY、HUP、YUM)均值20%左右.腾冲地区30.5%.滇西南地区(CAY、JIG、JIP、LAC、LIC、SIM、WAD、YOD)速度跃变在18%~33%之间.松潘甘孜块体(GZI、MEK、RTA、SPA、XJI)速度跃变均值为20%.速度跃变高值台站集中在龙门山断裂西侧、四川盆地西南缘、腾冲地区以及滇西和滇南地块，特别是汶川台站，速度跃变为36%左右.川滇菱形块体大范围内并没有分布较高的速度跃变，高值限定在了丽江—小金河断裂、红河断裂和则木河断裂附近.峨眉山玄武岩省内带和四川盆地(除龙泉山断裂带外)为速度跃变低值区.

图 5

Fig. 5

图 5 用α=2.5接收函数得到的青藏高原东南缘Moho面速度跃变(a)和密度跃变(b) Fig. 5 Velocity contrasts (a) and the density contrasts (b) across the Moho beneath southeastern Tibetan Plateau by using receiving functions with α=2.5

研究区密度跃变同样也显示了较强的横向不均匀性，四川盆地(BZH、HYS、JMG、XCO、JYA、YGD、ROC)密度跃变在4%~12%之间，均值6.4%左右.龙门山断裂附近(AXI、MDS、WCH、ZJG)密度跃变在7%~16%之间，均值11.4%.川滇菱形块体北部至安宁河则木河断裂(JLO、LTA、MLI、MNI、PGE、SMK、XCE、XSB、YJI、YYC、ZOD)密度跃变9%~29%.均值18.8%左右.以攀枝花为中心的峨眉山玄武岩省内带(HLI、LGH、PZH、YYU、DAY、HUP、YUM)密度跃变6%~23%，均值12%.腾冲地区为11%~18%，均值15%左右.滇西南地区(CAY、JIG、JIP、LAC、LIC、SIM、WAD、YOD)为9%~17%，均值12.5%.松潘甘孜块体(GZI、MEK、RTA、SPA、XJI)均值10.2%.可以看出川滇菱形块体北部延伸至安宁河-则木河断裂附近密度跃变较高，四川盆地密度跃变较低.密度跃变高值区限定在龙门山断裂西侧、川滇菱形块体内部、四川盆地西南缘、安宁河则木河断裂以及腾冲火山附近.川滇菱形块体密度跃变在26°N线有明显的分界，26°N以北是密度跃变高值集中区，而26°N以南广泛分布低值区.

接收函数的一次转换波和多次波即包含到时信息又包含幅度信息.是研究地震台站下方地壳、上地幔间断面结构的有效方法.接收函数幅度主要是受入射角或射线参数、界面上下速度和密度变化影响(Owens et al., 1984；Ammom et al., 1990；Julià，2007).在已知射线参数的情况下，可以用幅度约束速度和密度跃变.研究表明(Julià，2007；钱银苹和沈旭章，2017)Ps幅度对δρ不敏感，而对δβ非常敏感，Ps转换震相幅度与δβ成比例；多次波PpPs和PpSs幅度对δβ和δρ都比较敏感，δβ和δρ对多次波振幅的贡献是一样的.而正因为δβ和δρ对多次波振幅有相同的贡献，所以来自Ps幅度的约束对于δρ与δβ的解耦至关重要(Julià，2007).因此，在多次波有其他震相干扰或者不清晰时可以忽略其中一个多次波振幅的信息，但不能忽略来自Ps震相的信息.并且因为Ps转换波较清晰，所以用它来约束的δβ较为稳定可靠.而多次波受Moho面界面性质影响，震相幅度干扰较大，有的台站多次波震相不清晰，由它们确定的δρ误差范围较大.所以在计算时会去除震相不清晰的台站，并应考虑各震相的权重.

为验证计算结果的可靠性，采用计算得出的地壳厚度和速度密度跃变模型，首先利用反射率法计算理论地震图(Ma et al., 2013)，再计算理论接收函数，与观测数据的接收函数作对比.同样以西充台为例，对于IASP91模型，更改地壳厚度为44.6 km，速度和密度跃变为15%、4%，模型如图 6a所示.根据更改的模型计算理论接收函数.并与观测的接收函数进行对比.对比前，因为表面速度不一致，所以利用Pp幅度做归一化.图 6展示了西充台震中距67°的理论接收函数与观测接收函数，两者的Ps震相和PpPs震相幅度较一致.

图 6

Fig. 6

图 6 一维速度密度模型(a)和XCO台理论和观测接收函数对比(b) Fig. 6 One-dimensional velocity density model (a) and comparison of theoretical and observational receiver functions of XCO station (b)

根据上述处理方法, 对LTA台和RST台做同样的数值实验，理论接收函数与实际观测接收函数如图 7所示.从对比图看出，两个台的理论接收函数与实际观测接收函数Ps震相幅度较一致，并且随δβ增加，幅度增大.而理论接收函数与实际观测接收函数多次波的幅度也有不同程度的对应，说明计算结果较为可靠，一定程度上也说明δβ、δρ扫描叠加方法能估算Moho面速度与密度跃变.

图 7

Fig. 7

图 7 LTA(a)和RST(b)台滤波因子为2.5的理论和观测接收函数对比 LTA理论模型：δβ=20%, δρ=20%; RST理论模型：δβ=29%, δρ=14%. Fig. 7 Comparison of theoretical and observational receiver functions with α=2.5 of LTA (a) and RST (b)

上述提及接收函数震相幅度尤其是多次波的幅度会受到Moho面界面性质影响，并且在滤波因子不同时，影响的大小也不一样.Julià(2007)经过数值实验认为当转换带厚度较小时，高频滤波因子和低频滤波因子的接收函数一次波和多次波的幅度相差都很小.当转换带厚度较大时，高频滤波因子接收函数的多次波幅度会减小.为对比高低频接收函数计算结果的差异，本文选取了低频接收函数(滤波因子为1)再次计算速度密度跃变，如图 8所示.低频滤波因子得到的速度密度跃变高低值分布与高频滤波因子结果大致相同，说明利用接收函数计算速度、密度跃变所得的结果较稳定.对比低频滤波因子和高频滤波因子的速度结果(表 1)，四川盆地两者差异较小，而龙门山西侧的松潘甘孜地块、安宁河则木河断裂、东川地区(差值最大为13)以及腾冲地区的差异较大.对比低频滤波因子和高频滤波因子的密度结果(表 1)，也显示四川盆地差异较小，而龙门山西侧的松潘甘孜地块、安宁河则木河断裂、东川地区以及腾冲地区(差值最大为9)的差异较大.据此，本文认为四川盆地下方的Moho界面厚度较小，而龙门山西侧的松潘甘孜地块、安宁河则木河断裂、东川地区以及腾冲地区Moho界面厚度较大，地下结构较复杂.

图 8

Fig. 8

图 8 青藏高原东南缘Moho面速度跃变(a)和密度跃变(b)(α=1) Fig. 8 Velocity contrasts (a) and the density contrasts (b) across the Moho beneath southeastern Tibetan Plateau by using receiving functions with α=1

四川盆地具有较高的泊松比，与许多研究得到结果一致(王椿镛等，2010)，人工地震测深的结果显示该地区具有较多的铁镁质成分(王椿镛等，2010).本文得到四川盆地密度跃变较低，下地壳与地幔密度差异较小，与前人结果一致(楼海等，2005；Lou et al., 2009).而速度跃变除龙泉山断裂外，也较低.认为总体来说该地区下地壳结构总体比较稳定.从金川—芦山—乐山地震探测剖面的结果也显示四川盆地的刚性特征强于松潘—甘孜块体的尺度至少延伸到上地幔上部.(王帅军等，2015).

松潘甘孜块体北部属于中低泊松比，应该与地壳内含有较多的二氧化硅有关.王椿镛等(2010)认为该地区不存在与下地壳流模型相容的环境.而松潘甘孜块体南部的姑咱地区泊松比达到了0.3，王椿镛等(2010)认为松潘—甘孜块体南部具有中-高泊松比，可能含有较高的铁镁质成分.并且姑咱地区密度速度跃变均处于较低水平，与四川盆地特征一致，本文也认为可能与该地区含有较高的铁镁质成分有关.

腾冲地区的Moho面速度与密度跃变值较高、壳幔差异较大.高家乙(2016)利用地震波走时与重力异常联合反演得到腾冲地区中、下地壳为低速、低密度区，这个结论与本文一致.而腾冲火山地区与四川盆地一样也具有较高的泊松比，一些台站甚至高于0.3(MIZ、TNC).推测该地区地壳内部局部存在部分熔融，与张龙等(2015)认识一致.此外，龙门山断裂西侧汶川地区、四川盆地西南缘的沐川地区、则木河断裂的石门坎至东川地区同样属于高泊松比地区，并且这三个地区的速度与密度跃变较大，与腾冲地区有高泊松比(泊松比大于0.3)、高密度速度跃变一致的特征，所以本文推测这三个地区地壳内部同样存在部分熔融.

以攀枝花为中心的峨眉山玄武岩省内带的地壳厚度在50 km左右.内带区域大部分台站具有速度、密度跃变较低的特征，并且该区域属于中、低泊松比.Chen等(2015)基于宽频带流动台阵远震接收函数分析，认为该区域的地壳底部存在一个厚度为15~20 km、宽度为150~180 km的镁铁质层，暗示了地幔柱的存在. 石磊等(2015)通过重力观测数据构建了攀西地区二维地壳密度结构，认为大姚—会东段下地壳底部存在密度较高的壳幔过渡层.徐涛等(2015)利用人工源宽角地震数据重建该地区地壳速度结构, 发现内带Moho面局部隆起、地壳呈现高速异常特征, 可能是二叠纪地幔柱活动引起的底侵作用及岩浆上侵的结果.高家乙(2016)研究认为该区的下地壳表现出相对高速、高密度特征，并没有明显低速异常的存在，而该区不同于腾冲地区的高泊松比特征可能与基性、超基性侵入岩有关.这些特征与本文所得的结果一致.

综上研究本文认为壳内存在熔融的地区为腾冲火山地区、龙门山断裂西侧汶川地区、沐川地区和石门坎至东川地区，大范围的壳幔解耦不存在.

本文利用接收函数H-k叠加方法获取了青藏高原东南缘的地壳厚度和泊松比.根据地壳厚度获得P波接收函数的一次波和多次波的到时信息，然后利用一次波和多次波的幅度信息确定Moho面速度和密度跃变扫描的方法研究青藏高原东南缘Moho面上下壳幔速度与密度差异.形成以下认识：

(1) 研究区由南到北地壳厚度逐渐增加，变化剧烈，从永德、沧源、孟连地区的33 km左右增至巴塘地区的69.7 km左右，厚度变化了37.5 km.四川盆地地壳厚度较均匀，厚度39~49 km，平均44 km.龙门山东西两侧地壳厚度变化剧烈.泊松比高值区主要分布在四川盆地西部、安宁河—则木河断裂、德钦—中甸断裂带以及腾冲火山地区.

(2) 龙门山断裂西侧、四川盆地西南缘的沐川地区、则木河断裂附近、腾冲火山地区为速度与密度跃变较大的区域.四川盆地(除龙泉山断裂外)和攀枝花为中心的峨眉山玄武岩省内带的大部分台站为速度与密度跃变较小的区域.

(3) 四川盆地和松潘甘孜块体南部的姑咱地区具有高泊松比、速度密度跃变较小特征.应该与这两个地区含有较多铁镁物质有关.腾冲地区、龙门山断裂西侧汶川地区、四川盆地西南缘的沐川地区以及则木河断裂的石门坎至东川地区同属于较高泊松比(泊松比大于0.3)、较大速度密度跃变，认为这些地区壳内存在部分熔融，大范围的壳幔解耦似乎不存在.