Ambient noise tomography in the Ordos block and its surrounding areas
-
摘要: 基于中国地震科学探测台阵在鄂尔多斯及周边地区布设的461个地震台为期2年的地震观测资料，采用背景噪声层析成像方法，研究获得了鄂尔多斯及周边地区5—46 s周期、分辨率高达0.3°×0.3°的瑞雷面波相速度分布图像。与基于程函方程的地震面波成像结果对比看出，噪声层析成像在较短周期具有明显的优势（5—16 s），可以获得更高分辨率的成像结果。短周期（5—10 s）的相速度分布揭示，河套盆地、太原盆地和运城盆地等均表现为显著的低速异常，表明这些盆地的新生代沉积较厚，临汾盆地为弱低速异常，推测其沉积层相对较薄；鄂尔多斯地块内部浅层速度较低，与该地区中生代具有较厚的沉积相一致；大同火山区为高速异常，可能是由该地区分布的新生代玄武岩引起的。鄂尔多斯内部中上地壳存在明显的北东向高速异常带，推测很可能与鄂尔多斯地块的基底拼合有关。中长周期（20—44 s）的相速度成像结果显示，鄂尔多斯地块表现为明显的高速异常，该异常在灵石隆起和临汾盆地一带可向东延伸至太行山造山带，推测这一地区在华北克拉通破坏过程中属于破坏较轻的地区，保留了部分高速的岩石圈根。大同火山区及河套盆地地区具有明显的低速异常，随着周期的增加低速异常逐渐集中分布在大同火山区附近，推测河套盆地深部热作用可能源自其东部大同火山区附近的深部地幔。Abstract: Based on the 2-year seismic observation data of 461 seismic stations deployed in the Ordos and surrounding areas by the ChinArray, we use the ambient noise tomography method to obtain the Rayleigh surface wave phase velocity （5−46 s） images whose resolution is up to 0.3×0.3 degree. Compared with the seismic surface wave imaging results based on the Eikonal equation, we find that ambient noise tomography has a clear advantage in shorter periods （5−16 s） and higher resolution imaging. The short-period （5−10 s） phase velocity distribution reveals that the Hetao basin, Taiyuan basin and Yuncheng basin all exhibit significant low-velocity anomalies, indicating that these basins have thicker Cenozoic deposits. And in the Linfen basin, there is a weak low-velocity anomaly and a relatively thin sediment layer. Also, the Ordos block has a low-velocity anomaly, consistent with the Mesozoic thick deposit in this area; the Datong volcanic area shows a high-velocity anomaly, which may be caused by the distribution of Cenozoic basalt in this area. The mid-long period （20−44 s） phase velocity imaging results show that the Ordos block exhibits an obvious high-velocity anomaly. The anomaly can extend eastward to the Taihang mountain through the Lingshi uplift and Linfen basin. We suspect that the area is with less damage in the evolution process of the North China Craton and retains part high-velocity lithosphere roots. The Datong volcanic area and Hetao basin area have low-velocity anomalies. As the period increases, the low-velocity anomalies are gradually concentrated near the Datong volcanic area. We speculate that the deep thermal effect in the Hetao basin may originate from the deep mantle near the Datong volcanic area in the east.
-
Keywords:
- Ordos block /
- ambient noise tomography /
- Eikonal equation /
- phase velocity /
- Shanxi rift
-
引言
震源深度是研究区域地震活动和地震危险性的一个重要参数，震源深度对探索地震孕育和发生的深部环境、地震能量集结和释放的活动构造背景以及地壳内部构造变形等具有重要意义（张国民等，2002）。然而由于震源深度反演存在多解性，如何准确测定震源深度成了地震学家关注的重点，目前常用的方法包括基于震相走时和基于地震波形两大类。基于震相走时虽然能够较为快速地测定震源深度，但该方法在很大程度上依赖于震中附近台网密度，一般要求台站的震中距小于1—2倍震源深度（罗艳等，2013），基于我国大部分地区测震台站较为稀疏的现状，利用该方法测定的震源深度往往存在较大误差。
针对传统震相走时方法测定震源深度的不足，地震学家又发展了基于地震波形测量震源深度的方法，从地震波形中提取的震源信息有助于更好地约束震源深度，例如深度震相法（Ma，2010；Rajkumar et al，2022）、振幅谱法（Fox et al，2012）和全波形反演（Helmberger et al，1992；Zhu，Helmberger，1996）等方法，其中深度震相法运用较为广泛。深度震相是指地震波从震源出发向上传播，经地表反射后传播至监测台站的震相。由于深度震相与其参考震相传播路径相似，两者的走时差主要与震源深度有关而与震中距几乎无关（罗艳等，2013），因此利用深度震相法测定震源深度不仅可以避免发震时刻与震源深度的折衷性，还能有效降低速度模型引起的测量误差。
针对不同震级大小的地震采用不同的深度震相测深方法，对于较大地震（M≥5.0），可采用远震深度震相（sP，pP，swP，pwP等）进行测定，而对于中小地震（M＜5.0），可采用波形信号记录质量较好的近震或地方震深度震相（sPg，sPmP，sPn，sPL等）测定。近年来利用近震或地方震深度震相测定中小地震震源深度的方法得到了广泛应用，例如包丰等（2013）利用sPL震相测定安庆MS4.4地震序列震源深度并建立不同震源深度下sPL-P的走时差与震中距的关系曲线；针对不同研究人员和机构测定2008年攀枝花MS6.1地震序列震源深度存在分歧的情况（张瑞青，吴庆举，2008；龙锋等，2010；Wang et al，2011），罗艳等（2020）利用sPL震相进一步测定该序列中M3.0以上余震主要分布在12—18 km深度范围；除此之外国内外许多学者利用sPn等近震深度震相测定了不同地震的震源深度（潘睿等，2019；李姣等，2021；Rajkumar et al，2022）。
北京时间2023年12月2日1时36分33秒，云南省德宏州芒市（24.26°N，98.08°E）发生一次MS5.0（地方震震级ML5.3）地震，随后该区域又发生了4次ML≥3.5余震（表1）。根据中国地震台网中心（2023）测定，此次芒市主震的震源深度为10 km，美国地质调查局（USGS，2024）测定的震源深度为17.5 km，而中国地震局地球物理研究所（2023）给出的震源深度则为6 km。不同机构发布的主震震源深度存在明显差异，因此有必要对其进行重新测定。
表 1 云南地震台网给出的芒市ML≥3.5地震目录Table 1. The catalogue of earthquakes with ML≥3.5 in Mangshi area from Yunnan Seismic Network事件编号 发震日期
年−月−日时:分:秒 北纬/° 东经/° 深度/km ML 202 312 020 136 2 023−12−02 01:36:32.60 24.294 98.087 10.0 5.3 （MS5.0） 202 312 020 214 2 023−12−02 02:14:53.20 24.283 98.110 7.0 3.5 202 312 020 216 2 023−12−02 02:16:23.10 24.276 98.099 13.0 3.9 202 312 020 224 2 023−12−02 02:24:55.60 24.290 98.071 8.0 4.2 202 312 031 514 2 023−12−03 15:14:50.70 24.266 98.108 8.0 3.6 为了获得芒市MS5.0主震及4次ML≥3.5余震更加准确的震源深度，本文基于区域宽频带地震波形，利用CAP （cut and paste）方法（Zhao，Helmberger，1994；Zhu，Helmberger，1996）在两种不同区域速度模型下分别反演芒市地震序列中ML≥3.5地震的震源机制解和最佳矩心深度，并利用sPL深度震相观测波形与理论地震图（理论波形）对比结果进一步确认震源深度的可靠性，最后综合震源机制解、震源深度、地震烈度分布和重定位等研究结果和资料，分析探讨了此次芒市地震序列的震源深度分布特征和发震机理。
1. 数据选取和研究方法
1.1 台站分布和数据选取
此次地震发生在云南省德宏州芒市境内，云南地震台网中震中距小于300 km的固定台站记录到了ML≥3.5地震事件震相清晰、信噪比高的宽频带波形，为后续研究提供了有力的数据支持。需要说明的是，由于震中位于中缅边境附近，固定台站主要分布在主震以东的一侧（图1），为了最大程度地保证震源机制解和震源深度反演结果的准确性和可靠性，本文采用对台站空间分布要求不高的CAP方法反演震源机制及其震源深度，并在实际研究前测试台站分布对CAP方法反演震源机制结果的影响。
![]()
图 1 芒市地震震中位置、断裂及周边台站分布Figure 1. Distribution of surrounding stations，faults and epicenters in Mangshi area1.2 研究方法
在均匀半空间模型中，由震源激发的上行S波传播至地表时将一部分能量转换为P波，当入射角大于等于临界角时，转换的P波将会沿地表水平传播，此时所形成的震相地震学家Aki将其定义为“自由地表P波”（surface P wave，图2a）。由于该震相沿地表水平传播，能量衰减较快，其波形振幅径向（R）分量最强，垂向（Z）分量次之，切向（T）分量振幅最弱（图2b，图3）。“自由地表P波”在实际地下介质中传播过程中会耦合P波在地表浅层（如盖层）的一系列多次反射和转换震相，崇加军等（2010）将这些震相与Aki定义的“自由地表P波”形成的一个波列定义为sPL （s coupled into P wave）震相。
![]()
图 2 sPL射线路径示意图（a）和铜壁关台（53 km）记录的三分量波形（b）Figure 2. Schematic of sPL ray paths （a） and three-component waveforms recorded at TBG （53 km） seismic stations （b）![]()
图 3 均匀半空间下逆冲型双力偶源（257°/51°/53°）的三分量格林函数波形图，滤波频率为0.01—1.5 Hz（a） 震源深度为10 km时波形随震中距的变化图；（b） 震中距为43 km时波形随震源深度的变化图Figure 3. Three components Green functions of a thrust-type double couple source with the half space model，all waveforms are band-passed with frequency range of 0.01—1.5 Hz（a） Plot of waveforms versus epicenter distance for a focal depth of 10 km；（b） Plot of waveforms versus focal depth for an epicenter distance of 43 kmsPL震相到时介于P波与S波之间，波形振幅一般没有P波尖锐，通常在震中距30—50 km范围内发育较好且无其它震相，因此震相拾取相对简单（崇加军等，2010；Wang et al，2011）。sPL震相到时对震源深度的变化较为敏感，许多研究表明sPL深度震相在测定震源深度时具有明显优势（Wang et al，2011；董彦君等，2018；段刚，2019）。在均匀半空间模型下，利用频率—波数（f-k）法（Zhu，Rivera，2002）合成的理论地震图表明：对于震源深度为10 km的地震事件，sPL与直达P波的到时差几乎不随震中距的变化而变化（图3a），而当震源深度逐渐增加时，sPL与直达P波的到时差近似线性增加（图3b）。
根据均匀半空间模型，sPL震相与P波的到时差$ {t}_{\mathrm{s}\mathrm{P}\mathrm{L}-\mathrm{P}} $和震中距$ \varDelta $的关系（包丰等，2013）可表示为：
$$ \begin{array}{c}{t}_{\mathrm{s}\mathrm{P}\mathrm{L}-\mathrm{P}}＝\dfrac{H\sqrt{{{a}}^{2}-1} ＋ \varDelta -\sqrt{{H}^{2} ＋ {\varDelta }^{2}}}{{V}_{\mathrm{P}}}\text{，}\end{array} $$ (1) 式中，$ \varDelta $为震中距，$ H $为震源深度，$ \alpha $为P波与S波的波速比。sPL震相通常出现在震中距30—50 km范围，而构造地震震源深度一般在10 km左右，$ \mathrm{此}\mathrm{时}{\varDelta }^{2} $远大于$ {H}^{2} $，$ \varDelta $值将趋近于$ \sqrt{{H}^{2} ＋ {\varDelta }^{2}} $，则式（1）可改写为：
$$ \begin{array}{c}{t}_{\mathrm{s}\mathrm{P}\mathrm{L}-\mathrm{P}}＝\dfrac{H\sqrt{{{a}}^{2}-1}}{{V}_{\mathrm{P}}}\text{，}\end{array} $$ (2) 由式（2）可知，当震源深度与震中距满足一定条件时，sPL与直达P波的到时差与震源深度$ H $呈近似正比关系，而几乎与震中距$ \varDelta $无关，因此可利用sPL与直达P波到时差来测定震源深度。
对于震级较大（一般ML≥3.5）的地震事件，可通过波形拟合方法如CAP方法测定震源矩心（或质心）深度，并利用反演得到的震源机制解参数和区域速度模型计算深度震相的理论波形，通过对比深度震相的理论波形和实际观测波形进一步确认测定深度的准确性和可靠性。CAP方法作为震源参数全波形反演方法之一，在地震学中运用广泛（姜金钟等，2021；李姣等，2021；Zhao et al，2021），该方法将宽频带地震波形分成较短周期的Pnl波和较长周期的面波两部分，分别对Pnl波和面波赋予不同的权重，通过计算理论地震波形与真实观测波形的互相关系数和误差函数，并采用网格搜索法搜索出理论地震波形与观测波形全局差异最小时的震源机制解和最佳矩心深度。CAP方法在确定震源深度时具有明显优势，一方面其反演时所用的体波波形部分包含了深度震相（sPL，sPmP或sPg等震相），另外一方面体波与面波的相对强度也能较好地约束震源深度（罗艳等，2013）。
2. CAP方法反演震源机制解及矩心深度
挑选芒市地震序列中5次ML≥3.5地震（表1）的宽频带波形数据，对其作去均值、去线性趋势、去除仪器响应等预处理后，手动拾取P波初至到时，并将速度记录从NS-EW-UD分量旋转到大圆弧路径上，从而获得R-T-Z分量的波形记录；芒市震区地壳速度模型（图4a）来源于全球地壳模型CRUST1.0（记为模型A，Laske et al，2013）以及中国科技大学姚华建课题组与中国地震局地球物理研究所王伟涛课题合作提出的川滇地区速度模型2.0版SWChinaCVM-2.0 （记为模型B，Liu et al，2023），采用f-k方法（Zhu，Rivera，2002）分别计算两种速度模型下不同震中距（5—300 km）和不同震源深度（2—20 km）的格林函数库用于后续CAP反演。
![]()
图 4 台站方位角分布不均对CAP方法反演震源机制的影响测试（a） 一维速度模型；（b） 震源深度拟合误差；（c） 最优震源深度对应的理论和观测波形拟合图Figure 4. Testing of the effect of uneven station azimuthal distribution on the inversion of focal mechanisms by the CAP method（a） 1-D velocity model；（b） Focal depth fitting error；（c） The theoretical and observed waveform fitting diagram corresponding to the optimal focal depth考虑到此次地震记录台站的分布情况，在正式反演前，本文首先测试了现有台站空间分布（图1）对CAP方法反演震源机制解的影响。采用控制变量法的思路，预先设定震源机制解（89°/78°/−20°）、震源深度（7 km）和震级（MW5.3）参数，基于震区一维速度模型（图4a中模型B），利用f-k方法计算格林函数并合成各个台站（图1）的“观测波形”；然后基于速度模型A计算不同震中距、震源深度的格林函数库，利用CAP方法对“观测波形”和理论波形进行拟合反演。通过对比反演得到的震源参数与设定的震源参数是否一致，来判断台站方位分布是否影响CAP方法反演震源参数的准确性。从反演结果可知（图4b，c），反演得到的震源机制解与设定的震源机制解差异较小（＜4°），震源深度差小于1 km，说明当台站分布不均匀时，CAP方法反演得到的震源参数依然是准确可靠的。
在利用CAP方法测试及实际反演过程中，本文将Pnl波和面波的截取窗长分别设为30 s和70 s，反演权重分别设为1和0.5。为了提高波形信噪比，本文对Pnl部分以0.05—0.15 Hz、面波部分以0.05—0.10 Hz进行4阶巴特沃斯（Butterworth）带通滤波，最后在断层走向（0°—360°）、倾角（0°—90°）、滑动角（−180°—180°）和震源深度（2—15 km）空间范围内搜索最佳的震源机制解和震源矩心深度。
经过多轮反演，本研究得到了芒市地震序列主震和4次ML≥3.5余震的震源机制解和震源深度（表2），芒市MS5.0主震（
202312020136 ，事件编号参见表1）是一个以走滑为主兼具正断分量的地震，最佳双力偶机制解为节面I：89°/78°/−20°；节面Ⅱ：183°/70°/−167°，最佳矩心深度为7 km，矩震级为MW4.9 （图6）。该结果与中国地震局地球物理研究所（2023）利用P波初动计算结果（节面I：87°/79°/−12°；节面Ⅱ：181°/69°/−168°）和防灾科技学院Seismology小组（2023）综合不同机构的震源机制解（节面I：85°/72°/−27°；节面Ⅱ：184°/65°/−161°）结果相比，震源机制解的走向、倾角和滑动角差异均小于8°。虽然国内各个机构采用的方法、模型和数据不同，但震源机制解计算结果与本文计算结果非常接近，说明本文所采用的区域一维速度模型和更加密集的近震波形数据反演获得了较为可靠的震源机制解。但与美国地质调查局（USGS，2024）的反演结果（节面I：264°/51°/−22°；节面Ⅱ：8°/73°/−139°）差异较大，断层节面的走向相差约180°且倾角相差约20°，分析原因可能是因为发震断层倾角陡直（约80°）以及USGS利用长周期震相（W phase）和全球平均速度模型导致的反演误差。表 2 利用CAP方法反演芒市ML≥3.5地震的震源机制解Table 2. Focal mechanisms of Mangshi ML≥3.5 earthquakes inverted by using CAP method事件编号 震级 速度模型 震源深度/km 节面Ⅰ 节面Ⅱ 走向/° 倾角/° 滑动角/° 走向/° 倾角/° 滑动角/° 202 312 020 136 MS5.0 模型A 7 89 79 −18 183 72 −168 模型B 7 89 78 −20 183 70 −167 202 312 020 214 ML3.5 模型A 5 250 60 5 157 86 150 模型B 7 250 60 5 157 86 150 202 312 020 216 ML3.9 模型A 6 242 71 30 141 62 158 模型B 6 242 69 32 139 60 156 202 312 020 224 ML4.2 模型A 5 240 80 14 148 76 170 模型B 5 241 80 13 149 77 170 202 312 031 514 ML3.6 模型A 6 254 52 49 129 54 130 模型B 5 257 51 53 127 52 127 ![]()
图 6 利用速度模型A （a），B （b）反演得到的芒市MS5.0地震在震源深度7 km处的理论波形（红线）和观测波形（黑线）的对比图Figure 6. Comparison between observed （black line） and synthetic （red line） seismograms of the Mangshi MS5.0 earthquake at a source depth of 7 km obtained using velocity models A （a）and B （b）震区内的4次ML≥3.5余震事件由于其震级较小，国内外相关研究机构并未给出相应地震的震源机制解，而本文利用两种速度模型反演同一地震的震源机制解较为一致（见附录），且80%以上的理论波形与实际波形的互相关系数大于0.7，表明本研究的反演结果稳定可靠。主震与4次余震的震源机制解差异较大（表2），芒市MS5.0主震的震源机制解表现为走滑型地震兼具正断分量，走向近NS或EW向，芒市4次ML≥3.5余震震源机制表现为走滑兼逆冲型或逆冲型地震，走向近NE或SE向。此外，主震与4次ML≥3.5余震的震源机制P，T轴分布较为复杂，主震的P轴走向为NE向、T轴方向为SE向，而4次余震的P轴走向主要呈NNE向、T轴方向为ESE向，说明震源区内存在较为复杂的应力背景，推测认为MS5.0主震破裂后导致附近断层因区域应力调整而产生破裂，使得4次ML≥3.5余震与主震震源机制类型差异较大。
此外，本研究利用全波形反演方法得到的MS5.0主震和ML≥3.5余震的震源深度主要集中在5—7 km范围（图5），与中国地震台网正式目录（10 km）和USGS （17.5 km）基于震相走时和远震波形数据发布的震源深度存在明显差别，因此本文采用sPL深度震相进一步验证CAP方法反演得到5次地震的震源深度可靠性。
![]()
图 5 利用速度模型A反演芒市ML≥3.5地震震源深度拟合误差图Figure 5. Focal depths fitting errors of the Mangshi ML≥3.5 earthquakes inverted by using velocity model A3. 利用sPL深度震相确定震源深度
此次芒市MS5.0地震震中附近的固定台站相对稀疏，在sPL震相出现的震中距范围内，距离震中最近（约53 km）且波形数据质量较好的台站为铜壁关台（TBG）。因此，本研究选择铜壁关台记录到的宽频带波形数据，对其进行去均值、线性趋势和仪器响应等预处理后，将波形从NS−EW−UD分量旋转至R-T-Z并对其进行低通滤波（＜1 Hz），即可在径向分量上观察到较为清晰的sPL震相（图2b）。然后参照崇加军等（2010）利用sPL震相测定震源深度的方法，基于速度模型A，根据CAP方法反演得到震源机制解（表2）并利用f-k方法合成铜壁关台记录到的MS5.0主震和ML≥3.5以上余震在不同震源深度时的径向、切向和垂向的理论地震图（图7），最后将实际观测波形与在不同震源深度计算得到的理论波形进行对比分析，通过波形相似度找出sPL震相与直达P波到时并确定震源深度。
![]()
图 7 观测（红色）与理论（黑色） sPL震相波形对比（径向分量）（a） 地震事件202312020136；（b） 地震事件202312020214；（c） 地震事件202312020216；（d） 地震事件202312020224；（e） 地震事件202312031514Figure 7. Observed （red） and theoretical （black） sPL depth phase waveform fits（a） Seismic event 202312020136；（b） Seismic event 202312020214；（c） Seismic event 202312020216；（d） Seismic event 202312020224；（e） Seismic event 202312031514从芒市MS5.0地震在不同震源深度上的理论波形与实际观测波形对比图（图7a）可知，实际观测波形（红色波段）的sPL震相到时与当震源深度为7 km时的理论波形（黑色波段）sPL震相到时接近，而芒市4次ML≥3.5余震在震源深度为5 km时的观测波形（红色波段）与理论波形（黑色波段）sPL震相到时接近且波形相似度较好（图7b—e）。值得注意的是，主震和余震的观测波形与理论波形（尤其是sPL震相之后的波段）并未完全吻合，分析其原因可能是由于更加复杂的真实地下速度结构和震源参数反演的不确定性导致的波形差异，但本研究中的径向分量sPL和P波相对到时吻合得较好且波形相似度较高（图7），表明利用sPL震相较为准确地测定了震源深度，基本可确定芒市MS5.0地震及余震的震源深度为5—7 km，与CAP方法反演得到的震源深度较为一致（表3）。
表 3 芒市ML≥3.5地震震源深度测定结果Table 3. Focal depth determination results of ML≥3.5 earthquakes in Mangshi事件编号 震中位置 ML 震源深度/km 北纬/° 东经/° CAP （model A） CAP （model B） sPL 中国地震台网 202312020136 24.294 98.087 5.3 7.0 7.0 7.0 10 202312020214 24.283 98.110 3.5 5.0 7.0 5.0 10 202312020216 24.276 98.099 3.9 6.0 6.0 5.0 10 202312020224 24.290 98.071 4.2 5.0 5.0 5.0 10 202312031514 24.266 98.108 3.6 6.0 5.0 5.0 10 4. 讨论
利用sPL深度震相测定震源深度的误差主要来源于震相拾取准确性和真实地下速度结构与一维速度模型的差异。其中sPL震相的准确拾取可以通过以下性质区分：1 sPL震相出现在P波后S波前；2 在大陆地区sPL震相一般出现在震中距30—50 km范围；3 sPL震相径向分量R振幅最大，垂向分量Z次之，切向分量T振幅最小。研究表明，速度模型误差对sPL震源深度测定结果影响较小：对于震源深度为10 km的地震，当速度模型分别增减10%时，深度误差约为1 km （崇加军等，2010；Luo et al，2010），因此利用sPL震相测定震源深度具有较高的准确性和可靠性。
对于此次芒市MS5.0主震的震源深度，国际研究机构USGS利用长周期震相（W phase）和全球平均速度模型反演的震源深度为17.5 km，与本文利用近震全波形和sPL深度震相测定的7 km存在较大差异。USGS针对远震震源参数的波形反演广泛使用长周期波形，Chen等（2013）的研究发现长周期波形对震源深度的分辨率不高。李志伟等（2015）和赵韬等（2019）的研究也表明，USGS全球地震目录给出的部分地震震源深度存在明显误差（最大相差约20 km），因此在使用USGS全球地震目录进行相关研究时需考虑震源深度测定误差带来的影响。
本文利用CAP方法和sPL近震深度震相来测定中小地震震源深度，测定结果表明芒市MS5.0主震与4次ML≥3.5余震的震源深度均在5—7 km范围内，说明震区内地震主要发生在上地壳相当浅的部位，已有的研究结果表明该地区的地震震源深度主要集中在2—10 km范围内，最深不超过15 km （房立华等，2011；Xu et al，2015），这与我们的研究结果一致。此外，考虑到芒市地震序列发生在龙江水库库区内，而震源深度作为定性判断水库触发地震的重要参数之一，有必要探讨此次芒市地震与水库地震之间的联系。大量观测研究显示，水库建成蓄水后在库区近岸10 km范围内通常会伴随相当数量的中小地震发生，震源深度一般不超过10 km（姜金钟等，2016；Zhang et al，2021），如紫坪铺水库地震的平均震源深度约为5 km，81%以上地震的震源深度小于10 km （杜苛等，2023），白鹤滩水库蓄水后震源深度优势分布在10 km以内（郭伟等，2022）。本文测定芒市ML3.5以上地震的震源深度不仅与水库诱发地震优势分布范围一致，还与该区域构造地震的震源深度优势分布范围一致，因此仅通过震源深度不足以探讨芒市地震与水库地震之间的联系。
研究表明，水库库区地震活动性与水库水位变化密切相关（叶庆东等，2023）。芒市地震震中位于龙江水库库区内，该水库自2010年投入运行以来，距芒市MS5.0地震发生已有13年，为分析龙江水库蓄水后库区内的地震活动特征，本文统计分析了2010—2024年龙江水库库区内ML≥1.0地震事件与水位变化的关系，其地震震级时序（M-t）和地震频次时序（N-t）分布见图8。库区内ML3.0以上地震与水库水位关系密切，除2013年6月8日发生的ML3.1地震处在年度低水位时期，库区内其余ML3.0以上地震均发生在当年度高水位时期，其中2011年9月24日水库蓄水高位时期发生最大地震为ML4.2地震（图8a）。库区内的地震活动特征可分为4个阶段（图8b）：第一阶段为2010年1月至2016年2月，期间ML1.0以上地震活动较为平静（月频次小于10次），平静期约为6年；第二阶段为2016年1月至2017年12月，该时段内水库水位变化较为剧烈、地震活动相对活跃，ML1.0以上地震活动月频次为十几次至三十几次；第三阶段为2018年1月至2023年9月，期间ML1.0以上地震活动较为平静（月频次小于10次），平静期约为6年；第四阶段为2023年10月至2023年12月，该时段内水库处于高水位且变化剧烈，并于12月2日在库区内发生MS5.0地震，暗示着龙江水库水位变化可能与此次地震的发生具有一定的关联性。
![]()
图 8 2010—2024年震区内地震震级与水库水位时序图（a）和地震频次与水库水位时序图（b）Figure 8. Earthquake magnitude versus reservoir level time series （a） and frequency of earthquakes versus reservoir level time series （b） in the earthquake zone during 2010—2024芒市MS5.0主震以走滑破裂为主兼具正断分量，但在主震破裂后破裂方式发生了明显变化，4次ML≥3.5余震的破裂方式主要表现为以走滑为主兼具逆冲分量或逆冲型破裂，表明主震与余震的震源机制明显不同。此外，MS5.0主震的地震烈度图长轴分布以及针对该地震序列在2023年12月2日至12月8日期间发生的所有地震基于波形互相关的双差地震定位（Waldhauser，Ellsworth，2000）结果也显示：此次地震序列的震源位置位于龙江电站水库库区，震源深度非常浅且余震明显呈非条带状分布于多条断层上（图9），表明此次地震序列的主要发震构造可能为至少两条空间位置临近、几何性质不同且孕震环境相对复杂的断层。
![]()
图 9 芒市MS5.0地震烈度图及双差重定位后的震中分布Figure 9. Intensity map and DD-relocated epicentral distribution of the MS5.0 Mangshi earthquake当前地震学界对于水库库区及周边地区发生的地震属于构造地震还是水库触发/诱发地震的准确判定还存在较大困难，但相关研究表明库区流体的重力加载作用以及流体沿着断层裂隙扩散渗透可能会改变孕震深度处介质强度或断层摩擦阻力，从而有可能加速断层的滑动或岩体破裂导致地震的发生（王妙月等，1976；Lei，2011；刁桂苓等，2014；Yao et al，2017；胡锦涛等，2023；叶庆东等，2023）。考虑到此次芒市地震位于水库库区且震源深度很浅（5—7 km）、相对复杂的发震断层构造系统有利于库水沿断层裂隙向下渗透运移等因素，本研究初步推测认为库区流体在原有具备发生中强地震潜力的断层裂隙中的渗透作用可能促进了此次芒市地震的发生，主震破裂导致的局部应力变化扰动又引起了临近的其它断层运动发生优势分布方向不同的余震事件，而关于此次地震更为确切的发震机理还有待利用更加丰富的数据和方法进一步开展综合研究。
5. 结论
本文基于云南地震台网宽频带地震波形资料和两种不同的区域速度模型，利用CAP方法对芒市地震序列中ML≥3.5地震的震源机制解及震源深度进行反演，并结合sPL深度震相进一步测定其震源深度，最后综合震源机制解、震源深度、地震烈度和地震重定位等研究结果分析探讨了此次芒市地震的发震机理，得出以下主要结论：
1） 震源机制解反演结果表明主震与余震的震源机制解有明显差异：芒市MS5.0地震为走滑型地震兼具正断分量，最佳双力偶机制解为节面I走向89°，倾角78°，滑动角−20°；节面Ⅱ走向183°，倾角70°，滑动角−167°，矩震级为MW4.9；而4次ML≥3.5余震为走滑兼逆冲型地震，震源机制均存在NE走向节面，走向平均为247°左右，倾角平均为65°左右，滑动角平均为26°左右，该节面走向与芒市地震烈度图长轴走向较为一致。
2） CAP方法反演得到芒市MS5.0地震最佳矩心深度为7 km，4次ML≥3.5余震矩心深度为5—7 km，利用sPL深度震相法测定主震的震源深度为7 km，4次ML≥3.5地震的震源深度均为5 km，两种方法测定的震源深度差小于2 km。主震与4次ML≥3.5余震震源深度均在5—7 km范围内，说明此次地震序列主要发生在上地壳浅部。
3）鉴于此次地震发生在水库库区且地震时库区处于高水位、震源分布很浅且主余震震源机制解明显不一致等因素，本研究初步推测认为：库区流体在原有具备发生中强地震潜力的断层裂隙中的渗透作用可能促进了此次地震的发生，且主震破裂引发局部应力调整使得临近的NE向断层滑动，导致本次地震序列的余震沿NE方向优势分布。
本文图件主要用GMT6 （Wessel et al，2019）软件绘制完成，地震波形数据处理由Seismic Analysis Code （SAC）软件包完成，CAP程序包由美国圣路易斯大学朱露培教授提供，云南地震台数据产品部提供了芒市地震波形数据及震相观测报告，云南省地震局白仙富高级工程师提供了地震烈度分布图底图，云南省地震局李智蓉高级工程师提供了龙江水库水位信息，两位审稿人对本文提出的宝贵意见，作者在此一并表示衷心的感谢。
![]()
图 1 事件202312020214（a）和202312020216（b）基于速度模型A（左），B（右）在最佳震源深度的理论波形（红线）和观测波形（黑线）的对比图Figure 1. Comparison of theoretical （red line） and observed （black line） waveforms using velocity model A （left） and B （right） for event 202312020214 （a） and 202312020216 （b） at the optimal source depth![]()
图 2 事件202312020224 （a）和202312031514 （b）基于速度模型A（左），B（右）在最佳震源深度的理论波形（红线）和观测波形（黑线）的对比图Figure 2. Comparison of theoretical （red line） and observed （black line） waveforms using velocity model A （left） and B （right） for event 202312020224 （a） and 202312031514 （b） at the optimal source depth -
![]()
图 2 14804地震台与其它台站的互相关函数
Figure 2. The cross-correlation functions between station 14804 and other stations
![]()
图 3 提取相速度频散曲线的例子
（a） 面波信号的提取；（b） 频散曲线图
Figure 3. Examples of phase velocity dispersion measurement
（a） Surface wave signal extraction；（b） Dispersion curve
![]()
图 4 L曲线法选择最佳平滑系数和阻尼系数
（a） 阻尼系数设为70，得到反演后平滑系数最佳值为120；（b） 平滑系数设为120，得到反演后阻尼系数最佳值为80；（c） 阻尼系数设为80，得到反演后平滑系数最佳值为120
Figure 4. L-curve of damping and smoothing weight parameters
（a） Given the damping coefficient of 70，the optimal value of the smoothing coefficient after inversion is 120；（b） Given the smoothing coefficient of 120，the best value of the damping coefficient after inversion is 80；（c） Given the damping coefficient of 80，the optimal value of the smoothing coefficient after inversion is 120
![]()
图 5 对8 s，10 s，20 s和35 s周期相速度的检测板测试
Figure 5. Checkboard tests at the periods of 8 s，10 s，20 s and 35 s
![]()
图 5 对8 s，10 s，20 s和35 s周期相速度的检测板测试
Figure 5. Checkboard tests at the periods of 8 s，10 s，20 s and 35 s
![]()
图 7 不同周期的相速度敏感程度
图（a）为计算频散灵敏度系数所用的参考模型；图（b）—（d）分别表示不同周期范围的基阶瑞雷面波相速度在不同深度对横波速度的敏感程度分布
Figure 7. Sensitive kernels of phase velocities in different periods
Fig.（a） denotes reference model used in dispersion sensitivity coefficient calculation；Figs.（b）−（d） Represent the sensitivity of phase velocities of fundamental Rayleigh wave in different periods with respect to the shear wave velocity at different depths，respectively
![]()
图 8 背景噪声层析成像与地震面波层析成像结果对比
Figure 8. Comparison of phase velocity map between ambient noise tomography and surface wave tomography with earthquake
![]()
-
陈刚,孙建博,周立发,章辉若,李向平,李向东. 2007. 鄂尔多斯盆地西南缘中生代构造事件的裂变径迹年龄记录[J]. 中国科学:地球科学,37(增刊):110–118. Chen G,Sun J B,Zhou L F,Zhang H R,Li X P,Li X D. 2007. Fission-track-age records of the Mesozoic tectonic-events in the southwest margin of the Ordos Basin,China[J]. Science in China:Earth Sciences,50(S2):133–143.
何静,吴庆举,张瑞青,雷建设. 2018. 利用接收函数研究兴蒙造山带阿巴嘎地区的地壳结构[J]. 地球物理学报,61(9):3676–3688. doi: 10.6038/cjg2018M0013 He J,Wu Q J,Zhang R Q,Lei J S. 2018. Crustal structure beneath the Abaga area of Xing’an-Mongolia Orogenic Belt using teleseismic receiver functions[J]. Chinese Journal of Geophysics,61(9):3676–3688 (in Chinese).
国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组. 1988. 鄂尔多斯周缘活动断裂系[M]. 北京: 地震出版社: 335. The Research Group on Active Fault System around Ordos Massif, State Seismological Bureau . 1988. Active Fault System Around the Ordos[M]. Beijing: Seismological Press: 335 （in Chinese）.
李清河, 郭守年, 吕德徽. 1999. 鄂尔多斯西缘与西南缘深部结构与构造[M]. 北京: 地震出版社: 153–183. Li Q H, Guo S N, Lü D H. 1999. Deep Structure in the Western and Southwestern Margins of the Ordos Block[M]. Beijing: Seismological Press: 153–183 （in Chinese）.
李松林,赖晓玲,刘宝峰,王志铄,何加勇,孙译. 2011. 由诸城—宜川人工地震剖面反演结果看太行山两侧岩石圈结构的差异[J]. 中国科学:地球科学,41(5):668–677. Li S L,Lai X L,Liu B F,Wang Z S,He J Y,Sun Y. 2011. Differences in lithospheric structures between two sides of Taihang mountain obtained from the Zhucheng-Yichuan deep seismic sounding profile[J]. Science China Earth Sciences,54(6):871–880. doi: 10.1007/s11430-011-4191-4
阮小敏,滕吉文,安玉林,闫雅芬,王谦身. 2011. 阴山造山带和鄂尔多斯盆地北部磁异常场与结晶基底特征研究[J]. 地球物理学报,54(9):2272–2282. doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.09.010 Ruan X M,Teng J W,An Y L,Yan Y F,Wang Q S. 2011. Analysis of magnetic anomaly and crystalline basement of the Yinshan orogen and the northern Ordos basin regions[J]. Chinese Journal of Geophysics,54(9):2272–2282 (in Chinese).
滕吉文,王夫运,赵文智,张永谦,张先康,闫雅芬,赵金仁,李明,杨辉,张洪双,阮小敏. 2010. 阴山造山带—鄂尔多斯盆地岩石圈层、块速度结构与深层动力过程[J]. 地球物理学报,53(1):67–85. doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.01.008 Teng J W,Wang F Y,Zhao W Z,Zhang Y Q,Zhang X K,Yan Y F,Zhao J R,Li M,Yang H,Zhang H S,Ruan X M. 2010. Velocity structure of layered block and deep dynamic process in the lithosphere beneath the Yinshan orogenic belt and Ordos Basin[J]. Chinese Journal of Geophysics,53(1):67–85 (in Chinese).
王涛,徐鸣洁,王良书,刘绍文,胡旭芝. 2007. 鄂尔多斯及邻区航磁异常特征及其大地构造意义[J]. 地球物理学报,50(1):163–170. doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.2007.01.023 Wang T,Xu M J,Wang L S,Liu S W,Hu X Z. 2007. Aeromagnetic anomaly analysis of Ordos and adjacent regions and its tectonic implications[J]. Chinese Journal of Geophysics,50(1):163–170 (in Chinese).
中国地震科学探测台阵数据中心. 2011. 中国地震科学探测台阵波形数据: 喜马拉雅计划[DB/OL]. [2020-06-12]. http://www.chinarraydmc.cn/map/station/distribution. China Seismic Array Data Management Center. 2011. China seismic array waveform data of Himalaya project[DB/OL]. [2020-06-12]. http://www.chinarraydmc.cn/map/station/distribution （in Chinese）.
许林斌,魏文博,金胜,叶高峰,梁宏达,贾常秀,龚旭,于洋. 2017. 鄂尔多斯地块北部至阴山造山带深部电性结构特征研究[J]. 地球物理学报,60(2):575–584. doi: 10.6038/cjg20170212 Xu L B,Wei W B,Jin S,Ye G F,Liang H D,Jia C X,Gong X,Yu Y. 2017. Study of deep electrical structure along a profile from northern Ordos block to Yinshan orogenic belt[J]. Chinese Journal of Geophysics,60(2):575–584 (in Chinese).
徐义贤,罗银河. 2015. 噪声地震学方法及其应用[J]. 地球物理学报,58(8):2618–2636. doi: 10.6038/cjg20150803 Xu Y X,Luo Y H. 2015. Methods of ambient noise-based seismology and their applications[J]. Chinese Journal of Geophysics,58(8):2618–2636 (in Chinese).
张永谦,滕吉文,王夫运,赵文智,李明,王谦身. 2011. 阴山造山带及鄂尔多斯盆地北部地区上地壳的地震波属性结构及岩性推断[J]. 地球物理学报,54(1):87–97. doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.01.010 Zhang Y Q,Teng J W,Wang F Y,Zhao W Z,Li M,Wang Q S. 2011. Structure of the seismic wave property and lithologydeduction of the upper crust beneath the Yinshan orogenic belt and the northern Ordos block[J]. Chinese Journal of Geophysics,54(1):87–97 (in Chinese).
赵金仁,张先康,张成科,张建狮,刘宝峰,潘素珍. 2006. 山西五台山地区地壳深部结构特征研究[J]. 地球物理学报,49(1):123–129. doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.2006.01.017 Zhao J R,Zhang X K,Zhang C K,Zhang J S,Liu B F,Pan S Z. 2006. Features of deep crustal structure beneath the Wutai mountain area of Shanxi Province[J]. Chinese Journal of Geophysics,49(1):123–129 (in Chinese). doi: 10.1002/cjg2.819
钟世军,吴建平,房立华,王未来,范莉苹,王怀富. 2017. 青藏高原东北缘及周边地区基于程函方程的面波层析成像[J]. 地球物理学报,60(6):2304–2314. doi: 10.6038/cjg20170622 Zhong S J,Wu J P,Fang L H,Wang W L,Fan L P,Wang H F. 2017. Surface wave Eikonal tomography in and around the northeastern margin of the Tibetan Plateau[J]. Chinese Journal of Geophysics,60(6):2304–2314 (in Chinese).
Ai S X,Zheng Y,Riaz M S,Song M Q,Zeng S J,Xie Z J. 2019a. Seismic evidence on different rifting mechanisms in southern and northern segments of the Fenhe-Weihe rift zone[J]. J Geophys Res:Solid Earth,124(1):609–630. doi: 10.1029/2018JB016476
Ai S X,Zheng Y,He L P,Song M Q. 2019b. Joint inversion of ambient noise and earthquake data in the Trans-North China Orogen:On-going lithospheric modification and its impact on the Cenozoic continental rifting[J]. Tectonophysics,763:73–85. doi: 10.1016/j.tecto.2019.05.003
Bao X W,Song X D,Xu M J,Wang L S,Sun X X,Mi N,Yu D Y,Li H. 2013. Crust and upper mantle structure of the North China Craton and the NE Tibetan Plateau and its tectonic implications[J]. Earth Planet Sci Lett,369-370:129–137. doi: 10.1016/j.jpgl.2013.03.015
Bensen G D,Ritzwoller M H,Barmin M P,Levshin A L,Lin F,Moschetti M P,Shapiro N M,Yang Y. 2007. Processing seismic ambient noise data to obtain reliable broad-band surface wave dispersion measurements[J]. Geophys J Int,169(3):1239–1260. doi: 10.1111/j.1365-246X.2007.03374.x
Chen L,Cheng C,Wei Z G. 2009. Seismic evidence for significant lateral variations in lithospheric thickness beneath the central and western North China Craton[J]. Earth Planet Sci Lett,286(1/2):171–183.
Dziewonski A,Bloch S,Landisman M. 1969. A technique for the analysis of transient seismic signals[J]. Bull Seismol Soc Am,59(1):427–444.
Ekström G. 2011. A global model of Love and Rayleigh surface wave dispersion and anisotropy,25–250 s[J]. Geophys J Int,187(3):1668–1686. doi: 10.1111/j.1365-246X.2011.05225.x
Guo Z,Chen Y J. 2017. Mountain building at northeastern boundary of Tibetan Plateau and craton reworking at Ordos block from joint inversion of ambient noise tomography and receiver functions[J]. Earth Planet Sci Lett,463:232–242. doi: 10.1016/j.jpgl.2017.01.026
He J,Li Y H,Sandvol E,Wu Q J,Du G B,Zhang R Q,Yu D X,Liu H L,Lei J S,Huang J P. 2019. Tomographic Pn velocity and anisotropy structure in Mongolia and the adjacent regions[J]. J Geophys Res:Solid Earth,124(4):3662–3679. doi: 10.1029/2018JB016440
Jia S X,Wang F Y,Tian X F,Duan Y H,Zhang J S,Liu B F,Lin J Y. 2014. Crustal structure and tectonic study of North China Craton from a long deep seismic sounding profile[J]. Tectonophysics,627:48–56. doi: 10.1016/j.tecto.2014.04.013
Jin G,Gaherty J B. 2015. Surface wave phase-velocity tomography based on multichannel cross-correlation[J]. Geophys J Int,201(3):1383–1398. doi: 10.1093/gji/ggv079
Kennett B L N,Sambridge M S,Williamson P R. 1988. Subspace methods for large inverse problems with multiple parameter classes[J]. Geophys J Int,94(2):237–247. doi: 10.1111/j.1365-246X.1988.tb05898.x
Levshin A L,Ritzwoller M H. 2001. Automated detection,extraction,and measurement of regional surface waves[J]. Pure Appl Geophys,158:1531–1545.
Li S L,Guo Z,Chen Y J,Yang Y J,Huang Q H. 2018. Lithospheric structure of the northern Ordos from ambient noise and teleseismic surface wave tomography[J]. J Geophys Res:Solid Earth,123(8):6940–6957.
Li Y H,Wu Q J,Pan J T,Sun L. 2012. S-wave velocity structure of northeastern China from joint inversion of Rayleigh wave phase and group velocities[J]. Geophys J Int,190(1):105–115. doi: 10.1111/j.1365-246X.2012.05503.x
Lin F C,Ritzwoller M H. 2011. Helmholtz surface wave tomography for isotropic and azimuthally anisotropic structure[J]. Geophys J Int,186(3):1104–1120. doi: 10.1111/j.1365-246X.2011.05070.x
Luo Y H,Yang Y J,Xu Y X,Xu H R,Zhao K F,Wang K. 2015. On the limitations of interstation distances in ambient noise tomography[J]. Geophys J Int,201(2):652–661. doi: 10.1093/gji/ggv043
Meng Q R,Hu J R,Jin J Q,Zhang Y,Xu D F. 2003. Tectonics of the late Mesozoic wide extensional basin system in the China–Mongolia border region[J]. Basin Res,15(3):397–415. doi: 10.1046/j.1365-2117.2003.00209.x
Rawlinson N,Sambridge M. 2005. The fast marching method:An effective tool for tomographic imaging and tracking multiple phases in complex layered media[J]. Explor Geophys,36(4):341–350. doi: 10.1071/EG05341
Schimmel M,Stutzmann E,Gallart J. 2011. Using instantaneous phase coherence for signal extraction from ambient noise data at a local to a global scale[J]. Geophys J Int,184(1):494–506. doi: 10.1111/j.1365-246X.2010.04861.x
Sun X L,Song X D,Zheng S H,Yang Y J,Ritzwoller M H. 2010. Three dimensional shear wave velocity structure of the crust and upper mantle beneath China from ambient noise surface wave tomography[J]. Earthquake Science,23(5):449–463. doi: 10.1007/s11589-010-0744-4
Tang Y C,Chen Y J,Zhou S Y,Ning J Y,Ding Z F. 2013. Lithosphere structure and thickness beneath the North China Craton from joint inversion of ambient noise and surface wave tomography[J]. J Geophys Res:Solid Earth,118(5):2333–2346. doi: 10.1002/jgrb.50191
Tian X B,Teng J W,Zhang H S,Zhang Z J,Zhang Y Q,Yang H,Zhang K K. 2011. Structure of crust and upper mantlebeneath the Ordos block and the Yinshan mountains revealed by receiver function analysis[J]. Phys Earth Planet Inter,184(3/4):186–193.
Tian Y,Zhao D P. 2011. Destruction mechanism of the North China Craton:Insight from P and S wave mantle tomography[J]. J Asian Earth Sci,42(6):1132–1145. doi: 10.1016/j.jseaes.2011.06.010
Wang S J,Wang F Y,Song X H,Liu B F,Bao X M,Gao Z Y. 2019. Upper mantle anisotropy and tectonic deformationbeneath the Ordos Block in the western North China Craton:Constraints from wide-angle seismic data[J]. J Asian Earth Sci:X,1:100008.
Wang W L,Wu J P,Fang L H,Lai G J,Cai Y. 2017. Sedimentary and crustal thicknesses and Poisson’s ratios for the NE Tibetan Plateau and its adjacent regions based on dense seismic arrays[J]. Earth Planet Sci Lett,462:76–85. doi: 10.1016/j.jpgl.2016.12.040
Wang Z T,Zhou H R,Wang X L,Jing X C. 2015. Characteristics of the crystalline basement beneath the Ordos Basin:Constraint from aeromagnetic data[J]. Geosci Front,6(3):465–475. doi: 10.1016/j.gsf.2014.02.004
Yin Y T,Jin S,Wei W B,Ye G F,Jing J E,Zhang L T,Dong H,Xie C L,Liang H D. 2017. Lithospheric rheological heterogeneity across an intraplate rift basin(Linfen Basin,North China)constrained from magnetotelluric data:Implications for seismicity and rift evolution[J]. Tectonophysics,717:1–15. doi: 10.1016/j.tecto.2017.07.014
Zhao G C,Sun M,Wilde S A,Li S Z. 2005. Late Archean to Paleoproterozoic evolution of the North China Craton:Key issues revisited[J]. Precambrian Res,136(2):177–202. doi: 10.1016/j.precamres.2004.10.002
Zhao L,Allen R M,Zheng T Y,Hung S H. 2009. Reactivation of an Archean craton:Constraints from P- and S-wave tomography in North China[J]. Geophys Res Lett,36(17):L17306. doi: 10.1029/2009GL039781
-
期刊类型引用(4)
1. 李鑫月，石磊，李永华. 近震体波走时与重力联合反演华北地区地壳上地幔顶部P波速度结构. 地球物理学报. 2024(04): 1439-1453 . 
百度学术
2. 钟世军，吴建平，司政亚. 华北克拉通中西部及周边地区瑞利面波相速度方位各向异性. 地球物理学报. 2024(08): 2926-2945 . 百度学术
3. 钟世军，吴建平，司政亚，朱红彬，王薇. 基于程函面波成像的华北克拉通岩石圈三维高分辨率S波速度结构研究. 地震学报. 2024(04): 578-599 . 本站查看
4. 侯爵，潘佳铁，李永华，武振波，俞贵平，徐涛. 华北克拉通中西部地壳S波速度结构及其地质意义. 地球物理学报. 2023(05): 1960-1975 . 百度学术
其他类型引用(5)
下载:
计量
- 文章访问数: 1236
- HTML全文浏览量: 621
- PDF下载量: 181
- 被引次数: 9
