青藏高原东缘地应变演化特征

青藏高原东缘地应变演化特征

姜永涛1，2， 张永志1， 吴然1， 王帅1

(1.长安大学，陕西 西安710000； 2.南阳师范学院，河南 南阳473061)

摘要：利用青藏高原东缘1999—2013年间多期GPS水平速率观测数据，基于多面函数拟合，计算球面坐标系下区域不同时期的面应变和最大剪应变，分析地应变的时空演化特征，结合不同时期发生的中强以上地震(MS>6.0)，研究期间大震分布与地应变时空演化特征的关系，主要结论如下：(1)青藏高原东缘面应变分布与地块有一定的对应关系，面应变的差异会在块体边界和内部形成不同的断层闭锁形式，与地震发生位置和震源机制有一定的关联；(2)区域最大剪应变的高值区对应于构造活动性较强的断裂带，这些断裂带鲜有地震发生；低值区对应于活动性较弱的断裂带，在区域地壳运动剧烈的背景下，在这些活动性相对较弱的断层上易形成应变能积累，因而会发生地震。区域绝大多数地震都发生在最大剪应变的低值区。

关键词：青藏高原东缘； 多面函数； 面应变； 最大剪应变； 地震

收稿日期：*2013-04-15

基金项目：国家自然科学基金(41374028, 41274083, 41304013)；国土资源大调查项目(1212010914015)；中央高校基本科研业务费专项(CHD2012TD004)

作者简介：姜永涛(1985-)，男，山东菏泽人，博士生，主要研究方向为地壳形变与地球动力学.E-mail：1212203jiang@sina.com

通讯作者：张永志(1961-)，男，教授，博士生导师，主要从事地壳形变的教学与研究.E-mail：cadxzyz@263.net

中图分类号:P227文献标志码：A

DOI:10.3969/j.issn.1000-0844.2015.01.0152

EvolutionCharacteristicsofCrustalStrainatthe

EasternMarginoftheTibetanPlateau

JIANGYong-tao1，2，ZHANGYong-zhi1， WU Ran1， WANG Shuai1

(1.Chang’an University，Xi’an，Shaanxi710000，China； 2.Nanyang Normal University，Nanyang，Henan473061，China)

Abstract：A study on the evolution of crustal strain in the eastern Tibetan Plateau not only provides a perspective regarding regional crustal strain characteristics but is also very useful for analyzing the relationship between earthquakes and strain rates.Here，we first calculate the crustal strain in spherical coordinates around the eastern Tibetan Plateau in different periods based on a multi-surface function using regional GPS velocities for the periods 2001 to 2004，2004 to 2007，and 1999 to 2013.Then，we study the characteristics of the evolution of surface strain and maximum shear strain in this area，analyzing its relationship with the large earthquakes (>MS6.0) that occurred during each period. It was determined that during the years 2001 to 2004，the eastern Tibetan Plateau generally suffered surface compression.The value of the surface compression of the southern part of the Longmenshan sub-block was lower than the northern part.The Sichuan-Yunnan rhombus-shaped block generally suffered surface compression，but the value of the Baoshan sub-block’s surface compression was lower than the other three sub-blocks.From the distribution and focal mechanisms of the earthquakes (>MS6.0)，we found that the three strike-slip earthquakes between the Baoshan and Dianzhong sub-blocks might be a response to the considerable difference in surface compression between the two sub-blocks.The normal-slip earthquake in the Yajiang sub-block might be a response to the difference of the N-S orientation in the surface compression of the sub-block.During the years 2004 to 2007， the emergence of two areas of strong surface compression formed a “strong-weak-strong” pattern of compression along the Longmenshan Fault，which could have triggered the May 12，2008，Wenchuan MS8.0 earthquake.The surface strain in the Sichuan-Yunnan rhombus-shaped block changed dramatically from 2004 to 2007；this may have had some impact on the occurrence of earthquakes after 2008. From the surface strain rate of 1999 to 2013，we found the evidence of strain responses to the Wenchuan earthquake，manifested as the uniform surface compression around the Xianshuihe faults.Generally，the distribution of surface strain rate agrees well with the scope of the sub-blocks，but the distribution of maximum shear strain rate agrees with the fault systems among the sub-blocks.The areas of high values of maximum shear strain rate correspond to the fault zones of strong tectonic activity, where it is difficult for the strain accumulation to grow and no large earthquakes occur.From the distribution of maximum shear strain rate during 2001 to 2004，we found that most earthquakes were located around the area of low values.This means that lower the maximum shear strain rate，greater the strain accumulation，and higher the risk of large earthquakes.During 2004 to 2007，the low-value area of maximum shear strain rate was located around the Longmenshan Fault，as was the situation during 2001 to 2004.This means that the Longmenshan Fault is not active and it can accumulate considerable strain energy over a very long period，which is an important requirement for the occurrence of the MS8.0 Wenchuan earthquake.

Keywords：easternmarginoftheTibetanPlateau；multi-surfacefunction；surfacestrain；maximumshearstrain；earthquake

0引言

受印度板块北推碰撞欧亚大陆、青藏高原NE向挤压和向东挤出动力环境控制，青藏高原东缘地区地质构造复杂、地形地貌反差显著、深浅构造活动强烈、地震发生频度高且强度大，是国内外地学专家研究的热点[1]。王双绪等[1]利用1999—2011年GPS区域站观测资料和1970—2011年水准测量资料研究了青藏高原东缘现今三维地壳运动的时空分布特征及其运动机制。ZhangPZ[2]对南北地震带活动断裂、GPS地壳形变特征和区域地球物理结构进行了综合分析，探究了与南北地震带构造变形相关的构造样式、运动模式以及深部物质变动过程；JiangGY等[3]利用最小二乘配置方法，对青藏高原主要走滑断裂的现今构造应力率进行了计算，并通过断层应力率与滑动速率之间的关系探讨了地震复发周期等相关问题。李杰等[4]利用2008年新疆于田地震的震前GPS速度场，研究了震前断层滑移速率和应变特征及其与于田地震的关系。张希等[5]利用1991—1999年、1999—2001年川滇地区GPS水平运动资料，基于改进的非震负位错模型研究了川滇地区的应变场演化特征及其与强震的关系。蒋锋云等[6]基于平面均匀弹性块体模型，利用1999—2007年和2009—2011年两个时段GPS观测到的地壳水平运动场对川滇地区地壳块体应变状态及其随时间的变化特征进行研究。吴啸龙等[7]基于多面函数拟合，计算了椭球坐标系下青藏高原及周边的地应变特征。对于青藏高原东南缘地壳形变机理，ShenF等[8]和RoydenL[9]提出了三维塑性“管道流”模式，认为该区深部地幔存在右旋剪切，同时在黏滞性较弱的下地壳流动拖拽作用下，浅层地壳向东重力扩展的结果。

本文利用青藏高原东缘2001—2004年、2004—2007年和1999—2013年的GPS水平速率观测结果，基于多面函数拟合，计算了球面坐标系下青藏高原东缘不同时期的面应变和最大剪应变，分析了地应变的时空演化特征，结合不同时期发生的中强以上地震(MS>6.0)，研究了期间大震分布与地应变时空演化特征的关系。

1数据与方法

1.1GPS数据资料

本文用到2001—2004年[10]、2004—2007年南北地震带和1999—2013年[11]的GPS观测数据。由于大震同震位移对速度场影响很大，对2001—2004年GPS数据进行了2001年昆仑山口西MS8.1地震同震位移建模消除[10]；对1999—2013年GPS数据进行了2001年昆仑山口西MS8.1、2008年于田MS7.3、2008年汶川MS8.0等地震同震位移建模消除[11]。消除方法是：利用地震断层滑动模型预估每个GPS站点的同震位移及其不确定性，对同震水平位移预估值大于3mm的站点，在求解其站速度时增设了同震位移三参数[10-11]，同震位移参数以其模型预估值为初值，并施加不确定性约束。因此以上三期GPS数据均能以可靠精度反映地壳真实变形信息。

1.2多面函数理论模型

多面函数法是美国Hardy教授[12]于1977年提出的。利用多面函数法求算地应变的基本思路，首先用多个光滑曲面(核函数)以加权求和方式拟合GPS观测位移(或速率)，然后由该拟合关系求算GPS观测位移对经度、纬度的偏微分，最后利用这些偏微分求算应变率张量和应变参数。利用多面函数拟合可采用整体拟合的方式[13]。多面函数的基本模型为

式中，Q(x，y；xj，yj)为核函数；u为所取节点的个数；αj(j=1，2，…，u)为待估拟合参数。

在地壳形变分析中核函数一般选取如式(2)：

其中，(x，y)为GPS点位坐标；(xj，yj)为建立多面函数模型时所选择的结点坐标；δ为光滑因子；β为核函数幂次，改变δ、β的值可以改变核函数形状，从而影响拟合效果。

利用式(1)可分别建立GPS站速度EW向分量uλ和SN向分量uφ的运动模型：

大区域应变计算必须使用球坐标[14]，因此在多面函数拟合GPS站速率时选用大地坐标。球坐标系下的应变率张量与站速度对经纬度偏导数之间的关系[14]：

式中，λ为经度；φ为纬度；R为地球平均曲率半径；h为大地高。由于本文是在球面上对应变场进行解算，忽略径向位移对结果的影响，故令h=0、uh=0。

利用应变率张量，依据下式可以求算应变参数[15]最大主应变ε1，最小主应变ε2，最大剪应变γMax和面膨胀 εArea。

2青藏高原东缘构造变形与应变场演化特征分析

2.1青藏高原东缘地壳运动特征

图1是1999—2013年稳定欧亚板块参考框架下青藏高原东缘GPS速率场[11]。图2为青藏高原东缘次级块体的划分[16]，灰色细线条表示区域断层，其中：EKL-Fau 东昆仑断裂，LRB-Fau 龙日坝断裂，LMS-Fau 龙门山断裂，PQ-Fau 平武-青川断裂，GY-Fau 甘孜—玉树断裂，XSH-Fau 鲜水河断裂，ANH-Fau 安宁河断裂，ZMH-Fau 则木河断裂，XJ-Fau 小江断裂，DLS-Fau 大凉山断裂，GL-Fau甘孜—理塘断裂，LT-Fau 理塘断裂，LJ-Fau 丽江断裂，JSJ-Fau 金沙江断裂，DZD-Fau 德钦—中甸—大具断裂，HH-Fau 红河断裂，CH-Fau 程海断裂，QJ-Fau 曲江断裂；罗马数字表示次级块体：Ⅰ为阿坝，Ⅱ为龙门山，Ⅲ为藏东，Ⅳ为雅江，Ⅴ为香格里拉，Ⅵ为滇中，Ⅶ为保山，Ⅷ为华南，其中，阿坝次级块体和龙门山次级块体合称为马尔康块体，雅江次级块体、香格里拉次级块体、滇中次级块体和保山次级块体东部合称为川滇菱形块体。

图1显示，以甘孜—玉树断裂带和鲜水河断裂带为界，北侧的马尔康块体自西向东GPS速率方向由东向转为东南向，大小逐渐减少。在龙门山次级块体中存在明显的ES向地壳缩短现象，可能是在青藏高原物质东向挤出作用下，脆性上地壳沿低速层(解耦层)EES滑脱[17]，并受到四川盆地坚硬地壳阻挡的结果。这种上地壳运动特征导致了龙门山次级块体的高地形和压应变在脆性地壳前端龙门山断裂带上的积聚[18]，2008年汶川8.0级地震和2013年雅安7.0级地震的发生可能是在龙门山断裂带上长时期积聚的应变能的突然释放。

白色线条为断层，红色箭头为GPS站平均速度，白色圆圈是区域发生的6～7级地震 图1　高原东缘1999-2013年GPS速率场 [11] Fig.1　The GPS velocity field of eastern Tibetan Plateau during 1999—2013.

图2　青藏高原东缘主要断层及块体划分 [16] Fig.2　The main faults and blocks of eastern Tibetan Plateau [16]

在甘孜—玉树断裂、鲜水河断裂、安宁河断裂、则木河断裂和小江断裂西南侧，GPS速率值呈现绕东喜马拉雅构造结顺时针旋转特征，大小由南向北逐渐减少，且方向具有规律性，呈现“顺时针地壳流”态势。结合区域地形特征可以发现，在北侧马尔康块体、东侧四川盆地的阻挡作用和西侧东喜马拉雅山构造结的锲入作用下，青藏高原物质流呈现出明显的挤出特征；但在28°N以南地区，GPS速度方向呈现向东、西发散趋势，这可能是由于两侧地壳对高原地壳流的限制作用减弱，在重力作用下坍塌的表现。青藏高原东南缘地壳运动特征，Shen F等[8]和Royden L[9]的观点是在弱黏滞性下地壳的流动拖拽作用下，浅层地壳向东重力扩展的结果。

2.2地应变演化特征分析

基于多面函数法，利用2001—2004年、2004—2007年和1999—2013年青藏高原东缘的GPS观测数据，求算了该区的面应变(图3)和最大剪应变(图4)(图3、4中，白色线条为区域断层，黑色震源球表示相应时期内6级以上地震；红色震源球分别表示汶川MS8.0地震和雅安MS7.0地震)。本节结合图2对青藏高原东缘次级块体的划分[16]，详细分析了该区应变场演化特征及其与强震的关系。

图3(a)为2001—2004年区域面应变分布，可见该时段青藏高原东缘整体上呈现面压缩特征，只是在阿坝次级块体内部存在较小的面膨胀。龙门山次级块体表现为面压缩特征，印证了该块体存在地壳缩短，块体南侧的面压缩大于北侧，说明南侧的地壳缩短速率大于北侧；川滇菱形块体整体呈现面压缩特征，但保山次级块体与滇中次级块体交界区域的面压缩明显小于其他次级块体，这种面应变差异会引起平行于断裂带方向的负位错积累，2001—2004年该断裂带上发生的3次走滑型地震可能是对所积累负位错的响应；在雅江次级块体中出现的正倾滑性质地震位于该块体面应变梯度带上，说明在雅江次级块体内部存在南北向不同步的面压缩特征，南部压缩相对大于北部，因此发生了正倾滑型地震。

图3(b)为2004—2007年区域面应变分布，相对于2001—2004年，阿坝次级块体中的面膨胀量值增大，范围向西移动；龙门山次级块体继续呈现面压缩特征，龙门山断裂带南北两端出现了两个面压缩增强区，沿龙门山断裂呈现出明显的“强-弱-强”的面压缩特征，这可能对汶川地震有一定的触发作用；川滇菱形块体内部，相对于2001—2004年，保山次级块体与滇中次级块体交汇区域由面压缩低值区变为面膨胀高值区，而其他次级块体则由中等面压缩变为强面压缩，这说明川滇菱形块体内部出现了较强的“震荡”，从而可能触发了2008年之后该区的多次地震(图3(c)中黑色震源球)。

图3(c)为消除了同震位移影响的1999—2013年区域面应变，包括汶川大震震后应变调整的平均面应变。图3(c)与图3(b)的面应变分布的最大不同点是鲜水河断裂两侧的面压缩突破界限，呈现出连通的特点，这可能是汶川地震震后龙门山断裂带上的应变能大部分释放，在断裂带南端弱应变能的情况下，龙门山次级块体东南向运动受到较小阻力，从而加速东南向运动，改变了龙门山次级块体南侧的震前面应变状态，导致鲜水河两侧呈现出一致的面压缩特征。汶川地震后，青藏高原东缘的地震发生率明显高于震前，说明汶川大震对积聚在青藏高原东缘多条断裂带上的应变能释放有一定的触发作用。

图3　青藏高原东缘面应变演化特征 Fig.3　Evolution characteristics of surface strain in eastern Tibetan Plateau

最大剪应变是两个最大主应变之差，其大小反映了地壳构造不稳定的程度，剪应变越大构造活动性越强。面应变的分布特征大致与块体范围对应，而从最大剪应变的分布特征上看不出块体范围。最大剪应变高值区对应于构造活动性较强的断裂带，断裂带的活动性越强，在该断裂带上就不易形成应变能积累，因而很少会发生地震。从图4(a)可以看出2001—2004年，青藏高原东缘最大剪应变高值区位于甘孜—玉树断裂、鲜水河断裂带附近，表明这两个断裂的构造活动性较强，不利于应变能积累。2001—2004年的6级以上地震多发生在最大剪应变的低值区，印证了构造活动较弱的断层易于应变能积累，从而会有长时期积累的应变能突然释放，即发生地震。

图4(b)为2004—2007年区域最大剪应变分布。可见该时间段内的最大剪应变高值区分布于鲜水河断裂带西北段、甘孜—理塘断裂带、金沙江断裂、安宁河断裂、小江断裂和红河断裂，说明这些断裂的构造活动性在2004—2007年较强。而龙门山断裂带从2001—2004年持续了最大剪应变低值特征，说明龙门山断裂带活动性不明显，且在2004—2007年断裂带中北段呈现最大剪应变最低值，这可能是汶川大震前的应变异常。

图4(c)为1999—2013年平均最大剪应变分布。可以看出，1999—2013年甘孜—玉树断裂、鲜水河断裂带、甘孜—理塘断裂带、金沙江断裂、安宁河断裂、小江断裂北段呈现出强最大剪应变特征，说明这些断裂带上构造活动性较强，相应的，这些断裂带鲜有地震发生。区域6级以上地震的发震位置大部分都处于最大剪应变的低值区。

3结论与展望

本文计算了球面坐标系下青藏高原东缘不同时期的面应变和最大剪应变，分析了地应变的时空演化特征，结合不同时期发生的中强地震(MS>6.0)，研究了大震分布与地应变时空演化特征的关系，主要结论如下：

(1) 2001—2004年保山次级块体与滇中次级块体边界带上发生的3次走滑型地震可能是对由面压缩差异导致边界断裂上积聚负位错的响应，雅江次级块体中部的正倾滑地震是对块体南北不同步面压缩的响应；2004—2007年龙门山断裂呈现出明显的“强-弱-强”的面压缩特征；从1999—2013年区域面应变图中可以明显发现汶川大震的应变响应，即鲜水河断裂两侧的面压缩突破界限，呈现出连通的态势。

图4　青藏高原东缘最大剪应变演化特征 Fig.4　Evolution characteristics of maximum shear strain in eastern Tibetan Plateau

(2) 面应变的分布特征大致与块体范围对应，而最大剪应变的分布特征上看不出块体范围。2001—2004年区域6级以上地震多发生在最大剪应变的低值区；2004—2007年龙门山断裂带延续了2001—2004年的最大剪应变低值特征，且在断裂带中北段出现最大剪应变最低值，可能是汶川大震的震前应变异常。

多面函数法建立地应变的精度一定程度上依赖于核函数和结点的选取，而核函数和结点的选取往往是依据一定的经验，通过反复试算得到的。如何通过一定的算法，快速、精准地反演得到与观测值(位移)拟合效果最佳的核函数和结点应是进一步研究的问题；再者，由GPS数据获得的地应变是地球内部应力在地表的响应，利用GPS观测数据或其他地球物理数据获取地球内部，特别是活动断裂带内部的应力分布及其演化特征，对认识区域变形构造背景、预测强震危险区具有非常重要的意义。

致谢：感谢审稿专家提出的宝贵意见！

参考文献(References)

[1]王双绪, 蒋锋云, 郝明，等. 青藏高原东缘现今三维地壳运动特征研究[J].地球物理学报，2013，56(10)：3334-3345.

WANG Shuang-xu，JIANG Feng-yun，HAO Ming，et al.Investigation of Feature of Present 3D Crustal Movement in Eastern Edge of Tibet Plateau[J].Chinese J Geophys，2013，56(10)：3334-3345.(in Chinese)

[2]Zhang P Z.A Review on Active Tectonics and Deep Crustal Processes of the Western Sichuan Region，Eastern Margin of the Tibetan Plateau[J].Tectonophysics，2013，584：7-22.

[3]Jiang G Y, Xu C J, Wen Y M, et al.Contemporary Tectonic Stressing Rates of Major Strike-slip Faults in the Tibetan Plateau from GPS Observations Using Least-squares collocation[J].Tectonophysics，2014，615：85-95.

[4]李杰，王晓强，王琪，等.2008 年于田 7.3 级地震前西昆仑地形变的 GPS 初步研究[J].西北地震学报，2012，34(3)：256-263.

LI Jie，WANG Xiao-qiang，WANG Qi，et al.Crustal Deformation in Western Kunlun Tectonic Zone from GPS Measurements before the YutianMS7.3 Earthquake in 2008[J].Northwestern Seismological Journal，2012，34(3)：256-263.(in Chinese)

[5]张希，江在森，王琪，等.川滇地区地壳水平运动特征与强震关系研究[J].大地测量与地球动力学，2003，23(3)：35-41.

ZHANG Xi，JIANG Zai-sen，WANG Qi，et al.Recent Crust Motion Features in Sichuan-Yunnan and Their Relationship to Strong Earthquakes[J].Journal of Geodesy and Geodynamics，2003，23(3)：35-41.(in Chinese)

[6]蒋锋云，朱良玉，王双绪，等.青藏东北缘块体水平运动特征研究[J].大地测量与地球动力学，2013，33(2)：13-17.

JIANG Feng-yun，ZHU Liang-yu，WANG Shuang-xu，et al.Horizontal Movement Characteristics of Northeastern Margin of Qinghai—Tibet Crustal Blocks[J].Journal of Geodesy and Geodynamics，2013，33(2)：13-17. (in Chinese)

[7]吴啸龙，杨志强，武继峰，等.基于多面函数法的青藏高原应变特征分析[J].大地测量与地球动力学，2013，33(4)：17-21.

WU Xiao-long，YANG Zhi-qiang，WU Ji-feng，et al.Analysis on Qinghai—Tibet Plateau Strain Field Based on Multi-surface Function[J].Journal of Geodesy and Geodynamics，2013，33(4)：17-21.(in Chinese)

[8]Shen F，Royden L H，Burchfiel B C.Large-scale Crustal Deformation of the Tibetan Plateau[J].Journal of Geophysical Research：Solid Earth (1978—2012)，2001，106(B4)：6793-6816.

[9]Royden L.Coupling and Decoupling of Crust and Mantle in Convergent Orogens：Implications for Strain Partitioning in the Crust[J].Journal of Geophysical Research：Solid Earth (1978—2012)，1996，101(B8)：17679-17705.

[10]牛之俊，王敏，孙汉荣，等.中国大陆现今地壳运动速度场的最新观测结果[J].科学通报，2005，50(8)：839-840.

NIU Zhi-jun，WANG Min，SUN Han-rong，et al.Contemporary Velocity Field of Crustal Movement of Chinese Mainland from Global Positioning System Measurements[J].Chinese Science Bulletin，2005，50(8)：839-840 .(in Chinese)

[11]Liang S M，Gan W J，Shen C Z，et al.Three-dimensional Velocity Field of Present-day Crustal Motion of the Tibetan Plateau Derived from GPS Measurements[J].Journal of Geophysical Research：Solid Earth，2013，118(10)：5722-5732.

[12]Hardy R L.The Mpplication of Multi-quadric Equations and Point Mass Anomaly Models to Crustal Movement Studies.Report National Research Council[J].National Academy of Science，Washington，DC，1977.

[13]陈光保.GPS 技术监测地壳运动的新进展[J].西北地震学报，2009，31(3)：302-307.

CHEN Guang-bao.Recent Progress in Research on Monitoring Crustal Movement and Deformation Using GPS[J].Northwestern Seismological Journal，2009，31(3)：302-307.(in Chinese)

[14]石耀霖，朱守彪.用 GPS 位移资料计算应变方法的讨论[J].大地测量与地球动力学，2006，26(1)：1-8.

SHI Yao-lin，ZHU Shou-biao.Discussion on Method of Calculating Strain with GPS Displacement Data[J].Journal of Geodesy and Geodynamics ，2006，26(1)：1-8.(in Chinese)

[15]武艳强，江在森，杨国华，等.利用最小二乘配置在球面上整体解算 GPS 应变场的方法及应用[J].地球物理学报，2009，52(7)：1707-1711.

WU Yan-qiang，JIANG Zai-sen，YANG Guo-hua，et al.The Application and Method of GPS Strain Calculation in Whole Mode Using Least-squares Collocation in Sphere Surface[J].Chin J Geophys，2009，52(7)：1707-1711.(in Chinese)

[16]程佳，徐锡伟，甘卫军，等.青藏高原东南缘地震活动与地壳运动所反映的块体特征及其动力来源[J].地球物理学报，2012，55(4)：1198-1212.

CHENG Jia，XU Xi-wei，GAN Wei-jun，et al.Block Model and Dynamic Implication from the Earthquake Activities and Crustal Motion in the Southeastern Margin of Tibetan Plateau[J].Chinese Journal of Geophysics，2012，55(4)：1198-1212.(in Chinese)

[17]Hubbard J，Shaw J H.Uplift of the Longmen Shan and Tibetan Plateau，and the 2008 Wenchuan (M=7.9) Earthquake[J].Nature，2009，458(7235)：194-197.

[18]滕吉文，白登海，杨辉，等.2008汶川MS8.0地震发生的深层过程和动力学响应[J].地球物理学报，2009，52(1)：260-276.

TENG Ji-wen，BAI Deng-hai，YANG Hui，et al.Deep Processes and Dynamic Responses Associated with the WenchuanMS8.0 Earthquake of 2008[J].Chinese Journal of Geophysics，2009，52(1)：260-276.(in Chinese)