2014年云南魯?shù)?.5級地震震源位置及震源區(qū)速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演*

趙小艷，孫 楠

(云南省地震局，云南昆明650224)

0 引言

2014年8月3日16點30分，云南昭通市魯?shù)榭h發(fā)生6.5級地震 (27.1°N，103.3°E)。地震震中位于魯?shù)榭h城西南，震中發(fā)育有NE向的連峰山斷裂、昭通斷裂和近NS向的則木河斷裂、小江斷裂、安寧河斷裂、元謀—綠汁江斷裂。根據(jù)主震震源機制解、余震空間分布、區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造、地震烈度、強地面運動記錄等資料，分析認(rèn)為此次地震的發(fā)震斷層是NNW向包谷垴—小河斷裂，該斷裂是NE向昭通—魯?shù)閿嗔严档腘W向次級走滑斷層，均屬于小江斷裂系 (徐錫偉等，2014)。

昭通—魯?shù)閿嗔驯睎|起于彝良牛街西，向南西經(jīng)昭通、魯?shù)橹褂谂诮髂?。平面上由新寨—馬海邊斷裂、魯?shù)閿嗔?、羅馬口斷裂呈右階雁列式展布。全長約160 km，總體走向30°，傾向南東，傾角60°～80°(謝英情等，2006)。震源機制解 (成爾林，1981)反映NE向昭通、蓮峰斷裂帶則表現(xiàn)出右旋走滑兼逆沖、或者以逆沖為主要錯動方式，其活動與變形的動力源是直接來自大涼山次級塊體的南東向運動，而間接來自川滇塊體的南南東向運動 (聞學(xué)澤等，2013)。該斷裂歷史活動以5.0～5.8級地震為主，強度不大。但近十年來，該構(gòu)造帶及其附近發(fā)生的中強地震明顯增多，分別發(fā)生2003年云南魯?shù)镸S5.0和MS5.1地震、2004年魯?shù)镸S5.6地震、2006年鹽津兩次MS5.1地震、2012年彝良MS5.7、5.6地震和本次魯?shù)镸S6.5地震。隸屬于昭通—魯?shù)閿嗔严档陌熔瘛『訑嗔褮v史上沒有M≥5.0地震記錄，最大地震為1989年8月6日魯?shù)?.4級地震。本次地震是該斷裂及其所處大斷裂系的最大地震。

魯?shù)榈卣鹦蛄芯ㄎ唤Y(jié)果顯示地震并不是發(fā)生在震區(qū)顯著大斷裂上，而是包谷垴—小河斷裂，該斷裂規(guī)模很小，以往對此斷裂的研究程度很弱。隨著層析成像技術(shù)的發(fā)展，利用地震體波、面波資料，并結(jié)合層析成像技術(shù)可以獲得地下的速度結(jié)構(gòu)，這些研究結(jié)果有助于進一步了解地震的發(fā)震構(gòu)造 (張杰卿等，2009)。在地震層析成像過程中加入震源項，進行震源和速度結(jié)構(gòu)的聯(lián)合反演可在提高定位精度的同時并得到速度結(jié)構(gòu)。該方法已經(jīng)成功應(yīng)用于諸多地震序列和區(qū)域地震定位的研究中 (周龍泉等，2007，2009;馬宏生等，2008;葉秀薇等，2013)。本文采用震源位置和速度結(jié)構(gòu)的聯(lián)合反演方法 (周龍泉等，2006)分別對2014年云南魯?shù)?.5級地震序列的震源位置以及余震區(qū)的速度結(jié)構(gòu)進行反演，通過研究地震序列的分布特征以及震源區(qū)速度結(jié)構(gòu)特點，探討2014年云南魯?shù)?.5級地震震源區(qū)的介質(zhì)性質(zhì)及地震發(fā)生的深部環(huán)境。

圖1 云南魯?shù)?.5級地震發(fā)震構(gòu)造與歷史地震分布Fig.1 Seismogenic structure of Yunnan Ludian M S6.5 earthquakes and distribution of historical earthquakes

1 數(shù)據(jù)資料和初始模型

1.1 數(shù)據(jù)資料

2014年云南魯?shù)?.5級地震發(fā)生后，云南省地震局在余震區(qū)布設(shè)了由3套數(shù)字測震儀組成的小孔徑流動數(shù)字臺網(wǎng)，該流動數(shù)字臺自8月4日15時52分開始觀測。其后，又從昭通市小孔徑測震臺網(wǎng)和中國地震局地球物理研究所巧家臺陣測震臺中分別選取了3個和5個測震臺進行組網(wǎng)觀測，加上云南省區(qū)域地震臺網(wǎng)中心原有的固定臺站，為我們提供了豐富的地震波到時數(shù)據(jù)。

考慮到整個序列地震數(shù)量不多，為提高反演精度，進行速度結(jié)構(gòu)反演時擴大了研究時段及研究區(qū)域。共選用2009月1月1日至2014年8月12日組網(wǎng)觀測臺站記錄的M≥1.0，且同時被3個以上臺站記錄的地震事件，最終有2 369次地震事件參與反演，其中參加反演的P波到時14 791個，S波到時15 657個，其中魯?shù)?.5級地震序列共有651次地震參與反演，共計P波到時4 518個，S波到時4 430個。

地震與臺站射線分布圖 (圖2)顯示，受地震分布、臺站分布影響，研究區(qū)內(nèi)射線密度較高，但高低不一，因此進行速度結(jié)構(gòu)反演時不能進行等間距網(wǎng)格劃分，而需根據(jù)射線密度進行適當(dāng)調(diào)整。

1.2 初始速度模型

云南地區(qū)的地殼速度結(jié)構(gòu)已有不少研究結(jié)果(陳培善等，1990;王椿鏞等，1994，2002;何正勤等，2004)，結(jié)合在云南實施的人工地震測深研究結(jié)果 (胡鴻翔等，1986;尹周勛等，1987;熊紹柏等，1986，1993)，選定了研究區(qū)成像的一維參考速度模型，如表1所示。

表1 本文使用的初始地殼P波速度模型Tab.1 Initial crustal velocity model of P wave in this study

圖2 研究區(qū)地震、臺站、射線分布及網(wǎng)格劃分Fig.2 Distribution of the earthquakes、seismic stations、rays between earthquakes and stations and the grid division in the study area

用網(wǎng)格方法對速度模型參數(shù)化，在平面方向上將研究區(qū)域水平面劃分成如圖2所示的網(wǎng)格，垂直方向上的劃分如表1所示。在模型中速度結(jié)構(gòu)用連續(xù)函數(shù)表示，網(wǎng)格內(nèi)任意一點的速度用內(nèi)插方式計算 (Zhao et al.，1992)。

圖3 P波檢測板分辨實驗在深度為5 km(a)、18 km(b)的檢測結(jié)果Fig.3 Test result at depth of 5 km(a)and 18 km(b)in check board resolution test of P wave

2 分析方法

本文采用的是震源位置和速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演方法，(劉福田，1984;周龍泉等，2007，2009)，筆者僅對計算過程作簡要說明。

進行三維P波速度結(jié)構(gòu)反演前，筆者進行了檢測板分辨實驗，以確定在上述臺站、地震的數(shù)據(jù)和網(wǎng)格化條件下，保證速度結(jié)構(gòu)結(jié)果具有可靠的分辨，并將此模型參數(shù)化數(shù)據(jù)作為正式三維P波反演的模型化參數(shù)。該方法的基本原理是在給定速度模型參數(shù)基礎(chǔ)上，對各節(jié)點正負(fù)相間進行擾動，然后根據(jù)實際射線分布，通過正演計算得到理論走時數(shù)據(jù);將理論走時數(shù)據(jù)加上一定隨機誤差 (本文取±3%)后作為觀測數(shù)據(jù)進行反演，要求反演方法與實際成像過程中的方法一致;最后比較反演結(jié)果和檢測板的相似程度，作為解的可靠性的估計。

根據(jù)實際射線分布，通過正演計算得到理論走時數(shù)據(jù)，將理論走時數(shù)據(jù)加上一定隨機誤差后作為觀察數(shù)據(jù)進行反演，比較反演結(jié)果與檢測板的相似程度，作為解的可靠性估計。結(jié)果表明，在魯?shù)?.5級地震震源區(qū)及2012年彝良5.7、5.6級地震震源區(qū)，由于地震和臺站密度較高，在上地殼3～18 km深度解的分辨率符合預(yù)期，本文分別給出了5 km、18 km深度的檢測板結(jié)果如圖3所示，更淺和更深的深度，由于地震數(shù)目少，穿過研究區(qū)的射線少，檢測板結(jié)果不理想。

聯(lián)合反演中速度參數(shù)和震源參數(shù)是相互耦合的，用正交投影算子 (劉福田，1984)對其進行解耦后，速度擾動量的確定僅與震源位置的初值有關(guān)，而震源位置擾動量則與速度擾動量明顯有關(guān)。因此，聯(lián)合反演過程中先確定研究區(qū)的速度結(jié)構(gòu)參數(shù)，再確定震源參數(shù)，從而消除了速度結(jié)構(gòu)的不確定性對定位精度的影響。同時這種方法可以利用速度結(jié)構(gòu)對地震的分布特點進行解釋，同時有利于探討地震的產(chǎn)生機制 (周龍泉等，2007，2009)，便于認(rèn)識魯?shù)?.5級地震的發(fā)震斷裂及斷裂的介質(zhì)特性。

地震定位精度除了受地震臺網(wǎng)的布局、可用定位的震相和地震波到時讀數(shù)的精度的影響外，還主要受到速度結(jié)構(gòu)的影響。周龍泉等 (2009)曾對Giger、雙差和聯(lián)速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合定位方法進行對比研究，結(jié)果顯示在聯(lián)合反演過程中，先確定研究區(qū)的速度結(jié)構(gòu)參數(shù)，再確定震源參數(shù)，可以一定程度上消除速度結(jié)構(gòu)的不確定性對定位精度的影響。因此，通過震源位置和速度結(jié)構(gòu)的聯(lián)合反演可以有效提高地震定位的精度。

本文在速度結(jié)構(gòu)反演中，采用逐步迭代反演方式。首先利用魯?shù)?.5級地震序列的到時數(shù)據(jù)，以初始速度模型為基礎(chǔ) (表1)，采用LSQR方法確定魯?shù)?.5級地震后震源區(qū)的速度結(jié)構(gòu)及其序列的位置。

圖4 聯(lián)合反演定位前 (a)、后 (b)魯?shù)?.5級地震序列震中分布Fig.4 Distribution of the epicenters of Ludian M S6.5 sequence before(a)、after(b)simultaneous inversion relocation

3 定位結(jié)果分析

經(jīng)過5次迭代反演后，得到了魯?shù)?.5級地震序列的震源位置，圖4給出了定位前后魯?shù)?.5級地震序列的震中分布。從圖中可以看出，聯(lián)合定位后的震中分布線性更好，NNE向的地震更加收斂于包谷垴—小河斷裂。張勇等 (2014)對魯?shù)榈卣鸬恼鹪雌屏堰^程研究結(jié)果顯示魯?shù)榈卣鸫嬖趦?yōu)勢破裂方向，不同于中小地震的以震源為中心的圓盤型破裂模式，聯(lián)合定位后的線性優(yōu)勢分布特征與這一結(jié)果相符。同時可以看出余震分布呈現(xiàn)出明顯的共軛分布特征，其中絕大多數(shù)余震分布在NNE向包谷垴—小河斷裂上，其次主要分布在近EW向的共軛未知斷裂上，與王未來等(2014)利用雙差定位給出的魯?shù)榈卣鹦蛄芯哂袃蓚€優(yōu)勢分布方向的特征一致。

根據(jù)序列共軛分布的特征，分別選取如圖4b所示的AB、CD兩個剖面，分析地震活動與斷裂之間的相互關(guān)系。沿剖面AB可見，地震沿著包谷垴—小河斷裂分布在約15 km的范圍內(nèi) (圖5a)，而沿著CD剖面的地震展布范圍較小，約8 km(圖5b)，表明地震主要沿著包谷垴—小河斷裂分布。沿著CD剖面靠近C端的地震主要表示EW向共軛地震的分布，靠近D端的地震可以勾勒出一個傾角為70°的破裂面，與主震震源機制走向SSE節(jié)面的69°傾角較為一致，表明包谷垴—小河斷裂是一個高傾角且傾向為SWW的一個斷裂。此外，地震震源深度分布在3～17 km范圍內(nèi)，8月5日以后的地震定位使用了震區(qū)3個流動臺的數(shù)據(jù)，可以看出地震深度分布從發(fā)散到集中的現(xiàn)象，較深 (＞18 km)和較淺 (＜5 km)的地震明顯變少，表明流動臺的數(shù)據(jù)對深度有較好的約束。從AB、CD兩個方向余震分布時間演化過程來看 (圖4、5)，主震發(fā)生后余震分布即顯示出共軛分布特性，沿著AB、CD方向均有地震分布。隨著時間推移，沿AB方向的余震顯著增多，而沿CD方向的余震活動水平相對較低。

從圖5給出的沿著AB、CD剖面余震深度分布隨時間的變化可以看出，主震后絕大多數(shù)余震分布在主震上方，這與張勇等 (2014)、劉成利等(2014)給出的魯?shù)榈卣鸬钠屏堰^程相符，即破裂從震源處開始、向淺部地表處擴展。

圖5 震源深度沿著AB(a)、CD(b)的分布Fig.5 Focal depths along the sections AB(a)，CD(b)

4 速度結(jié)構(gòu)特征

震源深度結(jié)果顯示震中主要分布在3～17 km范圍內(nèi)，為此，我們給出了3、5、10、15 km 4個深度的震區(qū)速度結(jié)構(gòu)及震中分布。從反演結(jié)果看，深度較淺時 (3、5 km)研究區(qū)存在大面積的高速區(qū)，且地震主要分布在P波速度較高的地區(qū)，其中魯?shù)?.5級地震序列和2012年彝良5.7、5.6級地震序列震源區(qū)都為高速體。這與劉瑞豐等(1993)認(rèn)為云南地區(qū)M≥5的大部分地震都發(fā)生在速度梯度較大的地方，特別是高速、低速的過渡地區(qū)，低速區(qū)地震很少這一結(jié)論相符。這可能是因為高速區(qū)多屬地殼脆性介質(zhì)，易于造成應(yīng)力集中，導(dǎo)致發(fā)生地震;反之，低速區(qū)則可能代表破碎程度較高、富含流體或溫度較高區(qū)域，因而更傾向于產(chǎn)生無震變形 (田有等，2007)。3、5、10 km深度的速度結(jié)構(gòu)均顯示在魯?shù)檎饏^(qū)及其以北地區(qū)存在一條NNW-NS和近EW向的高速區(qū)，與魯?shù)榈卣鸬墓曹椀卣鸬姆植枷喾?，這些高速區(qū)的分布反映了魯?shù)榈卣鸬脑姓饏^(qū)速度結(jié)構(gòu)。隨著深度的加深，高速區(qū)不斷縮小，在15 km深度，僅魯?shù)?.5級地震震區(qū)及其以北的小部分區(qū)域存在一定的高速區(qū)。

從圖6中還可以大致看出該區(qū)主要大型活動斷裂的影像，斷裂都處于高速巖體與低速巖體的邊界上，即斷裂兩邊存在明顯的速度差異。昭通—魯?shù)閿嗔?、蓮峰山斷裂、包谷垴—小河斷裂?、5和10 km深度影像明顯，而包谷垴—小河斷裂直至18 km仍然十分清楚，可能是受該深度分辨率的影像所致。

部分研究結(jié)果顯示，三維速度結(jié)構(gòu)顯示的高速體的高低速過渡帶可能是未來強震震源區(qū):孫若昧和劉福田 (1995)發(fā)現(xiàn)，京津唐地區(qū)地殼內(nèi)大震大多分布在高速內(nèi)或高速塊體與低速塊體相交地帶偏高速體的一側(cè);2009年姚安6.0級地震及其余震主要分布在高低速過渡帶及高速體一側(cè) (王長在等，2011);周龍泉等 (2007)發(fā)現(xiàn)在2003年大姚地震前震源區(qū)附近形成一條北北西向的高、低速交界帶，震源位于交界帶的高速體一側(cè);1885～1999年發(fā)生在日本地殼內(nèi)的大地震幾乎都位于由層析成像結(jié)果所解釋的低速帶和高速帶的邊界上 (Zhao et al.，2002);另外，聞學(xué)澤在2012年2月測震學(xué)科培訓(xùn)班上指出，凹凸體的表現(xiàn)之一為斷層面上的相對高速體部位。因此，我們要關(guān)注魯?shù)?.5級地震后未來在B端發(fā)生強震的可能。

圖6 研究區(qū)不同深度P波速度及震中分布Fig.6 Distribution of P-wave velocity and epicenters at different depth in the study area

選取如圖4b所示的AB、CD兩個剖面，做深度剖面的速度結(jié)構(gòu)與震中分布圖 (圖7)。沿著AB剖面的深度結(jié)構(gòu)顯示在18 km深度為一相對低速帶，余震的分布截止于低速區(qū)的頂部。黃金莉等(2001)分析川滇地區(qū)強震活動與速度結(jié)構(gòu)關(guān)系認(rèn)為，大部分構(gòu)造型強震發(fā)生在由大斷裂勾畫的塊體邊界上，而那些發(fā)生在非大斷裂附近的強震下部存在低速帶或由低速帶向高速帶過渡的部位，表明川滇地區(qū)下部低速層是其上部中強震的一個重要構(gòu)造背景。沿著CD剖面的深度結(jié)構(gòu)顯示在距離C端20 km左右存在一個高速區(qū)，沿著CD剖面的余震正好終止于這一高速區(qū)，表明此次魯?shù)?.5級地震的破裂遇到了此高速區(qū)的阻擋。越過此高速障礙體，在高低速交界地區(qū)又有地震零星分布。裴順平等 (2012)利用二維層析成像方法獲得了玉樹地區(qū)Pg波速度橫向變化和各向異性，結(jié)果顯示2011年玉樹7.1級地震發(fā)生在高速異常區(qū)內(nèi)，這一現(xiàn)象與本次魯?shù)?.5級地震極為相似。

圖7 魯?shù)榈卣鹫鹪磪^(qū)P波速度垂向圖Fig.7 Distribution P-wave velocity in vertical in Ludian hypocentral region area

圖8 魯?shù)榈卣鹫鹪磪^(qū)P波速度垂向變化圖Fig.8 Vertical change of P-wave velocity in Ludian hypocentral region area

由于垂向速度差異較大，從圖7中僅能看出震源區(qū)P波速度結(jié)構(gòu)的大致分布，無法看出震源區(qū)與外圍地區(qū)速度結(jié)構(gòu)明顯的差異性，圖8給出了P波垂向速度變化圖，即反演得到的速度減去初始模型給出的速度。從圖8a可見，在17 km左右深度P波速度變化顯著減小，但在主震正下方，速度減小的幅度明顯偏小，表明地震序列發(fā)生在不同深度速度均為相對高速體內(nèi)。同時可以看出在0～13 km深度范圍內(nèi)，沿AB剖面反演得到的速度結(jié)構(gòu)相比初始速度結(jié)構(gòu)明顯增加，絕大多數(shù)地震發(fā)生在這一深度范圍內(nèi)。圖8b與圖7b一致，在C端的低速區(qū)內(nèi)鮮有余震發(fā)生。P波速度和P波速度垂向變化結(jié)果均顯示沿著包谷垴—小河斷裂，從A端到B端，速度結(jié)構(gòu)變化不大，無法從速度結(jié)構(gòu)及其變化上給出地震集中向B端破裂的原因。

5 結(jié)論與認(rèn)識

利用2009年1月1日至2014年8月12日云南數(shù)字地震臺網(wǎng)、魯?shù)榈卣鸷笳饏^(qū)3個流動臺、昭通市小孔徑3個測震臺及中國地震局地球物理研究所巧家臺陣5個臺記錄的地震事件到時數(shù)據(jù)，采用震源位置和速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演方法，反演得到了魯?shù)?.5級地震序列震源位置及研究區(qū)速度結(jié)構(gòu)，主要認(rèn)識如下:

(1)聯(lián)合定位后的序列震中分布相比震前更加收斂于包谷垴—小河斷裂，且余震分布呈現(xiàn)出明顯的共軛分布特征，絕大多數(shù)余震分布在NNE向包谷垴—小河斷裂上，另一部分地震分布在近EW向的共軛未知斷裂上。

(2)根據(jù)震源深度剖面分析，可以大致勾勒出包谷垴—小河斷裂的斷層分布情況，即走向NNW，高傾角且傾向為SWW的一個斷裂。

(3)速度結(jié)構(gòu)反演結(jié)果表明震源區(qū)存在大面積高速區(qū)，其走向與震區(qū)主要斷裂的走向相符。地震主要分布在P波速度較高的地區(qū)，其中魯?shù)?.5級地震序列和2012年彝良5.7、5.6級地震序列震源區(qū)都為高速體。

陳培善，劉福田，李強，等.1990.云南地區(qū)速度結(jié)構(gòu)的橫向不均勻性［J］.中國科學(xué)(B 輯)，(4):431-438.

成爾林.1981.四川及其鄰區(qū)現(xiàn)代構(gòu)造應(yīng)力場和現(xiàn)代構(gòu)造運動特征［J］.地震學(xué)報，3(3):231-241.

何正勤，葉太蘭，蘇偉.2004.云南地區(qū)地殼中上部橫波速度結(jié)構(gòu)研究［J］.地球物理學(xué)報，47(5):838-844.

胡鴻翔，陸涵行，王椿墉，等.1986.滇西地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)的爆破地震研究［J］.地球物理學(xué)報，29(2):133-144.

黃金莉，趙大鵬，鄭斯華.2001.川滇活動構(gòu)造區(qū)地震層析成像［J］.地球物理學(xué)報，44(增刊):127-135.

劉成利，鄭勇，熊熊，等.2014.利用區(qū)域?qū)掝l帶數(shù)據(jù)反演魯?shù)镸S6.5級地震震源破裂過程［J］.地球物理學(xué)報，57(9):3028-3037.

劉福田.1984.震源位置和速度結(jié)構(gòu)的聯(lián)合反演(T)——理論和方法［J］.地球物理學(xué)報，27(2):67-75.

劉瑞豐，陳培善，李強.1993.云南及鄰近地區(qū)三維速度圖象［J］.地震學(xué)報，15(1):61-67.

裴順平，封彪，陳永順.2012.玉樹地震震源區(qū)Pg波方位各向異性及其意義［J］.國際地震動態(tài)，(6):59.

孫若昧，劉福田.1995.京津唐地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)與強震的發(fā)生—P波速度結(jié)構(gòu)［J］.地球物理學(xué)報，38(5):599-607.

田有，趙大鵬，孫若昧，等.2007.1992年美國加州蘭德斯地震地殼結(jié)構(gòu)不均勻性對地震發(fā)生的影響［J］.地球物理學(xué)報，50(5):1488-1496.

王長在，吳建平，房立華，等.2011.2009年姚安地震序列定位及震源區(qū)三維P波速度結(jié)構(gòu)研究［J］.地震學(xué)報，33(2):123-133.

王椿鏞，Mooney W.D.，王溪莉，等.2002.川滇地區(qū)地殼上地幔三維速度結(jié)構(gòu)研究［J］.地震學(xué)報，24(1):1-16.

王椿鏞，王溪莉，顏其中.1994.昆明地震臺網(wǎng)下方的三維速度結(jié)構(gòu)［J］.地震學(xué)報，16(2):167-175.

王未來，吳建平，房立華，等.2014.2014年云南魯?shù)镸S6.5地震序列的雙差定位［J］.地球物理學(xué)報，57(9):3042-3051.

聞學(xué)澤，杜方，易桂喜，等.2013.川滇交界東段昭通、蓮峰斷裂帶的地震危險背景［J］.地球物理學(xué)報，56(10):3361-3372.

謝英情，厲建明，非明倫.2006.魯?shù)檎鹑盒偷卣鸪梢蛱接懀跩］.地震研究，29(增刊):459-465.

熊紹柏，滕吉文，尹周勛，等.1986.攀西構(gòu)造帶南部地殼與上地慢結(jié)構(gòu)的爆炸地震研究［J］.地球物理學(xué)報，29(3):235-244.

熊紹柏，鄭曄，尹周勛，等.1993.麗江—攀枝花幔者海地帶二維地殼結(jié)構(gòu)及其構(gòu)造意義［J］.地球物理學(xué)報，36(4):434-444.

徐錫偉，江國焰，于貴華，等.2014.魯?shù)?.5級地震發(fā)震斷層判定及其構(gòu)造屬性討論［J］.地球物理學(xué)報，57(9):3060-3068.

葉秀薇，黃元敏，胡秀敏，等.2013.廣東東源MS4.8地震序列震源位置及周邊地區(qū)P波三維速度結(jié)構(gòu)［J］.地震學(xué)報，35(6):809-819.

尹周勛，滕吉文，熊紹柏.1987.渡口及其鄰近地區(qū)地殼淺層結(jié)構(gòu)的研究［J］.地球物理學(xué)報，30(1):22-30.

張杰卿，劉杰，周龍泉.2009.2000年云南姚安地震余震區(qū)的速度和衰減結(jié)構(gòu)層析成像分析［J］.地震，29(3):126-135.

張勇，許力生，陳運泰，等.2014.2014年8月3日云南魯?shù)镸W6.1(MS6.5)地震破裂過程［J］.地球物理學(xué)報，57(9):3052-3059.

周龍泉，劉杰，馬宏生，等.2009.2003年大姚6.1級、6.1級地震序列震源位置及震源區(qū)速度結(jié)構(gòu)的聯(lián)合反演［J］.地震，29(2):12-24.

周龍泉，劉杰，張曉東.2007.2003年大姚6.2和6.1級地震前三維波速結(jié)構(gòu)的演化［J］.地震學(xué)報，29(1):20-30.

周龍泉，劉福田，陳曉非.2006.三維介質(zhì)中速度結(jié)構(gòu)和界面的聯(lián)合成像［J］.地球物理學(xué)報，49(4):1062-106.

Zhao D.，Hasegawa A.，Horiuchi S..1992.Tomographic imaging of Pand Swave velocity structure beneathnorthe astern Japan［J］.J.Geophys Res.，97:19909-19928.