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(shù)據(jù)，反演了該區(qū)域中上地殼Pg波速度橫向變化結(jié)果，以及臺站走時校正和地震事件走時校正項。結(jié)果表明：（1）鄂爾多斯西緣中上地殼Pg波速度結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)明顯的橫向不均勻性；穩(wěn)定的阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體主要表現(xiàn)為高速區(qū)，兩塊體邊界兩側(cè)存在高速到低速的明顯轉(zhuǎn)換；銀川盆地與吉蘭泰盆地屬于相對低速區(qū)，幾條主要的斷裂帶或斷裂段屬于顯著低速區(qū)。（2）1970年以來研究區(qū)5級以上中強(qiáng)地震多發(fā)生于高、低速區(qū)的轉(zhuǎn)換地帶，反映了地殼結(jié)構(gòu)橫向變化劇烈區(qū)為地震頻發(fā)區(qū)。（3）臺站臺基及走時鐘差造成的系統(tǒng)走時誤差較?。谎芯繀^(qū)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(guān)。

關(guān)鍵詞：鄂爾多斯西緣；中上地殼；Pg波速度結(jié)構(gòu)；中強(qiáng)地震

中圖分類號：P31524文獻(xiàn)標(biāo)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(shù)據(jù)研究地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)，其中以研究區(qū)域地殼和上地幔速度結(jié)構(gòu)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(qiáng)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(qū)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(guān)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(guān)心的是中上地殼這一發(fā)震層的速度結(jié)構(gòu)，這對于了解區(qū)域地震的孕育和發(fā)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(qū)域地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜、活動斷裂發(fā)育，該區(qū)域在青藏塊體北東向的強(qiáng)烈推擠作用下，形成陡變的地球物理場和強(qiáng)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(qū)曾發(fā)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(qiáng)烈的地震活動與鄂爾多斯西緣所處的特殊的大地構(gòu)造位置是密不可分的。鄂爾多斯西緣北部位于穩(wěn)定的阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體交匯部位，其中發(fā)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?dāng)嗔阉鶉蓿▓D1）；鄂爾多斯西緣南部位于青藏塊體向北東方向擴(kuò)展的前緣——青藏塊體東北緣，屬于青藏塊體東北部邊界構(gòu)造帶（鄧啟東等，2014），區(qū)域內(nèi)發(fā)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(jì)80年代以來，不少學(xué)者對鄂爾多斯西緣地區(qū)的地殼速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行過研究。劉建華等（1989）利用相當(dāng)數(shù)量的近震和遠(yuǎn)震P波到時數(shù)據(jù)反演了南北地震帶地殼和上地幔三維速度結(jié)構(gòu)，研究結(jié)果顯示20 km以上的地殼速度結(jié)構(gòu)表明銀川盆地屬于低速區(qū)，阿拉善塊體為高速區(qū)，并且所有強(qiáng)震震中都分布在高速與低速區(qū)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(xué)斷面均通過鄂爾多斯西緣地區(qū)（國家地震局地學(xué)斷面編委會，1992；王椿鏞等，1995）；21世紀(jì)初，中國地震局地球物理勘探中心又布設(shè)完成了經(jīng)過該區(qū)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(qū)域地殼速度結(jié)構(gòu)提供了重要的科學(xué)依據(jù)。近些年，位于鄂爾多斯西緣地區(qū)的城市活斷層探測工作取得了顯著進(jìn)展，相關(guān)探測區(qū)域的地殼三維速度結(jié)構(gòu)研究也取得了重要成果，比如方盛明等（2009）利用布設(shè)于銀川盆地的深地震反射探測剖面得到了該區(qū)域的地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)，楊卓欣等（2009）利用布設(shè)于銀川盆地中北部的三維地震透射臺陣獲得的數(shù)據(jù)反演了銀川盆地的上地殼結(jié)構(gòu)，尤其是研究區(qū)蓋層和基底的三維速度結(jié)構(gòu)（約從地表至地下7 km）。

以上研究成果大多給出的是某個區(qū)域的三維地殼速度結(jié)構(gòu)或某個剖面的二維地殼速度結(jié)構(gòu)，研究區(qū)存在一定的局域性。雖然針對稍大范圍的區(qū)域地殼速度結(jié)構(gòu)也有相關(guān)研究成果發(fā)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(shù)據(jù)的數(shù)量有限，在一定程度上降低了地殼結(jié)構(gòu)的反演分辨率，所以這些數(shù)據(jù)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(jié)構(gòu)比深部的物質(zhì)具有更強(qiáng)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(shù)據(jù)來提高反演解的分辨率，采用1970—2008年寧夏、內(nèi)蒙古和甘肅省的弱震臺站所記錄到的近震Pg波到時數(shù)據(jù)，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(qū)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(wǎng)觀測報告，其中1970—2002年為寧夏模擬測震臺站運(yùn)行時段（簡稱模擬時段），2003—2008年為寧夏“九五”數(shù)字測震臺站運(yùn)行時段（簡稱“九五”數(shù)

字時段）。“九五”數(shù)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(shù)字測震臺站數(shù)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(shù)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(qū)的4條人工地震測深結(jié)果（楊明芝等，2007）抽取研究區(qū)部分臺站下方的地殼速度模型（圖2），對研究區(qū)內(nèi)地震進(jìn)行單事件重新定位，然后利用雙差定位方法（Waldhause，Ellsworth，2000）再次進(jìn)行震源位置的精確定位。結(jié)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(jié)果顯示：90%以上的地震發(fā)生于中上地殼內(nèi)（深度小于20 km）。由于本文所使用的Pg波到時數(shù)據(jù)和震源深度均為重新定位后的結(jié)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(shù)據(jù)的精度，本文所選的數(shù)據(jù)均采用以下條件進(jìn)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(qū)周邊區(qū)域射線密度較低，而中間區(qū)域射線密度分布較高。

Pg波由震源發(fā)出經(jīng)過地殼介質(zhì)直接到達(dá)臺站，它攜帶了射線經(jīng)過區(qū)域的諸多信息，包括地殼結(jié)構(gòu)信息。因此，本文采用裴順平發(fā)展的一種新的二維層析成像方法（Pei，Chen，2012），利用Pg波到時數(shù)據(jù)研究區(qū)域地殼速度橫向變化特征。

[JP2]相對于水平距離，地殼發(fā)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(zhì)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(fā)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(fā)震層劃分為二維網(wǎng)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(wǎng)格內(nèi)的傳播距離；sk為網(wǎng)格k的慢度（速度的倒數(shù)）。采用經(jīng)典LSQR方法（Paige，Saunders，1982）可以求解式（3），獲得不同網(wǎng)格的Pg波速度值。

2研究結(jié)果與分析

[JP2]根據(jù)前文設(shè)定的數(shù)據(jù)篩選條件得到了本文用于速度成像反演的Pg波到時數(shù)據(jù)（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(qū)劃分為15′×15′的二維網(wǎng)格，并設(shè)定阻尼系數(shù)為200，經(jīng)過60次迭代反演計算，[HJ2mm]得到了研究區(qū)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(jié)果較可靠的區(qū)域圖像。圖中紅色表示低于平均速度的負(fù)擾動，即低速區(qū)，藍(lán)色表示高于平均速度的正擾動，即高速區(qū)。成像結(jié)果顯示地殼速度結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)明顯的橫向不均勻性。從構(gòu)造分區(qū)來看，成像區(qū)兩側(cè)屬于穩(wěn)定的阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體的區(qū)域主要表現(xiàn)為高速區(qū)，塊體交匯部位主要表現(xiàn)為低速區(qū)，其中銀川盆地和吉蘭泰盆地屬于相對低速區(qū)。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(rèn)識基本一致。從地區(qū)行政區(qū)劃上看，低速區(qū)主要集中在寧夏中部，高速區(qū)主要集中在寧夏周邊地區(qū)。

臺站正校正表示臺站地質(zhì)狀況差和到時鐘差等因素導(dǎo)致地震波走時延長，臺站負(fù)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(guān)。圖6a顯示了臺站校正分布情況，多數(shù)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(shù)臺站由臺基地質(zhì)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(qū)北部、負(fù)校正基本分布于研究區(qū)南部，這一分布規(guī)律似乎與該區(qū)域地質(zhì)結(jié)構(gòu)差異（北部主要為沉積盆地、南部主要為基巖山區(qū)）有關(guān)，因為研究區(qū)北部的臺站校正更易在臺基巖性較差的影響下表現(xiàn)為正校正，而南部的臺站校正受臺基地質(zhì)狀況的影響要小很多，主要與到時鐘差等因素有關(guān)。

事件正校正表示震源深度定位偏深或發(fā)震時刻偏大，事件負(fù)校正則表示震源深度定位偏淺或發(fā)震時刻偏小，事件校正值大小與地震定位誤差大小有關(guān)。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(bǔ)償較顯著，在一定程度上反映了地震深度及發(fā)震時刻定位往往存在誤差。從圖中可以看出，區(qū)域事件校正值大小存在差異，研究區(qū)周邊地震的事件校正值偏大，中部區(qū)域的地震事件校正值相對偏小。這一分布規(guī)律恰恰反映了臺站分布與地震定位誤差的關(guān)系，即臺站網(wǎng)緣地震的定位誤差偏大、網(wǎng)內(nèi)地震的定位誤差偏小。

3分辨率測試

為了檢驗數(shù)據(jù)的數(shù)量和分布能否反演出分辨尺度大小的異常體，需要進(jìn)行分辨率測試。本文采用檢測板（Checkboard）方法（Inoue et al，1990）進(jìn)行分辨率檢驗。網(wǎng)格大小取15′×15′，阻尼系數(shù)取20，迭代次數(shù)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(tài)分布隨機(jī)噪聲作為觀測走時進(jìn)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(qū)域為反演后速度模型恢復(fù)較好的區(qū)域，這與圖5顯示的成像結(jié)果較可靠的區(qū)域是一致的。分辨率測試結(jié)果表明：分辨率的高低與射線分布密度大小呈正相關(guān)，即研究區(qū)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(biāo)準(zhǔn)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(jié)果對比分析[BT）]

分析研究區(qū)中上地殼速度橫向變化圖像（圖5），結(jié)果顯示地殼速度結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)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(qiáng)烈、地殼結(jié)構(gòu)較為破碎有關(guān)，同時也與該區(qū)域地震頻發(fā)相一致（陳九輝等，2005）。

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

梅世蓉（1995）提出堅固體孕震模式，認(rèn)為高速體（堅固體）的存在是高應(yīng)力集中的重要條件。已有研究結(jié)果表明，地震易發(fā)生于高速區(qū)與低速區(qū)的過渡帶或高速體的邊側(cè)（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(fā)生于分辨率較高區(qū)域的5級以上地震投影到圖5中，顯示這些地震多發(fā)生于高、低速區(qū)的轉(zhuǎn)換地帶，尤其是20世紀(jì)七八十年代集中發(fā)生于寧夏中部吳忠、靈武地區(qū)的5級地震均發(fā)生于低速區(qū)向高速區(qū)的過渡區(qū)并偏向高速體一側(cè)。地殼結(jié)構(gòu)橫向變化劇烈區(qū)，是介質(zhì)不均勻且強(qiáng)度較低的薄弱帶，也是應(yīng)力較易集中的地帶，這些區(qū)域在構(gòu)造應(yīng)力場作用下易于破裂而成為地震多發(fā)區(qū)。

[BT2]42地震危險性分析

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

速度成像結(jié)果顯示，鄂爾多斯西緣多數(shù)斷裂帶或斷裂段表現(xiàn)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(xiàn)為相對高速，與較大斷裂或斷裂帶在速度結(jié)構(gòu)上一般表現(xiàn)為相對低速區(qū)的認(rèn)識（滕吉文等，2008）存在差異。其中海原斷裂帶曾發(fā)生1920年海原81/2級大地震，斷裂帶較破碎，更易表現(xiàn)為相對低速，而成像結(jié)果顯示該斷裂帶表現(xiàn)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(nèi)部擴(kuò)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(yīng)力，海原斷裂帶的相對高速可能說明該區(qū)域一直處于應(yīng)力積累狀態(tài)。

基于地震易發(fā)生于高、低速區(qū)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(yīng)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(qū)及其周圍地區(qū)很可能是未來中強(qiáng)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(zhì)最不均勻強(qiáng)度較低的薄弱帶，也是應(yīng)力最易集中的地帶，這樣的環(huán)境具備了積累大量能量的介質(zhì)條件，又是應(yīng)力易于釋放的場所，這些區(qū)域在橫向擠壓下的構(gòu)造應(yīng)力場作用下易于破裂而引發(fā)地震。因此，更應(yīng)重點關(guān)注和加強(qiáng)研究以上3條斷裂帶及周邊地區(qū)的高、低速轉(zhuǎn)換部位的地震危險性。

5結(jié)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(shù)據(jù)，首次反演了該區(qū)域15′×15′水平網(wǎng)格的中上地殼Pg波橫向速度結(jié)構(gòu)，并得到了臺站走時校正和地震事件走時校正分布圖。結(jié)果表明：

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

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

（3）臺站走時校正結(jié)果說明多數(shù)臺站帶來的系統(tǒng)走時誤差較小。事件走時校正圖像則顯示研究區(qū)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(guān)。

（4）海原斷裂帶表現(xiàn)出的不顯著低速和相對高速可能說明該區(qū)域一直處于應(yīng)力積累狀態(tài)。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(zhuǎn)換部位很可能是未來中強(qiáng)地震的有利孕育場所。[HTK]

本文繪圖采用GMT繪圖軟件?！癕7”專項工作組為本研究工作提供了到時數(shù)據(jù)，中國科學(xué)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(dǎo)，中國地震局監(jiān)測預(yù)報司預(yù)報管理處馬宏生處長提供了交流學(xué)習(xí)平臺，中國地震臺網(wǎng)中心周龍泉研究員給予了熱情指導(dǎo)和幫助，審稿專家對文章提出了建設(shè)性修改意見，本文編輯對文字進(jìn)行了悉心編輯和加工，在此一并致謝。

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