鄂爾多斯西緣中上地殼Pg波速度成像研究

曾憲偉 馮建剛 龍鋒 莘海亮

摘要：利用鄂爾多斯西緣30個測震臺站記錄到的5 370次地震的24 860條Pg波射線數據，反演了該區域中上地殼Pg波速度橫向變化結果，以及臺站走時校正和地震事件走時校正項。結果表明：（1）鄂爾多斯西緣中上地殼Pg波速度結構呈現明顯的橫向不均勻性；穩定的阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體主要表現為高速區，兩塊體邊界兩側存在高速到低速的明顯轉換；銀川盆地與吉蘭泰盆地屬于相對低速區，幾條主要的斷裂帶或斷裂段屬于顯著低速區。（2）1970年以來研究區5級以上中強地震多發生于高、低速區的轉換地帶，反映了地殼結構橫向變化劇烈區為地震頻發區。（3）臺站臺基及走時鐘差造成的系統走時誤差較小；研究區周邊地震定位誤差偏大、中部地震定位誤差偏小，說明地震定位誤差大小與臺站分布密切相關。

關鍵詞：鄂爾多斯西緣；中上地殼；Pg波速度結構；中強地震

中圖分類號：P31524文獻標識碼：A文章編號：1000-0666（2017）02-0176-10

0引言

地震層析成像通常采用體波（P、S波）和面波觀測數據研究地球內部結構，其中以研究區域地殼和上地幔速度結構的居多，比如在小范圍的川滇（王椿鏞等，2002；李飛等，2011）、新疆（李強等，1994；裴順平等，2002）、青藏高原（丁志峰等，1999；崔仲雄，裴順平，2009；周民都等，2012；余大新等，2014）、華北（劉福田等，1986；段永紅等，2002；王志鑠等，2008）、華南（傅竹武等，1993；熊紹柏等，2002）等地區以及大范圍的中國大陸（劉福田等，1989；汪素云等，2003；裴順平等，2004）均有相關研究成果。由于中國大陸地震基本上都集中于地殼的中上部（張國民等，2002），因此我們更關心的是中上地殼這一發震層的速度結構，這對于了解區域地震的孕育和發生背景有重要意義。

鄂爾多斯西緣位于南北地震帶的北段，區域地質構造復雜、活動斷裂發育，該區域在青藏塊體北東向的強烈推擠作用下，形成陡變的地球物理場和強烈的地震活動（國家地震局鄂爾多斯活動斷裂系課題組，1988；Deng，Liao，1996）。有歷史記錄以來，鄂爾多斯西緣地區曾發生過1739年銀川—平羅80級地震和1920年海原85級地震以及3次7級地震和9次6級地震（楊明芝等，2007）。如此強烈的地震活動與鄂爾多斯西緣所處的特殊的大地構造位置是密不可分的。鄂爾多斯西緣北部位于穩定的阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體交匯部位，其中發育有拉張型的銀川盆地和吉蘭泰盆地（劉建輝等，2010），前者被賀蘭山東麓斷裂和黃河—靈武斷裂所圍限，后者則被巴彥烏拉山斷裂和磴口—本井斷裂所圍限（圖1）；鄂爾多斯西緣南部位于青藏塊體向北東方向擴展的前緣——青藏塊體東北緣，屬于青藏塊體東北部邊界構造帶（鄧啟東等，2014），區域內發育有海原斷裂、六盤山斷裂和西秦嶺北緣斷裂等幾條主要活動斷裂（圖1）。

20世紀80年代以來，不少學者對鄂爾多斯西緣地區的地殼速度結構進行過研究。劉建華等（1989）利用相當數量的近震和遠震P波到時數據反演了南北地震帶地殼和上地幔三維速度結構，研究結果顯示20 km以上的地殼速度結構表明銀川盆地屬于低速區，阿拉善塊體為高速區，并且所有強震震中都分布在高速與低速區間的過渡條帶上。90年代初期，由原國家地震局組織完成的2條地學斷面均通過鄂爾多斯西緣地區（國家地震局地學斷面編委會，1992；王椿鏞等，1995）；21世紀初，中國地震局地球物理勘探中心又布設完成了經過該區域的2條地震測深剖面（李松林等，2001，2002）。這些寶貴的人工地震測深資料為研究該區域地殼速度結構提供了重要的科學依據。近些年，位于鄂爾多斯西緣地區的城市活斷層探測工作取得了顯著進展，相關探測區域的地殼三維速度結構研究也取得了重要成果，比如方盛明等（2009）利用布設于銀川盆地的深地震反射探測剖面得到了該區域的地殼精細結構，楊卓欣等（2009）利用布設于銀川盆地中北部的三維地震透射臺陣獲得的數據反演了銀川盆地的上地殼結構，尤其是研究區蓋層和基底的三維速度結構（約從地表至地下7 km）。

以上研究成果大多給出的是某個區域的三維地殼速度結構或某個剖面的二維地殼速度結構，研究區存在一定的局域性。雖然針對稍大范圍的區域地殼速度結構也有相關研究成果發表（劉建華等，1989；金延龍等，1999；金春華等，2011），但由于使用的地震資料時間短，以致到時數據的數量有限，在一定程度上降低了地殼結構的反演分辨率，所以這些數據更適合于分辨率較低的大尺度研究。我們知道，地球淺部的巖石層結構比深部的物質具有更強的非均勻性（丁志峰等，1999），因而要求反演解具有較高的分辨率。因此，本文擬通過豐富到時數據來提高反演解的分辨率，采用1970—2008年寧夏、內蒙古和甘肅省的弱震臺站所記錄到的近震Pg波到時數據，利用二維Pg波速度層析成像方法（Pei，Chen，2012），反演鄂爾多斯西緣中上地殼更高分辨率的Pg波速度橫向變化圖像。

[BT1+*5]1資料選取與反演方法

本文研究范圍為（34～41°N、104～108°E），作為重點研究區域的鄂爾多斯西緣位于其中部。震相報告選自1970—2008年的寧夏地震臺網觀測報告，其中1970—2002年為寧夏模擬測震臺站運行時段（簡稱模擬時段），2003—2008年為寧夏“九五”數字測震臺站運行時段（簡稱“九五”數

字時段）。“九五”數字時段測震臺站僅有7個，且與模擬時段的臺站位置基本一致。雖然2009年后寧夏數字測震臺站數增至13個，但新增臺站記錄地震時段較短，本文不做研究。因此，為保證同一臺站記錄的地震射線數足夠豐富，本文僅選用1970—2008年的震相觀測報告。

首先利用Hypo2000絕對定位方法（Klein，2007），使用寧夏地區的4條人工地震測深結果（楊明芝等，2007）抽取研究區部分臺站下方的地殼速度模型（圖2），對研究區內地震進行單事件重新定位，然后利用雙差定位方法（Waldhause，Ellsworth，2000）再次進行震源位置的精確定位。結果顯示，85%以上的地震水平向和垂直向定位誤差均小于1 km。將其中水平向和垂直向定位誤差大于1 km的地震刪除后，[JP2]計算得到東西向誤差均值為103 m，南北向誤差均值為83 m，深度誤差均值為141 m，顯示定位精度較高。[JP]

震源深度重新定位結果顯示：90%以上的地震發生于中上地殼內（深度小于20 km）。由于本文所使用的Pg波到時數據和震源深度均為重新定位后的結果，因此考慮到本文研究的地殼深度范圍，并為了保證參與反演的到時數據的精度，本文所選的數據均采用以下條件進行篩選：①每個地震事件至少有3個測震臺站記錄到；②每個測震臺站至少記錄到3個地震事件；③震源深度小于20 km；④震中距介于01°～2°之間；⑤到時殘差介于-2～2 s之間。最終挑選出30個測震臺站記錄到5 370次地震的24 860條Pg波射線，射線分布如圖3所示。從圖中可以看出，在研究區周邊區域射線密度較低，而中間區域射線密度分布較高。

Pg波由震源發出經過地殼介質直接到達臺站，它攜帶了射線經過區域的諸多信息，包括地殼結構信息。因此，本文采用裴順平發展的一種新的二維層析成像方法（Pei，Chen，2012），利用Pg波到時數據研究區域地殼速度橫向變化特征。

[JP2]相對于水平距離，地殼發震層（小于20 km）可以近似為一層厚度很薄的薄層，由此帶來的誤差表示為臺站誤差項tsta和地震事件誤差項tevt。忽略速度隨深度的變化，Pg波的觀測走時方程可以寫為：[JP][KH*1]

tobs=[KF（]h2+Δ2[KF）][JB<2/]v+tsta+tevt[JY]（1）[KH*1D]

式中：h代表震源深度；Δ代表震中距；v代表Pg波的速度；臺站項tsta代表臺基地質狀況的差異和到時鐘差等因素造成的走時誤差；事件項tevt代表震源深度誤差和發震時刻誤差造成的走時誤差。

那么，震源深度校正后的走時可以表示為：[KH*1]

tobs-[JB<2（][KF（]h2+Δ2[KF）]-Δ[JB>2）][JB<2/]v=Δ/v+tsta+tevt[JY]（2）[KH*1D]

如果將地殼發震層劃分為二維網格，則校正后的走時方程可以寫成：[KH*1]

tij=ai+bj+∑dijk·sk[JY]（3）[KH*1D]

式中：tij為地震i到臺站j的深度校正后的走時；ai為第i個地震的事件項；bj為第j個臺站的臺站項，dijk是第i個地震到第j個臺站的射線在第k個網格內的傳播距離；sk為網格k的慢度（速度的倒數）。采用經典LSQR方法（Paige，Saunders，1982）可以求解式（3），獲得不同網格的Pg波速度值。

2研究結果與分析

[JP2]根據前文設定的數據篩選條件得到了本文用于速度成像反演的Pg波到時數據（圖4中虛線框所示），并利用最小二乘法擬合了Pg震相時距曲線（圖4），其斜率表征的Pg波平均速度為61 km/s。將研究區劃分為15′×15′的二維網格，并設定阻尼系數為200，經過60次迭代反演計算，[HJ2mm]得到了研究區中上地殼Pg波速度橫向變化圖像（圖5）和臺站校正項（圖6a）以及事件校正項（圖6b）。[JP]

圖5只顯示了分辨率較高、成像結果較可靠的區域圖像。圖中紅色表示低于平均速度的負擾動，即低速區，藍色表示高于平均速度的正擾動，即高速區。成像結果顯示地殼速度結構呈現明顯的橫向不均勻性。從構造分區來看，成像區兩側屬于穩定的阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體的區域主要表現為高速區，塊體交匯部位主要表現為低速區，其中銀川盆地和吉蘭泰盆地屬于相對低速區。與已有研究成果（劉建華等，1989，張先康等，2003；郭飚等，2004）得到的認識基本一致。從地區行政區劃上看，低速區主要集中在寧夏中部，高速區主要集中在寧夏周邊地區。

臺站正校正表示臺站地質狀況差和到時鐘差等因素導致地震波走時延長，臺站負校正則主要與到時鐘差等因素帶來的地震波走時縮短有關。圖6a顯示了臺站校正分布情況，多數臺站走時校正值較小，只有個別臺站走時校正值較大，說明多數臺站由臺基地質狀況的差異和到時鐘差等因素造成的走時誤差較小。同時，臺站正校正多分布于研究區北部、負校正基本分布于研究區南部，這一分布規律似乎與該區域地質結構差異（北部主要為沉積盆地、南部主要為基巖山區）有關，因為研究區北部的臺站校正更易在臺基巖性較差的影響下表現為正校正，而南部的臺站校正受臺基地質狀況的影響要小很多，主要與到時鐘差等因素有關。

事件正校正表示震源深度定位偏深或發震時刻偏大，事件負校正則表示震源深度定位偏淺或發震時刻偏小，事件校正值大小與地震定位誤差大小有關。圖6b顯示了地震事件校正分布情況，相對臺站校正項，地震事件的走時補償較顯著，在一定程度上反映了地震深度及發震時刻定位往往存在誤差。從圖中可以看出，區域事件校正值大小存在差異，研究區周邊地震的事件校正值偏大，中部區域的地震事件校正值相對偏小。這一分布規律恰恰反映了臺站分布與地震定位誤差的關系，即臺站網緣地震的定位誤差偏大、網內地震的定位誤差偏小。

3分辨率測試

為了檢驗數據的數量和分布能否反演出分辨尺度大小的異常體，需要進行分辨率測試。本文采用檢測板（Checkboard）方法（Inoue et al，1990）進行分辨率檢驗。網格大小取15′×15′，阻尼系數取20，迭代次數取60，理論速度模型選取振幅為02 km/s的正弦波速度擾動（圖7a），然后按照實際的射線分布計算理論走時，再加上均值為0方差為01 s的正態分布隨機噪聲作為觀測走時進行反演，反演后的理論速度模型如圖7b所示，其中白色框顯示的區域為反演后速度模型恢復較好的區域，這與圖5顯示的成像結果較可靠的區域是一致的。分辨率測試結果表明：分辨率的高低與射線分布密度大小呈正相關，即研究區中部射線密度較高，分辨率也較高，反之亦然。

圖8為反演前、后走時殘差隨震中距的分布情況。從圖中可以看出，反演后的走時殘差離散度整體變小，其標準差由反演前的06 s降至反演后的046 s，尤其是震中距大于80 km的走時殘差明顯向均值集中。

4討論

41與已有研究結果對比分析[BT）]

分析研究區中上地殼速度橫向變化圖像（圖5），結果顯示地殼速度結構呈現明顯的橫向不均勻性。這和青藏高原東北緣與鄂爾多斯地塊之間的過渡帶地殼變形強烈、地殼結構較為破碎有關，同時也與該區域地震頻發相一致（陳九輝等，2005）。

劉建華等（1989）利用近震與遠震P波到時數據反演了南北地震帶地殼三維速度結構，結果顯示20 km以上的地殼速度結構在銀川盆地表現為低速區，阿拉善塊體表現為高速區；張先康等（2003）、郭飚等（2004）的研究結果表明鄂爾多斯塊體P波平均速度偏高；滕吉文等（2008）認為，盆地、凹陷、較大的斷裂或斷裂帶在速度結構上一般表現為相對低速區，在構造單元的邊界、較大斷裂或巖性接觸面兩側，速度變化強烈。從圖5顯示的P波高速與低速區分布來看，屬于穩定的阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體的區域主要表現為高速區，塊體交匯部位主要表現為低速區，其中銀川盆地與吉蘭泰盆地屬于相對低速區，幾條主要的斷裂帶或斷裂段屬于顯著低速區；阿拉善塊體與鄂爾多斯塊體邊界兩側存在高速到低速的明顯轉換。由此，本文成像結果與以上研究得到的認識一致性較好。

梅世蓉（1995）提出堅固體孕震模式，認為高速體（堅固體）的存在是高應力集中的重要條件。已有研究結果表明，地震易發生于高速區與低速區的過渡帶或高速體的邊側（劉福田等，1986；Lees et al，1990；孫若昧，劉福田，1995；王椿鏞等，2002；陳九輝等，2005；曾憲偉等，2014）。將1970年以來發生于分辨率較高區域的5級以上地震投影到圖5中，顯示這些地震多發生于高、低速區的轉換地帶，尤其是20世紀七八十年代集中發生于寧夏中部吳忠、靈武地區的5級地震均發生于低速區向高速區的過渡區并偏向高速體一側。地殼結構橫向變化劇烈區，是介質不均勻且強度較低的薄弱帶，也是應力較易集中的地帶，這些區域在構造應力場作用下易于破裂而成為地震多發區。

[BT2]42地震危險性分析

由于本文研究區域僅限于鄂爾多斯西緣，并且選取了多個省區域臺網有弱震記錄以來的近震資料，Pg波到時數據非常豐富，網格劃分較密的情況下也能達到成像要求，因此，本文的成像結果能夠實現分辨率較高的小尺度研究，與以往該區域較大范圍的大尺度成像結果相較，水平面上的成像精細程度更高，也首次計算反演了以15′×15′劃分水平網格的鄂爾多斯西緣中上地殼Pg波速度結構。

速度成像結果顯示，鄂爾多斯西緣多數斷裂帶或斷裂段表現為相對低速，而黃河斷裂靈武段、香山—天景山斷裂西段、海原斷裂帶西段以及云霧山斷裂則表現為相對高速，與較大斷裂或斷裂帶在速度結構上一般表現為相對低速區的認識（滕吉文等，2008）存在差異。其中海原斷裂帶曾發生1920年海原81/2級大地震，斷裂帶較破碎，更易表現為相對低速，而成像結果顯示該斷裂帶表現為不顯著的低速和相對高速。海原斷裂帶位于青藏塊體東北緣，為青藏高原向大陸內部擴展的前緣部位，長期受印度板塊北東向的擠壓作用，易于積累應力，海原斷裂帶的相對高速可能說明該區域一直處于應力積累狀態。

基于地震易發生于高、低速區的過渡帶以及堅固體孕震模式——高速體（堅固體）的存在是高應力集中的重要條件（梅世蓉，1995）這兩個原因，黃河斷裂靈武段、香山—天景山斷裂西段以及云霧山斷裂的高速區及其周圍地區很可能是未來中強地震的有利孕育場所。研究表明（孫若昧，劉福田，1995；王椿鏞等，2002），速度急劇變化的梯度地帶，是介質最不均勻強度較低的薄弱帶，也是應力最易集中的地帶，這樣的環境具備了積累大量能量的介質條件，又是應力易于釋放的場所，這些區域在橫向擠壓下的構造應力場作用下易于破裂而引發地震。因此，更應重點關注和加強研究以上3條斷裂帶及周邊地區的高、低速轉換部位的地震危險性。

5結論

本研究利用鄂爾多斯西緣30個測震臺站記錄到5 370次地震的24 860條Pg波射線數據，首次反演了該區域15′×15′水平網格的中上地殼Pg波橫向速度結構，并得到了臺站走時校正和地震事件走時校正分布圖。結果表明：

（1）鄂爾多斯西緣中上地殼Pg波速度結構呈現明顯的橫向不均勻性。穩定的阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體主要表現為高速區，兩塊體邊界兩側存在高速到低速的明顯轉換；銀川盆地與吉蘭泰盆地屬于相對低速區，幾條主要的斷裂帶或斷裂段屬于顯著低速區。

（2）1970年以來鄂爾多斯西緣的5級以上地震多發生于高、低速區的轉換地帶，尤其是20世紀七八十年代集中于寧夏中部吳忠、靈武地區的5級地震均發生于低速區向高速區的過渡區并偏向高速體一側。這是由于地殼結構橫向變化劇烈區是應力較易集中并釋放而發生地震的區域。

（3）臺站走時校正結果說明多數臺站帶來的系統走時誤差較小。事件走時校正圖像則顯示研究區周邊地震定位誤差偏大、中部地震定位誤差偏小，說明地震定位誤差大小與臺站分布密切相關。

（4）海原斷裂帶表現出的不顯著低速和相對高速可能說明該區域一直處于應力積累狀態。黃河斷裂靈武段、香山—天景山斷裂西段以及鄂爾多斯西南緣（包括六盤山斷裂、云霧山斷裂等）高、低速轉換部位很可能是未來中強地震的有利孕育場所。[HTK]

本文繪圖采用GMT繪圖軟件。“M7”專項工作組為本研究工作提供了到時數據，中國科學院青藏高原研究所裴順平研究員為本文提供了計算程序，并給予了熱情指導，中國地震局監測預報司預報管理處馬宏生處長提供了交流學習平臺，中國地震臺網中心周龍泉研究員給予了熱情指導和幫助，審稿專家對文章提出了建設性修改意見，本文編輯對文字進行了悉心編輯和加工，在此一并致謝。

參考文獻：[HT6SS][ZK（2#]

陳九輝，劉啟元，李順成，等2005青藏高原東北緣——鄂爾多斯地塊地殼上地幔S波速度結果[J].地球物理學報，48（2）：333-342

崔仲雄，裴順平2009青藏高原東構造結及周邊地區上地幔頂部Pn速度結構和各向異性研究[J].地球物理學報，52（9）：2245-2254

鄧啟東，程紹平，馬冀，等2014青藏高原地震活動特征及當前地震活動形勢[J].地球物理學報，57（7）：2025-2042

丁志峰，何正勤，孫為國，等1999青藏高原東部及其邊緣地區的地殼上地幔三維速度結構[J].地球物理學報，42（2）：197-205

段永紅，張先康，方盛明2002華北地區上部地殼結構的三維有限差分層析成像[J].地球物理學報，45（3）：362-369

方盛明，趙成彬，柴熾章，等2009銀川斷陷盆地地殼結構與構造的地震學證據[J].地球物理學報，52（7）：1768-1775

傅竹武，莊真，呂梓齡，等1993由長周期地震面波研究華南地區地殼和上地幔三維構造[J].地震學報，15（2）：159-167

郭飚，劉啟元，陳九輝，等2004青藏高原東北緣——鄂爾多斯地殼上地幔地震層析成像研究[J].地球物理學報，47（5）：790-797

國家地震局地學斷面編委會1992上海奉賢至內蒙古阿拉善左旗地學斷面（說明書）[M]北京：地震出版社

國家地震局鄂爾多斯活動斷裂系課題組1988鄂爾多斯周緣活動斷裂系[M]北京：地震出版社，5-328

金春華，趙衛明，陳曉非，等2011利用地震和爆破資料反演寧夏及鄰區淺層三維速度結構[J].地震學報，33（5）：614-623

金延龍，楊明芝，趙衛明，等1999利用區域臺網記錄的直達、反射和折射波反演寧夏及鄰區地殼P波三維速度結構[J]地震學報，21（7）：394-402

李飛，周仕勇，蘇有錦，等2011川滇及鄰區Pn波速度結構和各向異性研究[J].地球物理學報，54（1）：44-54

李強，劉瑞豐，杜安陸，等1994新疆及其毗鄰地區地震層析成像[J].地球物理學報，37（3）：311-320

李松林，張先康，任青芳，等2001西吉-中衛地震測深剖面及其解釋[J].地震地質，23（1）：86-92

李松林，張先康，張成科，等2002瑪沁—蘭州—靖邊地震測深剖面地殼速度結構的初步研究[J].地球物理學報，45（2）：210-217

劉福田，曲克信，吳華，等1986華北地區的地震層面成象[J].地球物理學報，29（5）：442-449

劉福田，曲克信，吳華，等1989中國大陸及其鄰近地區的地震層析成象[J].地球物理學報，32（3）：281-291

劉建華，劉福田，吳華，等1989中國南北帶地殼和上地幔的三維速度圖象[J].地球物理學報，32（2）：143-152

劉建輝，張培震，鄭德文，等2010賀蘭山晚新生代隆升的剝露特征及其隆升模式[J].中國科學：地球科學，40（1）：50-60

梅世蓉1995地震前兆場物理模式與前兆時空分布機制研究（一）——高速異常體模式的由來與證據[J].地震學報，17（3）：273-282

裴順平，許忠淮，汪素云，等2002新疆及鄰區Pn速度層析成像[J].地球物理學報，45（2）：218-225

裴順平，許忠淮，汪素云2004中國大陸及鄰近地區上地幔頂部Sn波速度層析成像[J].地球物理學報，47（2）：250-256

孫若昧，劉福田1995京津塘地區地殼結構與強震的發生——IP波速度結構[J].地球物理學報，38（5）：599-607

滕吉文，王夫運，趙文智，等2008鄂爾多斯盆地上地殼速度分布與沉積建造和結晶基底起伏的構造研究[J].地球物理學報，51（6）：1753-1766

汪素云，許忠淮，裴順平2003中國大陸Pn波速度結構與強震孕育的深部背景[J].地球物理學報，46（6）：779-785

王椿鏞，MOONEY W D，王溪莉，等2002川滇地區地殼上地幔三維速度結構研究[J].地震學報，24（1）：1-16

王椿鏞，林中洋，陳學波1995青海門源—福建寧德地學斷面綜合地球物理研究[J]地球物理學報，38（5）：590-598

王志鑠，王椿鏞，曾融生，等2008華北及鄰區地殼上地幔三維速度結構的地震走時層析成像[J].CT理論與應用研究，17（2）：15-27

熊紹柏，劉宏兵，王有學，等2002華南上地殼速度分布與基底、蓋層構造研究[J].地球物理學報，45（6）：784-791

楊明芝，馬禾青，廖玉華2007寧夏地震活動與研究[M].北京：地震出版社，1-6

楊卓欣，段永紅，王夫運，等2009銀川盆地深地震斷層的三維透射成像[J].地球物理學報，52（8）：2026-2034

余大新，李永華，吳慶舉，等2014利用Rayleigh波相速度和群速度聯合反演青藏高原東北緣S波速度結構[J].地球物理學報，57（3）：800-811

曾憲偉，馮建剛，呂俊強20142003年民樂MS61地震前后Pg波速度橫向變化特征[J].地球物理學進展，29（4）：1601-1608

張國民，汪素云，李麗，等2002中國大陸地震震源深度及其構造含義[J].科學通報，47（9）：663-668

張先康，李松林，王夫運，等2003青藏高原東北緣、鄂爾多斯和華北唐山震區的地殼結構差異——深地震測深結果[J].地震地質，25（1）：52-59

周民都，王椿鏞，曾融生2012青藏高原東北緣地殼上地幔速度結構的地震層析成像研究[J].西北地震學報，34（3）：224-233