云南鲁甸MS6.5地震震区地壳密度结构特征

杨光亮申重阳谈洪波王嘉沛吴桂桔

1）中国科学院计算地球动力学重点实验室，北京 100049

2）中国地震局地壳应力研究所武汉科技创新基地，武汉 430071

3）地震大地测量重点实验室，武汉 430071

云南鲁甸MS6.5地震震区地壳密度结构特征

杨光亮1，2，3）申重阳2，3）*谈洪波2，3）王嘉沛2，3）吴桂桔2，3）

1）中国科学院计算地球动力学重点实验室，北京 100049

2）中国地震局地壳应力研究所武汉科技创新基地，武汉 430071

3）地震大地测量重点实验室，武汉 430071

基于云南鲁甸MS6.5地震震区的3条“工”字形剖面的重力与GPS观测数据，获得了沿剖面的布格重力异常、剩余密度相关成像和地壳密度分层结构。研究表明，会理—鲁甸—昭通、攀枝花—蒙姑—大井、舍块—汤丹—会泽剖面布格重力变化范围分别为-278～-197×10-5ms-2、-273～-200×10-5ms-2、-280～-254×10-5ms-2，均呈“鞍”形分布，其局部低值均位于小江断裂带附近，且幅度差自北向南逐渐减小。小江断裂带内物质密度低于两侧，低密度体扩展至中下地壳，且其东侧物质密度低于西侧，密度异常体呈正负交迭，地壳稳定性低，鲁甸震区处于该区域内。地壳分层结构显示莫霍面以小江断裂带为中心向上抬升，莫霍面最大深度自北向南从50km抬升至41km，反映了小江断裂带在区域地质构造中的地位——川滇块体与华南块体的分界线。

鲁甸地震 重力剖面 布格异常 地壳结构

0 引言

据中国地震台网测定，2014年8月3日在云南省昭通市鲁甸县发生了MS6.5地震，震中位置为27.1°N，103.3°E（图1），震源深度13km（张广伟等，2014）。该地震发生在南北地震带中南段，青藏高原东南缘鲜水河-小江断裂系以东，NE向昭通-莲峰断裂带西段，北临NNW至近NS向大凉山断裂和马边-盐津断裂，发震断层为NW向包谷垴-小河断裂，属大凉山断裂南端部组成部分（徐锡伟，2014）。震源机制显示该地震为左旋走滑型，断层破裂面以NW向为主，近乎垂直于地面（张勇等，2014）。近10年来，该区域一直处于活跃状态，2003年以来发生7次5级以上地震（房立华等，2014；徐涛等，2014），但6级以上地震多发生在巴颜喀拉块体周边，还未有发生于川滇菱形块体边缘（张广伟等，2014），引发了人们对该区未来地震形势的担忧。该区地壳构造活动对鲁甸地震的孕育及形成有何影响，震区地壳密度结构特点如何，对地震孕育发展有何作用等，仍是亟待回答的科学问题。

则木河-小江断裂系是川滇地块和华南地块的分界，既是一级块体分界也是二级块体的分界（张培震等，2003；徐锡伟等，2003），历来是地震研究的重点关注区域。而要弄清这两大块体边界带地壳深部结构及其形成演化过程，需从与地震孕育环境密切相关的深部介质的速度结构、物性结构和力学状态着手开展研究。对鲁甸地震区域地壳构造的重力与密度属性的研究有助于深化对活动断层相互作用的认识。在鲁甸震区，以近正交方式跨越小江断裂带设置了3条重力探测剖面，其中1条基本穿越鲁甸震源区。文中以此为依据分析研究剖面的布格重力异常、剩余密度相关成像及地壳分层结构，分析小江断裂带两侧和震源区深浅密度分布的横向差异，研究川滇地块与华南地块边界过渡带的深浅物性差异特征，探讨其对鲁甸地震震源孕育发展的影响，为孕震环境和地震机理研究提供理论基础。

图1 鲁甸MS6.5地震区构造与重力剖面Fig.1 Tectonics and gravity profile of the Ludian MS6.5 earthquake region.红色圆圈表示鲁甸地震所在位置，蓝色三角形表示重力／GPS测点位置，剖面附近蓝色线条为金沙江，黑色细线为该区主要断裂（邓起东，2007），黑色粗线为剖面投影线，L1表示会理—鲁甸—昭通剖面，L2表示攀枝花—蒙姑—大井剖面，L3表示舍块—汤丹—会泽剖面

1 数据

1.1 数据采集

采用的观测数据主要源于中国地震局行业专项“中国地震科学台阵探测——南北地震带南段”。鲁甸震区重力剖面共275个测点，分布如图1，剖面测点大体以小江断裂带为中心，呈“工”字形分布，并3次穿越小江断裂带。数据采集利用高精度Scintrex CG-5型自动重力仪和Trimble SPS882全球导航卫星接收机，同址观测测点重力值和3维地理坐标。考虑到地壳密度结构研究需要，数据分析时对上述测点组合成3条较长剖面（图1），分别为会理—鲁甸—昭通剖面（L1）、攀枝花—蒙姑—大井剖面（L2）和舍块—汤丹—会泽剖面（L3），以便强化深部约束。

会理—鲁甸—昭通剖NE—SW向分布，点距500m至2km，在小江断裂带附近时点距较小（500m），远离断裂带则点距较大（2km），共采集107个测点的重力／GPS同址观测结果，该剖面经过会理、巧家、鲁甸、昭通，与攀枝花-大井剖面在巧家西部附近相接，在昭通-鲁甸断裂附近剖面测点分布与该断裂带平行。该剖面穿过安宁河断裂带、普渡河断裂带、小江断裂带、昭通-鲁甸断裂及鲁甸地震震中附近区域。攀枝花—蒙姑—大井剖面（L2）近EW向，地形起伏大，测点平均间距2～3km，共采集126个测点的重力／GPS同址观测结果，该剖面横跨磨盘山-绿汁江、安宁河、普渡河、小江等多个断裂带，在娜姑—蒙姑—松坪一带穿越小江断裂带。舍块—汤丹—会泽剖面（L3），点距500m至2km，共采集42个测点的重力／GPS同址观测结果，该剖面在东川北汤丹镇附近穿过小江断裂带，该处小江断裂带由多条次级断裂组成。

1.2 布格重力异常

布格重力异常计算沿用目前国际惯例，以WGS84高程坐标系统为基准。首先对重力观测数据进行仪器漂移和仪器高、潮汐等改正和平差处理，再进行正常重力、大气、高度、地形、中间层等多种改正计算，得到3条剖面的完全布格异常分布（图2），其中地形改正采用ASTER GDEM数字地形模型V2版（NASA，2011）。数据处理过程在作者其他文献中已作了详细介绍。

会理—鲁甸—昭通剖面（L1）走向线方向长度约为190km，布格重力异常变化范围为-278～-197×10-5ms-2（图2a），变化幅度约81×10-5ms-2。会理关河乡附近布格异常最大约-197×10-5ms-2，往东近直线下降，直至南阁乡附近的安宁河断裂带变缓约-245×10-5ms-2，关河乡至南阁乡的安宁河断裂重力梯度变化为1.5×10-5ms-2／km；至巧家县的普渡河、小江断裂带出现最低值（-278×10-5ms-2），剖面在该处穿越金沙江，往东至昭通-鲁甸断裂，布格异常逐渐增加，至包谷垴-小河断裂（震中）出现重力异常转折，由平缓转向上升，再往东布格异常继续增加至-244×10-5ms-2。该剖面跨越的主要断裂带附近均能看到布格重力异常的梯度变化，其中普渡河断裂和小江断裂带处重力变化梯度较大，小江断裂带西侧重力梯度变化为重力异常变化，梯度达到0.8×10-5ms-2／km，曲线较平滑，东部缓慢递增，变化梯度达到0.3× 10-5ms-2／km，变化曲线存在局部“抖动”现象。包谷垴-小河断裂两侧重力变化梯度达到0.15～0.2×10-5ms-2／km，明显小于小江断裂带区域。

攀枝花—蒙姑—大井剖面（图2b）走向线方向长度约为230km。布格重力异常变化范围为-273～-200×10-5ms-2，从西往东呈下降趋势，经过断裂带时均出现局部低重力异常值。李明久断裂附近由-200×10-5ms-2降至-209×10-5ms-2，至绿汁江断裂时下降为-227×10-5ms-2，至安宁河断裂降至-237×10-5ms-2后局部略增加，至巧家附近进一步降至-257×10-5ms-2（普渡河断裂带）、-263×10-5ms-2（小江断裂带），至会泽附近达到最低值-273×10-5ms-2后，逐渐增加至-249×10-5ms-2。

舍块—汤丹—会泽剖面是一条短剖面，剖面走向线方向长度约为47km，仅穿过小江断裂带。小江断裂带在本剖面测线上分为东西两支及小的次级断裂，西支断裂由多条次级剪切断层组成，分别被几个较大的拉分盆地分开，东支断裂也分为许多次级小段。其布格重力异常变化范围为-281～-254×10-5ms-2（图2b），变化幅度为26×10-5ms-2。在小江断裂带过渡区域出现局部低值（-280×10-5ms-2），两侧存在梯度变化，东川西测变化梯度（1.2×10-5ms-2／km）大于东侧变化梯度（0.7×10-5ms-2／km）。

图2 剖面重力异常分布Fig.2 Gravity anomaly distribution along the three profiles.a会理—鲁甸—昭通剖面布格重力异常；b攀枝花—蒙姑—大井剖面布格重力异常分布；c舍块—汤丹—会泽剖面布格重力异常分布

2 地壳密度结构

2.1 密度差异分布特征

通过计算剩余密度相关成像可得到剖面的密度差异的“等效”分布，以下简称密度差异。剩余密度相关成像方法是将地下空间剖分成2维规则网格，计算每一网格结点单位剩余物性差所产生的异常与实测异常在一定窗口范围内的归一化互相关系数（或称场源发生的概率），根据网格结点上场源出现的概率勾画出以介于-1和+1之间的等效物性参数表示的场源分布（郭良辉等，2009）。对川滇块体东边界中段3条重力剖面作剩余密度相关成像（图3，4，5），可大体反映出各剖面密度差异分布特征。

图3 会理—鲁甸—昭通剖面剩余密度相关成像Fig.3 Residual density correlation imaging of Huili-Ludian-Zhaotong profile.

会理—鲁甸—昭通剖面穿越安宁河、普渡河、小江、昭通-鲁甸等断裂带与则木河交会。从剩余密度相关成像来看（图3），相关系数值较小说明密度差异不大，除关河乡以西显示较强正的密度差异外，其余部位整体差异不大，正、负剩余密度体交迭呈现，主要有安宁河断裂区负的密度体（南阁乡为中心）、南阁乡与巧家之间正的密度体、巧家附近的普渡河断裂区和小江断裂区负的密度体、巧家与包谷垴之间正的密度体、包谷垴与鲁甸之间负的密度体、鲁甸与昭通之间正的密度体。从负密度相关系数大小，可推测普渡河和小江断裂带物质亏损均大于安宁河断裂、昭通-鲁甸断裂。

从攀枝花—蒙姑—大井剖面剩余密度相关成像（图4）来看，在主要断裂带分布区域均有局部的密度差异，总体幅度不大；普渡河、小江断裂带以西以正的密度体为主；小江断裂带及其东部区域由浅至深出现大范围的负密度异常体，主要断裂带处于密度体中心，可能说明这些断裂带控制了剩余密度体的发育。对比主要断裂带附近的剩余密度相关系数发现，密度差异从大至小，依次为小江断裂带、普渡河断裂带、安宁河断裂带，李明久断裂、绿汁江断裂密度差异更小。由此可见，普渡河、小江断裂带以西地壳密度较为完整，以东则密度结构较为破碎；密度异常体与断裂带密切相关，其中普渡河、小江断裂带比其西部的李明久断裂、绿汁江断裂、安宁河断裂引起的密度异常更显著。

舍块—汤丹—会泽剖面较短，仅穿过小江断裂带，该断裂带分为相互平行的3段次级断裂。从剩余密度相关成像可见（图5），小江断裂带东西部密度差异以东川区为界，分界明显，总体差异也不大。次级断裂带内部密度明显低于其西部和东部区域，呈现成片的负密度异常体。

图4 攀枝花—蒙姑—大井剖面剩余密度相关成像Fig.4 Residual density correlation imaging of Panzhihua-Menggu-Dajing profile.

2.2 地壳分层结构

为对上述3条重力剖面反演地壳密度分层结构，收集了区域地质和深部探测成果（主要为波速）作为反演约束。该区历来是地球物理研究的重点区域，相继开展了大量远震走时成像、体波成像等研究。地震层析成像等研究结果表明（李永华等，2009），南北地震带地壳厚度具有南薄北厚，东薄西厚的特点，莫霍界面深度40～50km；地壳和上地幔存在显著的横向不均与性，板块边界清晰（何正勤等，2004）；东南部地区莫霍界面分层明显（吴建平，2001）。小江断裂带西盘（川滇块体）的主动向南对曲江-石屏断裂带具有长期强烈的作用（闻学泽，2011）。丽江—攀枝花—清镇人工源深地震测深研究表明，结晶基底的厚度约2km，浅层低速物质一直延伸到地下5～6km（徐涛等，2014）；熊绍柏（1993）在该区做了者海—丽江剖面人工地震测深，结果显示，上地壳厚15～17km、中地壳底界深32～38km、地壳厚度40～55km。基于上述研究成果，采用Talwani（Talwani et al.，1959）选择法反演方法等构建壳幔密度结构，反演结果见图6～8。

图5 舍块—汤丹—会泽剖面剩余密度相关成像Fig.5 Residual density correlation imaging of Shekuai-Tangdan-Huize profile.

图6 会理—鲁甸—昭通地壳分层结构（选择法）Fig.6 Crustal stratification structure of Huili-Ludian-Zhaotong profile（Selection method）.图中数值为密度分布，密度单位g／cm3

图7 攀枝花—蒙姑—大井地壳分层结构（选择法）Fig.7 Crustal stratification structure of Panzhihua-Menggu-Dajing profile（Selection method）；Digital represents density in g／cm3.

图8 舍块—汤丹—会泽地壳分层结构（选择法）Fig.8 Crustal stratification structure of Shekuai-Tangdan-Huize profile（Selection method）；Digital represents density in g／cm3.

会理—鲁甸—昭通剖面地壳分层结构（图6）显示，上地壳底面埋深：平均18km，范围是15.1～20km，浅层密度分布2.39～2.58g／cm3；深部为2.68～2.72g／cm3；中地壳底面埋深：平均32km，范围是29～34.5km，密度为2.85～2.87g／cm3；莫霍面埋深：平均49km，范围是42～ 50km，起伏不大，密度为3.30g／cm3，在安宁河以西莫霍面稍有隆起，在小江断裂带略凹陷，其他位置起伏不大，莫霍深度与3维反演结果（陈石，2014）基本一致。地壳浅层的安宁河断裂带以西的会理附近，存在局部高密度（2.58g／cm3），推测为超基性岩的出露引起；在巧家附近的小江断裂带附近存在局部低密度（2.39g／cm3），在鲁甸附近的昭通-鲁甸断裂存在局部低密度（2.41g／cm3）。小江断裂带附近，地壳密度低于其两侧，中下地壳横向密度变化以其为界，西部略大，东部偏小。总体而言，地壳密度存在横向分布不均匀，其地壳浅层横向差异更明显，横向差异主要集中在上地壳，中下地壳存在差异，但差异不大。在鲁甸地震所在的包谷垴-小河断裂带与昭通-鲁甸断裂交会处，除在上部地壳存在局部低密度体外，中下地壳未见明显横向密度变化。

攀枝花—蒙姑—大井地壳分层结构（图7）显示，上地壳底面埋深：平均18km，范围是15.8～20km，浅层密度变化范围为2.39～2.47g／cm3，深部为2.68～2.72g／cm3；中地壳底面埋深：平均33km，范围是30.5～36.5km，密度变化范围为2.85～2.87g／cm3；莫霍面埋深：平均47km，范围是40～50km，起伏较大，密度为3.3g／cm3。地壳浅层密度横向分布较为复杂，在攀枝花附近出现局部高密度体（2.61g／cm3），在东川附近的小江断裂带出现低密度体（2.39g／cm3），其他位置密度差异不大，但高低密度交迭。中下地壳也显示，小江断裂带西部密度略高于东部区域。在攀枝花附近地壳构造运动剧烈，上地慢顶部存在一高密度附加层，厚3～4km，为幔源物质侵入造成。莫霍面南浅北深、西深东浅，“攀西裂谷”均衡上隆。“攀西裂谷”区地幔隆起可能对该区地质形成起重要作用，可能反映垂向上浮推挤与水平向伸展流变作用。

舍块—汤丹—会泽地壳分层结构（图8）显示，上地壳底面埋深：平均14km，范围是12.2～16km，浅层密度变化范围为2.37～2.47g／cm3，深部变化范围为2.66～2.73g／cm3；中地壳底面埋深：平均29.5km，范围是27～31.5km，密度变化范围为2.83～2.87g／cm3；莫霍面埋深：平均41km，范围是38～43km，起伏不大，在小江断裂带区域略向下弯曲，密度2.93～2.94g／cm3。横向密度差异主要出现在小江断裂带附近，该处密度在中上地壳位置均低于其两侧。

3 讨论与结论

鲁甸地震所在的包谷垴-小河断裂是小江断裂带（系）的次级断裂，该区域是晚第四纪以来构造活动十分强烈的地区，其历史地震强度大，频度高，是地震研究关注的热点区域之一。文中依据上述3条穿越小江断裂带中北段和鲁甸震源区的重力剖面研究，主要从该区域深浅构造特征和孕震构造环境的角度开展分析，并对小江断裂带和包谷垴-小河断裂的孕震特征进行对比。

3.1 分段差异性

上述3条剖面穿越小江断裂带中北段不同部位，并具有不同的特征：巧家附近宽度较窄，鲜水河-小江断裂系在此处转折；蒙姑附近呈NNW向线性展布；汤丹附近结构较复杂，呈纺锤状展布（何宏林等，2008；图1）。从布格异常来看（表1），小江断裂带东西两侧布格异常变化幅差自北向南分别为81、73和26×10-5ms-2，反映自北向南小江断裂带两侧地壳差异在逐渐减小，物质分布趋于一致。

对比3条剖面的剩余密度相关成像结果，可见小江断裂带内部均存在不同程度的质量亏损，自北向南其所在位置负的密度体范围逐渐扩大，呈向南逐渐发散的特征。因此，认为小江断裂带表现为走滑、拉张运动特征，向南逐渐扩大，与该区GPS速度场反映的地壳运动特征一致。

剩余密度相关成像结果与地壳分层结构（图6～8）具有一定相似性，在小江断裂带等主要断裂位置均有质量亏损或低密度物质，重力反演存在不适定性问题，其2类方法的对比可知，该反演结果是可靠的。从图中可见，自北向南基底深度逐渐增加；小江断裂带自上而下，密度稍低于其两侧，且莫霍面深度也低于其两侧，自北向南最深位置从50km抬升至41km。而小江断裂带两侧物质密度差异不大，推测川滇块体东侧的华南块体自北向南阻挡作用逐渐减弱，使青藏高原东缘物质呈发散状向南部迁移，在地壳均衡作用下，莫霍面逐渐抬升。边界带东部阻挡作用减弱和均衡作用下的莫霍面抬升共同作用导致了该区又表现为拉张特征，使小江断裂中段形成多条NE和NNE向断裂，呈梭形、菱形和条形断块的复杂网状断裂带。

表1 小江断裂带两侧布格重力异常值比较Table 1 Comparison of Bouguer gravity anomaly values between the two sides of Xiaojiang Fault zone

3.2 跨断裂带（EW向）差异性

对比3条剖面的布格重力异常，在小江断裂带附近均呈“鞍”形分布。从表1可见，其局部低值均在小江断裂带附近，在小江断裂带两侧则逐渐增加，金沙江也正好从此处穿过，河流冲蚀、剥蚀也起到一定作用，但作用有限，更多的应该还是构造引起，说明了小江断裂带在区域地质构造中的地位：川滇块体与华南块体的分界线。

小江断裂带两侧的川滇块体与华南块体差异性较明显。会理—鲁甸—昭通剖面显示，以小江断裂带为界，两侧布格重力变化趋势特征迥异，西侧布格重力值阶梯式递减，变化梯度达到0.8×10-5ms-2／km，曲线较平滑；东侧缓慢递增，变化梯度为0.3×10-5ms-2／km，变化曲线存在局部“抖动”现象。表明普渡河、小江断裂带东侧区域物质密度分布较为破碎。剩余密度相关成像也显示同样的特征，安宁河、普渡河、小江和昭通-鲁甸断裂所在位置均表现为负密度异常体。攀枝花—蒙姑—大井剖面剩余密度相关成像（图4）和地壳分层结构（图7）在小江断裂带东侧显示较多的正负密度异常体交迭现象，也反映了小江断裂带东部为“脆”性，反映该区地壳活动较为剧烈，导致地壳结构破碎，引起密度复杂变化。舍块—汤丹—会泽剖面较短，更多地反映小江断裂带内部信息，在此处特征不明显。

3.3 鲁甸震区地壳结构

鲁甸地震所在的包谷垴-小河断裂与会理—鲁甸—昭通剖面在鲁甸附近交会，从布格异常图（图2b）可见，其处在布格异常由平缓转向上升的转折位置，断裂两盘存在密度差异。从地壳分层结构（图6）可见，密度差异限于中上地壳；包谷垴-小河断裂两侧重力变化梯度达到0.15～0.2×10-5ms-2／km，明显小于小江断裂带区域（0.3～0.8×10-5ms-2／km），因此，包谷垴-小河断裂诱发地震能力低于小江断裂带。

会理—鲁甸—昭通剖面和攀枝花—蒙姑—大井剖面所在区域是小江断裂带及其次级断裂出现向南拐曲位置，是应变容易累积区域，在舍块—汤丹—会泽剖面位置，小江断裂带已分为3条次级断裂构成的复杂网状断裂结构，应变相比其北部不易积累。1999—2007年的GPS速度场显示，小江断裂带北段应变积累明显高于断裂带其他部分，处于相对闭锁状态（魏文薪，2012）。因此，小江断裂带北段地震危险性较大，考虑到其东侧地壳结构更为破碎，如若发生地震，震中位于小江断裂带东侧区域的几率更大。

致谢 石磊博士在剩余密度相关成像方面提供了帮助，郭良辉提供了剩余密度相关成像软件系统及云南省地震局在野外观测时提供了帮助，在此一并致谢。

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CRUSTAL DENSITY STRUCTURE OF YUNNAN LUDIAN MS6.5 EARTHQUAKE AREA

YANG Guang-liang1，2，3）SHEN Chong-yang2，3）TAN Hong-bo2，3）WANG Jia-pei2，3）WU Gui-ju2，3）

1）Key Laboratory of Computational Geodynam ics，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China
2）Key Laboratory of Earthquake Geodesy，Institute of Seismology，CEA，Wuhan 430071，China
3）Wuhan Base of Institute of Crustal Dynamics，China Earthquake Adm inistration，Wuhan 430071，China

In this paper，based on three gravity profiles in Yunnan Ludian MS6.5 earthquake and adjacent area，we obtained Bouguer gravity anomaly，residual density correlation image and crustal stratification structure along the profiles.The study shows a saddle-shaped distribution of Bouguer gravity anomalies along the Huili-Ludian-Zhaotong，Panzhihua-Menggu-Dajing and Shekuai-Tangdan-Huize profile，with the values ranging-278～-197×10～5ms-2，-273～-200×10～5ms-2，-280～-254×10～5ms-2，respectively；the local low values locate in the Xiaojiang fault zone，the amplitude difference decreases gradually from the north to the south；the density in the Xiaojiang fault zone is lower than that of the sides，the low density zone extends to the m iddle and lower crust，and the material density in the east is lower than that in the west；positive and negative density anomalies overlap，indicating a poor stability of the lower crust.The Ludian earthquake occurred in this region.Layered crustal structure shows the undulation of Moho surface，with uplift beneath the Xiaojiang fault zone as the center and change of the maximum depth of Moho from 50km up to 41km from north to south.This reflects the position of Xiaojiang Fault in the regional geological structure as block boundary of Sichuan-Yunnan block and South China block.

Ludian earthquake，gravity profile，Bouguer anomaly，crustal structure

P315.72+6

A

0253-4967（2014）04-1145-12

杨光亮，男，1980年生，中国科学院大学博士后、湖北省地震局副研究员，主要从事重力与地球动力学研究，E-mail：vforyang＠gmail.com。

10.3969／j.issn.0253-4967.2014.04.017

2014-11-02收稿，2014-12-01改回。

国家自然科学基金（41204014，41274141）、国家重点基础研究发展规划计划（2013CB733304）、中国地震局行业重大专项（201308011）和中国地震局“云南鲁甸6.5级地震专题研究”项目共同资助。

*通讯作者：申重阳，研究员，主要从事重力与地球动力学研究，E-mail：scy907＠163.com。