重震反演中国东北地壳上地幔三维密度结构

索奎， 张贵宾， 江国明， 徐峣

中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院， 北京 100083



重震反演中国东北地壳上地幔三维密度结构

索奎， 张贵宾*， 江国明， 徐峣

中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院， 北京 100083

本文利用重力和地震P波到时数据反演得到了中国东北地区地壳上地幔三维密度结构.与单一的重力或地震反演相比，重震反演一方面有效地克服了重力反演结果垂向分辨率低的问题，另一方面也提高了地震反演结果的可靠性.结果显示：中国东北地区的地壳及上地幔剩余密度异常分布与构造单元具有明显的相关性，造山带对应低密度异常，盆地对应高密度异常；区域内火山下方有明显的低密度体存在，可能是由于太平洋板块俯冲进入上地幔并部分滞留，在滞留板块深部脱水和软流圈热物质共同作用下产生了上涌岩浆，喷发后形成了火山.

联合反演； 重力数据； 地震层析成像； 密度结构； 中国东北

1 引言

中国东北地区构造发育，固体矿产和油气资源丰富，一直以来是地学研究的热点地区,很多学者针对该区域做了大量研究工作.张凤旭等利用改进的三方向小子域滤波方法对东北地区的重力场进行了研究，划分了基本的构造单元(张凤旭等，2010)；杜晓娟等根据布格重力异常划分了东北地区的三大主要重力分区(杜晓娟等，2009)；吴咏敬等利用小波多尺度分解技术对东北地区的重力场进行了1至4阶分解，通过对12条深断裂的研究重新划分了构造分区(吴咏敬等，2012)；杨宝俊等对横穿东北地区、宽度为100 km的满洲里—绥芬河地学断面做了综合地球物理研究，讨论了松辽盆地基底、莫霍面的性质和断面地块的拼合过程(杨宝俊等，1996)；张风雪等利用234个台站的57251条远震走时数据反演得到了东北地区0～840 km深度范围内的P波速度结构，讨论了区域内火山和松辽盆地的速度异常结构情况(张风雪等，2013)；田有等同时利用近震和远震到时数据反演得到了东北地区0～600 km深度范围内的P波速度结构，研究了深部构造模型，并讨论了岩浆活动在矿产和能源形成中的作用(田有等，2011)；赵大鹏等通过综合分析全球和区域的地震层析成像结果，探讨了长白山火山的起源问题(赵大鹏等，2004)；徐峣等利用地震层析成像获得了东北地区P波三维速度结构，研究了东北火山起源的深部机制(徐峣等，2014).这些的研究成果使人们对东北地区的构造单元划分、地下速度结构及长白山火山起源等问题有了基本认识，但是，目前对东北地区地壳上地幔的密度结构研究较少，而三维密度结构能反映地下密度分布情况，对于构造单元的划分、动力学和构造演化等研究有较大意义.仅利用重力数据反演三维密度结构存在着垂向分辨率低的问题，国内外学者大多通过利用地震反演结果来提高重力反演的垂向分辨率.方剑等将S波转换为密度作为初始模型，利用剩余重力异常反演得到了青藏高原及邻域不同深度的三维密度结构(方剑和许厚泽，1997)；Sun等、Paasche等和Lelièvre等研究了利用模糊C均值(Fuzzy C-Means)和其他统计关系将不同物性结合起来的方法，从而实现了在一个框架内进行联合反演，取得了良好的反演效果(Sun and Li，2012；Paasche and Tronicke，2007；Lelièvre et al.，2012).

本次研究区域(39°N—51°N，119°E—135°E)主要包括中国东北地区及日本海部分海域(图1).中国东北地区是由多个微板块拼合形成的一个复合板块，自东向西依次为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、张广才岭地块、佳木斯地块及兴凯地块等，南部有华北板块及其增生带，各个微板块之间发育有缝合带或俯冲带(张兴洲等，2006).东北地区北部受到蒙古—鄂霍茨克洋的南向挤压，东部受到太平洋板块的向西俯冲影响，经历过多期的构造，区域内地质构造错综复杂，主要构造走向为北东向和北北东向，如大兴安岭—太行山—武陵山重力梯度带，嫩江断裂、佳伊(佳木斯—伊通)断裂、敦密(敦化—密山)断裂；同时区域内也分布有长白山、镜泊湖、五大连池和阿尔山等著名的火山以及多个盆地.

图1 中国东北地区构造单元示意图(张兴洲等，2006) F1蒙古—鄂霍茨克缝合带；F2塔河—东乌珠穆沁旗断裂带；F3嫩江—扎赖特—贺根山拼合带；F4嫩江—开鲁断裂带；F5佳木斯—伊通断裂带； F6牡丹江拼合带； F7锡霍特阿林拼合带； F8敦化—密山断裂带； F9锡霍特阿林中央构造带； F10西拉木伦—延吉缝合带.Fig.1 Simplified tectonic map of Northeast China (Zhang et al., 2006) F1 Mongolia-Okhotsk suture zone; F2 Tahe-Dong Ujimqin fault belt; F3 Nenjiang-Zalait-Hergenshan assembly belt; F4 Nenjiang-Kailu fault belt; F5 Jiamusi-Yitong fault belt; F6 Mudanjiang assembly belt; F7 Sihkote-Alin assembly belt; F8 Dunhua-Mishan fault belt; F9 Sihkote-Alin Central tectonic belt; F10 Xar Moron-Yanji suture zone.

本文以天然地震层析成像得到的P波速度结构为初始模型，利用去除沉积层底界和莫霍面起伏产生的重力场以及深源场之后的剩余布格重力异常数据，反演得到了中国东北地区的地壳上地幔三维密度结构.该结果是地震到时信息和地表重力场信息的综合反映，可靠性高于单一的地震反演或重力反演.与常规利用分离不同深度重力场的方法反演得到密度结构的结果相比，本文三维密度分布结果的深度信息更可靠、准确，能够更加精细地刻画地下各种构造的几何形态，可以为东北地区的构造单元划分、动力学和构造演化等问题的研究提供依据.

2 数据与方法

本次研究使用了重力、地震相结合的反演方法，重力反演得到的是密度结果，在横向上具有较强的分辨能力，而纵向分辨力较差；地震反演得到的是速度结果，纵向分辨率较高，但由于地震台站分布和数据限制，其横向分辨率相对较低.由于速度与密度有相关性，因而两种反演方法结合在一起是可行的，反演结果集中了两种方法优势，即较高的纵向和横向分辨率.首先利用地震层析成像方法得到研究区域速度结构，根据速度—密度关系式将速度转换为密度，使用该密度结构作为初始模型进行三维重力反演，得到剩余密度结构，再转换成速度作为初始值进行地震反演，如此循环往复，直至最后两次三维重力反演得到的密度结构之间的差异小于设定值为止.

2.1 地震与重力反演的关系

2.1.1 地下网格剖分关系

为了进行重力和地震三维反演，需要将目标区域地下均匀剖分为若干棱柱体，每一个棱柱体内物性参数设为常数.由于地震台站分布及地震数据的限制，地震反演时水平方向网格大小为1°×1°，垂向分为9层，各层的中心深度分别为10、30、60、100、150、210、300、400 km和500 km.与地震数据相比，重力数据比例尺更大，能够满足更高分辨率反演的需求，因此重力三维反演时将水平方向网格大小设定为0.5°×0.5°，垂向剖分与地震一致，各层中心深度也相同.采用该网格剖分方案，既能够达到研究所需分辨率，同时兼顾了速度和密度之间的转换便利性，也减少了因为多次插值带来的误差.

2.1.2 速度—密度关系

反演得到研究区域P波速度结构后，需要利用速度-密度关系式

(1)

将P波速度转换为密度,式中ρ表示密度，单位为g·cm-3；VP表示纵波速度，单位为km·s-1.虽然地震波传播速度与密度密切相关，但由于地下介质的不均匀性以及压力、温度等因素的影响，二者的关系并非简单的对应关系，而是一种复杂的近似关系，并且在不同的区域有不同的经验关系式.长久以来国内外多位学者提出了各种速度-密度关系，主要分为五类：线性关系，分段线性关系，指数关系，抛物关系和多项式关系.

冯锐在Nafe-Drake分段线性关系的基础上，根据地震波纵波速度的实测值和全国多处密度数据，拟合得到了适合中国区域的速度-密度关系式(1)(冯锐，1985)，我国学者在重震联合反演中多采用该关系式，取得了良好的效果，本文也采用了该关系式.

2.2 地震层析成像

首先利用地震层析成像方法获得研究区域的三维速度结构.本文采用Zhao等提出的体波走时层析成像方法(Zhao et al.，1992，1994)，该方法的优点在于可以对近震和远震到时数据同时进行反演.研究中所用到的原始数据均为P波到时数据，来源于国家数字测震台网数据备份中心(郑秀芬等，2009)和国际IRIS数据中心.数据筛选原则如下：

(1) 近震事件的震级在3级以上，且震源位于研究区域以内；

(2) 远震事件的震级在5级以上，且震中距位于30°～90°(1°=111.2 km)范围内；

(3) 记录波形数据的台站位于研究区域范围内，并且保证每个台站接收到的事件数不少于5个；

(4) 所有震源参数根据Engdahl等(Engdahl et al.，1998)提供的信息进行校正.

数据筛选完成后，再对所用的波形资料进行带通滤波(0.1～1.0 Hz)，并分别利用手动的方法和波形互相关技术拾取近震数据和远震数据.最终，本研究共保留了107个台站记录到的67个近震事件(含21个深震事件)和245个远震事件，共12429条P波到时数据.其中近震数据3022条，数据精度在0.1～0.15 s之间；远震数据9407条，数据精度可达到0.01 s.

地震层析成像采用LSQR(Paige and Saunders，1982)算法进行反演计算，最终得到了研究区域的P波速度扰动结果.

2.3 三维重力反演

2.3.1 重力数据

本文使用的原始数据是5′×5′的布格重力异常数据(图2a)，其包含了地下不均匀体和密度界面起伏产生的重力异常.由于本次研究目标是地下0～560 km深度范围内密度不均匀体分布特征，因此需要去除560 km深度以下的深源重力场影响以及沉积底界和莫霍面两个显著密度差界面起伏引起的重力场影响.

由于无法直接从布格重力异常中准确地分离出560 km深度以下的重力场，但可以由卫星重力数据计算得到，本文利用Carl Bowin等提出的利用点质量源法建立的场源深度与卫星重力位系数阶数关系式(2)(Bowin et al.，1986)计算深源场，采用的是EGM 2008全球重力场模型，关系式如下：

(2)

式中，R为地球半径，Z为场源深度，单位均为km，n为球谐函数阶数.

沉积界面和莫霍面是两个较为明显的密度差界面，当界面起伏时由于形成了横向的密度不均匀，因此在地表产生了重力异常.本文利用Parker提出的频率域正演公式计算该重力异常，已知上下界面的密度差异和界面的平均深度，即可快速求出地表测得的由界面起伏引起的重力场.本次研究使用的沉积层厚度数据从地震测深、石油勘探和地震面波等资料中获取，莫霍面深度数据根据研究区域内地震测深剖面整理计算得到，还参考了地震台网测定的莫霍面深度值(冯锐等，2007).

图2 中国东北布格重力异常(a)和剩余布格重力异常(b)Fig.2 The Bouguer gravity anomaly (a) and residual gravity anomaly (b) of Northeast China

布格重力异常去除了莫霍面和沉积界面起伏产生的重力场和深源场之后，得到了剩余布格重力异常(图2b)，其反映的主要是0～560km深度范围内的密度异常分布情况，是本次重力反演的依据.

2.3.2 反演计算

地球物理反演问题是不适定问题，其核心是求解奇异矩阵和病态方程，需要耗费大量的计算资源，计算时间较长，为了缩短反演时间，本文采用了ART算法(骆循和朱介寿，1987)求解重力反演问题.ART算法又称代数重建法，在20世纪80年代引入到地球物理领域中，其基本思想是：首先把目标区域分成规则的矩形块体，给被重建的块体一个初始值(任意值)，计算出每个方向上所有块体的累加值；然后将计算的投影值残差沿着该方向反投影回去；与此同时，不断地对重建区域进行校正，直到满足需求为止.该方法最大的优点是每次迭代步骤仅利用一个方向上块体的信息，不涉及到其余块体，因而节约了大量内存；同时由于能够将误差均匀地反投影，避免了误差集中造成的畸变.ART算法公式如式(3)所示，可以根据实际情况设定迭代终止条件：

(3)

式中，m表示待求密度，单位为g·cm-3；d表示剩余重力异常，单位为mGal；G为系数矩阵；k为迭代次数；λ为松弛因子.

图3 三次重力反演的收敛情况Fig.3 The convergence of three times of gravity inversion

地震-重力反演计算循环进行了三次，三次重力反演均方根误差收敛情况如图3所示.从图中可以看出，三次重力反演误差收敛稳定且快速，表明重力反演计算使用ART算法具有良好效果.第二次重力反演误差收敛曲线在第一次重力反演误差收敛曲线之下，第三次曲线在第二次曲线之下，表明地震-重力反演循环计算对于重力反演结果有明显改善，其中第二次和第三次重力反演误差收敛曲线趋势几乎一致，两次反演得到的密度结构差异在设定值范围之内，因此地震重力反演循环进行了三次，最终得到了研究区域地下三维密度结构.

3 结果与讨论

反演得到了中国东北地区0～560km深度范围内的三维密度结构，横向分辨率为0.5°×0.5°，与地震层析成像结果1°×1°的分辨率相比明显提高，各个深度的剩余密度如图4所示.为了更好地展现几个重点关注区域剩余密度的垂向变化，选取了五条不同的剖面成图，各剖面剩余密度分布以及剖面位置如图5所示.

3.1 盆山构造

根据图4显示，总体上研究区域的剩余密度分布特征如下：(1)每个深度上的剩余密度在横向上均有较强的不均匀性，说明各个构造单元在深部依然有差异，并没有随着深度的增加融合为一个整体；(2)剩余密度异常与造山带、断裂带和盆地的分布(图1)有较明显的相关性.

根据剩余布格重力异常图(图2b)可知，造山带和板块结合部的活动带对应着负剩余重力异常，除了地势较高、地壳厚度大的原因，还可能是由于岩浆岩(低密度)的侵入引起的；而盆地等构造单元主要对应正剩余重力异常，推测可能是由于盆地地壳厚度较薄、深部的高密度块体等引起的.

本次反演结果(图4)表明，研究区域内造山带和板块结合部的活动带主要是低密低速异常，以大兴安岭和张广才岭区域的300～400 km深度的低密低速异常最明显.在浅部(10～100 km)松辽盆地对应着较弱的高密高速异常，并且混合分布有部分的低密低速异常区域，这与前人得到的结果(张风雪等，2013)类似，表明松辽盆地在浅部并非完整的块体；在深部(150～500 km)松辽盆地仍是以高密高速异常为主，异常主要分布在盆地东部和北部，南部分布了部分低密低速异常；此外该深度上微板块之间的断裂带与剩余密度异常分布吻合的也较好.图4i显示，在500 km深度低密低速异常区域和高密高速异常区域面积也较浅部增大，有些在浅部不相连的区域连在了一起，显示出融合的趋势.

3.2 火山

东北地区长白山、镜泊湖及五大连池等火山的起源一直以来是研究热点，有学者认为该区域内的火山与夏威夷火山类似，属于板内热点火山(England，1983)；赵大鹏等则根据地震层析成像结果推断长白山火山的起源是太平洋板块的深俯冲作用和滞留板块的脱水作用，认为长白山属于弧后板内火山(赵大鹏等，2004).

研究结果(图4，图5 AA′和EE′剖面)显示，长白山及镜泊湖火山区域下方10 ～210 km深度层段内存在明显的低密异常，表明该区域的岩石密度小于围岩的密度，这可以解释为火山下方可能由于软流圈热物质上涌，存在着高温的岩浆囊，其密度相对围岩较低.长白山正下方在300～500 km深度显示为高密度异常，同时在长白山西北方向300～500 km深度存在一个很大的低密度异常体，其与浅部(10～100 km)的低密度异常有连接，可能是浅部的低密度物质的来源，表明长白山下的热液通道可能并非垂直的.图5中BB′和DD′剖面均表明镜泊湖区域下210～500 km深度范围内有大片的低密度异常，100 km以上则有较为显著低速异常，应该为热物质上涌.五大连池区域在0～60 km深度范围内显示了较弱的高密度异常，60～300 km则为明显低密度异常，比前人得到的低速异常(张风雪等，2013)深度要深，与长白山火山相比，五大连池火山并非深源火山.但是由于在该区域的地震台站分布较少，射线交叉程度较差，故该区域的分辨率较低，没有形成有效的约束，该结论尚待更多的证据证明.

根据前人得到的地震层析成像结果(徐峣等，2014)显示，长白山、镜泊湖及五大连池火山下方600 km及以下深度显示出明显的高速异常，高速异常体向西水平延伸，且在600 km深度上的高速低速体交界处有深源地震发生，推测可能是由于来自太平洋板块的高速体与围岩摩擦导致的，表明太平洋板块可能已深俯冲至东北地区火山区域下方.

综合前人的研究成果(赵大鹏等，2004；徐峣等，2014)和本次反演结果，可认为东北地区火山起源的动力学机制可能是：西太平洋板块自日本海沟俯冲进入上地幔，到达地幔过渡带内转为水平延伸并部分滞留，在滞留板块深部脱水和软流圈热物质共同作用下产生了上涌岩浆，喷发后形成了火山.

3.3 断裂带

嫩江断裂位于兴安地块和松嫩地块之间，大致呈北北东走向.在10～60 km范围内嫩江断裂有较弱的低密度异常，在100～300 km范围内则是明显的高密度异常，在400～500 km范围内是低密度异常.从图5 AA′剖面中可以看出，嫩江断裂下部的高密度异常在100～350 km.佳伊断裂位于松嫩地块和张广才岭地块之间，是郯庐断裂在东北的分支之一，呈北东走向.从反演结果中(图4)可以看出，与嫩江断裂类似，佳伊断裂在10～60 km范围内有明显的低密度异常，在100～210 km范围内则是明显的高密度异常.在300～500 km范围内，断裂南部显示出了高密度异常，北部则是低密度异常，说明佳伊断裂在210 km以上是一个整体，在300 km以下已经不再存在.从图5 AA′、BB′和CC′剖面同样可以看出，佳伊断裂下的高密度体面积在AA′和BB′剖面通过的部分较大，在CC′剖面通过的部分则明显变小，深度变浅.综合前人的研究成果(张凤旭等，2010；杜晓娟等，2009；杨宝俊等，1996；卢造勋和夏怀宽，1993；韩国卿等，2009；米晓楠等，2013)和本次的反演结果可知，嫩江断裂和佳伊断裂下方的浅部地层显示为低密低速异常，而在深部则为明显的高密高速异常.这可能是由于太平洋的俯冲作用和蒙古—鄂霍茨克洋的南向挤压作用，造成了该地区构造以扩张为主，形成了向两端扩张的松辽盆地，同时大量物质向两侧运移，堆积在100～300 km深度地层内，导致了以上异常分布特征.敦密断裂整体呈北东走向，与佳伊断裂同为郯庐断裂的分支.该断裂下部无明显的异常密度体，但在10～60 km深度范围内分割两侧的低密度体，在100～210 km深度范围内分割两侧的高密度体，在300 km以下深度不再连续.西拉木伦河断裂是华北板块和西伯利亚板块的缝合线，大致呈东西走向，本次研究区域中包含该断裂的东部.在10～30 km深度上无明显特征，在60～300 km深度范围上则能看出把嫩江断裂与华北板块北缘明显地分为两个部分，说明该断裂在该深度范围内连续存在.

图4 中国东北地区剩余密度异常 (a)10 km；(b)30 km；(c)60 km；(d)100 km；(e)150 km；(f)210 km；(g)300 km；(h)400 km；(i)500 km.Fig.4 Density distribution of the crust and the upper mantle beneath Northeast China

图5 剩余密度剖面及位置示意图Fig.5 The position and density perturbation of five profiles

4 结论

本文利用重震反演的方法得到了中国东北地区地壳上地幔的密度结构，研究了密度结构与断裂构造的关系，探讨了东北地区火山的起源，主要得到了以下几点结论：

(1)重震反演方法能够有效地克服重力反演垂向分辨率不高的问题，由于加入了地震反演结果，先验信息大大增加，对三维重力反演起到了良好约束作用，有效减少了反演的非唯一性，使得反演结果更加可靠；同时由于重力信息的加入，使得地震反演结果也有较大改善，显著地提高了横向分辨率.

(2)东北地区的地壳及上地幔剩余密度异常分布与构造单元具有明显的相关性，造山带和板块结合处的断裂带主要是低密度异常，可能是由于岩浆岩的存在引起的；盆地区域的高密度异常主要是由其下方的高密度体引起的.

(3)东北地区的火山可能是由于太平洋板块俯冲进入上地幔并部分滞留，在滞留板块深部脱水和软流圈热物质共同作用下产生的上涌岩浆喷发后形成的.

致谢 本次研究过程中与中国地震局地球物理研究所冯锐、王新胜就相关学术问题进行了讨论与交流，在此表示感谢.同时感谢两位审稿专家提出的宝贵意见.

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(本文编辑 胡素芳)

3-D density distribution of the crust and upper mantle beneath Northeast China by joint inversion of gravity and seismic data

SUO Kui, ZHANG Gui-Bin*, JIANG Guo-Ming, XU Yao

SchoolofGeophysicsandInformationTechnology,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China

The Northeast China plate is composed of multiple micro-plates, so its geological structure is very complicated and there exist lots of fault zones. Although some investigations have been done in this area, less effort has been devoted to its three-dimensional (3-D) density structure that plays an important role in dividing tectonic unit and studying the evolution of this plate.In this study, considering the high lateral resolution of the gravity data and the vertical resolution of seismic tomography, we used both the gravity data and P-wave arrival time data to obtain the three-dimensional density structure of the crust and the upper mantle beneath the Northeast China area. We firstly obtained a 3-D P-wave velocity model at depths between 0 and 560 km by using the seismic tomography method and 12429 P-wave arrival time data. Based on the relationship between seismic velocity and density, the obtained velocity model is then converted to a density model that can be used as the initial model in the gravity inversion. Then we calculate the anomaly field generated by the lower boundary of deposition, the Moho and the deep formation. When these calculated fields are removed from the Bouguer gravity anomaly, the 5′× 5′ residual gravity anomaly field can be used to invert for the 3-D residual density distribution. The density structure is finally converted to the velocity structure that is used as the initial model for the next seismic tomography. This process is repeated for several times until the density changes are small enough. As a result, we get the distribution of residual density at 9 different depths of 10 km, 30 km, 60 km, 100 km, 150 km, 210 km, 300 km, 400 km, and 500 km.The results show that (1) the joint inversion effectively not only improves the vertical resolution of gravity inversion but also stabilizes the seismic inversion results relative to the independent inversions by using only gravity or seismic data; and (2) the distribution of residual density anomalies in the crust and the upper mantle beneath the Northeast China area seems to be correlated with the tectonic units, in which the lower density anomalies correspond well to the orogenic belts while high density anomalies are related to the basins; and (3) a distinct lower density body exists beneath the volcanoes in this study area.Due to the seismic inversion result as the prior information, the vertical resolution of the density distribution is enhanced largely. The lower density anomalies associated with the orogenic belts and faults zones may be caused by the presence of magmatic rocks, and the higher ones associated with basin may be caused by the high density geologic structures underneath. In addition, combining with other previous results, we consider that the formation of volcanoes may be closely related to the stagnant Pacific slab in the mantle transition zone beneath Northeast China.

Joint inversion; Gravity data； Seismic tomography; Density distribution； Northeast China

10.6038/cjg20150720.

国家高技术发展研究“863计划”课题(2011AA060501)，国土资源部专项“深部探测技术实验与集成”(SinoProbe-02-05)联合资助.

索奎，男，1987年生，中国地质大学(北京)博士研究生，主要从事地球物理反演研究.E-mail:suokui@cugb.edu.cn

*通讯作者 张贵宾，男，1958年生，教授，博士生导师，主要从事地球物理反演、重磁电勘探等研究. E-mail:gbzhang@cugb.edu.cn

10.6038/cjg20150720

P312, P313

2015-01-09，2015-03-11收修定稿

索奎， 张贵宾， 江国明等. 2015. 重震反演中国东北地壳上地幔三维密度结构.地球物理学报，58(7):2436-2444,

Suo K, Zhang G B, Jiang G M, et al. 2015. 3-D density distribution of the crust and upper mantle beneath Northeast China by joint inversion of gravity and seismic data.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(7):2436-2444,doi:10.6038/cjg20150720.