一、模型研制的目的、必要性和需求分析

    由于印度板块与欧亚大陆的俯冲碰撞，导致青藏高原及其临近区域地壳上地幔物质发生大规模的变形，物质从青藏高原中部向东部运移，并主要通过青藏高原东南缘（川滇地区）向东南亚地区逃逸，在川滇地区形成了以鲜水河－小江断裂带、龙门山断裂带、丽江－小金河断裂带、中甸大理断裂带等为代表的一系列活动断裂带和地震带。

    川滇地区（包括四川省和云南省）总面积约87万平方公里，人口接近1.4亿，四川省首府成都市和云南省首府昆明市是我国西部地区最重要的两个经济和文化中心。自2000年来，川滇地区多次发生6级以上地震，其中7级以上地震两次（2008年的8.0级汶川地震和2013年的7.0级芦山地震）。2008年5月12日发生的8.0级汶川大地震造成了巨大的人员伤亡（死亡和失踪人数近10万人）和财产损失（超过8000多亿），是继1976年唐山大地震后我国造成损失最大的地震，2013年的7.0级四川芦山地震和2015年6.5级鲁甸地震又分别造成了较大的人员伤亡和财产损失，因此地震监测预报及防震减灾工作一直是川滇地区的最为重要的工作之一。

目前，研究地震活动性的分布特征、震源物理性质、地震孕育的结构和构造背景等问题是我国地震科学研究的基础性工作，为地震危险性评估、灾害预测、地震预警及地震预报等重要工作提供必需的基础信息。三维结构参考模型的构建是地震学研究最为核心的内容之一，区域高精度三维速度结构参考模型的建立为认识孕震发震区的结构物性特征、地震精定位、震源机制反演、地震破裂过程的快速可靠反演、地表强地面运动的可靠计算及震害评估等提供基础支撑。

我国川滇地区虽然近些年来与地震监测和结构研究相关的台网布设密度和质量有了本质的提高，但研究成果还比较零散，已经发表的速度结构模型复杂多样，采用的数据和反演方法也是多种多样，到目前为止并未形成公认的川滇地区统一速度结构模型（例如三维公共各向同性和各向异性的速度结构模型、间断面结构模型等）。目前不同数据获得的结构模型仍然存在明显的差异，甚至同一类型的数据获得的模型由于其反演方法、模型参数化及正则化方式的不同，也导致反演得到的模型存在差异。到底这些结构模型的可靠性和精确性如何，目前还都没有认真系统的验证和评价。且构建速度结构模型所使用的地震目录信息（例如位置、震源机制等）的精度还有待于进一步提高，例如可以采用更为可靠的三维速度模型和更精确的震源参数反演方法来确定震源信息。这些基础性工作的滞后将很大程度上制约着川滇地区其他工作的深入开展，例如公共断层模型的构建、强地面运动计算及地震灾害预测、震源动力学模拟、地球动力学模拟等相关研究工作。

    本任务的主要目的是在中国地震科学实验场的支持下，通过收集固定及流动地震台网的多种数据（包括地震数据、背景噪声数据、主动震源数据），系统地开展川滇地区公共速度结构模型1.0版本的构建工作，该工作将为川滇地区其他核心研究工作提供重要的支撑，例如区域地震震源参数（位置，机制解，破裂过程等）、区域构造特征（例如块体分布、构造变形模式等）、强震孕育发生的结构和构造背景、地震危险性评估和灾害预测、地震预警及地震监测预报提供更为可靠一致的三维速度结构模型。

二、模型预期指标和技术路线

1. 公共速度模型1.0版本的预期指标构建

（1）构建川滇地区三维各向同性公共速度模型1.0版本，大部分区域的横向分辨率达30－50公里。

（2）构建川滇地区Moho界面模型1.0版本，大部分区域的横向分辨率达30－50公里。

2. 公共速度模型1.0版本构建的技术路线

研究团队在2018年已经采用川滇114个固定台站高质量的背景噪声面波相速度频散、瑞利面波ZH振幅比及P波接收函数资料联合反演的方法（Zhang & Yao, 2017），获得了的台站下方的地壳上地幔顶部（0-70km深度）的一维层状S波速度结构模型，再将所有台站的一维层状模型拼合在一起获得了川滇地区三维地壳上地幔顶部横波速度结构模型SWChinaVs_2018 [Yao, H. J., Yang, Y., Wu, H. X., Zhang, P. and Wang, M. M. Crustal shear velocity model in Southwest China from joint seismological inversion. CSES Scientific Products., 2019,doi:10.12093/02md.02.2018.01.v1； Yang et al., 2020]，该模型已经于2018年12月正式提交给中国地震科学实验场，本任务拟以该模型（经过空间平滑）为基础，进一步构建川滇地区公共速度模型1.0版本（SWChinaCVM-1.0）。

本任务采取的主要技术路线如下：（1）提取川滇地区固定和流动台阵的噪声面波频散曲线以及地震面波双台频散曲线，收集和处理固定和流动台阵的体波走时数据，以川滇地区三维地壳上地幔顶部横波速度结构模型SWChinaVs_2018（经过空间平滑）为初始反演模型，并以已经发表的密集台阵接收函数得到的Moho界面为约束，采用本研究组联系研发的体波面波走时联合反演Vp,Vs和Vp/Vs算法（Fang et al., 2016; Fang et al., 2019）, 反演获得川滇地区地壳上地幔顶部三维公共速度模型1.0版本，并采用与其他模型对比及检测版模型测试等方法评估模型的可靠性及模型的分辨率；（2）以川滇地区地壳上地幔顶部三维速度模型为基础，基于三维速度模型结构为约束，采用H-k方法获得川滇地区1000多个台站下方更可靠的地壳厚度和Vp/Vs；采用基于三维模型走时矫正的CCP叠加方法，进一步获得整个川滇地区Moho界面模型1.0版本。

三、模型数据来源和质量分析

1. 三维速度模型构建的体波与面波走时数据

（1）体波数据

    我们收集了川滇地区（97ºE-108ºE，21ºN-34ºN）230个固定台站和部分流动台站在2008-2016年期间记录到的约20多万个地震事件的P波走时（938822个）和S波走时（918280个）数据，利用走时时距曲线进行筛选，剔除偏离时距曲线的不可靠走时数据，共获得745731个初至P波走时和717989个初至S波走时（图1左图）。

    由于数据量过大，且汶川地震余震过多，为了减少计算量和地震事件分布不均所导致的反演不稳定性，我们将研究区域划分为精细网格(网格大小为3×3×1km),在每个网格中随机选取1个地震事件，以此构建实际用于反演的地震目录。最终选取了33357个地震事件，地震位置分布如图1（右图）所示,共计320394个P波到时、301479个S波到时，并构建了1381763个事件对相对到时差。

图1、 左图为体波走时时距曲线,其中蓝色为原始体波时距曲线,红色为利用时距曲线筛选后的体波时距曲线，右图为最终筛选的地震事件及台站分布图

（2）面波数据

我们使用了Yao et al. (2019) 利用124个研究区域的固定宽频带台站在2008.9-2009.12所记录的连续波形，进行背景噪声互相关，然后提取所有台站对的瑞利面波相速度频散曲线。此外，为了提升该区域面波路径的覆盖程度，我们还包含了前期研究已经测量的该区域及周缘的流动台站（包括MIT台阵、Lehigh台阵及越南北部台阵）的噪声面波相速度频散曲线（Yao et al.，2010；Qiao et al.，2018）。最后，我们使用了将近7000条瑞利面波相速度频散曲线，周期范围为5-50s，研究区域路径覆盖较为均匀（图2）。

图2、 左图为背景噪声面波频散数据的台阵（三角形）及路径分布，右图为使用的周期5-50s的瑞利面波相速度频散曲线

2. 三维地壳厚度模型构建的接收函数数据

为获取中国西南地区的地壳上地幔精细结构和地震活动构造特征等，探究区域地震构造背景、孕震动力过程和发震成因机理，中国地震局地球物理研究所作为牵头单位，于2011年5月份开始在南北地震带南段地区开展了大规模流动地震台阵观测（ChinArray-Himalaya Phase I，2011年5月-2013年12月），在该区域布设了350套宽频带地震仪，台间距约35 km。此外，中国地震局地质研究所在川西地区布设了298个流动地震台站（2006年10月~2009年7月），中国地震局地球物理研究所吴建平、许力生课题组在小江地震带、安宁河则木河区域、巧家地区、芦山震区先后布设布设了50个流动地震台站（2008年11月~2010年12月）、34个流动台站（2012年至今）、29个流动台站（2013年1月至今）、35个流动台站（2013年5月至2016年12月），以及其他该区域的流动地震观测，已经积累了丰富的观测资料。我们收集了上述台阵的924个位于研究区内流动台站的资料，同时收集了周边180个固定台站期间的远震波形的数据（2007年07月－2017年11月），台站分布如图3（左图）所示。我们选择了上述925个台站运行期间记录的MS>5.8和震中距30°－90°的远震地震事件，利用高信噪比的波形进行接收函数分析。在本研究中每个台站实际使用的事件数从8到628不等，这取决于台站运行的时间长度和背景噪音水平。

在这项研究中，远震接收函数的提取采用最大熵反褶积方法[吴庆举等，2003]，提取过程中采用的高斯滤波系数为2.5，水准量系数为0.001。为了获得较可靠的接收函数，对观测波形进行了严格的筛选，挑选信噪比较高的波形记录提取的接收函数（图3，中图）。对计算的接收函数进行审查，选取具有清晰的P波初至震相以作进一步的研究。

图3、左图为接收函数方法所使用的台站分布图，中图为XJ36台站提取得到的不同地震事件的接收函数数据，右图为采用叠加方法得到的XJ36台站的地壳厚度及地壳平均Vp/Vs比值图。

四、模型研制关键技术方法

1. 三维速度模型构建的体波与面波走时联合反演方法

我们采用了Fang et al. (2016)所发展的联合体波及面波成像方法进行联合反演获得川滇地区三维地壳上地幔顶部Vp和Vs三维速度结构模型。该方法将地震体波走时双差层析成像方法（Zhang and Thurber, 2003）和面波一步法反演方法（Fang et al.，2015）相结合，同时利用体波走时和面波频散走时数据约束Vp和Vs结构来进行联合反演。该反演方法对体波走时及不同频率的面波走时分别进行三维和二维射线追踪，从而构建更为可靠的模型分辨核（敏感度矩阵），反演中分别对Vp及Vs加平滑约束（基于一阶Tikhonov模型正则化），并同时加入Vp/Vs比值的约束，避免Vp/Vs比值过大或者过小等不稳定情况的出现。基于三维初始模型进行模型参数的反演和更新，模型更新后再进行走时数据的射线追踪，重新更新数据的敏感度矩阵，然后再反演得到新的模型，如此多次迭代直到数据残差基本收敛。具体方法请参加Fang et al. (2016)，这里不再赘述。

此外，我们还发展了基于体波走时和面波频散走时联合反演三维Vp及Vp/Vs的新方法（Fang et al., 2019），可以更为可靠的得到研究区域三维Vp/Vs比结构，结合速度结构可以更好的约束地下物质的岩性及物理状态（例如部分熔融等）。在后续的模型构建中，我们将使用这种新方法获得更为可靠的川滇地区三维Vp/Vs模型。

2. 三维地壳厚度模型构建的接收函数方法

我们采用了接收函数叠加方法(Zhu & Kanamori, 2000)来估计地壳厚度H和波速比，该方法需要莫霍面的初次转换震相Ps和多次震相(PpPs和PpSs+PsPs)等波形资料。为得到稳定可靠的结果，需要将同一台站得到的具有不同震中距和方位的大量记录单独处理后再叠加，以减小横向结构变化的影响，得到反映平均地壳模型的结果。在计算各组震相到时一般采用射线参数，而射线参数除了与震中距有关，还受震源深度的影响。为了压制台站不同方位的结构差异，将地震事件的震中距和深度转换到射线参数（水平层慢度），以0.001的慢度步长对接收函数进行叠加，得到各慢度范围内的平均接收函数。对该台站所得到的多道平均接收函数做叠加搜索，即可得到此台站下方的地壳厚度及波速比（如图3右图所示），同时可以给出结果的标准方差。泊松比与地壳波速比值的关系式为。

此外，我们还采用了P波接收函数共转换点叠加（CCP）成像方法（Zhu, 2000）来获得地壳厚度，目前采用的速度模型为修改了地壳厚度和泊松比的ak135速度结构的三维模型，在接下来的研究中，我们将采用本任务获得的三维公共速度结构模型来获得更为准确的Moho面深度。P波接收函数主要包含台站下方速度界面所产生的转换波，转换波S波和原生P波以不同的路径、不同的时间到达同一台站，因此时间轴上反映了转换波与原生P波在台站的到时差。在给定慢度和速度模型的情况下，在相应的射线路径上完全可以依据到时差找到该转换点。一般情况下地层速度模型为水平分层，将地层进行细分，可假定转换波S波是在各层速度界面上产生的，依据慢度由浅至深逐点计算出每层转换点的转换波和直达波的到时差和相对台站的三维坐标，将接收函数中该时差所对应的接收函数值置于相应的转换点三维坐标；将研究区经纬度进行球面展开到直角坐标下，计算不同台站的不同慢度的接收函数在所有深度上的转换点坐标，然后在直角坐标的各个网格点上对转换波振幅进行叠加，最后再将直角坐标转换到经纬度和深度，形成了接收函数的成像图像。

五、模型完成情况与成果

1. 三维速度模型结果

由于一个较好的初始模型可以使得地震层析成像反演更加可靠和稳定，在此，我们对本研究组2018年已经获得的川滇地区地壳上地幔顶部三维速度模型SWChinaVs_2018模型（Yao et al., 2019; Yang et al., 2020）进行高斯平滑，以此作为体波及面波联合反演的初始模型（图4-7），平滑后的模型可以避免该模型中小尺度的异常体对后续反演的影响。

我们选择了横向间隔0.5度（在后续的反演结果对比中，我们也采用了0.25度网格），纵向间隔5-10km（在深度50 km以上为5 km，50 km以下为10 km）的网格划分，通过多次反演，选择适当的反演参数，获得了较为精细、可靠的川滇地区（97ºE-108ºE，21ºN-34ºN）70 km深度以上的岩石圈Vp和Vs三维结构模型（图8-11）（SWChinaVpVs_2019模型，即1.0版本的公共速度结构模型SWChinaCVM-1.0）。我们的模型显示：中下地壳存在明显的低速层，低速异常的空间分布比较复杂，和区域内主要断层的位置存在明显相关性；峨眉山大火成岩省内带地壳呈现高速异常，地震分布在高速异常体的边缘，说明该区域地壳强度较大。

结合其他地球物理模型以及区域地质构造特征，我们认为青藏高原的地壳变形机制和物质运移模式不能用单一的的横向均匀地壳流模型或沿着断裂带的刚性块体挤出模型来解释，而可能是两种模型共同作用的结果。中下地壳低速层是地壳形变甚至地质时间尺度上物质流动的通道，但其空间分布及低速异常的强度存在很强的非均匀性，峨眉山大火成岩省内带的高速刚性块体阻挡了塑性地壳流，一些大型断裂带也约束了低速异常体的分布边界。

图4、 水平剖面上（深度5，10，20，30，40，50 km）的Vp初始模型（SWChinaVs_2018平滑之后的模型）

图5、 垂直剖面上（AA', BB', CC', DD', EE', FF', GG'）的Vp初始模型（SWChinaVs_2018平滑之后的模型）

图6 水平剖面上（深度5，10，20，30，40，50 km）的Vs初始模型（SWChinaVs_2018平滑之后的模型）

图7、 垂直剖面上（AA', BB', CC', DD', EE', FF', GG'）的Vs初始模型（SWChinaVs_2018平滑之后的模型）

图8、 水平剖面上（深度5，10，20，30，40，50 km）的联合反演Vp模型

图9、 垂直剖面上（AA', BB', CC', DD', EE', FF', GG'）的联合反演Vp模型

图10、 水平剖面上（深度5，10，20，30，40，50 km）的联合反演Vs模型

图11、 垂直剖面上（AA', BB', CC', DD', EE', FF', GG'）的联合反演Vs模型

图12展示了体波和面波数据的均方根残差随迭代次数的拟合情况。其中，体波数据的初始均方根残差为0.9285s，迭代后的最终均方根残差为0.4051s，下降了约56.4%。面波数据的初始均方根残差为4.1620s，迭代后的最终均方根残差为2.0624s，下降了约50.5%。

图13展示了体波和面波数据初始及最终残差的统计直方分布图。其中，体波走时残差的初始中位数为-27.358ms，迭代后为8.639ms。面波走时残差的初始中位数为-46.181ms，迭代后为40.542ms。

    我们的三维P波和S波速度结构模型能够较好的同时拟合P波和S波走时数据，以及瑞利面波频散走时数据，说明联合反演获得的模型从数据拟合角度来说具有较好的可信度。

图12、 体波（左）及面波（右）走时数据均方根残差随迭代次数的分布

图13、 体波（左）及面波（右）走时残差统计直方分布图

2. 三维地壳厚度模型结果

图14展示了采用2个固定台站的接收函数及其叠加处理结果，接收函数的数据质量很高，Ps波、PpPs和PpSs+PsPs波震相比较清晰，叠加效果很好，可以得到可靠的地壳厚度及地壳平均Vp/Vs比结果。

图15展示了图16右图中两条不同剖面下方P波接收函数共转换点（CCP）叠加图像，两条剖面都展示了较为清晰的Moho界面（约40-60km深度之间），其中沿BB’剖面穿过了峨眉山大火成岩省内带（经度102度附近），该区域转换波叠加能量相对偏弱，有可能指示该区域壳幔过渡带存在一定的宽度，转换波的能量偏弱。

图16给出了川滇地区基于叠加方法得到的地壳厚度（左图）及采用CCP叠加方法得到的地壳厚度（右图），两者展现出高度的相似性，整体而言CCP叠加方法得到的结果较单台叠加方法的结构更为平滑些。从结果上看，川西高原地区的地壳厚度达到60-65km，四川盆地的地壳厚度约为40-45km，川滇交界地区地壳厚度在50-55km附近，云南中部地区地壳厚度约为45-50km，南部地区地壳厚度约为30-40km。

图17给出了川滇地区台站下方Vp/Vs比值的分布图，四川盆地、四川西部及川滇交界东部地区展示出较高的波速比，但在云南东部地区波速比普遍较低，显示出由于岩性或物质物理状态的差异而导致的地壳平均波速比的横向变化。

图14、 两个固定台站的叠加处理过程. 在左侧给出各水平慢度上的平均接收函数, 红色和蓝色竖线分别表示震相Pms、PpPs、PpSs/PsPs的理论走时; 在右侧给出扫描获得的地壳厚度和波速比.

图15、  AA’和BB’剖面下方P波接收函数共转换点叠加图像

图16、 利用接收函数叠加（左，Wang et al., 2017）和接收函数CCP成像（右）获得的川滇地区地壳厚度分布情况.

图17、 利用接收函数叠加方法得到的川滇地区地壳平均Vp/Vs比值分布图(Wang et al., 2017）

六、模型验证（测试）与精度评价

1、模型验证    

    我们将通过联合体波及面波走时成像所获得的川滇地区地壳和上地幔顶部的三维Vp及Vs结构与前人的研究结果进行对比，以评价验证该模型的可靠性。

  （1）Xin et al. (2019)通过地震双差成像方法获得了中国大陆岩石圈Vp及Vs结构，我们从该结果中截取了川滇地区的Vp及Vs结构（图18、19）进行对比，发现大尺度结构没有明显差异。但Xin et al. (2019)的模型在川滇地区分辨率不高，其结果无法提供精细的川滇地区岩石圈Vp及Vs结构。

图18、 Xin et al. (2019) 通过体波双差成像获得的Vp模型。 

图19、 Xin et al. (2019) 通过体波双差成像获得的Vs模型。

   （2）Shen et al. (2016)通过面波成像方法获得了中国大陆岩石圈的Vs结构，我们也从该结果中截取了川滇地区的Vs结构（图20）进行对比，同样发现大尺度结构没有明显差异。但其模型较为平滑，也无法提供精细的川滇地区岩石圈Vs结构。

图20、 Shen et al. (2016) 通过面波成像获得的Vs模型。

   （3）Bao et al. (2015)通过密集台阵（包括喜马拉雅I期台站）的面波和接收函数联合反演获得了青藏高原东南缘的Vs结构（图21），揭示了中地壳的两个低速异常带（LVZs）。

(4) Yao et al. (2019)通过面波、接收函数及ZH比的联合反演获得了川滇地区岩石圈较为精细可靠的Vs模型（SWChinaVs_2018，图22）。

与SWChinaVs_2018模型对比发现，我们的Vs模型结构异常与该模型基本一致，包括中地壳的两个低速异常带、与峨眉山大火成岩省位置相关的高速异常等。

图21、 Bao et al. (2015) 通过面波和接收函数联合反演获得的Vs模型（由于反演区域差别，该模型展示的剖面与其他模型略有不同）。

图22、 Yao et al. (2019) 通过面波、接收函数及ZH比联合反演获得的Vs模型（SWChinaVs_2018）

2、精度评价

我们采用棋盘测试来对模型精度进行评价。我们设置了如图23（水平剖面）、图26（垂直剖面）所示的棋盘模型（速度异常为5%，水平方向异常尺度为0.5度，垂直方向的异常尺度为10km），利用棋盘模型进行正演获得地震体波走时和面波频散数据，并加以2%的随机噪声，然后进行反演来恢复棋盘模型。图24和图25分别展示了水平深度剖面上P波速度和S波速度的恢复情况，图27和图28分别展示了不同东西和南北方向的垂直剖面的P波速度和S波速度的恢复情况。从分辨率测试结果来看，我们基本可以分辨大部分研究区域内40km之上的横向分辨率为0.5度、垂向分辨率为10km的速度结构异常。由于40km之下几乎没有体波路径的覆盖，仅有25秒周期之上的瑞利面波数据的约束，但由于其波长较长（基本在100km及以上），路径覆盖率也较10-20秒周期的面波路径显著减少，所以难以分辨上的横向尺度为0.5度、垂向尺度为10km的速度结构异常。

为了进一步测试分辨率，我们设置了如图29（水平剖面）、图32（垂直剖面）所示的棋盘模型（速度异常仍为5%，30km以上为水平方向异常尺度为0.5度、以下为0.5度，40km以上垂直方向异常尺度为10km、以下为20km）。通过分辨率测试分析，我们的数据基本可以分辨40km之下横向尺度为0.75度（图30、31）、垂向尺度为20km（图33、34）的速度结构异常体。

图23、 0.5^o x 0.5^o真实棋盘模型（水平剖面）

图24、 恢复的棋盘模型（Vp，水平剖面）

图25、 恢复的棋盘模型（Vs，水平剖面）

图26、真实检测版模型（垂直剖面）

图27、恢复的棋盘模型（Vp，垂直剖面）

图28、恢复的棋盘模型（Vs，垂直剖面）

图29、40km之上为0.5^o x 0.5^o、40km及之下为0.75^o x 0.75^o的真实棋盘模型（水平剖面）

图30、恢复的棋盘模型（Vp，水平剖面）

图31、恢复的棋盘模型（Vs，水平剖面）

图32、真实棋盘模型（垂直剖面）

图33、恢复的棋盘模型（Vp，垂直剖面）

图34、恢复的棋盘模型（Vs，垂直剖面）

此外，我们还对比了不同间距的水平网格点的反演结果。我们将原先0.5度水平网格点的模型加密至0.25度，然后进行联合反演，反演得到的模型如图35-40所示。对比水平剖面（图35，36与图8，10），我们发现二者结果非常类似，采用0.25度网格点的反演结果在部分区域会存在一些更小的异常。对比垂直剖面（图37-40），0.25度和0.5度的水平网格点的反演结果也极为相似。这说明我们反演结果比较稳定，基本不受反演网格点变化的影响。

图35、采用0.25度的水平方向网格反演得到的Vp 速度结构模型

图36、采用0.25度的水平方向网格反演得到的Vs速度结构模型

图37、采用不同水平网格反演得到不同东西向剖面（如图9所示）的Vp速度结构模型的对比 (左：0.25度网格，右：0.5度网格)

图38、采用不同水平网格反演得到的不同南北向剖面（如图9所示）的Vp速度结构模型的对比 (左：0.25度网格，右：0.5度网格)

图39、采用不同水平网格反演得到不同东西向剖面（如图9所示）的Vs速度结构模型的对比 (左：0.25度网格，右：0.5度网格)

图40、采用不同水平网格反演得到的不同南北向剖面（如图9所示）的Vs速度结构模型的对比 (左：0.25度网格，右：0.5度网格)

七、模型使用说明

  1．我们所获得的川滇地区三维地壳上地幔顶部的速度结构模型的数据文件为SWChinaCVM1.0.txt，模型数据格式说明文档为SWChinaCVM1.0_README.txt。

    2. 我们采用单台接收函数叠加方法得到的川滇地区地壳厚度及波速比数据文件为hk_result_h.all.CD.1，采用CCP叠加方法得到的川滇地区地壳厚度数据文件为prfCCP-tomo.dat，数据格式说明文档为Moho_readme2019.docx。

八、应用案例

我们拟将获得的三维公共速度模型1.0版本（SWChinaCVM-1.0）应用于如下研究：

1．采用获得的三维速度模型1.0版本开展接收函数成像研究，以更好地矫正三维地壳速度结构对Moho界面成像的影响，最终获得川滇地区公共地壳厚度模型1.0版本；

2. 采用获得的三维速度模型为初始模型，为后续联合该地区密集流动地震台站的体波走时和噪声面波频散走时，以及中长周期地震面波频散和远震体波走时反演获得更为可靠及分辨率更高的三维地壳上地幔速度结构模型提供模型基础，同时也为该区域三维各向异性模型的反演提供基础的各向同性速度模型；

3. 采用获得的三维速度模型对区域地震进行精定位，并为基于三维速度模型的震源机制反演以及地震破裂过程反演提供三维参考模型；

4. 为三维速度模型的评价和验证提供另一个参考模型；

5. 为川滇地区的强地面运动模拟提供较为可靠的区域三维参考模型。

九、模型更新计划

由于目前得到的三维速度模型仅使用了固定台站和部分流动台站的体波和噪声面波频散走时数据，40km深度之上的地壳部分的水平分辨率基本可以达到50km，垂直分辨率约10km左右。下一步，我们拟加入正在处理的川滇地区密集流动台阵（喜马拉雅台阵，川西台阵，小江台阵等）的体波及面波走时资料，采用多尺度体波面波走时联合反演方法，获得川滇地区更高分辨率的三维公共速度结构模型，在密集台阵区域的横向分辨率达到20-30km，在其他区域的分辨率达到40-50km。

此外，我们拟融合一些小区域密集台阵的地壳浅层成像结果，例如滇西宾川盆地、安宁河断裂带等区域，采用新的建模和模型插值方式，得到不同尺度的速度结构模型，为局部区域的高精度震源参数研究及强地面运动模拟提供更为精细的三维速度结构模型。