何正勤，胡 剛，魯來玉，張 維，葉太蘭，沈 坤

1 中國地震局地球物理研究所，北京 100081

2 中國地震局地震觀測與地球物理成像重點實驗室，北京 100081

3 中石油集團川慶鉆探工程有限公司，成都 610051

4 云南省玉溪市防震減災(zāi)局，云南玉溪 653100

1 引 言

通海地區(qū)位于云南省中南部，該地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜、新生構(gòu)造運動強烈、強震活動頻繁，是云南地震災(zāi)害最嚴重的地區(qū)之一［1］.因此，研究通海盆地的地震場地效應(yīng)對于該地區(qū)的防震減災(zāi)和抗震設(shè)防都具有重要的意義.

強地面運動的數(shù)值模擬是定量化研究地震引起地表質(zhì)點運動的重要手段，在地震學和地震工程領(lǐng)域有著重要而廣泛的應(yīng)用.而地震產(chǎn)生的地面震動強度主要取決于震源的性質(zhì)、地震波的傳播路徑和場地效應(yīng)3個因素.已有研究表明，沉積盆地內(nèi)的松散地層對地震引起地面運動具有明顯的放大效應(yīng)，盆地邊緣與其內(nèi)部的場地效應(yīng)差異顯著.其中松散沉積層和基巖之間的速度差異及沉積層的厚度變化是決定場地響應(yīng)的主要因素［2］.因此合理構(gòu)建淺部松散沉積層的速度結(jié)構(gòu)模型，對于定量研究盆地結(jié)構(gòu)對地震動參數(shù)的影響規(guī)律是非常重要的基礎(chǔ)性工作.雖然鉆孔P／S波速測試是常用的高精度直接測定淺層速度結(jié)構(gòu)的方法，但要對通海盆地大面積進行具有一定密度的鉆孔波速測試，不僅耗資巨大、耗時費力，而且在沉積層厚度大于200m的區(qū)域，鉆孔P／S波速測試也很難實施.為此，本文采用了反射地震勘探、人工源和天然源面波聯(lián)合勘探方法［3－4］，并利用通海盆地褐煤普查中的鉆孔和電法勘探資料，構(gòu)建了能反映通海盆地構(gòu)造特征的淺層速度結(jié)構(gòu)模型.

2 通海盆地的地質(zhì)概況

通海盆地位于川滇菱形地塊南端，是滇中地區(qū)的一個斷陷盆地.盆地四周受斷裂控制明顯，其南側(cè)是曲江斷裂，東側(cè)是川滇菱形斷塊東南邊界的小江斷裂，地質(zhì)構(gòu)造既存在主要構(gòu)造的轉(zhuǎn)彎，也存在多組構(gòu)造的交匯［5］.尤其是在北西和北東—北北東向構(gòu)造的相互作用下，致使盆地內(nèi)斷裂交錯、構(gòu)造復(fù)雜.盆地東部是面積約36km2的杞麓湖，湖面呈北東展布，屬于斷層陷落湖泊.前人資料認為［6］，充填于盆地中的湖積物全屬第四系，盆地內(nèi)缺失上新統(tǒng).但據(jù)云南省一四三煤田地質(zhì)勘探隊的煤田普查1）云南省一四三煤田地質(zhì)勘探隊.云南省通海盆地電法（找煤）報告.1988.鉆探結(jié)果揭示，盆地內(nèi)第四系之下還有第三系沉積存在，一般以灰色、深灰色、褐色黏土，粉砂和砂質(zhì)黏土及褐煤等組成.新生界厚度約350m，沉積中心分布在盆地西南部的沈家營、大河咀一帶.盆地內(nèi)第四系分布廣泛，主要由灰色、磚紅色的亞砂土、黏土和砂質(zhì)黏土組成.盆地下覆蓋基巖多為石炭系灰質(zhì)白云巖和二疊系砂巖等.據(jù)云南省地震工程院資料2）云南省地震工程院.玉江斷裂第四紀活動性鑒定工作報告.2006：36.，通海盆地的第四紀沉積中心與現(xiàn)代杞麓湖水面中心不一致，而是西移至通海縣城以西約5km的小街附近，最大沉積厚度為290m左右.

3 探測方法及實例

為了盡量接近真實地反映出通海盆地的淺層速度結(jié)構(gòu)特征，針對通海盆地的地質(zhì)條件，根據(jù)地球物理勘探方法特點和現(xiàn)有資料的情況，在盆地內(nèi)不同部位選用了不同的探測方法.其基本思路是用反射地震勘探揭示盆地中部沉積厚度較大部位的基巖埋深和第四系內(nèi)部地層分布情況，用面波聯(lián)合勘探和電法勘探資料在面上控制地層結(jié)構(gòu)的橫向變化，再用鉆孔資料標定上述三種物探結(jié)果的解釋深度.最終根據(jù)鉆孔P／S波測井、地震勘探和面波反演結(jié)果確定盆地內(nèi)的P／S波速度隨深度變化的經(jīng)驗關(guān)系，構(gòu)建通海盆地的淺層速度結(jié)構(gòu)模型.在盆地內(nèi)施測的反射地震勘探測線、面波測點和收集的電法測深點及鉆孔位置分布見圖1所示.下面簡要介紹三種探測方法，并各舉一例說明探測效果.

3.1 淺層反射地震勘探

本次在通海盆地內(nèi)共開展了3條測線的淺層地震勘探（總長10.3km），根據(jù)地形和道路的實際條件，分為5個測段實施完成（見圖1所示）.通海盆地屬于湖相沉積盆地，湖積層厚達200多米，主要以灰黑色砂質(zhì)黏土和淤泥為主，并夾有細砂、砂礫和螺螄殼層.這些松軟的地層對地震波的激發(fā)和接收都十分不利.環(huán)境方面，測線附近車輛活動頻繁，人為干擾強烈，測線周邊人口稠密，不宜使用爆炸震源.為了壓制環(huán)境干擾噪聲、確保施工安全和探測深度，選用美國生產(chǎn)的出力28噸的AHV－Ⅳ型可控震源激發(fā)地震波，每個測點用四只60Hz檢波器點組合方式接收，數(shù)據(jù)采集使用的是德國DMT公司制造的Summit型數(shù)字地震儀.

通過現(xiàn)場對比試驗，最終采用單端激發(fā)、單邊接收、滾動前進方式進行數(shù)據(jù)采集，具體采用的技術(shù)參數(shù)為：道間距3m，接收道數(shù)96道，水平覆蓋12次，采樣間隔0.5ms，記錄長度1024ms，炮間距12m，最小偏移距24～48m.在數(shù)據(jù)采集過程中，當基巖深度變化較大時，再根據(jù)實際情況通過變觀方法對觀測窗口進行了相應(yīng)的調(diào)整，在每條測線上都采集到了高信噪比的數(shù)據(jù).數(shù)據(jù)處理流程中納入了頻譜分析、頻率濾波、多次速度分析、動校正疊加、折射靜校正、地表一致性反褶積、剩余靜校正、去噪等處理模塊.經(jīng)數(shù)據(jù)處理后獲得了高信噪比的反射地震時間剖面.圖2所示的是在通海盆地西南部L11－1測線得到的時間剖面和深度解釋剖面圖.該測線位于通海縣九街鎮(zhèn)，沿北西向的055鄉(xiāng)道展布，測線長2386m，其位置見圖1所示.從圖2a可以看出，時間剖面中存在4個較清晰的反射波組T1、T2、T3和Tg.Tg在整個剖面上都以優(yōu)勢能量出現(xiàn)，在CDP700附近有明顯的錯斷，測線北西段呈雙相位波狀起伏，而南東段以多相位出現(xiàn)，并逐漸變淺；Tg之下沒有可以連續(xù)追蹤的反射震相，Tg出現(xiàn)的深度與鉆孔ZK7揭示的泥巖頂面埋深十分吻合，由此推斷Tg是基巖頂面的反射波、T1、T2和T3是覆蓋層內(nèi)部地層的反射波.上述波組都在CDP640—730之間出現(xiàn)了明顯的錯斷，表現(xiàn)出典型的西傾逆斷層特征，北西盤上升，南東盤下降.斷裂兩側(cè)基巖面垂直落差為110m左右，錯距自下而上逐漸變小，上斷點埋深約20m.根據(jù)位于測線中西段的鉆孔TH5資料，T1是厚約30m的黏土層頂面的反射波，該界面應(yīng)該是晚更新世或全新世地層內(nèi)部界面，由此推斷該斷裂活動時代較新，應(yīng)屬于晚更新世或全新世活動斷裂.

3.2 面波勘探

雖然反射地震勘探分辨率高、探測深度大，但探測成本很高，要大范圍開展探測工作存在困難.為了確保在面上有適當?shù)臏y點密度，在環(huán)境干擾較小的位置實施了30個測點的人工源和天然源面波聯(lián)合勘探，作為確定淺層橫波速度結(jié)構(gòu)的面上控制點.人工源面波勘探采用多道瞬態(tài)面波分析（MASW）方法［7］，考慮到直線排列比圓形或三角形臺陣［8］更便于野外快速布設(shè)檢波器，數(shù)據(jù)采集時采用直線排列接收面波信號.為了提高探測效率，天然源面波勘探與人工源法面波勘探使用相同的直線排列接收信號，數(shù)據(jù)處理用擴展的空間自相關(guān)（ESPAC）方法［9］.盡管天然源面波探測深度大［9－10］，但由于受到人為活動的干擾，高頻段探測誤差較大，缺乏反映淺部地層結(jié)構(gòu)的可靠信息，而人工源面波很容易記錄到反映淺部地層結(jié)構(gòu)的高頻面波信息.受激發(fā)能量（人工錘擊）的限制，MASW方法的缺點是探測深度有限，一般只有20～30m.因此人工源和天然源面波聯(lián)合勘探具有優(yōu)勢互補、深淺兼顧的優(yōu)點［11－12］.在通海盆地30個場點的探測表明，本文采用的人工／天然源面波聯(lián)合勘探方法不僅能提取到頻帶更寬的頻散曲線，拓展勘探深度，而且還能確保淺部結(jié)構(gòu)探測精度和工作效率.下面通過一個實例來介紹這種新的面波聯(lián)合探測方法.

鑒于使用人工源和天然源面波聯(lián)合勘探，測點都選擇在人為干擾小的板實土路或空地上.本例所示的實測點位于通海盆地北部石邑村附近，采用18個主頻為2Hz垂直向檢波器按2m道間距、直線排列用作MASW和ESPAC方法的信號接收（見圖3a所示）.在測線末端（見圖3a中距離為54m的位置）還布設(shè)了一個主頻為0.1Hz的低頻三分向檢波器，用作H／V頻譜比分析.數(shù)據(jù)采集都用Summit地震儀.為了保證檢波器與地面的良好耦合，特意將檢波器的尾椎加長到了12cm.在進行探測時，首先在距首道6m和12m位置分別用人工錘擊激發(fā)，采集人工源面波信息，每個炮點重復(fù)3次以上.然后排列不動，改變采樣間隔為8ms接收天然源信息，每次記錄6min，并重復(fù)記錄3次以上，整個采集工作約30min即可完成.記錄期間，在測線附近進行了警戒，避免人為活動的干擾.圖3b和3c分別是人工源和天然源采集的波形記錄，可以看出，人工源面波能量強、信噪比高，天然源記錄人為干擾小、頻率成分豐富.操作員在現(xiàn)場通過對采集的數(shù)據(jù)用MASW和ESPAC方法進行數(shù)據(jù)處理，初步分析頻散曲線，作為現(xiàn)場的質(zhì)量監(jiān)控，如果發(fā)現(xiàn)探測效果不理想，將改變觀測系統(tǒng)重新采集數(shù)據(jù).

在人工源多道面波的 MASW數(shù)據(jù)處理中，采用的是f－k分析法［13，7］.其基本步驟是首先在x－t域中顯示整個排列的多道記錄數(shù)據(jù)，根據(jù)面波特征選擇時域窗口，再將窗口內(nèi)的記錄變換到頻率－波數(shù)域（f－k域），沿著f－k域中能量最強的峰值帶提取得到該點的基階面波頻散曲線，其結(jié)果見圖4a所示.

天然源面波資料采用ESPAC方法處理，其方法參見文獻［9］.數(shù)據(jù)處理時先將整個記錄分成m段，剔除干擾較大的記錄段，對選用的記錄段帶通濾波，再選定中心臺站，計算各個臺站與中心臺站的自相關(guān)系數(shù)，求得自相關(guān)系數(shù)隨著距離的變化關(guān)系，然后根據(jù)最小誤差原則將其與第一類零階貝塞爾函數(shù)擬合，求得該頻率所屬的瑞雷波相速度V（f）.通過對不同頻率帶通濾波，重復(fù)上述步驟，依次求出不同頻率瑞雷波的相速度，就獲得了相應(yīng)的相速度頻散曲線，其結(jié)果見圖4b所示.

從圖4a、4b可以看出，MASW的能量主要集中在7～31Hz，ESPAC的能量主要集中在4～20Hz，二者在頻帶的高／低段得到了互補，重疊部分的相速度值可以相互印證（見圖4c所示）.取其平均值作為該測點的實測相速度頻散曲線，再利用遺傳算法反演得到該點的淺層橫波速度結(jié)構(gòu)（在圖4d中用紅色折線表示，黑色折線為初始模型）.在反演結(jié)果中，位于深度25m處的界面與后來收集到的在相同位置鉆孔TH1揭示的強風化白云巖頂面十分吻合（見圖4d和4e），36m深度的界面對應(yīng)于強風化與中－微風化白云巖的分界面.通過該實例說明人工源和天然源面波聯(lián)合勘探得到的橫波速度結(jié)構(gòu)是可靠的.

圖3 面波聯(lián)合勘探的觀測系統(tǒng)（a）及野外記錄（b）和（c）Fig.3 The geometry of surface wave joint exploration（a）and raw data of field recording（b）＆ （c）

3.3 電法測深資料

電法測深工作是云南省一四三煤田地質(zhì)勘探隊在通海盆地找煤時實施完成的，具體的探測方法與成果分析詳見探測報告1）.通海盆地的電法普查工作共實測了269個物理點，其測點分布見圖1中的藍色圓點所示.采用的是對稱四極電測深方法，選取AB／MN＝10／1的活動裝置，最小 AB／2為3.5m，最大AB／2為1500m，一般AB／2為500～1000m.探測儀器使用DDC－2B型電法儀.為保證探測精度，在施工前后均用308－1型電位差計進行了檢測標定，并開展了5個穿透基巖的鉆孔探測和3個孔旁電法試測工作用來標定在電法解釋工作的地質(zhì)層位.通過與本次地震勘探和收集到的23個鉆孔資料對比，發(fā)現(xiàn)電測深方法得到的新生界厚度基本合理，所以在繪制通海盆地的基巖埋深分布圖時納入了電測深的結(jié)果.

4 淺層速度結(jié)構(gòu)特征

4.1 速度隨深度分布情況

圖4 MASW和ESPAC的聯(lián)合應(yīng)用實例Fig.4 MASW and ESPAC joint application example

根據(jù)鉆孔剪切波速測定和面波勘探的反演結(jié)果，得到了通海盆地內(nèi)30個測點的淺層（深度＜100m）橫波速度隨深度分布的速度結(jié)構(gòu)模型，見圖5a所示.藍色曲線是盆地中部沉積厚度大的測點，黑色曲線是盆地邊緣的測點.整體看來，在相同深度的情況下，盆地邊緣的速度大都高于盆地中部.紅色折線是鉆孔剪切波速測試結(jié)果，速度較高的兩個鉆孔也都位于盆地邊緣，同樣顯示出盆地邊緣的速度高于盆地中部的特征.從圖5a可以看出，位于鉆孔附近的面波勘探與波速測試結(jié)果基本一致，說明本文所用的面波聯(lián)合勘探方法是有效和可靠的.圖5b是根據(jù)反射地震勘探疊加速度用Dix公式計算得到的在4個測線上的P波速度隨深度分布情況，可以看出除L11（圖5b中的藍色曲線）在斷裂F11－1附近速度較低外，其他測段的變化趨勢很相近（因為這些地震勘探測線都位于盆地中部覆蓋層較厚的位置）.利用本次面波勘探、反射地震勘探和鉆孔波速測試資料，得到了通海盆地在不同區(qū)域內(nèi)的地震波速度隨深度變化的經(jīng)驗曲線，該結(jié)果將作為強地面運動數(shù)值模擬中構(gòu)建淺層速度模型的基礎(chǔ)參數(shù).

4.2 通海盆地的新生界等厚度分布

由于盆地內(nèi)沉積層與下伏基巖的速度差異很大，新生界的厚度變化對于構(gòu)建淺層速度模型計算場地地震動參數(shù)有著重要的影響.為此，本文根據(jù)反射地震勘探、面波勘探、鉆孔探測和褐煤普查中的電測深資料，經(jīng)綜合校準后繪制了通海盆地的新生界等厚度圖（見圖6所示）.圖6中的斷裂是根據(jù)玉溪地區(qū)1∶20萬區(qū)域地質(zhì)圖勾繪的.從圖6可以看出，通海盆地的沉積中心位于盆地西南九街鎮(zhèn)北部，局部最大沉積厚度達到450m.盆地南北兩側(cè)的等厚度線梯度帶均呈北東向展布，與現(xiàn)代杞麓湖水體展布區(qū)的長軸方向相近，但明顯向西南延伸了約5km，顯示出杞麓湖向北東退縮遷移的特征.這種遷移是由于在滇南地區(qū)總體上升的背景上，通海斷陷盆地南北斷塊發(fā)生差異上升運動（盆南斷塊上升最強，盆北斷塊次之，盆內(nèi)斷塊更次之）和向北東的掀斜運動共同作用的結(jié)果［6］.

盆地西緣的新生界等厚線梯度帶均呈北西—北西西向展布，基本上與附近的隱伏斷裂F4走向一致.盆地北部的等厚度梯度帶從納古鎮(zhèn)到四街鎮(zhèn)向鳳凰山南部延伸，其陡坡根部的走向與F5斷裂的展布相近，因此我們推斷通海盆地的形成可能與F5斷裂的早期活動有關(guān).此外，盆地東南的新生界厚度20m等厚線的走向與F1斷裂的展布相似，并與沈坤等［14］用電阻率層析成像方法確定的小江斷裂西支位置非常接近.雖然北西向的玉江斷裂（F2、F3）對盆地內(nèi)的新生界厚度變化也產(chǎn)生了一定的影響，但其作用明顯小于北東向斷裂F1和F5.因此，通海盆地總體表現(xiàn)為一被小江斷裂南段分支斷裂所控制的北東向向斜構(gòu)造格局.

5 結(jié)果與討論

通過對通海盆地淺層速度結(jié)構(gòu)的地震反射勘探和面波聯(lián)合勘探，在收集已有鉆孔和電測深資料的基礎(chǔ)上，綜合所有探測結(jié)果得到了通海盆地的新生界厚度分布圖和速度隨深度分布曲線，獲得了以下研究結(jié)果：

（1）在通海盆地中部，新生界厚度為100～300m，盆地北部和東南兩緣的新生界厚度變化梯度帶走向明顯受到小江斷裂南段分支斷裂的控制，雖然北西向的隱伏斷裂對盆地內(nèi)的新生界厚度變化也產(chǎn)生了一定的影響，但其作用要小得多.鉆孔剪切波速和面波勘探得到的速度隨深度分布曲線都表現(xiàn)出在深度相同的情況下，盆地邊緣的速度高于盆地中部的特征.

（2）通海盆地的沉積中心位于盆地西南九街鎮(zhèn)北部，新生界沉積厚度200～300m.整體表現(xiàn)出沉積西南厚東北薄的趨勢，現(xiàn)代杞麓湖水面位置背離盆地沉積低洼區(qū)向北東遷移了約5km.這可能是由于在區(qū)域性上升構(gòu)造運動的作用下，位于曲江斷裂北側(cè)的通海盆地處于向北東擠壓抬升之中［6］，使得杞麓湖向北東不斷收縮遷移的結(jié)果.杞麓湖螺殼高出現(xiàn)代湖水面60～120m的現(xiàn)象和大地水準測量結(jié)果［15］都支持這一解釋的合理性.

（3）位于盆地西南的九街鎮(zhèn)沿老國道實施的地震反射勘探結(jié)果揭示，該區(qū)的沉積厚度最厚達到450m，測線上發(fā)現(xiàn)的斷層屬于逆斷性質(zhì)，上斷點埋深約20m.據(jù)測線西段的鉆孔TH5資料分析，斷裂錯斷了晚更新世或全新世地層，應(yīng)屬于晚更新世—全新世活動斷裂.由基巖出露的斷裂位置（玉溪幅1∶20萬地質(zhì)圖）推斷，該斷裂應(yīng)該是小江斷裂的西南分支.

本次在通海盆地開展的探測工作，主要是針對構(gòu)建淺層速度結(jié)構(gòu)模型而設(shè)計的，沒有考慮對盆地內(nèi)隱伏斷裂的全面控制.但據(jù)發(fā)現(xiàn)斷裂的特征分析，其活動時代較新，對建筑物的安全影響較大，因此建議在城市規(guī)劃和重要工程選址時應(yīng)開展對隱伏斷層展布探測和活動性鑒定工作.

致 謝 在通海盆地的淺層速度結(jié)構(gòu)野外探測工作中，曾得到云南省玉溪市防震減災(zāi)局和通海縣防震減災(zāi)局的大力支持和幫助，在此表示感謝！

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［1］ 譚黎中，孟令媛，史保平.1970年Ms7.7云南通海大地震強地面運動模擬.中國科學院研究生院學報，2012，29（4）：476－484.Tan L Z，Meng L Y，Shi B P.Strong ground motion simulation of the 1970Ms7.7Tonghai earthquake，Yunnan，China.JournalofGraduateSchooloftheChineseAcademy ofSciences（in Chinese），2012，29（4）：476－484.

［2］ 郭恩，周錫元.汶川地震盆地效應(yīng)的思考與建議.防災(zāi)減災(zāi)工程學報，2010，30（4）：459－465.Guo E，Zhou X Y.Study on basin effects of Wenchuan earthquake.JournalofDisasterPreventionandMitigation Engineering（in Chinese），2010，30（4）：459－465.

［3］ Vera D A，Matteo P，F(xiàn)rancesco B，et al.Ambient noise measurements for preliminary site－effects characterization in the Urban area of Florence，Italy.BulletinoftheSeismological SocietyofAmerica，2008，98（3）：1373－1388.

［4］ Laura V S，Sebastiano F，Daniele B.Surface－wave analysis for building near－surface velocity models－established approaches and new perspectives.Geophysics，2010，75（5）：75A83－75A83.

［5］ 張四昌，劉百篪.1970年云南通海地震的地震地質(zhì)特征.地質(zhì)科學，1978，7（4）：323－335.Zhang S C，Liu B C.Seismic geological characteristics of Tonghai earthquake in 1970.ChineseJournalofGeology（in Chinese），1978，7（4）：323－335.

［6］ 韓慕康，柴天俊，董興權(quán).云南南部杞麓湖的全新世變遷及其與通海震區(qū)新構(gòu)造運動的關(guān)系.地質(zhì)論評，1981，27（6）：491－496.Han M K，Chai T J，Dong X Q.The Holocene migration of the Qilu lake in southern Yunnan and its relations to the neotectonic movements in the 1970Tonghai earthquake area.GeologicalReview（in Chinese），1981，27（6）：491－496.

［7］ 賈輝，何正勤，葉太蘭.SASW及MASW方法在隱伏斷層探測中的應(yīng)用.地球物理學進展，2010，25（2）：709－713.Jia H，He Z Q，Ye T L.Application of SASW and MASW to buried fault detection.ProgressinGeophysics（in Chinese），2010，25（2）：709－713.

［8］ 何正勤，丁志峰，賈輝等.用微動中的面波信息探測地殼淺部的速度結(jié)構(gòu).地球物理學報，2007，50（2）：492－498.He Z Q，Ding Z F，Jia H，et al.To determine the velocity structure of shallow crust with surface wave information in microtremors.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2007，50（2）：492－498.

［9］ 趙東.被動源面波勘探方法與應(yīng)用.物探與化探，2010，34（6）：759－764.Zhao D.Passive surface waves：methods and applications.Geophysical＆GeochemicalExploration（in Chinese），2010，34（6）：759－764.

［10］ 徐佩芬，李傳金，凌甦群等.利用微動勘察方法探測煤礦陷落柱.地球物理學報，2009，52（7）：1923－1930.Xu P F，Li C J，Ling S Q，et al.Mapping collapsed columns in coal mines utilizing microtremor survey methods.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2009，52（7）：1923－1930.

［11］ 張維，何正勤，胡剛等.用人工源和天然源面波聯(lián)合探測淺層速度結(jié)構(gòu).震災(zāi)防御技術(shù)，2012，7（1）：26－36.Zhang W，He Z Q，Hu G，et al.Detect the velocity structure of shallow crust with artificial and nature source Rayleigh wave technology.TechnologyforEarthquakeDisaster Prevention（in Chinese），2012，7（1）：26－36.

［12］ 張維，何正勤，胡剛等.用面波聯(lián)合勘探技術(shù)探測淺部速度結(jié)構(gòu).地球物理學進展，2013，28（4）：2199－2206.Zhang W，He Z Q，Hu G，et al.Detection of the shallow velocity structure with surface wave prospection method.ProgressinGeophysics（in Chinese），2013，28（4）：2199－2206.

［13］ Park C B，Miller R D，Xia J，et al.Multichannel Analysis of Surface Waves（MASW）—active and passive methods.The LeadingEdge，2007，26（1）：60－64.

［14］ 沈坤，朱濤，金志林等.湖相沉積盆地內(nèi)隱伏斷裂的電阻率層析成像探測——以通海盆地為例.CT理論與應(yīng)用研究，2011，20（4）：505－512.Shen K，Zhu T，Jin Z L，et al.Application of electrical resistivity tomography to the detection of buried faults in lake sedimentary basin：A case study in Tonghai basin.Computerized TomographyTheoryandApplications（in Chinese），2011，20（4）：505－512.

［15］ 國家地震局地震測量隊.1970年云南省通海地震的地形變特征.地球物理學報，1975，18（4）：240－245.The Geodetic Survey Brigade for Earthquake Research，National Seismological Bureau.The characteristics of the crustal deformation associated with the Tonghai earthquake，Yunnan，in January 1970.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），1975，18（4）：240－245.