利用地震反射法探测安宁河断裂带北段

利用地震反射法探测安宁河断裂带北段
胡刚;何正勤;李娜;叶太兰
【摘要】通过在四川石棉城区内利用地震反射法探测其隐伏断裂的实例,阐述了在地形变化大、人口密集、环境干扰强的条件下浅层地震勘探方法的实施.本次勘探针对场地条件使用了小能量激发和小偏移距、小道间距、短排列接收、高覆盖次数的观测系统,获得的高信噪比时间剖面清晰地揭示了石棉城区内覆盖层的厚度和隐伏断裂的展布情况.探测结果表明:石棉城区内普遍存在一个明显且连续的反射界面,结合区域地质资料推测该界面是埋深约为15-60 m深浅不等的早更新世底界与上新世晚期顶界的第四系分界面.4条地震反射时间剖面均揭示了安宁河断裂带北段所属的石棉断裂东支在石棉城区内为全新世隐伏活动断裂.
【期刊名称】《地震学报》
【年(卷),期】2016(038)006
【总页数】11页(P813-823)
【关键词】地震反射法;安宁河断裂带;隐伏断层;浅层地震勘探
【作者】胡刚;何正勤;李娜;叶太兰
【作者单位】中国北京100081 中国地震局地球物理研究所;中国北京100081 中国地震局地球物理研究所;中国北京100081 中国地震局地球物理研究所;中国北京100081 中国地震局地球物理研究所
【正文语种】中文
【中图分类】P315.75
四川省石棉地区位于巴颜喀拉地块、川滇菱形地块与扬子地块三者交界之处，其中巴颜喀拉地块近年来在其东边界的龙门山断裂带上相继发生了汶川MS8.0地震
和芦山MS7.0地震，在其南边界的甘孜—玉树断裂上发生了玉树MS7.1地震(闻学泽等， 2008)．由于受到四川盆地的阻挡，巴颜喀拉地块向东运动的速率小于其南侧的羌塘—川滇地块，使得巴颜喀拉地块与包括玉树—甘孜断裂、鲜水河—小江断裂在内的羌塘—川滇地块的边界断层以约10 mm/a的速度左旋滑动(申旭
辉等， 2000；何宏林，池田安隆， 2007；陈长云，何宏林， 2008；何宏林等， 2008；冉勇康等， 2008)．因此，石棉从构造位置上属于强震活动地区．
石棉地处川西高原与四川盆地过渡地带，位于鲜水河断裂带东南端、龙门山断裂带西南端与安宁河断裂带北端三者交汇的过渡地带(邓起东等， 2002， 2010). 该
地区地势陡峭，山高谷深，河网密集，地层岩性和地质构造复杂，区内出露或
隐伏的断层交错，新构造运动强烈，处于高风险的地震带上(Wang et al， 1998；易桂喜等， 2004)．但到目前为止, 该区域内尚未开展过系统的专门针对区内隐伏活动断层和第四系基岩面埋深的浅层反射地震勘探工作．
在“芦山地震科学考察”项目地震地质专题组拟定的“安宁河断裂带北段、大凉
山断裂带北段东支与鲜水河断裂带南段三者交汇的四川石棉城区内已知和潜在隐伏活动断层的几何结构与活动性调查与探测”子专项背景下，受“石棉县城规划区
活动断层探测与精确定位”专项任务之委托，在石棉城区内实施浅层地震勘探工作，以期厘清安宁河断裂带北段(亦称石棉断裂)在四川石棉城区内的断层形态和几何结构，探测该城区内隐伏活动断裂的展布和埋深状况，为石棉城区规划和可持续发展提供地震安全保障．
然而，由于石棉城区内地形变化大、交通干线密集、基岩埋深变化较大，地震
钻孔资料显示覆盖层多为物性差异较小的粉土和砂质粉土以及强风化的花岗岩所覆盖，因此野外测线的布设存在着许多技术上的困难．通过野外现场踏勘和技术分
析，采用小能量激发、小偏移距、小道间距、短排列接收的多次覆盖和共中心
点叠加的浅层高分辨反射地震勘探工作方法, 以确保资料具有较高的信噪比和分辨率(王振东， 1988；王庆海，徐明才， 1991； Hawman et al， 2000；何正
勤等， 2007， 2013)．本文将主要介绍在石棉城区内利用地震反射法探测隐伏断裂的结果．
四川石棉地区的沉积层厚度大都在几十米到一百米左右，人口稠密，建筑集聚，因此本次野外数据采集选用了12磅重的锤击激发地震波，并根据基岩面大致深浅变化及时调整偏移距的大小；由于受地形所限，本研究采用24—48道的短排列
接收地震波；为保证所获取的原始数据具有较高的信噪比和保真度，采用100
Hz的单只检波器和12次覆盖的多次覆盖观测系统采集反射地震资料(何正勤等，2007， 2013)．
1.1 测线布设
石棉县城地处青藏高原横断山脉东部、大渡河中游，地势西南高、东北低，山
脉多呈南北走向，主要表现为复杂多样的山地地貌，尤以中、高山为主，山体
海拔大多在2500 m以上，河谷深切，相对高差为1000—2000 m，而且河流
众多，水系发育．第四纪地层主要沿大渡河、南桠河及其支流水系分布，其地
貌主要受控于南桠河和大渡河等水系的控制作用和构造作用；大渡河和南桠河的
河床中部厚度超过70 m(喻安光， 2000)，在地形变化如此悬殊的地区开展浅层
反射地震勘探测线布设工作面临着巨大挑战．
鉴于此，为厘清隐伏断裂在石棉县城规划区的展布和埋深、弄清该城区内基岩面埋深及其起伏情况，并考虑到学校等重要建筑物的抗震设防特殊性，在城北中学西、东两侧分别布设了SML1和SML2两条测线，其中SML1测线位于石棉县
城北中学西侧， SML2测线位于城北中学东侧偏南，两测线均为北东走向．此外，SML3测线位于新桥桥头以东，广元村以西， SML4测线位于石棉县城南民族中
学西北侧． 4条浅层地震勘探测线的具体位置如图1所示．
1.2 观测系统设计
根据区域地质资料，石棉县城区域地表起伏变化大，第四系覆盖层厚度差异大，城区周边山脉纵横，城区内大渡河与南桠河交汇，地势低洼地带均为河流冲积阶地，为粉砂或砂质黏土所覆盖，边界构造复杂，多出露强风化的花岗岩，区内断层交错，断层类型复杂多样，这对浅层地震勘探提出了更高的要求．因此，在观测系统设计中，通过野外现场踏勘和技术分析，采用人工夯击小能量激发、小偏移距(9—21 m)、短排列(48道)接收的12次覆盖的高覆盖次数观测系统，观测系统采用的道间距为2 m(即CDP间距为1 m)，炮间距为4 m，以便压制激发源附近的强烈干扰波，提高信噪比，确保勘探成果的可靠性和高分辨率(王庆海，徐明才， 1991)．
1.3 探测设备和数据采集
本研究选用高精度、低噪声、大动态范围的德国DMT公司制造的SUMMIT-II 型高分辨率数字地震仪采集数据．该地震仪与常规的地震仪相比，动态范围大，不易引起波形畸变，具有模拟带通滤波、低通滤波功能以及假频抑制功能，尤其是排列长度和道距可以根据实际勘探目标随意改变，分布式设计使其在野外操作更为方便灵活．
地震波激发所采用的震源为60 kg夯击钢板，地震波接收使用国产CDJ-100型高频高灵敏度的垂直检波器；采样间隔为0.25 ms，每道为2048个数据采样点，记录长度为512 ms， 48道接收， 50 Hz陷波， 35 Hz低切滤波．
在正式采集数据前首先进行现场数据采集试验和干扰波调查试验，通过分析测区干扰波的运动学和动力学特征，最终确定最佳数据采集参数．本次浅层高分辨率地震勘探采用短排列、小道距的接收方式(王振东， 1988)，数据采集始终严格按照《浅层地震勘探工作规范》(中国地震局震害防御司， 2009)执行，取得了较高
质量的第一手野外资料．野外地震勘探测线的有关参数详见表1．
1.4 数据处理
数据资料处理采用加拿大Geogiga软件技术公司的反射地震数据处理软件包Geogiga Seismic Pro6.0．根据浅层反射地震勘探数据处理的经验，结合此次勘探的具体环境、测区地质构造特征、现场地震记录特点以及室内对各种处理流程的试验，设计了如图2所示的数据基本处理流程．最终用于地质解释的高分辨率地震反射时间剖面，则由野外采集的单炮数据经图2所示的流程处理得到．
由于测区高、低频随机干扰噪声严重，首先采用15—90 Hz带宽的巴特沃斯(Buttworth)滤波器进行一维带通滤波，对于与有效波频率范围重叠的规则干扰波(如声波、面波等)则据视速度差异采用二维f-k滤波来压制．在进行水平叠加之
前对各测线分别进行低速带和初至折射静校正处理，在动校正处理后采用5次高
斯迭代法进行剩余静校正处理，并在水平叠加之后采用预测子波反褶积和谱白化
处理，以提高地震资料的分辨率．
速度参数在地震数据处理和解释中非常重要，动校正准确与否关键在于动校正的
速度是否准确(王庆海，徐明才， 1991；何正勤等， 2007， 2013)．为了合理
地拾取叠加速度，本文采用速度谱方法拾取叠加速度，同时保证在浅层拾取的速度间隔尽可能地小，减少因多次反射和折射波所造成的影响．
经过上述数据处理之后即可得到水平叠加时间剖面．通过时间剖面上的波组对比，可以确定反射层的构造形态及可能存在的断层状况．
反射时间剖面上的反射波组反映的是地下地层介质的物性差异，为了得到能用于
地质分析和解释的结果，还需把时间剖面转换成深度剖面．通过反射波资料处理时获得叠加速度资料和时间剖面上不同界面反射波的双程垂直到时，由迪克斯公
式求得不同地层反射界面，并通过速度转换公式得到地下各层的平均速度参数(俞受朋， 1993)．各时间剖面通过波组对比，并利用近炮点资料和速度分析的速度
参数进行时深转换，从而得到深度域的反射地震剖面．
在收集与本研究相关地质、钻探资料的基础上，结合本次地震勘探资料分析，对石棉城区内的4条地震时间剖面进行覆盖层分层，并确定隐伏断裂的分布、性质以及对错断地层进行解释．根据各测线的地震时间剖面，进行有效反射相位对比和同相轴追踪，其重点是基岩面反射相位的连续追踪，其次是对覆盖层内反射层位的对比分析，并且力求反射相位的追踪连续和反射层位的对比分析准确．在以上相位划定的基础上，根据叠加速度由迪克斯公式转换成各层平均速度资料进行时深转换，再结合地质资料分析，绘制各测线的深度解释剖面图．为了对时间剖面中的反射波组进行尽可能合理的地质解释，收集了17个钻孔的资料，孔深均达到基岩深度，为地震层序的划分和地质解释提供了可靠的数据支持．
2.1 时间剖面分析
根据时间剖面图中反射波组的振幅、频率、连续性、波形特征及其相对变化，在所得到的4条时间剖面(图4—8)上可以看到，双程反射时间为40—100 ms范围内均存在一组反射能量最强、频率稳定且在整个剖面上均能追踪到的标志性波组，即基岩顶面的反射波组；其上面近似与该波组平行、能量横向变化较大、有缓状起伏的反射波组是强风化壳上界面的反射．在解释的深度剖面中，地层岩性则是根据区域地质资料和钻孔资料所推断．
2.1.1 SML1测线地震剖面
SML1测线呈“L”型，位于石棉县城北中学操场院墙西侧和南侧，由北东向和近东西向两段组成，全长186 m， CDP编号由东南向东北再向西南递增， CDP 间距为1 m，其具体位置如图3所示．布设该测线的目的在于探测城北中学附近石棉断裂东支的具体展布以及下方基岩面的埋深和起伏变化，确定附近地层变化情况和浅层速度结构．
SML1测线的时间剖面和深度剖面如图4所示，可以看出，地震时间剖面(图4a)
中存在的强能量的标志性反射界面为基岩顶面，该基岩面起伏较大，横向非均匀性明显．从剖面东南端至CDP 100，波组连续，界面平坦； CDP 114—160段，反射波组能量逐渐削弱，基岩面稍有抬升，测线基岩面总体趋势由北东段的50
m向西北段逐渐减薄至40 m左右；CDP 100—105段附近出现了波组反射凌乱，反射波同相轴出现多组且波组出现错断，判定为断层标志，结合地质地貌调查结果，初步推测该断点为石棉断裂东支由北东向南西延伸时在该地震剖面上的显示．由于地表地质调查未发现该断层在地表出露，根据深度剖面(图4b)进一步分析可得其上断点埋深约为38 m，表明石棉断裂东支沿城北中学操场南侧以隐伏的形式经过，与SML1测线第一段呈斜交北西走向，上断点位于第四系全新世地层内．
2.1.2 SML2测线地震剖面
SML2测线是为补充SML1测线，追踪城北中学附近下方基岩面向西北方向延伸
变化而布设，位于城北中学东侧，走向北东，全长338 m， CDP编号由东北向西南递增， CDP间距为1 m，具体位置如图3所示．布设该测线的目的在于进
一步追踪城北中学下方基岩面的埋深及其起伏变化，确定地层变化情况和浅层速
度结构以及是否有断层穿过该区域，进一步确定石棉隐伏断裂东支向南西方向的
延伸和走向．
SML2测线的时间剖面和深度剖面如图5所示，可以看出，地震时间剖面(图5a)中存在的强能量标志性反射界面是基岩顶面，该基岩面起伏不大，但横向非均匀性明显．从该剖面东北端起点至CDP 32附近，基岩面埋深约为50 m，波组连续，界面平坦； CDP 32—37段，出现了反射波组分叉和反射波同相轴增加，
初步推测为石棉东支断裂在该测线上的显示； CDP 38—175段，基岩顶面微下沉； CDP 175—270段，反射波组能量逐渐增强，基岩面逐渐抬升，测线基岩
面总体趋势由西南段的约50 m向西北段逐渐减薄至40 m左右．
2.1.3 SML3测线地震剖面
SML3测线位于城南桥头民族中学新桥桥头，广元村以西，具体位置如图6所示．该测线从南桠河新桥头开始布设，向东延伸，走向正东，全长140 m，CDP编号由西向东递增， CDP间距为1 m．
SML3测线的时间剖面和深度剖面如图7所示，可以看出，地震时间剖面(图7a)中存在的强能量标志性反射界面为基岩顶面，该基岩面起伏不大，横向非均匀性不明显．从剖面西端至CDP 5处，波组连续，界面较为平坦； CDP 53—55段，反射波组错断，同相轴分叉为几个波组，判定可能为石棉断裂东支在该剖面上的断层标志，因此推测可能为第四系内部小规模隐伏断层．经时深转换后的深度域剖面(图7b)反映出该剖面的基岩面深度约为95 m．
2.1.4 SML4测线地震剖面
SML4测线位于城南民族中学西北，场地内地势平坦，测线紧靠西侧山根，表层多为填土及强风化花岗岩所覆盖，地层波阻抗差异较小，给浅层地震勘探带来了许多技术上的挑战，加之场地内人工设施较多，测线布设较为困难，最后根据场地具体情况，沿着山根小机耕路布设，其具体位置如图6所示．该测线由北西向南东延伸，全长392 m， CDP编号由北向南递增， CDP间距为1 m．
SML4测线的时间剖面和深度剖面如图8所示，可以看出：地震时间剖面(图8a)中存在多组强能量标志性反射界面，该剖面的地层起伏较小，横向非均匀性不明显；但在CDP 30处, 同相轴明显错断并伴随有波组增减，因此初步判断为石棉
断裂东支在该测线的断层标志；此外，该剖面反射波组凌乱，可能与强风化花岗岩壳对地震波衰减吸收有关，该区域出露的强风化花岗岩整体阻抗差异不明显，
横向变化较大，因此反射波组不够连续．
2.2 综合解释
根据已有区域地质地层资料，参考该区域钻孔资料，石棉县城北部的SML1和
SML2这两条地震测线的剖面揭示了城北中学下方普遍存在一个明显而连续的反射界面，双程时间约为60—150 ms不等，故推测该界面是埋深约为15—60 m深浅不等的早更新世底界与上新世晚期顶界的第四系分界面；石棉县城南部的
SML3和SML4两条测线的剖面也存在另一个明显但连续较差的反射界面，双程
时间约为50—80 ms不等，该界面可能是埋深约为50—90 m的晚更新世地层
底界面．
图9给出了石棉县城浅层地震探测获得的隐伏活动断裂及其断点分布图，综合地
质地貌调查、钻探和浅层地震勘探结果可知，石棉断裂(亦称安宁河断裂北段)分
为东、西两支．浅层反射地震探测所布设的4条测线主要是针对石棉断裂东支在县城内的展布情况，探测结果表明，由西北向东南的4条测线均与石棉断裂东支交叉，在地震剖面上相应的位置均有反射波组增减和同相轴反射凌乱的断层标志
显示，由此推断石棉断裂东支在石棉城区内基本沿南桠河由北西向南东方向展布，断裂附近第四纪厚度基本为45—75 m上下，局部超过90 m．断裂的上断点埋
深均位于第四纪的全新世地层内，位于断层上的钻孔揭露出未完全固结的断层物质，由此推测石棉断裂东支在该区域内显示为全新世的隐伏活动断裂．
本研究在四川省石棉县城区的浅层地震探测中所完成的4条浅层地震勘探测线长
为1260 m，分别获得了相应的地震时间剖面和经时深转换后的深度域地震反射
剖面，在此基础上初步确定了石棉城区内的覆盖层厚度和可能存在的隐伏断层展
布情况．
位于石棉县城北部的SML1和SML2两条地震反射剖面普遍存在一个明显且连续
的反射界面，结合区域地质资料推测该界面为埋深约15—60 m深浅不等的早更
新世底界与上新世晚期顶界的第四系分界面；石棉县城区以南的SML3和SML4
两条地震反射剖面也同样存在另一个明显但连续性较差的反射界面，推测该界面
为埋深约40 m的晚更新世底界面．
所布设的4条测线SML1—SML4均与地质上所推测的石棉隐伏断裂东支正交(如
图9所示)， 4条地震反射剖面与推测断层相交位置均有断层标志显示，浅层地震反射资料所揭示的石棉隐伏断裂东支的断点位置和断层规模与钻孔资料相吻合．结合区域地质资料和钻孔资料推断出石棉隐伏断裂东支在石棉县城内沿南桠
河由北西向南东方向展布，第四系覆盖层厚度为45—75 m，钻孔揭示有未固结的断层物质，表明该断裂是一条全新世的隐伏活动断裂．
由于本次探测的测线均较短，受限于震源能量，探测深度较浅，缺乏对基岩面以下断层结构的揭示，部分测线正好是测线两端与断层交叉，达不到满覆盖次数，无法准确判断石棉隐伏断裂东支向下的延伸情况，使得对该断裂的探测并不全面，且由于缺乏断层相应的内部地质测年资料，具体断层性质、最新活动时代和活动程度等尚需进一步开展工作，结合区域地质资料来分析解释．
陈长云, 何宏林. 2008. 大凉山地区新生代地壳缩短及其构造意义[J]. 地震地质,
32(2): 443--453.
Chen C Y, He H L. 2008. Crust shortening of Daliangshan tectonic zone in Cenozoic era and its implication[J]. Seis-mology and Geology, 32(2): 443--453 (in Chinese).
邓起东, 张培震, 冉勇康, 杨晓平, 闵伟, 楚全芝. 2002. 中国活动构造基本特征[J]. 中国科学： D辑, 32(12): 1020--1030.
Deng Q D, Zhang P Z, Ran Y K, Yang X P, Min W, Chu Q Z. 2003. Basic characteristics of active tectonics of China[J]. Science in China: Series D,
46(4): 356--372.
邓起东, 高翔, 陈桂华, 杨虎. 2010. 青藏高原昆仑-汶川地震系列与巴颜喀喇断块的
最新活动[J]. 地学前缘, 17(5): 163--178.
Deng Q D, Gao X, Chen G H, Yang H. 2010. Recent tectonic activity of
Bayankala fault-block and the Kunlun-Wenchuan earthquake series of the Tibetan Plateau[J]. Earth Science Frontiers, 17(5): 163--178 (in Chinese).
何宏林, 池田安隆. 2007. 安宁河断裂带晚第四纪运动特征及模式的讨论[J]. 地震学报, 29(5): 537--548.
He H L, Ikeda Y. 2007. Faulting on the Anninghe fault zone, southwest China in Late Quaternary and its movement model[J]. Acta Seismologica Sinica, 29(5): 537--548 (in Chinese).
何宏林, 池田安隆, 何玉林, 东乡正美, 陈杰, 陈长云, 田力正好, 越後智雄, 冈田真介. 2008. 新生的大凉山断裂带：鲜水河—小江断裂系中段的裁弯取直[J]. 中国科学:
D辑, 38(5): 564--574.
He H L, Ikeda Y, He Y L, Togo M, Chen J, Chen C Y, Tajikara M, Echigo T, Okada S. 2008. Newly-generated Daliangshan fault zone: Shortcutting on the central section of Xianshuihe-Xiaojiang fault system[J]. Science in China: Series D, 51(9): 1248--1258.
何正勤, 陈宇坤, 叶太兰, 王向东, 王辉, 贾辉. 2007. 浅层地震勘探在沿海地区隐伏
断层探测中的应用[J]. 地震地质, 29(2): 363--372.
He Z Q, Chen Y K, Ye T L, Wang X D, Wang H, Jia H. 2007. Application of shallow seismic exploration in detection of buried fault in coastal areas[J]. Seismology and Geology, 29(2): 363--372 (in Chinese).
何正勤, 安好收, 沈坤, 鲁来玉, 胡刚, 叶太兰. 2013. 用地震反射法对玉溪盆地普渡
河断裂的探测[J]. 地震学报, 35(6): 836--847.
He Z Q, An H S, Shen K, Lu L Y, Hu G, Ye T L. 2013. Detection of Puduhe fault in Yuxi basin of Yunnan by seismic reflection method[J]. Acta Seismologica Sinica, 35(6): 836--847 (in Chinese).
冉勇康, 陈立春, 程建武, 宫会玲. 2008. 安宁河断裂冕宁以北晚第四纪地表变形与强震破裂行为[J]. 中国科学: D辑, 38(5): 543--554.
Ran Y K, Chen L C, Cheng J W, Gong H L. 2008. Late Quaternary surface deformation and rupture behavior of strong earthquake on the segment north of Mianning of the Anninghe fault[J]. Science in China: Series D, 51(9): 1224--1237.
申旭辉, 陈正位, 许任德, 张宁. 2000. 大凉山活动构造带晚新生代变形特征与位移规模[J]. 地震地质, 22(3): 232--238.
Shen X H, Chen Z W, Xu R D, Zhang N. 2000. Deformation characteristics and displacement amount of the Liangshan active fault zone in Late Cenozoic Era[J]. Seismology and Geology, 22(3): 232--238 (in Chinese). 王振东. 1988. 浅层地震勘探应用技术[M]. 北京: 地质出版社: 1--296.
Wang Z D. 1988. Shallow Seismic Exploration Technology[M]. Beijing: Geological Publishing House: 1--296 (in Chinese).
王庆海, 徐明才. 1991. 抗干扰高分辨率浅层地震勘探[M]. 北京: 地质出版社: 1--427.
Wang Q H, Xu M C. 1991. Anti-Interference High Resolution Shallow Seismic Exploration[M]. Beijing: Geological Publishing House: 1--427 (in Chinese).
闻学泽, 范军, 易桂喜, 邓一唯, 龙锋. 2008. 川西安宁河断裂上的地震空区[J]. 中国科学: D辑, 38(7): 797--807.
Wen X Z, Fan J, Yi G X, Deng Y W, Long F. 2008. A seismic gap on the Anninghe fault in western Sichuan, China[J]. Science in China: Series D, 51(10): 1375--1387.
易桂喜, 闻学泽, 范军, 王思维. 2004. 由地震活动参数分析安宁河—则木河断裂带的现今活动习性及地震危险性[J]. 地震学报, 26(3): 294--303.
Yi G X, Wen X Z, Fan J, Wang S W. 2004. Assessing current faulting behaviors and seismic risk of the Anninghe-Zemuhe fault zone from seismicity parameters[J]. Acta Seismologica Sinica, 26(3): 294--303 (in Chinese).
俞受朋. 1993. 高分辨率地震勘探[M]. 北京: 石油工业出版社: 1--189.
Yu S P. 1993. High Resolution Seismic Exploration[M]. Beijing: Petroleum Industry Press: 1--189 (in Chinese).
喻安光. 2000. 四川石棉—冕宁地区之伸展构造[J]. 中国区域地质, 19(1): 20--25. Yu A G. 2000. Extensional tectonics in Shimian-Mianning district, Sichuan[J]. Regional Geology of China, 19(1): 20--25 (in Chinese).
中国地震局震害防御司. 2009. DB/T 15—2009 活动断层探测[S]. 北京: 中国标准出版社: 1--21.
Department of Earthquake Disaster Prevention, China Earthquake Administration. 2009. DB/T 15--2009 Surveying and Prospecting of Active Fault[S]. Beijing: Standards Press of China: 1--21 (in Chinese).
Hawman R B, Clippard J E， Prosser C L. 2000. Shallow seismic reflection profiling over the Brevard zone, South Carolina[J]. Geophysics, 65(5): 1388--1401.
Wang E, Burchfiel B C, Royden L H, Chen L Z, Chen J S, Li W X, Chen Z L. 1998. Late Cenozoic Xianshuihe-Xiaojiang, Red River, and Dali fault systems of southwestern Sichuan and central Yunnan, China[J]. Geol Soc Am Spec Papers, 327: 1--108.。