2013年4月20日8:02分发生在四川雅安市芦山县的M_S7.0级地震是2008年5月12日汶川8.0级地震之后发生在四川盆地周边的最大一次地震，该次地震造成了重大的人员伤亡和财产损失.震后不同研究者迅速利用区域和全球台网资料，确定了该次地震震源机制解^[1-4].结果显示该次地震为高角度逆冲型地震，地表无大规模出露，震灾主要集中于断层上盘的芦山县和宝安县.芦山和汶川两次大地震同属于龙门山断裂带，该区域是青藏高原东缘边界，是青藏高原到四川盆地的一个过渡带，海拔从4000~5000m过渡到了约500m，为世界上坡度最陡的高原边界.通常认为，这种海拔急剧变化的过渡带区域本身就说明垂直龙门山方向上水平构造应力分量很大.可是GPS观测显示龙门山地区的地壳形变较小，青藏高原东缘及龙门山地区与四川盆地之间的缩短率仅为2~3mm/a，与青藏高原南缘喜马拉雅山缩短率20mm/a相比，前者仅为后者1/10^[5].根据该区域巨大地貌垂直高差而几乎没有逆冲挤压变形的观测事实，Royden等^[6]、Clark和Royden^[7]认为由于四川盆地高强度岩石圈的阻挡，使得下地壳物质在龙门山之下堆积，形成巨厚地壳和高海拔的地貌.此外，高原等结合剪切波分裂结果的分析^[8-9]，揭示了龙门山断裂带区域的地壳主压应力方向及其与断裂之间的关联，并依据芦山地震余震的定位结果，推断芦山地震的破裂与汶川地震的破裂没有贯通，在芦山与汶川之间形成了一个“破裂空段”.以上地表观测到的复杂地形地貌成因及根据剪切波资料得到的构造应力场的分布等，都需要从地球深部结构去探究其成因.

近年来，不同方法的地震波研究均揭示出龙门山断裂带以西地区存在与中下地壳流^[10-17]密切相关的低波速异常.5.12汶川地震后，张忠杰等横跨龙门山经汶川主震震源，布设了一条长约380km的宽频带地震剖面，该剖面所得P波接收函数成像结果显示^[18]，以汶川地震所处位置的龙门山断裂为界，两边的地壳厚度、波速比发生了剧烈变化.在汶川地震震源区下方地壳存在着明显的错断和变形，两侧波速比也发生了明显变化.S波接收函数显示，在横跨龙门山断裂时，岩石圈底界面（LAB）也出现了较大起伏，揭示出岩石圈存在明显变形.

4.20芦山地震和5.12汶川地震同处一个断裂带，对两次巨大地震震源区下方地壳和岩石圈变形特征的对比研究，对于理解龙门山断裂带及邻区中强地震孕育的深部地球动力学机制和地震危险性的评估都具有重要的科学意义.近年来，随着中国测震观测台网的不断加密，四川省地震台网的所属台站，较好地覆盖了四川盆地及川西地区，这些资料为该区域深部结构的研究奠定了坚实的基础.近年来已有研究者利用这些资料，对青藏高原东部、四川盆地及周边的地壳、上地幔和岩石圈特征进行了研究^[13-28].在前人工作基础上，本文发展了一种自动计算、挑选P波和S波接收函数技术，利用2009年至2011年四川地震台网的远震资料，同时计算远震P波和S波接收函数，且以P波接收函数的Moho面分布形态作为检验S波接收函数的一个标准，通过P和S波接收函数同时成像的方式，重点利用S波接收函数成像结果对汶川地震和芦山地震震源区下方的地壳和岩石圈变形特征进行对比性研究，以期探索龙门山断裂带强震区地壳和岩石圈的变形特征.

四川省地震台网自2008年完成数字化改造之后，正常工作的固定宽频带地震台站一共有60个，台站分布如图 1所示.在本文中，首先收集了2008年1月至2011年4月每个台站M_S5.4级以上、震中距在30°~90°的所有远震波形.其中地震目录参考美国地质调查局（USGS）的全球地震目录.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区台站分布.灰色三角形表示台站；黑色圆点显示了S波在该区域Moho面上透射转换为P波的位置，紫色圆点显示了P波在该区域Moho面上透射转换为S波的位置；红色星号标示了汶川和芦山地震的主震震中位置；白线为一级块体的边界，灰线为断层，黑色阴影部分为龙门山断裂带的近似位置.TB-青藏块体；SB-四川盆地.右下角的小图中红色方框标示的区域显示了研究区的具体位置 Fig. 1 Station map and geological background. Gray triangle-station; black dot-SMp pierce point; purple dot-PMs pierce point; red star-epicenter of main shock of Wenchuan and Lushan earthquake; white line-the boundary of first grade blocks; gray line-fault; black shadow-the location of Longmenshan fault; TB -Tibet block; SB -Sichuan basin. The panel on the downright exhibits the location of study region

远震接收函数方法通过反褶积消除震源的影响进而分离出台站下方地壳、上地幔间断面对应的P-S波转换震相或者S-P波转换震相及其多次波，前者为P波接收函数，后者为S波接收函数.P波接收函数中浅部间断面的多次波对深部间断面的确定有较大影响，特别是LAB所在的深度，是浅部多次波最为集中的一个深度段，因此在确定LAB时，P波接收函数方法具有局限性.和P的接收函数类似，远震S波在台站下方遇到间断面时，也会产生转换波和多次波，但是S波接收函数的多次波在S震相之后，而其转换波在S震相之前，特别是在岩石层和软流层这一深度的分辨能力上比P波接收函数具有天然的优越性.因此目前的研究中，P波主要用于Moho和上地幔间断面（主要是410km和660km间断面）的研究，且取得了丰硕的成果.而S接收函数主要用于Moho和LAB的研究.此外，S波接收函数上由Moho引起的Smp震相幅度比P波接收函数上Pms的幅度要大^[29]，而且由于S波在台站下方入射角的范围比P波的大（如图 1所示），因此在台站密度较稀疏的时候，S波接收函数成像的连续性更好，更能突出如Moho等地球内部间断面的变化趋势.

在本文P波接收函数的计算中，首先选择震中距30°~90°、震级大于5.5且Z分量上P波初动清晰的波形，并截取P波初动前20s和之后150s的资料.根据理论计算的后方位角，将观测波形的东西和南北两个水平分量旋转到径向（R）和切向（T），将R、T和Z向的波形和Z向波形采用时间域的Winnar滤波技术分别进行反褶积，分离出R、T和Z向的响应，记做R₁、T₁和Z₁.一般情况下，此时反褶积R₁和T₁就是常用的接收函数.但由于实际的远震P波在台站下方遇到间断面时并不是垂直入射的，因此R₁向的Ps转换震相的幅度并不是最大的，只有沿着Sv波震动方向的Ps转换震相才是最大的.为了尽可能明显地分离出Ps转换震相，将P波初动附近2s内R₁和Z₁向的数据记录做偏振分析，根据P波能量最大时的角度，确定P波在地表的入射角（φ）.根据该角度和后方位角，将原始的Z-N-E三分量地震波旋转到L（P）-Q（SV）-T（SH）坐标系.参考IASP91模型可以计算P波理论的入射角φ₀，为了避免由于仪器本身带来的错误，当φ和φ₀的差值超过10°时，认为数据本身有问题而舍弃.旋转后Q向时间序列和L向时间序列做反褶积（L为反褶积的分母），就得到P波观测接收函数.之后再利用0.1~1 Hz的带通滤波器进行滤波，以消除噪声干扰，突出稳定信号.如图 2a所示，为LTA台站利用上述方法所计算的所有P波接收函数按照Pds转换震相校正到6.5s/°的慢度^[30]的叠加结果.该区域60个台站，利用上述方法一共得到了13719条P波观测接收函数.图 1中的紫色圆点标示了Pms震相（假设Moho深度为50km）透射转换点的位置.

图 2

Fig. 2

图 2 LTA台站P波（左）和S波接收函数(右）按照不同震中距叠加排列结果.两图中7. 5 s的红色正信号为来自Moho面的P-s(S-p)透射转换震相 Fig. 2 P(left) and S (right) receiver functions of LTA staion. All receiver functions are aligned by distance.The positive signal around 7.5 second is the P-to-S(S-to-P)converted phase from Moho

对于S波接收函数，选择的震中距为60°~85°、震级为M_S5.6级以上且S波震相清晰的波形，截取S波前200s和之后30s的资料.采用和计算P波接收函数类似步骤，将Z-N-E三分量地震波旋转到L-Q-T坐标系.旋转后L向时间序列和Q向时间序列做反褶积，就得到S波观测接收函数，之后对该信号利用0.1~3 Hz的带通滤波器进行滤波.但在确定S波入射角时，和P波接收函数计算有所不同，将S波附近2s内的信号做偏振分析，根据S波能量最小时的角度确定S波入射角.图 2b为LTA台站利用上述方法所计算的所有S波接收函数按照Pds转换震相校正到6.5s/m慢度^[30]的叠加结果.

以上计算P波和S波接收函数的过程都可以通过程序实现数据的自动化处理，整个过程中再无人为干涉，保证了结果的客观性和可重复性.LTA台P波和S波接收函数结果都显示在7.5s附近，存在一个明显的正信号，该信号为Moho界面的Ps（Sp）转换波.P和S波接收函数所确定的Moho界面深度的一致性说明了方法的合理性和结果的可靠性.利用上述方法一共得到了所有台站11903条S波观测接收函数.图 1中的黑点标示了S_Mp震相（假设Moho深度为50km）透射转换点的位置.结果显示S_Mp震相透射转换点的位置对研究区有更好的覆盖，而PMs震相透射转换点的位置则集中在台站附近.

为了直观显示汶川5.12和芦山4.20地震震源区地壳和LAB的变形特征，参考IASP91模型，分别对P和S接收函数进行偏移成像.在偏移成像中，对于某一深度，沿着水平方向，以2km的步长移动窗口，每移动一次，以窗口中心点为圆心，菲涅!带的一半为半径（如45km的Moho，其菲涅!带半径约为15km），将处于该范围内的所有透射转换点对应的接收函数幅度进行叠加，以此作为成像值.当该点所确定的范围内透射转换点少于5个时，认为所得的结果不可靠.该过程一方面尽量保留了该点最明显的特征，又能根据周围结果将成像图形进行平滑，因此，可以有效得到地壳和上地幔中间断面的信息.根据台站分布，沿如图 1中所示不同纬度的5个剖面分别进行P和S波接收函数成像（如图 3-7所示），其中BB′和CC′剖面分别穿过了汶川地震和芦山地震的主震震中位置.由于S波接收函数中S_Mp震相对应的透射转换点对整个研究区的覆盖较好，所以S波接收函数成像结果也较P波接收函数成像结果更为连续.因此主要根据S波接收函数成像结果对地壳和岩石圈变形特征进行分析，而P波接收函数结果中Moho的展布趋势则主要作为判定S接收函数结果可靠性的主要参考.

图 3

Fig. 3

图 3 AA'剖面S波（上）和P波（下）接收函数偏移成像结果.绿线是根据S接收函数成像结果勾勒的Moho起伏，以相同比例复制到了P波接收函数成像结果中.黄线为根据S接收函数成像结果勾勒的LAB起伏.最上方的曲线显示了沿着剖面地形的起伏 Fig. 3 The migration image of S (up) and P (down) receiver functions along AA' profile. The green line indicates the Moho from S receiver function, and then copies it to the P receiver function image. The yellow line indicates the changes of LAB. The line on the uppermost is the topography

图 4

Fig. 4

图 4 BB'剖面S波（上）和P波（下）接收函数偏移成像结果.黑色星号标示了汶川地震的主震震源位置，其余说明同图 3 Fig. 4 The migration image of S(up)and P (down) receiver functions along BB' profile. Black star indicates the location of the main shock of Wenchuan earthquake.Others are same as Fig. 3

图 5

Fig. 5

图 5 CC'剖面S波（上）和P波（下）接收函数偏移成像结果.黑色星号标示了芦山地震的主震震源位置，其余说明同图 3 Fig. 5 The migration image of S (up) and P (down) receiver functions along CC' profile. Black star indicates the location of the main shock of Lushan earthquake

图 6

Fig. 6

图 6 DD'剖面S波（上）和P波（下）接收函数偏移成像结果.说明同图 3 Fig. 6 The migration image of S (up) and P (down) receiver functions along DD'profile

图 7

Fig. 7

图 7 EE'剖面S波（上）和P波（下）接收函数偏移成像结果.说明同图 3 Fig. 7 The migration image of S (up) and P (down) receiver functions along EE' profile

根据图 3-7中S接收函数成像结果，勾勒出了沿着每个剖面的Moho面（图 3-7中绿线）和LAB（图 3-7中黄线）起伏，并将根据S接收函数勾勒的Moho面起伏结果以相同的比例复制粘贴到P波成像结果中，以此观察P和S确定的Moho面是否一致.结果显示在经过地形陡变的龙门山断裂时，P和S波成像结果中Moho面都出现了一致的强烈起伏，这也是该结果中最为明显和突出的特征.这种P和S波接收函数反映的Moho面起伏的一致性也进一步说明了结果的可靠和可信性.

在汶川地震震源区左侧下方（图 4），Moho界面呈现出类似于褶皱状的变形特征，且Moho面存在不太明显的错断.在东经101°以西LAB不明显，105.5°以东的四川盆地，LAB较深.在汶川震源区下方LAB存在双层叠置的迹象、且LAB有下凹的趋势.Zhang等^{[18, 20]}利用跨越龙门山断裂带、由29个台站组成的380km长的宽频带地震台阵远震P波接收函数成像结果研究了汶川地震震源区下方地壳和岩石圈的结构，结果也显示在跨越龙门山断裂带时Moho出现了错断和倾斜，且自青藏高原向四川盆地过渡过程中，地壳减薄、岩石圈增厚.在芦山地震震源区下方（图 5），地壳错断更为明显.在东经102°~104°之间，LAB较深.而该区域两侧LAB较浅，在东经100.5°以西，LAB较为模糊，在东经105.5°以东，LAB较深.

芦山地震以南的两个剖面DD′（图 6）和EE′（图 7）剖面显示的结果中，在由青藏高原向四川盆地过渡的区域内，Moho面也出现了强烈变形，具体表现为四川盆地地壳较薄，而青藏高原地区地壳较厚，在102°附近，两个剖面P和S接收函数成像结果对应的地壳都呈现出下凹的趋势，且DD′剖面Moho在下凹的同时还存在明显错断，而EE′剖面结果中Moho无明显错断.DD′和EE′剖面上Moho下凹区域LAB也有下凹的趋势，且两个剖面都显示在东经103°以西，存在LAB的叠置.而在DD′剖面上100°以西，LAB不清晰.汶川地震以北的AA′剖面显示，地壳自西向东逐渐减薄，在东经102°附近，Moho面出现了较强变形，在东经100°以西，LAB不清晰，100°以东，LAB展示出较为复杂的双层叠置结果.

本文利用固定台站P和S波接收函数，对发生过汶川和芦山强震的龙门山断裂带进行了地壳和岩石圈结构的成像.重点利用S接收函数结果对研究区地壳及岩石圈变形特征进行了分析.从方法上讲，本文在计算P和S接收函数过程中，制定了一套定量化的准则，尽量减小在目前接收函数计算特别是S接收函数计算中存在的人为挑选带来的主观因素，保证结果的客观性和可重复性.由于P波接收函数结果较稳定且可靠，利用P波接收函数结果对S波接收函数结果进行验证，保证了结果的稳定性和可信性.

本文结果显示，从青藏高原向四川盆地过渡的龙门山断裂带，地壳厚度发生了较为剧烈的陡变，特别是在汶川和芦山地震的震源区及以南区域（DD′和EE′剖面对应区域），Moho面呈现出较为明显的下凹变形，且出现了错断的痕迹，LAB也呈现出下凹的趋势.在青藏高原隆升和扩张过程中，受到坚硬的四川盆地的阻挡，形成了地形、Moho面和LAB强烈变形的一个过渡区，这种自地表至岩石圈的强烈变形可能意味着该区域应力和应变的高积累量.柳畅等^[31]根据有限元数值模拟结果推测印度板块对欧亚板块的推挤造成青藏高原的物质东流，高原中、下地壳物质在龙门山断裂带处遭到相对坚硬的四川盆地的阻挡之后，部分中、下地壳物质在龙门山断裂带下堆积产生应力集中；Moho面在龙门山断裂带发生西北深、东南浅的突变.Wang等^[10]、Pan和Niu^[19]、Zhang等^{[18, 20]}利用固定台站或者流动台阵远震P波接收函数，对青藏高原东部及四川盆地的地壳厚度和波速比进行了研究，结果表明龙门山以西的青藏高原呈现高波速比、而四川盆地呈现较低的波速比.据此推断，四川盆地为坚硬的冷地壳，而青藏高原为介质性质较弱的热地壳.

根据以上分析，本文得到如下主要结论

（1）青藏高原东缘向四川盆地的过渡区，地壳存在明显变形，主要特征表现为龙门山断裂带下方地壳的错断和褶皱变形；

（2）除了中、下地壳物质在龙门山断裂带下堆积外，岩石圈中的物质由于四川盆地的阻挡，可能也出现了和地壳相关的堆积和变形；

（3）以上地壳及岩石圈变形所代表的高应力的积累可能是汶川和芦山地震重要的深部地球动力学背景；

（4）本文结果中5个剖面的西段，LAB都不清晰.根据前人及本文结果推测受到四川盆地阻挡，青藏高原东部上地幔中的热物质上涌，导致LAB的模糊.

在接收函数计算和成像方面，德国地学研究中心（GFZ）的袁晓晖博士、MarceloBianchi博士和PrakashKumar博士给予了无私帮助；两位审稿人给出了中肯的意见；本文所用数据由甘肃地震台网中心和中国地震局地球物理研究所数据备份中心^[32]提供，所有图件均有GMT软件包^[33]在此表示感谢！