沉積層結(jié)構(gòu)被動源探測方法及其在典型盆地的應用

張瑞青，況春利，張笑晗，李永華

1 中國地震局地球物理研究所，北京 100081

2 中國地震局地震研究所 地震大地測量重點實驗室，武漢 430071

3 湖北省地震局，武漢 430071

0 引 言

沉積盆地精細結(jié)構(gòu)探測在油氣資源勘探開發(fā)、防震減災、深部結(jié)構(gòu)成像與構(gòu)造演化研究等方面均具有重要意義. 許多沉積盆地蘊含石油、天然氣和礦產(chǎn)資源，是國家能源戰(zhàn)略基地. 同時，不少人口和建筑密集的城市也位于沉積盆地地區(qū). 已有研究顯示，沉積盆地對“超高、超大、超長”結(jié)構(gòu)的地震動有顯著的放大效應. 一旦發(fā)生地震，可加劇工程結(jié)構(gòu)的破壞，造成巨大的人員傷亡和經(jīng)濟損失.如1985 年墨西哥海域發(fā)生

M

8.1 地震，遠在400多千米外的位于盆地內(nèi)的墨西哥城遭受了嚴重破壞，比震中區(qū)的災害還要重（Flores-Estrella et al.,2007）. 一般而言，場地放大作用取決于近地表巖石或土壤的剪切波速度和密度，特別是30～60 m之內(nèi)的S 波速度對地表地震動的影響極大（王海云等，2008）. 因此在抗震設計規(guī)范中，用

V

（地表以下30 m 的平均土層剪切波速值）參數(shù)來指示場地類別. 此外，沉積盆地下方，近地表的低速層會造成遠震走時層析成像和接收函數(shù)偏移成像的假象. 因此，如何準確獲取沉積層結(jié)構(gòu)就顯得尤為重要（Chen et al., 1996; Langston, 2003, 2011; Ni et al.,2014; Tao et al., 2014; 滕龍等, 2014）.

鉆探和人工地震勘探（主動源探測）是探測沉積盆地結(jié)構(gòu)的一種經(jīng)典方法. 前者對沉積層直接進行鉆孔測井研究，可以獲得淺部地層巖性和速度結(jié)構(gòu)的詳細信息. 后者采用人工震源（如炸藥、重錘、可控震源和氣動震源等）激發(fā)地震信號，利用目標層上產(chǎn)生的反射/折射震相，通過動力學射線追蹤方法來反演地下結(jié)構(gòu). 由于S 波震相難以識別，因此人工地震測深通常僅給出P 波速度分層結(jié)構(gòu)信息. 主動源探測成像精度高，但由于成本高、空間覆蓋受限、以及炸藥震源對環(huán)境具有破壞性，因此在城市等人口密集地區(qū)實施起來較為困難，同時也難以開展區(qū)域尺度結(jié)構(gòu)研究.

近年來，隨著密集流動地震臺站的觀測，基于被動源資料已逐漸成為沉積盆地精細結(jié)構(gòu)探測的一種重要手段. 目前被動源探測的地震學方法主要獲得的是地殼淺部的S 波速度結(jié)構(gòu)，對泊松比結(jié)構(gòu)的研究甚少（Wang et al., 2021）. 本文通過調(diào)研相關(guān)文獻，對基于被動源資料約束沉積盆地結(jié)構(gòu)的地震學方法進行了一定的歸納總結(jié)，并綜述了松遼盆地和華北盆地沉積層結(jié)構(gòu)研究的最新進展. 下面將首先對這些方法的基本原理和進展逐一進行闡述.

1 遠震體波方法

1.1 接收函數(shù)和轉(zhuǎn)換函數(shù)

遠震接收函數(shù)方法是獲取臺站下方殼幔速度間斷面結(jié)構(gòu)的常規(guī)手段之一（圖1）. 它的基本原理是利用間斷面上產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波/多次波與直達波之間的到時差來約束間斷面結(jié)構(gòu). 目前P 波接收函數(shù)研究中，常采用

H

-

κ

掃描法求取地殼厚度和平均波速比（Zhu and Kanamori, 2000）. 該方法是考慮單層地殼模型情況下，給定地殼P 波平均速度，對一定范圍內(nèi)的地殼厚度（

H

）和波速比（

V

/

V

，也用

κ

表示）進行網(wǎng)格搜索，將轉(zhuǎn)換波和多次波振幅進行加權(quán)疊加. 構(gòu)建的疊加函數(shù)

s

(

H

,

κ

)如下所示：

圖 1 均勻介質(zhì)中，不同地震臺站（基巖和位于盆地內(nèi)）下方遠震和近震P 波響應的射線路徑示意圖. 實線表示P 波，虛線表示S 波Fig. 1 Schematic ray paths of the P (black solid lines) and S (red dashed lines) waves beneath stations (located on bedrock and sediment) in response to an incoming P wave both at teleseismic and local distances

式中，

ω

(

i

=1, 2, 3)是權(quán)重因子，且

ω

+

ω

+

ω

=1，RFS(

t

)是徑向接收函數(shù)，

t

是Ps、PpPs 和PsPs+PpSs震相的到時. 當疊加振幅達到最大值時，對應于最佳的地殼厚度和平均波速比.

當?shù)卣鹋_站位于沉積盆地時，接收函數(shù)會出現(xiàn)直達P 波能量較弱、幾乎觀測不到、但緊隨其后的震相具有較大振幅的情況（Owens and Crosson,1988）. 這種初至延遲的現(xiàn)象與臺站下方淺層界面產(chǎn)生的Ps 轉(zhuǎn)換波與直達P 波發(fā)生干涉有關(guān). 基于接收函數(shù)正演計算，可建立初至延遲與沉積層厚度之間的對應關(guān)系. 利用該經(jīng)驗關(guān)系，通過接收函數(shù)初至延遲可大致估算沉積層厚度. 如羅艷等（2008）與Wang 和Wu 等（2017），分別給出了首都圈地區(qū)和青藏高原東北緣地區(qū)沉積層厚度的分布情況.值得注意的是，初至延遲與沉積層厚度之間的對應關(guān)系，還受其他參數(shù)的影響，如沉積層內(nèi)的地震波速度. 因此在不同研究中，這種定量對應關(guān)系存有一定差異（羅艷等, 2008; Wang W L et al., 2017）.

為有效約束盆地內(nèi)沉積層和地殼的結(jié)構(gòu)，在接收函數(shù)

H

-

κ

研究的基礎上，Garret 等（2012） 和Yeck 等（2013）發(fā)展了序貫

H

-

κ

疊加掃描法. 該方法首先對臺站下方的高頻接收函數(shù)進行

H

-

κ

疊加獲得沉積層厚度. 以此為先驗信息，然后對低頻接收函數(shù)再次進行

H

-

κ

掃描法，求取地殼厚度與波速比. 也有學者提出了改進的迭代

H

-

κ

疊加掃描法（Zhang and Huang, 2019）. 當沉積層與下覆基巖存在明顯的速度差、且沉積層較薄時，利用上述方法可有效約束沉積層厚度（Yeck et al., 2013）.然而，較厚的沉積覆蓋往往產(chǎn)生多次波混響，干擾甚至掩蓋接收函數(shù)中Moho 界面的轉(zhuǎn)換波和多次波震相，會導致

H

-

κ

疊加方法失效. 為消除這種混響效應，前人提出構(gòu)建共振濾波器（Yu et al.,2015）. 利用共振濾波器對頻率域的接收函數(shù)進行濾波，然后再反變換到時間域. 該方法主要是利用了沉積層內(nèi)多次波具有能量強和一定周期性的特征（Yu et al., 2015）. 為減少接收函數(shù)在時頻率轉(zhuǎn)換中的不穩(wěn)定性問題，朱洪翔等（2018）采用預測反褶積法來構(gòu)建共振濾波器. 該方法具有參數(shù)設定簡單、運算量小、振幅值較大等特點. 但在接收函數(shù)波形較復雜的情況下，利用共振濾波器來壓制和消除沉積層多次波混響效應具有一定的困難.其次，接收函數(shù)波形包含沉積層結(jié)構(gòu)信息，因此可通過波形反演方法來約束沉積層和地殼結(jié)構(gòu)（圖2）（Shibutani et al., 1996; Clitheroe et al.,2000; Zheng et al., 2005; 武巖等, 2014; Saikia S et al.,2016）. 前人已開展大量的接收函數(shù)反演研究，采用的反演方法主要有遺傳算法（Shibutani et al.,1996; Clitheroe et al., 2000）、自適應全局混合算法（Zheng et al., 2005）以及相鄰算法（Saikia et al.,2016; 武巖等, 2014）等. 反演中，模型參數(shù)主要為各層的厚度、S 波速度以及

V

/

V

比值等. 但不同反演研究設定的模型層數(shù)并不相同. 如一些研究采用簡單的沉積層和地殼雙層模型（武巖等，2014）.另一些研究采用了復雜模型，如Clitheroe 等（2000）設定的模型由沉積層、基底、上、中、下地殼和上地幔構(gòu)成. 還有研究把沉積層細分為5 個水平層（Zheng et al., 2005）. 模型參數(shù)的增加，不僅會增加計算量，而且反演結(jié)果的非唯一性問題也會更加突出. 因此當模型參數(shù)較多時，考慮到計算量、唯一性和穩(wěn)定性問題，常對較小時窗范圍內(nèi)（如前～10 s）的接收函數(shù)進行波形反演（Clitheroe et al., 2000; Zheng et al., 2005）.

此外，如果非固結(jié)沉積層較厚、速度低以及與下方基巖具有較大波阻抗時，遠震波場中沉積層內(nèi)產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波/多次波振幅會放大，可能是深部殼幔界面Ps 轉(zhuǎn)換波振幅的10～20 倍. 在此情況下，垂向分量難以近似為儀器響應和有效震源時間函數(shù)的褶積. 這給常規(guī)接收函數(shù)研究帶來一定挑戰(zhàn). 為此，Langston（2011）提出將附近基巖臺站垂向分量近似為入射P 波震源函數(shù)，經(jīng)過反褶積計算獲得盆地內(nèi)臺站的垂向和徑向轉(zhuǎn)換函數(shù). 然后對沉積層模型參數(shù)進行網(wǎng)格搜索，通過轉(zhuǎn)換函數(shù)波形擬合方法獲取最佳的速度結(jié)構(gòu). 由于初始模型的準確性直接影響波形擬合的計算工作量，因此在沉積層厚度給定的情況下，僅對S 波速度進行網(wǎng)格搜索（Langston,2011）.

1.2 H-β 網(wǎng)格搜索法和地下接收函數(shù)

圖 2 （a）利用相鄰算法獲得的A001 臺站的接收函數(shù)波形擬合結(jié)果. 黑色為實際波形，紅色為理論地震圖.（b）最優(yōu)的S波速度模型與波速比（修改自武巖等，2014）Fig. 2 (a) Comparison of receiver functions at A001 station between the observations (black lines) and synthetics (red lines) derived from neighborhood algorithm inversion. (b) The best fitting S wave velocity model together with VP/VS ratio (modified from Wu et al., 2014)

為有效壓制接收函數(shù)中沉積層的多次振蕩，Tao 等（2014）提出基于波場反延拓的

H

-

β

網(wǎng)格搜索法. 與構(gòu)建共振濾波器對接收函數(shù)進行濾波處理有所不同，該方法是通過對遠震波場的延拓和分解來獲取沉積層和地殼結(jié)構(gòu). 下面簡要介紹

H

-

β

網(wǎng)格搜索法基本原理（圖3）. 對水平均勻?qū)訝钅Ｐ投裕ㄈ珉p層地殼覆蓋均勻半空間地幔），遠震P 波及其尾波可用水平層介質(zhì)對近垂直入射的平面P 波的結(jié)構(gòu)響應來表示. 在理論地震圖計算中，徑向和垂向分量構(gòu)成P-SV 型運動方程. 以υ、υ表示速度的徑向和垂向分量，

τ

和

τ

表示應力的徑向和垂向分量，深度

z

處的速度-應力向量為：

在各向同性水平層狀介質(zhì)中，基于Thomson（1950）和Haskell（1953）求解運動方程所用的傳播矩陣方法，深度

z

和

z

處的速度-應力向量之間的關(guān)系可用4×4 的傳播矩陣

P

(

z

,

z

)來表示. 以此類推，深度

z

處的速度-應力向量可由地表記錄來表示：

圖 3 沉積盆地臺站下方射線路徑示意圖，其中實線表示上行和下行 P 波，虛線表示上行和下行 S 波（修改自Tao et al., 2014）Fig. 3 Schematic ray paths of the upgoing and downgoing P(solid lines) and S (dashed lines) waves inside the sediment, crust and mantle in response to an incoming P wave at teleseismic distance (modified from Tao et al.,2014)

式中，

f

為地表處的速度-應力向量. 由（3）式可知，由地表記錄可求得任意深度處的速度和應力向量. 同時，采用彈性波場分解的方法（Kennett et al.,1978），任一深度

z

處的速度-應力向量可表示為上行和下行P 波與S 波的合成：

式中，(

P

,

P

,

S

,

S

)為速度-應力向量對應的上行和下行P 波與S 波的分解系數(shù)，

M

是傳播矩陣

P

對應的特征值矩陣 .由上可知，通過波場延拓和分解方法，可將地表波形記錄反傳至沉積層/地殼底部，并可獲得各層上行和下行P 波與S 波. 然后，基于上地幔頂部上行S 波能量最小化的準則（圖3），對一定的模型參數(shù)進行網(wǎng)格搜索，可求取沉積層/地殼對應的最佳厚度（

H

）和速度（

β

）.另一方面，對盆地臺站而言，如果沉積層結(jié)構(gòu)已知，通過波場延拓可將大量遠震地表記錄反傳至基巖地殼，并進行上行和下行P 波與S 波的分解.然后，通過對基巖頂部上行S 波和上行P 波進行反褶積計算，可得到地下接收函數(shù)（Tao et al., 2014）.已有研究顯示，地下接收函數(shù)能夠清晰地顯示出Moho 面的轉(zhuǎn)換波震相，有效改善了盆地內(nèi)常規(guī)接收函數(shù)

H

-

κ

疊加結(jié)果（Tao et al., 2014; 況春利等,2022）. 同時，利用地下接收函數(shù)可對沉積層速度結(jié)構(gòu)的準確性進行評估. 如，李國良等（2019）利用背景噪聲反演構(gòu)建了松遼盆地沉積層速度結(jié)構(gòu)模型. 利用該速度模型，計算了臺站下方地下接收函數(shù)，發(fā)現(xiàn)沉積層震蕩已基本消除，這為淺層速度結(jié)構(gòu)反演的可靠性提供了有力的支持.

1.3 遠震P 波質(zhì)點運動

當沉積盆地臺站下方近地表速度低時，遠震直達P 波在垂向和徑向分量上會出現(xiàn)一定的到時延遲（簡稱AP 分裂），表現(xiàn)為隨頻率變化的非線性質(zhì)點運動（Bao and Niu, 2017; Yang and Niu, 2019），與地震波各向異性引起的橫波分裂具有一定相似性（圖4）. 這種頻率相依賴的AP 分裂主要是由直達P 波與沉積層內(nèi)的Ps 轉(zhuǎn)換波疊加所致，因此通過AP 分裂時間可以約束沉積層厚度和速度.

對于遠震事件，采用互相關(guān)方法可拾取不同頻率下的AP 分裂時間. 然后，通過P 波實際波形與理論地震圖的擬合，基于網(wǎng)格搜索的方法來獲取近地表的S 波速度結(jié)構(gòu). 但與波場反延拓

H

-

β

搜索方法不同，遠震P 波AP 分裂時間的網(wǎng)格搜索法中，需給定地殼和半空間地幔模型，僅對一定范圍內(nèi)的沉積層厚度和S 波速度進行搜索. 現(xiàn)有理論測試表明（Bao and Niu, 2017），在沉積層較薄的情況下，即使給定的P 波速度模型存在10%的偏差，基于頻率依賴的AP 分裂時間仍可較好地約束沉積層結(jié)構(gòu). 然而，當沉積層較厚時，AP 分裂時間對沉積層厚度并不敏感. 造成這種情況的原因可能與近地表具有較復雜的淺層結(jié)構(gòu)有關(guān).

其次，通過遠震P 波/S 波的偏振分析也可直接估測近地表的速度（Park and Ishii, 2018; Park et al.,2019）. P 波極化方向?qū) 波速度敏感，研究表明，而S 波極化方向?qū) 波和S 波速度均敏感. 一般常通過P 波偏振分析獲取近地表的S 波速度結(jié)構(gòu). 所用的方法主要為主成分分析（principle component analysis, PCA）方法，即通過垂向和徑向分量的協(xié)方差矩陣法來進行體波的偏振分析：

圖 4 （a）NE96 臺站記錄到的2010 年2 月15 日發(fā)生的遠震事件的垂向和徑向分量，經(jīng)過1～10 s 的帶通濾波后的波形示意圖.（b）P 波質(zhì)點運動軌跡圖，時窗范圍見圖（a）所示.（c）位于盆地內(nèi)NE96 臺站（紅色正方形）和基巖上方NEA3 臺站（藍色圓圈，位于）測得的不同周期下的平均AP 分裂時間（修改自Bao and Niu, 2017）Fig. 4 (a) Normalized vertical-(BHZ) and radial-component(BHR) recordings of NE96 from a teleseismic earthquake occurring on 15 February 2010, which is filtered in the period band of 1～10 s. (b) The particle motion of the P wave, which is denoted by the shaded time window in Fig. 4a. (c) Comparison of the average AP splitting times as a function of period measured at NE96 (red solid squares) and NEA3 stations (open blue circles),which are deployed on sediment and bedrock, respectively (modified from Bao and Niu, 2017)

式中，向量

q

=[

q

，…，

q

]和

r

=[

r

，…，

r

]分別表示垂向和徑向時間序列.

需要指出的是，協(xié)方差矩陣法的計算與地震波選取的時窗大小有關(guān). 如果選取的時窗范圍較大，包含了直達波后的Ps 轉(zhuǎn)換，會直接影響P 波的質(zhì)點運動，表現(xiàn)為明顯的非線性. 其次，如前所述，P 波偏振分析具有明顯的頻率依賴性，如利用5～10 Hz 的高頻數(shù)據(jù)可獲取近地表10 m 到幾百米內(nèi)的速度結(jié)構(gòu)，而低頻數(shù)據(jù)（～0.1 Hz）適用于上地殼和深部結(jié)構(gòu)的探測研究（Park et al., 2019）.

2 近震體波波形方法

前人理論測試研究表明，當近地表速度很低，地震發(fā)生在速度較高的結(jié)晶基底時，近震P（S）波在臺站下方近垂直入射，可近似為平面波入射（ 圖 5）（ Langston, 2003; Chiu and Langston,2011）. 在此情況下，可利用結(jié)晶基底產(chǎn)生的換轉(zhuǎn)波和多次波的振幅與到時信息來約束沉積層結(jié)構(gòu)（ Chen et al., 1996; Langston, 2003; Chiu and Langston, 2011; Ni et al., 2014; Bao et al., 2021）. 如，Langston（2003）利用2000—2001 年期間新馬德里地震帶發(fā)生的數(shù)個小震（1.7～2.4 級）事件，采用近震波形擬合的方法，對密西西比灣下方沉積層內(nèi)的

V

/

V

比值進行了估測. 結(jié)果顯示，沉積層頂部具有較高的

V

/

V

值（5.0），而底部的

V

/

V

值要小（約為2.4）. Chiu 和Langston（2011）采用奇異值分解方法（SVD），對近震高頻的P 波和S波波形進行聯(lián)合反演，得到了新馬德里地震帶近地表（7 m 之內(nèi)的）的1D 速度結(jié)構(gòu). 研究表明，近地表的

V

和

V

要低，對應的速度范圍分別為0.14～0.47 km/s 和0.095～0.215 km/s. Ni 等（2014）嘗試利用近震P 波的

R

/

Z

振幅比來約束近地表的S波速度. 馬海超等（2020）對深源近震事件進行高通濾波（0.05～2 Hz），利用Ps 與P 波初至的振幅比與走時差獲得了松遼盆地下方的沉積層結(jié)構(gòu).在實際應用過程中，

R

/

Z

振幅比需要在一個很小的時窗范圍內(nèi)進行測量，因而獲得到的S 波速度是從地表到一定深度范圍內(nèi)的平均值. 這個深度范圍與S 波波長有關(guān)（Li et al., 2014; Ni et al., 2014）. 近震

R

/

Z

振幅比研究的局限性在于，為盡可能消除震源的影響，常需選取深源地震事件來滿足高頻近垂直入射的要求.

其次，借鑒遠震接收函數(shù)研究思想，有研究提出利用中等強度的近震事件，通過對徑向和垂向分量反褶積，計算近震接收函數(shù)（Ni et al., 2014; 鄭德高等, 2014）. 同一臺站下方，不同中強近震事件計算的接收函數(shù)具有很好的相似性，表明P 波初至主要與結(jié)構(gòu)有關(guān)，而對地震的位置和深度并不敏感. 因此，基于近震接收函數(shù)波形擬合，可獲取沉積層最優(yōu)模型（Ni et al., 2014; 鄭德高等, 2014）.

與中強近震事件不同，對沉積盆地內(nèi)臺站記錄到的小震近震事件，可直接通過結(jié)晶基底產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波（Ps/Sp）與直達波（P/S）之間的到時差來約束臺站下方的沉積層厚度（Chen et al., 1996; Bao et al., 2021）. 如Bao 等（2021）利用2017 年1 月至3 月唐山地區(qū)加密流動臺站觀測（包含145 個臺站，臺間距1～4 km），選取震源深度大于10 km 的25個小震近震事件（震級在0.1～2.4 之間），通過人工拾取直達P/S 波和Ps/Sp 轉(zhuǎn)換波的到時，得到了每個臺站下方的S-Sp 與P-Ps 的到時差. 在

V

和

V

/

V

給定的情況下，可進一步獲得整個研究區(qū)的沉積層厚度分布圖. 上述研究中轉(zhuǎn)換波震相走時的拾取較為關(guān)鍵，僅在沉積層與下方基巖存在較大的速度差，產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波震相具有較大振幅，才易于人工拾取.

圖 5 （a）從震源（8 km 深度）出發(fā)的P 波和S 波系列震相的射線參數(shù)隨震中距變化圖. 其中，兩個圓圈表示PEBM 臺站記錄到的地震事件6 的P 波和S 波的射線參數(shù)，水平線表示S 波在基底處發(fā)生相移的臨界射線參數(shù)（修改自Langston, 2003）. （b）f–k 方法計算的爆炸源（黑線）和平面波（虛線）的理論地震圖的比較，其中震源深度和震中距在徑向分量中已標識（修改自Ni et al., 2014）Fig. 5 (a) Ray parameter versus distance curve for incident P and S phases from a source at 8-km depth. The two open circles show P and S ray parameters for event 6 at PEBM. The horizontal line shows the critical ray parameter where S phases undergo a phase shift due to a complex transmission coefficient at the basement boundary (modified from Langston, 2003). (b) Comparisons of the waveforms computed by f–k with explosion source (black lines) and plane-wave synthetics (dashed lines). The focal depth and epicentral distance used in the f–k computations are labeled above each radial waveform (modified from Ni et al., 2014)

3 譜比法

H

/

V

（又稱HVSR 或QRT）譜比法指的是地脈動水平分量（

V

）與垂直分量（

H

）的頻譜比. 不考慮基巖放大效應和面波能量的情況下，地脈動主要是由松散沉積內(nèi)的反射S 波組成. 當沉積層與基巖之間具有明顯的波阻抗比時，

H

/

V

譜比的峰值頻率與沉積層的S 波基階共振頻率（卓越頻率）具有一定的對應性，因此可用來估計場地的卓越頻域和放大因子 .對水平層狀的沉積層-地殼雙層模型而言，

H

/

V

基階共振頻率與沉積層厚度和平均剪切波速度有關(guān)（Carcione et al., 2017）. 結(jié)合鉆孔資料給出的S 波速度結(jié)構(gòu)信息，可建立共振頻率與沉積層厚度之間的統(tǒng)計關(guān)系（Ibs-Von Seht and Wohlenberg,1999）. 然而這種經(jīng)驗關(guān)系在不同地區(qū)存有一定差異. 如，中國三河—平谷地區(qū)，沉積厚度（

h

）-共振 頻 率（

f

） 之 間 的 關(guān) 系 式 為

h

=(94.76045±8.4167)

f

（彭菲等，2020）. 但中國喀什烏恰地區(qū)，該經(jīng)驗關(guān)系式為

h

=43.53

f

（李文倩等，2019）.

H

/

V

譜比法不僅可利用地脈動連續(xù)記錄進行研究，也可推廣應用于地震記錄（Bonilla et al., 1997）. 此外，與基階共振頻率僅利用單個頻率信息不同，通過

H

/

V

譜比曲線的擬合也可用來直接反演地下介質(zhì)結(jié)構(gòu)（秦彤威等，2021b）.與

H

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譜比法類似，

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譜比法是基于地脈動的垂直分量與水平分量的頻譜比（Mostafanejad and Langston, 2017），獲得的是場地P 波共振頻率信息. 通常情況下，

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譜比法中共振頻率的峰值比

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譜比法的要大，更容易識別. 但當沉積較薄時，

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譜比曲線中會出現(xiàn)多個峰值的現(xiàn)象（圖6），這給共振頻率的選取帶來較大的不確定性. 因此基于

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譜比法難以建立沉積層厚度與P 波速度之間的確定關(guān)系.對于人口稠密、主動源難以開展的城市地區(qū)，地脈動

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譜比法是快速評估場地作用和獲取淺層結(jié)構(gòu)的有效途徑. 與其它方法相比，它具有簡單、經(jīng)濟和抗強干擾的優(yōu)勢（Nakamura, 1989; Ibs-Von Seht and Wohlenberg, 1999; 王偉君等, 2011; 王未來等, 2011; 秦彤威等, 2021b）. 但

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譜比法記錄的主要能量成分是體波（Nakamura, 1989; Herak, 2008）還是Rayleigh 波（Lachet and Bard, 1994; Bonnefoy-Claudet et al., 2006）仍存在爭議.

4 背景噪聲面波成像、Rayleigh 波Z/H幅度比和多種方法的聯(lián)合反演

自從Weaver（2001）等發(fā)現(xiàn)通過互相關(guān)技術(shù)可以從噪聲中提取格林函數(shù)后，背景噪聲成像研究得到了快速發(fā)展和廣泛應用（Shapiro et al., 2005;Yao et al., 2006; 房立華等, 2009; Pan, 2012; Lin et al., 2013; Li et al., 2014; 李國良, 2016; 王仁濤等,2019; Wang et al., 2020; 李奇等, 2021）. 與地震事件相比，利用背景噪聲資料可提取臺站間較短周期的Rayleigh 波格林函數(shù). 受地球背景噪聲頻率譜和臺間距的限制，常規(guī)噪聲互相關(guān)法提取到Rayleigh波最小周期為～7 s，對地下～10 km 深度附近的速度結(jié)構(gòu)比較敏感（李國良，2016）.

加密流動臺陣觀測為淺層速度結(jié)構(gòu)約束提供了有力的數(shù)據(jù)支持（Lin et al., 2013; Li et al., 2016;Wang, Lin et al., 2017; 張明輝等, 2020）. 如，2011年美國Long Beach 開展了密集流動臺陣觀測，布設了5 200 個高頻地震儀（10 Hz），臺間距僅～100 m.利用該臺陣的連續(xù)觀測記錄，Lin 等（2013）采用背景噪聲互相關(guān)技術(shù)提取到了Rayleigh 波0.5～4 s的相速度頻散曲線. 近年來，基于密集流動臺站的背景噪聲成像已成為沉積盆地和斷裂帶精細結(jié)構(gòu)探測研究中的重要手段（Li et al., 2016; Wang Y et al.,2017; 付媛媛和肖卓, 2020）. 如Li 等（2016）在合肥市區(qū)（5 km×7 km）布設了17 個流動臺站，臺間距約1～2 km，采用互相關(guān)技術(shù)提取到周期為0.5～2 s 的Rayleigh 波頻散曲線，通過面波反演獲得了近地表400 m 深度范圍內(nèi)的S 波速度結(jié)構(gòu). 也有學者嘗試利用區(qū)域流動臺陣記錄提取較短周期的面波頻散曲線. 如王仁濤等（2019）利用松遼盆地布設的NECESSArray 臺陣垂向連續(xù)記錄，采用多重濾波方法（Herrmann, 2013）提取2～14 s 的Rayleigh 波頻散曲線，反演獲得了盆地下方地表至12 km 深度范圍內(nèi)的三維S 波速度結(jié)構(gòu).

圖 6 V45A 臺站（沉積層厚度為869 m）得到的H/V 譜比曲線（a）和V/H 譜比曲線（b），括號表示最大峰值頻率區(qū)域.W44A 臺站記錄到的8 個地震事件得到的的H/V 譜比曲線（c）和V/H 譜比曲線（d）. 其中，H/V 譜的最大峰值共振頻率為0.2～0.4，但V/H 譜的最大峰值共振頻率較為復雜（修改自Mostafanejad and Langston, 2017）Fig. 6 (a) H/V and (b) V/H power spectral ratios for observed teleseismic P waves at station V45A with sediment thickness of 869 m.Brackets point out the areas of maximum peak frequency. (c) H/V and (d) V/H power spectral ratio for station W44A with overlying spectra of eight different teleseismic P waves. Brackets show the frequency band that the peak resonance may be in.Although maximum peak resonance frequency for H/V spectra is definitely arriving on 0.2～0.4, it is more complicated to recognize where maximum peak occurs for V/H spectra (modified from Mostafanejad and Langston, 2017)

除相速度和群速度外，利用Rayleigh 波的

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幅度比（瑞利波橢圓率）可對地球結(jié)構(gòu)提供獨立約束. 與Rayleigh 波相速度相比，

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幅度比對淺層速度結(jié)構(gòu)更為敏感（Boore and Toks?z, 1969;魯來玉, 2021; 秦彤威等, 2021a）. 如周期為8 s 的Rayleigh 波的最大敏感深度在～10 km，但同周期

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幅度比的敏感深度明顯要淺（李國良，2019）.通過Rayleigh 波

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幅度比可約束沉積層厚度. 如曹佳俊等（2022）利用35 個地震儀組成的流動臺陣觀測數(shù)據(jù)，采用Rayleigh 波

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幅度比對海南瓊北火山區(qū)的淺層結(jié)構(gòu)進行約束. Bao 等（2018）橫跨唐山斷裂帶，開展了臺間距為1 km 的流動臺站加密觀測，獲得了

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幅度比曲線，并基于頻率—深度的轉(zhuǎn)換獲得了測線下方第四紀沉積結(jié)構(gòu)特征.如上所述，不同的被動源探測方法對沉積層結(jié)構(gòu)具有不同的分辨特性. 地球物理反演問題具有不穩(wěn)定和多解性問題. 兩種或多種數(shù)據(jù)集的聯(lián)合反演，可以在一定程度上緩解單一方法反演的不穩(wěn)定和多解性問題（Julia et al., 2000; 劉潔和張建中, 2020）.因此，利用多種數(shù)據(jù)聯(lián)合反演獲取高分辨的沉積層結(jié)構(gòu)模型是一個重要的發(fā)展趨勢. 如，基于Rayleigh波

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幅度比和面波頻散數(shù)據(jù)的聯(lián)合反演，可對面波相（群）速度約束淺層結(jié)構(gòu)進行有力補充. 袁藝等（2016）基于NA 算法將

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幅度比（25～110 s）和面波頻散數(shù)據(jù)（10～150 s）進行聯(lián)合反演. 還有研究采用Rayleigh 波橢圓率、相速度和遠震體波波形三種數(shù)據(jù)的聯(lián)合反演，開展了對松遼盆地（李國良，2016）和澳大利亞東南部沉積盆地（Li et al.,2019）結(jié)構(gòu)的研究.

5 松遼盆地和華北盆地沉積層結(jié)構(gòu)研究進展

5.1 松遼盆地

松遼盆地位于東北地區(qū)中部，呈NNE 向菱形展布，是晚中生代以來發(fā)育的大型陸內(nèi)裂陷盆地，也是我國陸相盆地中油氣資源最豐富的地區(qū). 松遼盆地廣泛發(fā)育晚中生代侏羅系、白堊系和新生代沉積地層. 其中，白堊系是盆地蓋層的主體. 為揭示松遼盆地油氣資源構(gòu)造條件和深部結(jié)構(gòu)特征，前人已完成了多條地球物理測深剖面，如滿洲里—綏芬河地學斷面（楊寶俊等，1996），以及SinoProbe 項目在松遼盆地和周邊地區(qū)布設的深反射地震剖面等（Xiong et al., 2015; 符偉等, 2019）. 與此同時，盆地內(nèi)開展了多項重大科學鉆探工程，如位于徐家圍子斷陷區(qū)的“松科二井”，其鉆井深達7 018 km（王璞珺等，2017；侯賀晟等，2018）.

已有的剖面研究顯示，松遼盆地具有典型的斷陷-坳陷復合結(jié)構(gòu)，其中一些局部地區(qū)沉積層厚度可達～6 km（周慶華等，2007）. 同時盆地具有南北分區(qū)特征，北部斷陷層上發(fā)育較厚的坳陷層向盆地邊緣減薄，南部坳陷層很薄甚至缺失. 最近，松科二井附近100 km 長的深地震反射剖面也顯示，測線內(nèi)沉積蓋層厚度為3～6.5 km（符偉等，2019）.

數(shù)十年來，眾多學者基于東北地區(qū)的寬頻帶流動臺陣和區(qū)域固定臺網(wǎng)資料，采用多種地震學手段，對松遼盆地的沉積層和地殼結(jié)構(gòu)進行了研究（圖7）. Li 等（2016）利用NECESSArray 臺陣數(shù)據(jù)，依據(jù)背景噪聲互相關(guān)和地震事件分別提取到8～25 s 和10～40 s 的Z/H 振幅比，結(jié)合Rayleigh波相速度信息（Guo et al., 2015），聯(lián)合反演獲得了東北地區(qū)的S 波速度結(jié)構(gòu). 成像結(jié)果顯示，松遼盆地南部地區(qū)的低速異常延伸到地下～3 km，而北部的異常可延伸至～6 km 深度. 這也得到了其它研究的支持. 如利用松遼盆地內(nèi)42 個流動臺站連續(xù)觀測記錄，王仁濤等（2019）采用波形互相關(guān)和多重濾波方法提取到較短周期（2～14 s）的Rayleigh波群速度和相速度頻散曲線. 反演結(jié)果表明，盆地北部地區(qū)呈明顯的低速異常. 如果以2.9 km/s 的S波速度對應的深度為盆地基底埋深，則中央坳陷區(qū)的沉積層厚度約3～6 km. 利用遠震P 波質(zhì)點運動方法，Bao 和Niu（2017）給出了松遼盆地內(nèi)30 個臺站下方基于不同頻率的AP 分裂時間，并獲得了沉積層厚度，但沉積中心位置與背景噪聲成像結(jié)果（王仁濤等，2019）有所差別. 另外，Zhang 和Huang（2019）采用序貫H-κ 疊加方法，得到了盆地內(nèi)24 個臺站下方的沉積層厚度，整體呈現(xiàn)中央厚，邊緣薄的形態(tài)特征. 這與采用近震P 波R/Z 振幅比和轉(zhuǎn)換波震相估算的沉積層厚度分布基本相同（馬海超等，2020）. 最近，況春利等（2022）基于波場延拓的H-β 網(wǎng)格搜索法發(fā)現(xiàn)，松遼盆地下方存在一個速度界面，埋深在0.2～2.5 km之間. 該界面整體呈現(xiàn)中央坳陷區(qū)深、邊緣淺、且西南地區(qū)最淺的特征， 結(jié)合深地震反射剖面研究，推測可能是坳陷層與斷陷層之間界面所在深度.

5.2 華北盆地

華北盆地（也稱渤海灣盆地）包括華北平原和渤海灣，是一個在太古界變質(zhì)基底上發(fā)育而成的、穩(wěn)定的陸相區(qū)域. 古生代華北盆地地區(qū)仍為穩(wěn)定的塊體，但在中、新生代經(jīng)歷了幾個不同的裂谷和沉降階段. 由于整個中國東部缺少古新世沉積，因此推測在這一時期普遍存在區(qū)域隆升. 最后一個裂谷階段始于第三紀始新世，以斷塊、快速下沉和廣泛的鈣堿性玄武巖火山活動為特征（李德生, 1980;Ye et al., 1985）. 活動裂谷在第三紀晚期開始減緩并逐漸下沉. 裂谷活動導致盆地內(nèi)形成了一系列隆起和凹陷，包括：冀中坳陷、滄州和內(nèi)黃隆起、黃驊和臨清坳陷、城寧隆起和濟陽坳陷（Xu et al.,1996）.

大量的地震反射剖面以及鉆探資料顯示，該區(qū)晚第三紀-第四紀（N+Q）沉積厚度在 800～4 000 m之間，多數(shù)最深的沉積層與古新世沉積槽重合. 第三紀始新世以來的沉積厚度，在臨清坳陷較薄，大約5 km，而在冀中坳陷、渤中坳陷最厚，可達7 000 m（李德生, 1980; Ye et al., 1985）.

圖 7 松遼盆地沉積層厚度分布圖.（a）和（b）分別是利用H-β 方法（修改自況春利等，2022）和高頻近震P 波轉(zhuǎn)換波震相估算的沉積層厚度圖（修改自馬海超，2020）.（c）背景噪聲成像中2.9 km/s 的速度等值線對應的沉積層厚度分布圖（修改自王仁濤等，2019）.（d）基于頻率相關(guān)的P 波質(zhì)點運動方法獲得的沉積層厚度分布圖（修改自Bao and Niu, 2017）Fig. 7 Sediment thickness in the Songliao basin obtained by H-β method. (a) (modified from Kuang et al., 2022), and by high-frequency Ps converted from local deep earthquakes (b) (modified from Ma et al., 2020). (c) The sediment thickness at 2.9 km/s velocity isosurface obtained from short-period ambient noise tomography (modified from Wang et al., 2019). (d) The sediment thickness obtained by P-wave frequency-dependent P Wave particle motion (modified from Bao and Niu, 2017)

在過去的10～15 年中，隨著首都圈數(shù)字地震臺網(wǎng)固定地震臺站和一系列流動地震觀測計劃的實施，對華北地區(qū)沉積層結(jié)構(gòu)進行了調(diào)查研究，所用手段包括人工地震（段永紅等，2016）、接收函數(shù)方法（羅艷等，2008；武巖等，2014）和P 波質(zhì)點運動方法（Bao and Niu, 2017）等（圖8）. 如羅艷等（2008）利用首都圈數(shù)字地震臺網(wǎng)記錄，根據(jù)接收函數(shù)P 波初至延遲給出了華北地區(qū)沉積層大致厚度，結(jié)果顯示首都圈地區(qū)沉積層厚度為4～7 km.武巖等（2014）利用2006～2009 年期間華北布設的寬頻帶流動臺陣資料，采用接收函數(shù)波形模擬獲得到渤海灣盆地沉積層結(jié)構(gòu). 研究認為，華北地區(qū)沉積層厚度為1～6 km，其中冀中坳陷帶沉積最厚處可達3～6 km，并呈NE-SW 向展布. 這一結(jié)果得到了人工地震測深觀測的支持，如段永紅等（2016）利用華北地區(qū)人工地震寬角反射、折射探測資料構(gòu)建的地殼三維速度模型顯示，東部地區(qū)沉積層厚度在2～6 km 之間. 同樣使用華北流動臺陣記錄，Zhang 和Huang（2019）采用接收函數(shù)序貫

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掃描方法估測華北盆地沉積層厚度為1～6 km，但沉積較厚的凹陷帶呈NW 向展布. 另外，基于華北臺陣資料開展的背景噪聲面波和接收函數(shù)聯(lián)合反演認為，華北盆地沉積層厚度大于3 km，局部地區(qū)可達5～6 km（姜磊等，2021）. 與該研究有所不同，Li 等（2021）利用區(qū)域固定臺站資料，采用接收函數(shù)序貫

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掃描方法估測華北盆地沉積層厚度要薄，不超過3 km. 考慮到固定臺站分布稀疏，Li 等（2021）的結(jié)果可能難以刻畫研究區(qū)復雜隆起和凹陷區(qū)的沉積結(jié)構(gòu). 此外，利用華北臺陣資料，Yang和Niu（2019）利用P 波質(zhì)點運動方法（Bao and Niu, 2017）獲得了渤海灣盆地沉積層結(jié)構(gòu)，結(jié)果表明華北東部沉積層厚度在1～3.7 km 之間，這與Ye 等（1985）給出的晚第三紀—第四紀（N+Q）沉積厚度分布基本相似.

6 結(jié) 論

圖 8 華北克拉通中部和東部地區(qū)沉積層厚度分布圖. 其中（a）和（b）分別是利用背景噪聲面波和接收函數(shù)聯(lián)合反演方法（修改自姜磊等，2021）和采用人工地震測深（修改自段永紅，2016）得到的沉積層厚度分布圖. （c）和（d）分別是采用接收函數(shù)波形反演方法（修改自武巖等，2014）和序貫接收函數(shù)H-κ 掃描方法（修改自Zhang and Huang, 2019）獲得的渤海地區(qū)沉積層厚度分布圖Fig. 8 Sediment thickness beneath the central and eastern North China Craton, obtained by joint inversion of receiver function and Rayleigh wave dispersions (a) (modified from Jiang et al., 2021) and deep seismic sounding (b) (modified from Duan et al 2016). The sediment thickness of Bohai Bay basin derived by receiver function waveform fitting (c) (modified from Wu et al.,2014) and sequential H-κ stacking method (d) (modified from Zhang and Huang, 2019)

沉積盆地結(jié)構(gòu)研究對油氣資源勘探開發(fā)、防震減災、深部結(jié)構(gòu)成像與構(gòu)造演化等都具有重要意義. 目前，基于被動源地震臺站記錄已逐漸成為沉積盆地精細結(jié)構(gòu)探測的重要途徑. 與主動源探測不同，被動源數(shù)據(jù)分析研究通常獲得的是近地表的S波速度結(jié)構(gòu). 本文總結(jié)了基于被動源數(shù)據(jù)約束沉積層結(jié)構(gòu)的一些主要地震學方法和相關(guān)進展. 其中，利用遠震地震事件的方法有：接收函數(shù)和轉(zhuǎn)換函數(shù)，波場反延拓的

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網(wǎng)格搜索法、以及P 波質(zhì)點運動偏振分析. 這些方法主要是利用臺站下方淺層界面上產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波和直達波的到時差和振幅信息來約束沉積層厚度和速度. 利用近場記錄也可約束沉積層結(jié)構(gòu)，但主要采用的是高頻波形擬合方法. 其次，本文還簡要介紹了基于地脈動和地震事件的譜比法、背景噪聲面波成像，以及Rayleigh 波

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幅度比分析方法. 由于地球物理反演的不確定性，多種數(shù)據(jù)聯(lián)合反演獲取高分辨的沉積層結(jié)構(gòu)是重要的發(fā)展趨勢. 此外，盡管目前多數(shù)研究認為松遼盆地下方沉積層結(jié)構(gòu)存在南北分區(qū)特征，但不同研究得到的沉積層厚度還存有差異. 同樣的，已有的華北盆地沉積層厚度分布情況也存有不一致性. 綜合上述研究，我們認為沉積層精細結(jié)構(gòu)的探測仍然是今后地震學研究發(fā)展的一項重要挑戰(zhàn).

附中文參考文獻

曹佳俊，郭震，夏少紅，等. 2022. 利用

H

/

V

方法研究瓊北火山區(qū)的淺表層地質(zhì)變化特征[J]. 熱帶海洋學報，41（1）：10.

段永紅，王夫運，張先康，等. 2016. 華北克拉通中東部地殼三維速度結(jié)構(gòu)模型（HBCrust1.0）[J]. 中國科學：地球科學，46（6）：845-856.

房立華，吳建平，呂作勇. 2009. 華北地區(qū)基于噪聲的瑞利面波群速度層析成像[J]. 地球物理學報，52（3）：663-671.

符偉，侯賀晟，高銳，等. 2019. “松科二井”鄰域巖石圈精細結(jié)構(gòu)特征及動力學環(huán)境——深地震反射剖面的揭示[J]. 地球物理學報，62（4）：1349-1361.

付媛媛，肖卓. 2020. 青藏高原東北緣及鄰區(qū)Rayleigh 和Love 波背景噪聲層析成像[J]. 地球物理學報，63（3）：860-870.

侯賀晟，王成善，張交東，等. 2018. 松遼盆地大陸深部科學鉆探地球科學研究進展[J]. 中國地質(zhì)，45（4）：641-657.

姜磊，丁志峰，高天揚，黃翔. 2021. 利用背景噪聲和接收函數(shù)研究華北克拉通地殼結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學報，64（5）：1585-1596.

況春利，張瑞青，陳成峰，劉嘉棟. 2022. 松遼盆地地殼精細結(jié)構(gòu)研究[J]. 地震學報，44（4）. DOI: 11939/jass.20210108.

李德生. 1980. 渤海灣及沿岸盆地的構(gòu)造格局[J]. 海洋學報 （中文版），2（4）：93-101.

李國良. 2016. 瑞利波橢圓率的測定與在反演S 波速度結(jié)構(gòu)中的應用[D]. 北京：中國石油大學.

李國良. 2019. 利用被動源數(shù)據(jù)聯(lián)合反演盆地3D 速度結(jié)構(gòu)[D]. 北京：中國石油大學.

李奇，張智，侯爵，等. 2021. 背景噪聲提取體波方法研究進展[J].地震科學進展，51（10）：433-451.

李文倩，何金剛，朱皓清. 2019. 基于

H

/

V

譜比法的場地卓越頻率研究[J]. 內(nèi)陸地震，33（4）：314-320.

劉潔，張建中. 2020. 重震聯(lián)合反演框架及應用新進展[J]. 地球物理學進展，35（2）：743-752.

魯來玉. 2021. 基于平面波模型重訪地震背景噪聲互相關(guān)及空間自相關(guān)（SPAC）[J]. 地球與行星物理論評，52（2）：123-163.

羅艷，崇加軍，倪四道，等. 2008. 首都圈地區(qū)莫霍面起伏及沉積層厚度[J]. 地球物理學報，51（4）：1135-1145.

馬海超，儲日升，盛敏漢，等. 2020. 利用深源近震高頻Ps 轉(zhuǎn)換波震相研究松遼盆地沉積層結(jié)構(gòu)[J]. 大地測量與地球動力學，40（2）：214-220.

彭菲，王偉君，寇華東. 2020. 三河—平谷地區(qū)地脈動

H

/

V

譜比法探測：場地響應、淺層沉積結(jié)構(gòu)及其反映的斷層活動[J]. 地球物理學報，63（10）：3775-3790.

秦彤威，馮宣政，王少曈，魯來玉. 2021. Rayleigh 波 ZH 幅度比（橢率）研究綜述[J]. 地球物理學進展，36（1）：39-66.

秦彤威，王少曈，馮宣政，魯來玉. 2021. 微動 H/V 譜比方法[J]. 地球與行星物理論評，52（6）：587-622.

滕龍，倪四道，李志偉. 2014. 重力測定盆地沉積層厚度的方法及其進展[J]. 地球物理學進展，29（5）：2077-2083.

王海云，謝禮立. 2008. 近斷層地震動模擬現(xiàn)狀[J]. 地球科學進展，23（10）：1043-1049.

王璞珺，劉海波，任延廣，等. 2017. 松遼盆地白堊系大陸科學鉆探“松科2 井”選址[J]. 地學前緣，24（1）：216-228.

王仁濤，李志偉，包豐，等. 2019. 松遼盆地沉積層結(jié)構(gòu)的短周期地震背景噪聲成像研究[J]. 地球物理學報，62（9）：3385-3399.

王偉君，陳棋福，齊誠，等. 2011. 利用噪聲 HVSR 方法探測近地表結(jié)構(gòu)的可能性和局限性——以保定地區(qū)為例[J]. 地球物理學報，54（7）：1783-1797.

王未來，吳建平，房立華. 2011. 利用地脈動信息約束沉積層區(qū)域臺站下方速度結(jié)構(gòu)反演[J]. 地震學報，33（1）：28-38.

武巖，丁志峰，朱露培. 2014. 利用接收函數(shù)研究渤海灣盆地沉積層結(jié)構(gòu)[J]. 地震學報，36（5）：837-849.

楊寶俊，穆石敏，金旭，等. 1996. 中國滿洲里——綏芬河地學斷面地球物理綜合研究[J]. 地球物理學報，39（6）：772-782.

袁藝，姚華建，秦巖. 2016. 基于鄰域算法的瑞利面波垂直—水平振幅比及頻散曲線聯(lián)合反演及應用[J]. 地球物理學報，59（3）：959-971.

張明輝，武振波，馬立雪，等. 2020. 短周期密集臺陣被動源地震探測技術(shù)研究進展[J]. 地球物理學進展，35（2）：495-511.

鄭德高，李志偉. 2014. 基于遠震接收函數(shù)與近震P 波波形的沉積層結(jié)構(gòu)研究[C]. 2014 年中國地球科學聯(lián)合學術(shù)年會——專題6：巖石圈結(jié)構(gòu)與大陸動力學論文集.

周慶華，馮子輝，門廣田. 2007. 松遼盆地北部徐家圍子斷陷現(xiàn)今地溫特征及其與天然氣生成關(guān)系研究[J]. 中國科學 D 輯，37（增刊Ⅱ）：177-188.

朱洪翔，田有，劉財，等. 2018. 沉積盆地地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)估計——預測反褶積方法消除接收函數(shù)多次波混響[J]. 地球物理學報，61（9）：3664-3675.