云南地区位于青藏高原的东南缘，处于印度板块向北对欧亚板块的正面碰撞推挤，以及侧面剪切区域，构造十分复杂，深大断裂发育，地壳较为破碎.正是这一特殊的构造背景，使得该地区地震活动十分频繁.另外，由于印度板块与欧亚板块的相互作用，青藏高原的岩石圈物质有可能流向该区域^[1~3]，如果青藏高原的岩石圈物质确实发生东向流动，那么这里是物质挤出的必经通道，该区地壳上地幔结构中应当蕴含着岩石圈物质东向流动的地球物理证据.已有的研究^[4]表明，滇西造山带地壳、上地幔岩石层和软流层的构造变形和运动学特征是不同的，强震多发地区的浅部、深部应具备何种构造形式?软流层上涌以及岩浆侵入在青藏高原侧向逃逸过程中起到何种作用?这些问题均需从深部构造中寻求答案.

过去30年里，人们利用人工爆破或天然地震调查该区的壳幔速度结构，建立了几千公里长的人工测深剖面^[5~10];人们还利用不同的方法重建了该区的P波层析成像结果^[11~16];近年来，远震P 波接收函数被广泛用来探测该区地壳上地幔结构，揭示了云南及周边地区壳幔结构的变化特征^[17~19];另外，该区也开展过面波频散反演壳幔S波速度结构的研究工作^[20~22]，但主要是从混合路径频散中反演出纯路径群速度频散，这些工作对于重建云南地区的深部结构，揭示该区的动力学背景起了积极作用.然而，由于受当时观测条件、台站布局、以及处理方法所限，这些结果可能难以满足作精细研究的需求.这主要是因为远震P 波接收函数对界面的深度变化比较敏感，而对S波速度值变化不敏感，因此，利用接收函数反演得到的S波速度值存在严重的不惟一性^[23];层析成像的横向分辨率较低；过去所开展的面波频散反演壳幔S波速度结构的工作，均采用反演技术从混合路径频散中提取纯路径频散，由于反演的非惟一性，在反演纯路径频散的过程中不可避免地引入误差，而且由于定位精度问题也不可避免引入误差^[24].

面波频散包括相速度频散和群速度频散，是由于介质层状结构所引起的，对介质的剪切波速度变化更为敏感^[25]，主要反映了震源与台站之间介质的平均效应，因此，只有依赖反演技术才能获取面波频散的横向变化特征.近年来，云南及周边地区布设了密集的宽频数字地震台网，且台间距最小的仅为40~50km，这为深入研究该区精细速度结构创造了良好的条件.由于傅氏变换后相位的主值区间在[-π，π]之间，由台间的相位差计算相速度是一项困难的工作.

本文利用云南及周边地区的宽频数字台网记录的远震面波资料，选取与震中处于同一大圆弧路径的双台记录波形，经相匹配滤波技术分离出基阶面波信号，使用双台法测定台间基阶Rayleigh面波相速度频散，有效地抑制了高阶面波的影响；以双台间的相速度频散作为台间的纯路径频散，消除了从混合路径频散中反演纯路径频散而引入的误差，以及因定位精度问题而引入的频散偏差；利用台间相速度频散并反演出台间介质的S波速度结构，并重建了云南及周边地区的壳幔S波速度结构.

选取了云南及其周边地区的宽频带数字地震台65个(如图 1 所示)，台站名及其代码如表 1 所示，其中46个台隶属于云南省区域台网，另外19 个台隶属于四川省地震台网.这些台站较好地覆盖了云南地区，为研究面波频散的横向变化奠定了基础.记录的采样间隔是0.01s，频带宽度为0.01~50 Hz.从2008年1月1日至2009年12月30日的观测资料中，选取了震中范围在67°E~142°E，5°S~40°N，震级在5.4~7.3，震中距在1000~4000km 之间的中浅源地震事件共90个.为了提高相速度频散的精度，经过严格的筛选，从中挑出Rayleigh 面波发育良好、频散特征明显的高信噪比事件47个.

图 1

Fig. 1

图 1 云南地区主要构造及地震台分布图 其中三角形为地震台，蓝实线表示断层.1 一滇缅泰块体；II一印 支块体；III一滇中块体；IV—滇东块体；F1—怒江断裂；F2—澜 沧江断裂I F3—金沙江一红河断裂i F4—安宁河一则木河一 小江断裂；F5—丽江一小金河断裂. Fig. 1 Major tectonic features and distribution of seismic stations in Yunnan The black triangle represents seismological station while the blue solid line represents fault. I一 Yunnan-Myanmar-Thailand Block； I一Indochina Block；I一Central Yunnan Block； IV一 East Yunnan Block； F1 — Nujiang fault； F2 — Lancangjiang fault； F3一Jinshajiang-Red river fault； F4 — Anninghe-Zemuhe-Xiaojiang fault； F5一Lijiang-Xiaojinhe fault.

表 1(Table 1)

表 1 本文所选用的台站名及代码 Table 1 Station name and code used in this study

表 1 本文所选用的台站名及代码 Table 1 Station name and code used in this study

我们研究的区域为云南及周边地区(98°E~105°E，22°N~29°N)，在如图 1 所示的区域构造示意图上，近乎南北走向的怒江—澜沧江断裂、金沙江—红河断裂、安宁河—则木河—小江断裂、丽江—小金河断裂构成了云南及周边地区的主要构造格局，并把云南及周边地区分成滇缅泰、印支、滇中、滇东4块体.

由于资料有限，挑选出与震中完全处于同一大圆弧上两个台站可能较为困难.为了揭示相速度频散的横向精细变化特征，本研究中所选用台站对要尽量相邻，一般情况下双台的射线方位角偏差不超过1°.另外，为了消除方位变化的影响，每一对台站之间应不少于3条频散路径，经平均得到台间相速度频散.根据本文所处理的资料情况，周期小于10s的面波易受复杂地壳结构的散射影响；受仪器频带宽度的限制，也较难获得周期大于80s的相速度频散，故在10~80s之间的相速度频散是比较可靠的.最终从2000多条波形路径中获得了584条频散突出的波形，并经过平均后得到152 个台站对之间的相速度频散，这些面波路径较好地覆盖了云南地区(见图 2).由于本文把双台所得到的频散作为台间的纯路径频散，其优点是消除了反演纯路径频散时引入误差，而频散的横向分辨率受台间距所限，但最小可达40~50km.

图 2

Fig. 2

图 2 面波覆盖路径及双台射线路径分布 图中圆圈表示台站位置，右下角的插图是本文中 收集的地震事件及射线路径分布. Fig. 2 The coverage of surface wave path and the distribution of interstation ray paths The big circles denote the locations of stations. The illustration in the right bottom corner is seismic events collected for this study, as well as the ray paths covering the study area

由于高阶振型信号和多路径信号影响，在面波频散测量中不可避免地引入误差，为了消除这些干扰信号，首先利用多重滤波技术^[26]测量群速度频散，从而得到不同频率的群延时，群延时t_gr 和信号相位谱φ(ω)的关系如下：

(1)

(2)

ω 是角频率，利用上式便可构建滤波器的相位谱.将滤波器与信号在频域里作相关，由于二者的相位非常相似，故相关函数的相位趋近于零相位.在时域里相关函数是如此的尖锐，故可加窗消除噪声的影响.根据(1)式，加窗后的相关函数相位谱用来对群延时进行校正.经过反复迭代，直到滤波器相位与信号相位相等，利用信号的振幅谱和匹配的滤波器相位谱便可分离出频散信号.

相速度测定的复杂性在于观测信号的傅氏相位Φ(ω)只在-π~π 之间变化，所以相位很可能相差了2nπ，从而导致相速度的计算误差.双台法用两个与震源处于同一大圆路径上的台站记录，通过相关消除了震源的影响.设在距震源为r1，r2 处记录的信号分别为x(t)，y(t)，其相应的频谱为X(ω)，y(ω)，它们的相位谱分别为Φ₁(ω)，Φ₂(ω)，则台间的面波相速度为

(3)

为了求得两台间的实际相位变化，首先应计算台间的格林函数，Taylor^[27]利用维纳滤波方法，推导出台间格林函数的计算公式：

(4)

这里，XX(ω)是台1记录信号的自相关谱、yy(ω)是台2记录信号的自相关谱、Xy(ω)是互相关谱.利用格林函数的相位谱Φ，以及相关函数的相位变换exp(iωτ₀)就可以计算台1、2 之间的实际相位差，从而可计算出相速度.为了评价所记录的信号在各频段的相干性，定义x(t)，y(t)的相干函数：

(5)

如果信号来自同一震源，且记录系统是理想的，则相干函数为1.如果存在干扰信号，则会降低信号的相干性，所得相干函数小于1.在实际处理中，在相干函数图上确定频散的可靠带宽范围.

为了检验上述方法求台间相速度的效果，从原始记录中选取了与震中处于同一大圆弧路径的双台记录波形，如图 3(a，b)是YYU 和HUP 台记录的垂直分量信号，用原始波形直接计算台间的相速度频散如图 3c所示，从图中可看出相速度离散较大.经相匹配滤波处理分离出的基阶面波信号如图 3(d，e)所示，利用基阶信号计算出的台间相速度频散如图 4f所示，从图中可看出，去除高阶和多路径影响后，计算出的台间相速度频散较为平滑.另外，经相干函数指示，这两台间的相速度频散的可靠周期范围为10~56s之间.

图 3

Fig. 3

图 3 双台记录的Rayleigh面波及台间相速度频散 (a) YYU台记录的原始垂直分量波形；（b) IIUP台记录的原始垂直分量波形；（c)由原始波形得到的YYU-IIUP台间相速度频散；(d) YYU台记录的基阶面波信号；（e) IIUP台记录的基阶面波信号；⑴由基阶面波信号得到的YYU-IIUP台间相速度频散. Fig. 3 Rayleigh surface wave recorded at interstation and the interstation phase dispersion (a)Original vertical component waveform recorded at YYU station； (b) Original vertical component waveform recorded at HUP station； (c)The YYU-IIUP rnterstation phase dispersion curves determined by original wave； (d) Fundamental surface wave signal recorded at YYU station ； (e) Fundamental surface wave signal recorded at IUP station； (f) The YYU - IUP rnterstation phase dispersion curves determined from fundamental surface wave signal.

图 4给出了YYU-HUP 台记录的三个地震事件，由3次不同地震事件获得的Reyleigh面波相速度频散与其平均值如图 4a所示.从图中可以看出，对于同一台对，来源于不同事件的相速度频散曲线的差异很小，说明算法较为稳定.

图 4

Fig. 4

图 4 YYU和IUP台记录的3次地震事件路径和台间相速度频散 (a)3次不同事件计算得到的YYU-IIUP台间的相速度频散，实线表示3条频散的平均值；（b) 3次不同事件的路径分布图. Fig. 4 Three seismic events paths recorded at YYU and IUP stations and the rnterstation phase velocity dispersion (a) The YYU-IIUP interstation phase velocity dispersion calculated by three different events, with the solid line representing the average of three dispersions； (b) The distribution of three different events paths.

利用面波频散反演地壳上地幔S波速度结构，无论是线性反演还是全局搜索的非线性反演，其解均存在不惟一性，为了有效抑制反演的不惟一性，除了算法的改进以外，最有效的途径就是合理选取初始模型.接收函数对界面的深度变化较为敏感，但对壳幔速度变化不敏感.云南地区近年来开展了用接收函数探测地壳上幔结构的研究工作^[17~19]，本文为减少解的不惟一性，反演的初始模型主要使用接收函数反演的结果^[18]，并综合考虑了人工地震测深^[2~3]的研究成果.

接收函数给出的是台站下方的地壳厚度，台间面波频散给出的是台间的平均地壳厚度.由于本文选取了近南北向的路径，因此，南北向的分辨主要取决于台间距，而东西向的分辨与路径分布有关.从路径覆盖来分析，南北向分辨较低，局部地区分辨能力仅达到200~300km，而东西向最高分辨能力可达30~50km.研究区域处于青藏高原东南缘，位于中国南北地震带的南端，现今构造活动十分强烈，地壳厚度横向变化较大.由于印度板块与欧亚板块之间的相互作用，青藏高原东部的下地壳流可能流向该区域，导致该区上地幔顶部的P 波速度较低(7.4~7.6km/s)，而且Moho 面呈现为一过渡带^[28].因此，本文中取S波速度在4.2~4.3km/s所对应的深度为地壳厚度，如图 5所示，云南地区地壳厚度总体呈现出南北变化的趋势，从南部的30km 向北增厚到60km 左右，其变化幅度接近30km.云南南端的景洪(JiH)，思茅(SiM)地壳厚度仅为30km，云南西北部的丽江(LiJ)和中甸(ZoD)可达60km.地壳厚度从南向北增加的趋势与Li等利用接收函数与面波联合反演所得到的结果^[29]非常一致.然而，除了南北向的变化外，本文的结果还表明，在局部地区，地壳构造轮廓在华坪—楚雄一带存在上地幔隆起，其隆起中心的轴部在楚雄(CuX)，其地壳厚度仅为36km;在丽江—大理—云县、东川—昆明—通海一带存在两个Moho面凹陷，Moho 面在研究区域内呈现出“一隆两凹"的特征^[6]，这可能是深部物质运移、调整的结果.另外，大致以红河断裂为界，其西侧地壳厚度变化较为缓慢，东侧地壳厚度变化剧烈，从东南向西北逐渐加深，说明红河断裂作为川滇菱形块体的西边界吸收了大部分青藏高原东南向的“逃逸"运动.局部地区Moho面的变化细节与Li等的结果^[29]差异较大，但与我们先前用接收函数反演所得结果^[18]以及阚荣举等的结果^[6]较为一致.

图 5

Fig. 5

图 5 云南及周边地壳等厚度分布图 图中圆圈表示台站，数字的单位是km. Fig. 5 Sketch of the crustal thickness in Yunnan and its adjacent region The circles represent station, and the unit of the numbers is km.

为了更清晰地揭示云南及周边地区的地壳上地幔速度分布图像，纬度每隔0.5°，我们绘制了一个东西方向的S波速度结构剖面，图 6给出云南地区北纬23.0°~27.5°之间地壳上地幔S 波速度结构10个典型剖面.在图 6中，粗虚线示莫霍面，上地幔顶部的S波速度在4.2~4.4km/s之间，纵观这些剖面图，可以看出：由于剖面所经过的构造单元不同，对应的速度结构有很明显的差异，在局部地区存在中地壳高速夹层，有的地区中下地壳上隆，然而，有的地区上地壳甚至下凹.整体而言，云南地区地壳结构横向变化十分明显.

图 6

Fig. 6

图 6 东西方向的S波速度结构剖面 (a)沿 23.0°N；b)沿 23.5°N；c)沿 24.0°N；d)沿 24.5°N；e)沿 25.0°N；D 沿 25.5°N；(g)沿 26.0°N；h)沿 26.5°N；(i)沿 27.0°N；j)沿 27.5°N. Fig. 6 The east-west velocity profile of Swave (a) Along 23.0°N；b) Along 23.5°N；c) Along 24.0°N；d) Along 24.5°N；e) Along 25.0°N； (f) Along 25.5°N；g) Along26.0°N； (h) Along26.5°N； (i) Along 27.0°N；j) Along 27.5°N.

滇东块体(小江断裂以东)大致以北纬25°为分界线，其南部下地壳S波速度为3.6~3.8km/s，而北部仅为3.4~3.5km/s，明显偏低(见图 6(g~j)).滇中块体(小江断裂与红河断裂之间)中部至北部(北纬26°~27.5°)，中地壳存在一层速度为3.6km/s的高速夹层，其下是一速度为3.4km/s的低速夹层，形成良好的孕震背景(见图 6(g~j)).另外，从图 6(e~h)中可看出，在红河断裂两侧，中地壳的S波速度高达3.6~3.8km/s，这与层析成像的结果^[30]较为一致，胥颐等^[30]认为沿红河断裂发育的中地壳高速层起因于第三纪哀牢山—红河断裂的左旋剪切作用，由于剪切作用生热和地幔岩浆的侵入，导致中下地壳18~25km 发生高温高压变质作用，之后随哀牢山、点苍山的隆起而抬升到地表.印支地块(红河断裂与澜沧江断裂之间)中上地壳S波速度稍低，人工地震测深资料的最新处理^[30]表明，印支块体南部的思茅—元江一带，深度0~15km 之间，P 波速度仅为5.4~5.8km/s；而北部的保山—下关一带，P波速度仅为5.6~5.8km/s，这与本文的结果是一致的.澜沧江断裂西侧的滇缅泰地块，地壳S波速度结构较为复杂，横向变化较明显，大致以怒江断裂为界，其东侧下地壳的S波速在3.6~3.8km/s，而西侧的中地壳S波速可达3.6~3.8km/s.

在云南地区最南端(26.0°N ~24.5°N)，整个莫霍界面深度变化不大，但在滇缅泰地块上，上地幔顶部的S部速度仅为4.2km/s，而且在98°E~100°E下方70km 处出现大规模的低速区，局部低速区延展至180~200km(见图 6(c~d)).在思茅—澜沧一带低速体的S波速仅为3.8~4.0km/s，其埋深仅为80km，东西方向的展布在150~200km 之间(见图 6(c~d)).低速区的下部为一高速体，其S 波速度值在4.6~4.8km/s，并且向西倾斜.这一结果与刘福田等^[31]的层析成像结果相一致，将这一高速体解释为俯冲的扬子板块的再现，其西侧出现的上地幔低速区可能是上地幔物质处于熔融状态，受向西俯冲的扬子板块的扰动影响，上涌至上地幔顶部所致.另外，由于高温地幔物质对岩石圈的加热作用，以致地幔顶部部分熔融，在澜沧一带Moho面下沉(见图 6(a，b))，人工地震测深资料的最新处理^[30]表明，孟连附近Moho面深度为50km 左右，而周边地区的Moho面埋深仅为35~37km，这与本文的结果较一致.在保山西侧的腾冲地区(见图 6(f~g))，从80km 深度开始出现S波速度仅为4.2km/s的低速区，而且一直延伸到120km，层析成像^[32]也表明，滇缅泰块体下方70~140km 存在低速区.滇缅泰块体下方普遍存在的低速区反映了下岩石圈的现今活动状态，已有研究表明^[10]滇西地区上地幔高导层的深度仅为70~90km，在腾冲- 保山一带仅为65km 左右.在热活动方面，该区地表热流为88mW/m²，地幔热流为53.1mW/m²，Moho面的温度高达1088℃^[33].滇西地区这一热结构特征远高于全球的平均水平，并与本文所得上地幔低速分布有很好的对应关系，这些充分反映出现代构造活动地区地幔热结构的深部构造特点.

滇中地块地壳结构变化最为复杂，为了揭示S波速度的横向变化特征，这里给出深度为70km 和120km 的两张水平剖面图.如图 7 所示，滇中的楚雄一带以及滇西南的大部分地区，上地幔存在一个S波速度为4.2km/s的低速区外，滇中块体的北部，上地幔的S波速度在4.4~4.6km/s之间.滇中块体的地表热流^[34]为80 mW/m²，地幔热流为44.1mW/m²，Moho 面的温度也达到945℃，这一高热流特征与上地幔顶部的低速结构有很好的对应.纵观图 6和图 7，小江断裂东侧的滇东块体与滇中完全不相同，滇东块体其上地幔S波速度在4.6~4.8km/s之间，明显高于滇中地块的S 波速度.另外，小江断裂南段的通海、以及北段的东川附近，从70km 深处开始出现上地幔低速区，但在120km 深处，南段的S 波速度已达到4.6~4.8km/s，然而，北段的东川附近仍然为4.0~4.2km/s的低速区，这可能暗示了小江断裂南北端深部构造环境的差异.

图 7

Fig. 7

图 7 S波速度分布的水平剖面.（a) 70 km深度；（b) 120 km深度.图中数字的单位为km/s，虚线表示断层 Fig. 7 Horizontal slice of S wave velocity for the depth of (a) 70 km and (b) 120 km. The unit of numbers in the figure is km/s，the dash lines represent faults

地震层析成像为分析云南及周边地区的地壳上地幔结构提供了重要依据，由于受分辨率所限，只能提供大尺度的速度结构，无法分辨局部的精细结构.面波频散反映了震源与台间介质的层状结构，并且对介质的S波速度值变化较为敏感.由于定位和长周期面波的包络过宽，在群速度频散测量过程中不可避免引入误差.过去受台站布局的限制，研究方法主要以从混合路径频散中提取反映局部地区结构的纯路径频散反演技术为主，由于反演的不惟一性，这一过程必然会引入不可预见的偏差，从而导致了S波速度结构的偏差.测量面波相速度频散是一个比较困难的问题，主要原因是傅氏相位谱的主值区间为[-π，π]，因此双台之间的相位差很可能与实际情况相差了2π的整数倍，从而导致相速度频散曲线产生突跳.本文采用的分离基阶信号、以台间格林函数计算基阶面波相速度频散，所得相速度频散较为平滑，而且不同事件所计算得到的频散较一致.由于台间距较小，为研究速度结构的横向变化提供了可能，并且消除了频散反演过程中的不惟一性.

云南地区特殊的构造环境和频繁的地震活动特征表明，该区是研究现今构造运动、大陆强震孕震背景的理想场所.虽然该区强震活动在空间分布上极不均匀，但具有显著的块体活动特点.从公元1500~2007年，云南地区共发生6级以上地震110次，震中位置分布如图 8所示，其中36%就发生在滇缅泰块体上，另外有46% 发生滇中块体上，而且大部分集中于康滇古隆起上.总体而言，极大部分地震发生于地壳内，由于孕震背景的复杂性，以及探测技术的局限性，目前尚无法准确判定这些强震发生的壳内构造背景.然而，已有的研究结果表明^[34]：云南地区的强震主要多发于上地壳高速区、壳内低速区或高导层、上地幔局部上隆、高热活动、深大断裂等构造背景区域.除了壳内的这些构造特点外，强震发生的上地幔构造特点又如何?下面就本文所得的结果，尝试作一些总结，旨在探索云南地区强震发生的深部构造环境.

图 8

Fig. 8

图 8 云南及周边地区1500〜2007年 Ms>6. 0的震中分布 图中实线表示断裂，断裂名称见图1星号表示地名，其中，KM: 昆明，TII:通海，SM:思茅，LC:澜沧，LL:龙陵，TC:腾冲，DL: 大理，LJ:丽江，CX:楚雄，SM:思茅，BS:保山，ZD:中甸，WD:畹 町，CY:沧源. Fig. 8 The distribution of Ms>6. 0 epicenters in Yunnan and adjacent region in 1500^2007 The solid line represents the fault， and the names are： KM：Kunming，TII: Tonghai，SM: Simao，LC： Lancang， LL： Longling， TC: Tengchong，DL: Dali，LJ：Lijiang，CX：Chuxiong，SM：Simao, BS: Baoshan，ZD: Zhongdian，WD: Wanding，CY： Cangyuan.

从本文所得到的结果也证实，滇西地区大致以红河断裂为界，其两侧的岩石圈结构存在明显的差异.从70km 深处开始，滇缅泰块体上的保山、畹町、澜沧、思茅一带大范围均为低速区，并且一直延伸到120km 深处.同时，该区还是云南的大震多发区域，曾于1941年在沧源发生过2次7.0级地震，1988年在澜沧发生了7.3和7.4级地震，1995年在孟连发生7.3级地震.滇缅泰块体的这一上地幔低速结构特征，不仅与这些强震分布相关，而且，它们与该区较高的地表热流和地幔热流、Moho面及岩石层底部的高温状态密切相关，为研究热流来源提供了依据，同时使滇西存在大量的侵入岩也得到合理解释.红河断裂东侧的滇中块体，除了康滇古隆起从50km 深处开始为低速区，并一直延伸到120km深处外，其余大部分地区上地幔的S波速度在4.4~4.6km/s.红河断裂作为一条重要的构造边界，每年的移动速率可达5~7 mm，然而，值得注意的是强震并没有沿整条断裂均匀分布，强震仅多发于大理附近的中段上，其中最具有代表性的是1925年凤仪7.0级和1652 年弥渡7.0 级地震.本文的结果揭示，在红河断裂下方，仅中段(如图 8所示的24.5°N~26.0°N 之间)的上地幔存在4.0~4.2km/s的低速区，局部地区可延伸到120km 深处.沿红河断裂所发生的强震分布特征与上地幔低速带分布较为一致.另外，在本文的研究区内，小江断裂中段(如图 8所示的25.0°N~26.5°N 之间)也存在上地幔低速带，局部地区S波速度仅为3.8km/s，而这一段曾发生过1833年嵩明8.0级和东川1733年7.8级大地震.

云南地区5级及其以下地震的活动无显著的构造背景存在，其发生具有很大的随机性；但6，7级大震不是在任何地方都会发生，而是发生在一些具有某种深部构造背景的地区.虽然大部分地震发生于中上地壳，而孕震环境多为上地壳高速区、壳内低速区或高导层.从本文得到的结果来分析，强震的孕震背景不但与地壳构造环境有关，而且与地表热流和地幔热流、上地幔低速状态密切相关.大震多发地区，不仅壳内结构复杂，深大断裂发育，而且上地幔多为低速区，这可能暗示这些断裂大多为超壳断裂，地表热流和地幔热流、以及与断裂带相伴生的高温变质作用是深部物质运移的产物.除了印度板块向北推进过程中的挤压变形这一直接驱动力影响外，局部深层物质运移也是该区大震多发的诱因.另外，滇中块体北部存在的中下地壳低速层，也很可能与青藏高原东部的下地壳低速流有关，这对理解青藏高原东部的构造逃逸至关重要.鉴于本文的面波路径所限，更深的问题有待以后进一步研究.