2019, Vol. 62
2. 云南省地震局, 昆明 650224;
3. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
4. 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京 100049
2. Yunnan Earthquake Agency, Kunming 650224, China;
3. Institutions of Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
西太平洋板块向欧亚大陆板块俯冲(常称为日本俯冲带)经日本海沟向东插入中国东北大陆下方约600 km深度(Gudmundsson and Sambridge, 1998)并达到中国东北的珲春附近，造成东北地区深源地震活动频繁发生(张立敏和唐晓明, 1983; 孙文斌和和跃时, 2004).中国东北地区作为世界仅有的发生深源地震的两个大陆地区之一，是研究板块俯冲与深源地震的理想场所.地震学中将震源深度超过300 km的地震称为深源地震，而深源地震与板块俯冲、火山活动、浅震(震源深度小于70 km)的发生等有着密不可分的关系(干微等, 2012).与浅震一样，深震的震源模型亦主要为双力偶剪切源(Houston, 2015)，虽然其非双力偶CLVD成分的数量更多(Frohlich, 1995; 李圣强等, 2013).但截至于目前，对深震的成因机制仍有着多种不同的认识(Chen and Wen, 2015；Houston, 2015; Liu and Zhang, 2015).
深震与浅震最明显的区别是，深震的余震数量很少(Frohlich, 1987; Wiens and Gilbert, 1996)，在相同的地震震级情况下，深震的余震数量比浅震的要少1个数量级或更多(Wiens et al., 1997).此外，不同深源地震区的地震余震活动量是不同的，统计分析表明显著的深震余震活动只出现在较冷的俯冲带(Wiens and Gilbert, 1996)，如汤加和马里亚纳深源地震区(Wiens and Gilbert, 1996; Wu and Chen, 1999)，而在一些相对较热的俯冲板片如南美的玻利维亚深震区及日本俯冲带的深源地震余震很少甚至基本没有余震活动(Wiens and Gilbert, 1996; 段永红, 2005).但是，也有研究(Wiens et al., 1997)认为深源地震的余震很少甚至基本没有也有可能是由于台站分布稀少造成的漏检.准确的震源位置是探讨地震发生机理的基本前提，Wiens等(1993)通过深源地震重定位发现汤加俯冲带下方350~460 km深度范围内的“双震带”，Iidaka和Furukawa(1994)利用重定位后的深震震源也发现在日本伊豆—小笠原地区300~400 km深度范围内存在“双震带”，这些研究为相变断层作用(Transformational Faulting)作为深源地震可能的成因机制之一提供了重要科学依据.
鉴于深震的余震活动对理解深源地震成因机制的重要性(Kirby et al., 1996; Houston, 2015)，本研究利用在中国东北深震区上方密集布设的探测深俯冲的中国东北地震台阵NECsaids(NorthEast China Seismic Array to Investigate Deep Subduction; Wang et al., 2016)和区域固定地震台多年的观测记录，采用Match & Locate(Zhang and Wen, 2015)和Matched Filter方法(Gibbons and Ringdal, 2006; Shelly et al., 2006)来检测东北及邻近地区深震发生前后是否有相关的前震或余震活动，以排除Wiens等(1997)提到的因地震台分布有限而检测不到研究区深源地震的余震活动问题.此外，本文还收集整理了1966至2017年国际地震中心ISC(International Seismological Centre, http://www.isc.ac.uk)给出大量的东北地区深源地震观测报告数据，结合NECsaids台阵2010至2014年的深震记录数据进行双差地震定位，在综合重定位后的深震震源位置、地震活动性及前人大量研究工作的基础上，对东北地区深源地震的可能成因机制做了初步探讨.
1 东北深震波形数据与地震波形匹配检测方法根据ISC给出的地震目录，得到NECsaids流动台阵观测期间(2010年8月至2014年12月)中国东北及周边地区震源深度超过100 km的深源地震29次(表 1)，其中震级最大的地震为2013年4月5日发生的M6.1地震，震源深度为571 km；震级最小的地震为2012年3月14日和2012年7月21日发生的两次M2.7地震，震源深度分别为426 km和571 km(图 1).除了2次中源地震震源深度在150 km左右，其他27次地震震源深度均超过400 km，并且从东向西逐渐增加，在中国延吉地区下方最深深度达到近600 km，震源在深度方向上呈现出典型的俯冲带地震的分布特征(图 1b)，对应日本俯冲带的俯冲前端部分.而这些深震几乎都属于孤立型的地震，仅2013年4月5日M6.1地震发生一天后(2013年4月6日)在震源附近又发生一次M5.4地震，但自此之后的几天之内就没有更小的地震事件发生，我们尚不清楚这是由于震源深度太深或尾波干扰，以至于更小的地震事件的波形信噪比较低而无法被检测到，还是因为日本俯冲带地区深源地震的发震机制与浅源地震有所不同而致.
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表 1 ISC给出的东北地区深震目录(2010-08—2014-12) Table 1 Catalogue of deep earthquakes from the ISC (2010-08—2014-12) |
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图 1 台站分布及东北深震(2010-08—2014-12)震源 (a)台站分布及深震震中，红色圆圈为深震震源，紫色圆圈为两次震源深度为150 km左右的中源地震，蓝色三角形为NECsaids流动台阵，绿色正方形为中国地震台网固定地震台；(b)沿经度方向的震源深度分布，5次M≥5.0的地震矩张量解根据Global CMT(http://www.globalcmt.org/)绘制；(c)红色方框为研究区，蓝色倒立三角形为双差定位(Waldhauser and Ellsworth, 2000)数据中用到的地震台站. Fig. 1 Map showing distribution of deep earthquakes (2010-08—2014-12) and seismic stations in Northeast China (a) Distribution of epicenters reported by the ISC. Red circles are earthquakes deeper than 300 km, the two purple circles are earthquakes with focal depth about 150 km, the blue triangles and green squares are seismic stations of NECsaids Array and Jilin and Heilongjiang Seismic Networks, respectively; (b) Cross-section of earthquake distribution along longitude. The gCMT (http://www.globalcmt.org/) moment tensor of M≥5.0 earthquakes are plotted with lines connected to their hypocenters; (c) The red box indicates the Northeast China area and the blue inverted triangles indicate seismic stations used in DD relocation. |
除中国东北深震区周边的珲春台(HCT)、延边台(YNB)、敦化(DHT)和牡丹江台(MDJ)等固定地震台站记录到的高质量深震波形外，2010年7月底至2014年12月期间我们陆续在东北深震区周边布设的由约60个宽频带地震台组成的NECsaids流动地震台阵(图 1a中蓝色三角形；Wang et al., 2016)，在观测期间也记录到了信噪比较高、质量良好的深源地震波形数据，这些数据为深震前后的小震活动的检测提供了良好基础.
我们根据表 1的地震目录，挑选了NECsaids流动台阵和珲春、延吉、敦化等部分固定台站记录到波形质量较好的事件波形作为模板波形，其中图 2示意给出了2012年3月14日M2.7和2013年10月15日M3.2这两次较小的深源地震三分量波形，表明NECsaids台阵记录波形具有较高的数据质量.
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图 2 两次较小地震事件的部分模板波形 （a）2012-03-14发生的M2.7地震事件；（b）2013-10-15发生的M3.2地震事件.0时刻为两次地震的发震时刻，模板波形已经根据P波到时（灰色虚线箭头）对齐，中间标示了所记录的ENO6和NS07流动台与HCT固定台的名称（台站.分量）. Fig. 2 Seismic waveforms of two template earthquakes (a)2012-03-14 M2.7 earthquake; (b)2013-10-15 M3.2 earthquake. The origin time of each event is marked as "0" and the waveforms are aligned with P phase(gray dashed vectors), the stations (EN06, NSO7 and HCT)with their channels are listed in the middle panel. |
近年来被广泛应用的Matched Filter方法(Gibbons and Ringdal, 2006; Shelly et al., 2006)，通过对模板地震波形和连续波形进行互相关叠加，利用已知地震事件来检测微小地震事件，并根据所有台站分量中参考震相的振幅比中位数来确定地震震级(Peng and Zhao, 2009; Meng et al., 2013).Zhang和Wen(2015)发展的Match & Locate(M&L)和Matched Filter方法基本类似，但不同的是，M&L方法在进行互相关叠加之前首先会对模板事件周围的三维空间进行网格搜索，计算模板和被检测地震事件每个可能位置之间的走时差，然后按照走时差对互相关波形进行走时校正和叠加，叠加波形互相关最大值对应的格点位置即为被检测的地震事件的震源位置，这样既可以检测到微小地震，又可以对所检测到的地震事件进行高精度的定位(Wen, 2006; Wen and Long, 2010; Zhang and Wen, 2013, 2015).
2 深震的波形匹配检测 2.1 目录地震事件的M&L自检测我们以表 1所列深震事件波形作为模板，采用M&L方法来检测模板事件发生前后是否有波形相似的深震(也许是前震或余震)发生.我们先挑选质量较好的地震波形，将波形在2~8 Hz频率范围内进行滤波，并选取拥有最大振幅的震相作为参考震相，考虑到深源地震P波振幅远大于S波振幅的特征，本研究采用P波到时前1 s至后3 s的时间窗作为模板波形.检测中用到的P波到时，是参考TauP程序包(Crotwell et al., 1999)基于全球一维速度模型IASP91(Kennett and Engdahl, 1991)计算的震相理论走时手动拾取的.
M&L检测中，我们首先将经过预处理的模板波形和相应的连续波形进行滑动互相关分析，得到每个台站每个分量的互相关函数；然后将模板事件周围空间(经度和纬度±0.04°，深度±4 km)进行网格化(经纬度网格间隔为0.01°，深度间隔为1 km)，计算被检测地震每个可能的位置(格点)与模板事件震源位置之间的参考震相(本文为P波)到同一台站的走时差，并按此走时差进行互相关波形叠加；最后计算叠加后的互相关波形平均相关系数(CC)和信噪比(SNR)，当平均相关系数和信噪比超过设定阈值时，则认为成功检测到一次与模板事件空间距离接近、震源机制相似的地震事件，对应的格点位置(经度、纬度和深度)就是检测事件的震源位置，并根据检测事件和模板事件参考震相的振幅比来确定震级.
为了确定平均相关系数和信噪比的阈值，我们通过29次模板事件的自相关波形来估计平均相关系数的背景值，得到的平均相关系数背景值为0.03.按照Zhang和Wen(2015)的阈值设定方法，当最大相关系数大于9倍的平均相关系数背景值时(CCmax≥ 0.27)，只用相关系数阈值作为判断；当最大相关系数大于7倍但小于9倍平均相关系数背景值(0.21≤CCmax≤0.27)时，相关系数阈值和信噪比阈值(SNR≥8)约束同时运用.
为验证M&L方法检测深震活动的可靠性及准确性，我们对29次地震事件分别进行自检，最后成功检测到27次地震事件(表 1)，图 3给出了2013年4月6日的M5.4地震的在各个方向上的叠加互相关波形(图 3a—c)及模板波形和连续波形的对比图(图 3d)，叠加后的互相关波形在经度、纬度和深度三个方向上均呈现出震源距离与最大互相关系数的负相关，即当距离震源“真实位置”(模板事件的观测报告位置)越近时，最大互相关系数(CCmax)越大，并且在“真实位置”上的最大互相关系数均为1.0000，检测事件和模板事件的空间位置重合.此外，在震源的“真实位置”上，模板波形(红色)和连续波形(灰色)完全匹配，互相关系数也等于或接近1.0000.少数地震经M&L方法自检得到的震源位置与初始位置有微小差别，经分析认为可能是由于震级较小导致台站方位角覆盖较差，且发震时刻与震源位置之间的耦合导致了震源位置反演的多解性.
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图 3 M&L对2013-04-06地震事件的自相关叠加波形及波形对比图 (a)纬度和深度保持不变，经度在130.9833°E—131.0633°E的范围内变化；(b)经度和深度保持不变，纬度在42.7019°N—42.7819°N的范围内变化；(c)经度和纬度保持不变，深度在566~574 km的范围内变化.红色波形事件范围为-3~3 s，左侧标出各变量大小，右侧标出自相关叠加波形的最大值; (d)红色波形表示模板波形，灰色波形为待检测连续波形.图上方给出了检测的相关系数和信噪比，下方为波形起始时刻，左侧表示台站名称，右侧表示相关系数. Fig. 3 Stacked CC and comparison between template and continuous waveforms in self-detection of the earthquake on 2013-04-06 (a) The latitude and depth are fixed, and the longitude varies within 130.9833°E—131.0633°E; (b) The longitude and depth are fixed and the latitude varies within 42.7019°N—42.7819°N; (c) The latitude and longitude are fixed and the depth varies within 566~574 km; (d) The red and gray curves are template and continuous waveforms, respectively. The Max. CC and SNR are listed in the header, name of template waveform and corresponding CC are listed in the left and right. |
表 1中所列的2012年8月18日和2012年10月26日两次M3.2中源地震(震源深度分别为146 km和133 km)未能被用于M&L自检测，原因是我们仔细检查这两次事件发生时段前后的波形时，发现流动台和固定台站均未能记录到明显的地震波形(如图 4中红色部分波形)，也即没有可用的模板波形，并且我们在ISC网站(http://www.isc.ac.uk)搜索这两次地震事件的震相记录，发现只有位于奥地利的全面禁止核试验条约组织(CTBTO)的国际数据中心(IDC，International Data Centre，http://www.ctbto.org/)给出了这两次事件相关的数据，而距离震源更近的中国地震台网中心(CENC)和其他机构都没有给出这两次事件的任何信息.
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图 4 两次未检测成功的事件(2012-08-18和2012-10-26)的部分记录波形 图中红色部分波形为理论P波和S波到达的部分波形, 右侧为台站及分量名称. Fig. 4 Waveforms for the undetected 2012-08-18 M3.2 and 2012-10-26 M3.2 events The red waveforms are supposed to contain synthetic P and S phases, station and channel names are listed on the right. |
在自检成功的27次深震中，发震时刻和震源位置距离最近的两次地震是2013年4月5日M6.1地震和6日的M5.4地震，其震源距离不超过5 km，落在M&L方法可检测的模板事件约10 km范围内(Zhang and Wen, 2015)，因此我们采用M&L方法对这两次深震进行互相检测分析，以进一步验证M&L方法检测深震的可靠性.检测流程是分别以2013年4月5日M6.1地震和2013年4月6日M5.4地震为模板事件，对包含另一地震事件的连续波形数据进行M&L分析.图 5给出了以M5.4地震为模板事件在三个方向上的叠加互相关波形，相应互相关波形的最大值均超出设定的相关系数阈值，所对应的震源位置与模板事件虽有一定偏差，但其搜索结果与表 1所列目标事件相应的经度、纬度和深度相差分别在0.04°、0.01°和4 km范围之内.对比两次地震的模板波形(红色)和连续波形(灰色)，发现这两次地震在同一台站的记录波形确实具有一定的相似性(图 5d).
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图 5 M&L对2013-04-05地震事件的互相关叠加波形及波形对比图 模板事件为2013-04-06发生的地震. (a)纬度和深度保持不变，经度在130.9833°E—131.0633°E的范围内变化；(b)经度和深度保持不变，纬度在42.7019°N—42.7819°N的范围内变化；(c)经度和纬度保持不变，深度在566~574 km的范围内变化.红色波形事件范围为-3~3 s，左侧标出各变量大小，右侧标出自相关叠加波形的最大值；(d)红色波形表示2013-04-06事件模板波形，灰色波形为待检测连续波形(2013-04-05)，图上方给出了检测的相关系数和信噪比，下方为波形起始时刻，左侧表示台站名称，右侧表示相关系数. Fig. 5 Stacked CC and comparison between template and continuous waveforms in M&L detection The 2013-04-06 M5.4 earthquake is selected as template event. (a) The latitude and depth are fixed, and the longitude varies within 130.9833°E—131.0633°E; (b) The longitude and depth are fixed and the latitude varies within 42.7019°N—42.7819°N; (c) The latitude and longitude are fixed and the depth varies within 566~574 km; (d) The red and gray curves are template and continuous waveforms, respectively. |
按照上述方法和步骤，将成功自检出的27次深源地震作为模板事件，利用M&L方法分别对这些模板事件发震日期前5天和后7天的连续波形进行了扫描分析，但令人遗憾的是除了模板地震事件外，在给定的相关系数和信噪比检测阈值下没能从连续波形中检测出与模板事件匹配的地震事件.我们对2013年4月5日M6.1地震前后连续波形的直接观察也表明，在该地震发生前后除2013-04-06深震外确实不存在前震或者余震活动.
为了验证M&L方法的分析结果，我们还采用微震检测中广泛应用的Matched Filter方法(Peng and Zhao, 2009; Meng et al., 2013; Meng and Peng, 2014, 2016; Wang et al., 2015)进行了检测.但同样地，除了能够自检到模板事件，该方法也没有检测出模板事件有前震或者余震发生.段永红(2005)对在镜泊湖地区(参见图 1)布设的16台宽频带流动地震仪期间记录到的2002年6月29日汪清M7.3深震(深度565 km)和9月15日穆棱M6.2深震(深度586 km)前后的波形记录，分析地震发生后两个多月的连续波形也没有发现余震记录信号，与我们利用M&L和Matched Filter方法在相同区域的检测结果一致.
3 深源地震的精定位精确地确定深震的震源位置是研究深震发生机理的基础.为此，我们对东北地区自1965年至2017年以来共216次深源地震(包含M&L检测中的27次深源地震)进行了双差重定位.我们收集整理了ISC网站给出的这216次深源地震的P、S波走时数据及相应台站的经纬度参数(图 1c)，及吉林、黑龙江地震台网(图 1a)给出的相关台站记录的震相观测数据，并手动拾取了NECsaids流动台阵记录到的27次深震波形的P、S波震相到时，最后分别得到了23570条P波和6653条S波的走时数据.由于增加了ISC目录中没有的NECsaids流动台阵和吉林、黑龙江固定台的震相走时数据，对于2010年以后NECsaids台阵有记录的深震事件，先采用Hyposat6程序(Schweitzer, 2001)对其进行绝对定位，再采用双差定位法进行深震的精定位分析.为保证重定位的稳定性及可靠性，我们使用的记录台站为ISC观测报告中单一台站至少记录到50次深震事件(记录数据丰富在一定程度上意味着对研究区的深震记录质量较好)的台站.考虑到大多数地震的震源深度约为500 km，我们采用IASP91速度模型作为介质模型，定位过程中赋予P波数据1.0的权重，S波数据0.5的权重，采用共轭梯度法(LSQR)进行两轮共20次迭代反演，反演后观测报告走时差均方根误差(RMSCT)平均值由定位前的0.777 s下降为0.095 s，最终得到了176次地震的重定位结果(图 6)，其中25次地震为发生于2010年7月至2014年12月的深源地震(图 6中红色圆圈)，占其总数(M&L检测到的27次)的93%；部分地震事件未能成功重定位，一方面是因其震级较小、记录台站太少且震源附近没有其他地震，无法与其他深震“链接”成地震对(图 6和图 7中绿色圆圈)，另一方面是早期深源地震的震相数据较少而导致其在重定位过程中被舍弃.
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图 6 1965—2017年东北地区深源地震的双差定位 重定位后的震源位置在经度方向上的深度分布，红色圆圈为M&L检测中的25次定位成功的深源地震，灰色圆圈为其他151次双差定位的深源地震，绿色圆圈为双差定位无结果的深源地震，左上子图为震源深度-地震频次分布统计直方图，右上子图为深震b值拟合图. Fig. 6 Double-difference location of deep earthquakes in Northeast China (1965—2017) DD relocated deep earthquakes are distributed along longitudinal direction, the red circles are 25 deep earthquakes used in M&L detection, the gray circles are other 151 deep earthquakes and the green circles are deep earthquakes failed in DD relocation. The top-left inset shows the Focal Depth-Frequency histogram and the top-right inset shows b values of deep earthquakes. |
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图 7 深源地震在西太平洋俯冲板片内部的分布 选取的剖面与Jiang等(2015)相同，圆圈代表的地震与图 6相同.上下虚线分别表示西太平洋俯冲板片的上和下边界，中间的点线区域表示MOW的低速异常区(根据Jiang et al., 2015). Fig. 7 Distribution of deep earthquakes within the West Pacific subduction slab The cross-section is the same as Jiang et al. (2015), circles indicate the same earthquakes in Fig. 6, the dashed lines denote the upper and lower interfaces of the Pacific subduction slab from Jiang et al. (2015), and the middle dotted line zone denote the low-velocity zone most possibly reflects a MOW within the Pacific slab (from Jiang et al., 2015). |
我们对比分析了ISC地震目录、双差重定位结果以及震源深度约束较好的ISC-EHB地震目录(http://www.isc.ac.uk/isc-ehb/, Weston et al., 2018)，双差重定位得到的震源深度与ISC-EHB目录中的震源深度差别基本在0~5 km范围内，而ISC目录中的地震初始震源深度与ISC-EHB目录中的震源深度最大相差约为20 km(表 1)，由于ISC-EHB目录选择的地震事件最大程度上消除了三维速度结构的定位影响、采用了更为丰富的震相数据(尤其是pP、pwP和sP等深度震相)，故ISC-EHB目录中的震源深度更为可靠，表明我们的定位结果具有较高的精度与可靠性.由图 6和图 7，可以很清楚地看到地震事件的震源深度自东约400 km向西约600 km逐渐加深，震源延伸的角度与Huang和Zhao(2006)利用远震体波层析成像以及Jiang等(2015)利用17个精定位深震资料得到的西太平洋板片在410~660 km地幔转换带内的俯冲角度较为一致，并且绝大部分深震震源位置位于俯冲板片中的亚稳态橄榄岩楔形区(Metastable Olivine Wedge, MOW)内部.
前人对全球范围内深源地震的深度-频次分布统计结果(Persh and Houston, 2004; Frohlich, 2006)表明：深源地震的地震频次自300 km开始逐渐增加，在550~600 km深度左右达到最大，大于600 km后地震频次迅速减少.我们统计了176次深源地震在不同深度范围内的地震频次(图 6)，大部分地震(98次)的震源深度大于500 km，且在约550~570 km深度范围内地震频次最高，与Persh和Houston(2004)及Frohlich(2006)的研究结果基本吻合.我们还根据ISC的深震目录利用最小二乘法分别拟合了震源深度大于400 km和500 km时的深源地震b值，分别为0.58和0.52(图 6)，与Zhan(2017)利用GCMT的1977至2016年MW ≤6.5深震目录得到的Japan-Kuril俯冲带地区的b值拟合结果约0.5相当.
4 讨论观测和研究表明，深源地震与浅源地震在震级分布范围、震源-时间函数、震源模型、破裂速度等方面都有相似之处(Frohlich, 1989, 1994; Green and Houston, 1995; Wiens, 2001; 干微等，2012)，但二者在地震学特征上也有不同之处，其中最为明显的区别是深源地震与浅源地震的余震数量.Wiens等(1994)对1960至1994年间全球10次MW>7.0深源地震的Mb≥4.5余震数量统计表明：除了1994年的汤加—斐济MW7.6和玻利维亚MW8.3深震有较多余震外，有3次深震的余震数量不超过5次，另有5次深震没有余震活动记录，其中包括位于西太平洋俯冲带的1970年Okhotsk海MW7.3和1973年日本海MW7.8地震.而对于2013年发生的Okhotsk海MW8.3大地震(深度约609 km)，也只检测出9次余震事件(Ye et al., 2013).我们对东北地区的深源地震M&L检测结果表明，除了2013年4月6日发生的M5.4地震有可能属于2013年4月5日M6.1地震的余震活动外，其余M < 7.0深源地震几乎都没有余震活动，这与Wiens等(Wiens et al., 1994)在临近的Okhotsk海及日本海区域的深源地震活动统计结果一致.并且，我们基于密集的NECsaids流动台阵和固定地震台的联合分析，可以排除Wiens等(Wiens et al., 1997)提到的因地震台分布有限而检测不到研究区的深源地震余震活动问题.
高温高压实验和地球物理观测研究表明，深源地震的发生与板块深俯冲活动及其相伴生的体系密切相关(Wiens et al., 1994; 干微等, 2012; Houston, 2015)，但有关深源地震的成因机制依然存在着争论(Romanowicz, 2018)，目前争论较多的深源地震可能的成因机制主要有三种(参见Frohlich, 2006; Houston, 2015; Li et al., 2018)：脱水脆裂(Dehydration Embrittlement)、橄榄石相变引起的反裂隙断层或相变断层作用(Anticrack/Transformational Faulting in a Metastable Phase)以及热剪切失稳作用(Thermal Shear Instability).由于深源地震的孕震环境、破裂过程极其复杂并且可能是动态变化的，因此不同震源深度、不同地区的深源地震发震机制也可能是不同的.近年来对震级较大的深源地震(MW>6.5)的破裂过程研究表明(Kanamori et al., 1998; Bezada and Humphreys, 2012; Wei et al., 2013; Ye et al., 2013, 2016a; Zhan et al., 2014; Chen and Wen, 2015; Zhan, 2017)，一次震级较大的深源地震可以分为若干次子地震事件(sub-event)破裂，首先在温度较低的位于俯冲板片的MOW成核并开始破裂，由于破裂能量大、速度快，破裂可能会突破MOW以热剪切熔融或热逃逸的方式向外传播，进而激发子事件或余震事件.Zhan(2017)针对不同俯冲区、不同震级范围的深源地震b值的差异，提出了深源地震的“双机制”假设：深源地震在MOW内部只以相变断层作用方式成核并开始破裂，但若破裂突破MOW后就以热剪切熔融或热逃逸的形式向外传播；上述MW>6.5深源地震的破裂过程可用“双机制”假设进行解释.Jiang和Zhao(2011)、Jiang等(2015)分别利用发生在日本俯冲带的78次和17次深源地震高精度的震源位置及高质量的震相走时数据得到的深震震源区P波波速表明MOW确实存在于日本海及中国东北地区下方的俯冲板片内，MOW厚度自约450 km深度处的50 km逐渐减薄至约580 km深度处的几km，并且深震都发生在MOW内.我们的定位结果(图 7)也表明大多数的深震都发生于Jiang等(2015)给出的MOW内或周边区域.此外，Li等(2018)的研究也表明仅靠相变作用无法完全解释深震震源区的各向异性，俯冲板片中的菱镁矿或碳酸盐岩熔融也可能会引起深源地震的发生.上述这些观测研究为Zhan(2017)的深震“双机制”假设提供了很好的依据.
关于东北深震的发震机理，也有学者给出了不同的探索研究结果.张立敏和唐晓明(1983)通过板块俯冲模型计算西太平洋俯冲板块的温度分布，认为西太平洋板块俯冲到东北地区深处发生弹性断裂而产生深源地震.但也有研究认为东北深震与西太平洋板块俯冲无直接关联，如段永红(2005)针对加密布设的镜泊湖流动地震台阵记录到的2002年6月29日汪清7.2级深震和9月15日穆棱6.2级深震，结合接收函数的地幔过渡带叠加成像结果并与国外深震对比分析，推测东北地区的深源地震属于“孤立地震”(Isolated Deep Earthquakes, Lundgren and Giardini, 1994)，并不是板块俯冲的直接结果.最近观测到最显著的可能属于“孤立地震”的深震事件是2015年5月30日发生的Bonin地震(MW7.9)，震源深度约为680 km(Ye et al., 2016a)并超过贝尼奥夫地震带(Wadati-Benioff zone)100 km以上，但波形反演、地震精定位及俯冲板块层析成像等结果表明(Takemura et al., 2016; Ye et al., 2016b; Yang et al., 2017; Zhao et al., 2017)，太平洋俯冲板块与Bonin深源地震的孕育、发生直接关联.而无论是震源机制解(如李圣强等, 2013; Yu et al., 2016)和震源深度分布(参见图 6和图 7; 宁杰远和臧绍先, 1987)，还是各种尺度的成像结果(如Huang and Zhao, 2006; Lei et al., 2013; Zhao and Tian, 2013; Jiang et al., 2015; Wei et al., 2015; Chen et al., 2017)，都显示东北地区的深源地震与日本海深震具有很好的连续性并且基本位于西太平洋俯冲板片的高速异常体内部(Zhao et al., 2009; 赵素涛等, 2012; Chen et al., 2017)，表明东北深震应该是和西太平洋板块俯冲直接相关的.
我们得到的b值拟合结果(约0.5)与Zhan(2017)利用不同数据得到的结果基本相当，深源地震双差重定位结果与Jiang等(2015)在西太平洋俯冲带的MOW研究结果(参见图 7)较为相符，且重定位结果显示震源距几乎相同(不超过10 km)的深震事件对的震源深度相差基本不超过5 km(见表 2)，而根据“双机制”假设，深源地震在MOW内部开始破裂，表明相同/近的深源地震成核区的厚度可能不超过5 km，较好地吻合了Zhan(2017)提出的“双机制”中较热俯冲板块上MW≤6.5深源地震的震源主要集中在3~6 km厚的MOW区域内的预测.
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表 2 相邻深震事件对的震源距及深度 Table 2 Hypocentral distances and focal depths of neighboring deep earthquake pairs |
此外，大量观测及数值模拟(如Wiens and Gilbert, 1996; Gorbatov and Kostoglodov, 1997; Wiens, 2001; Liu and Zhang, 2015; Zhan, 2017)表明，俯冲板片温度是控制深震震源分布及余震活动的一个重要因素.为了比较不同俯冲板片的温度特征，一般用热参数Φ(thermal parameter，单位：km，其具体定义公式参见Kirby et al., 1991)来近似表示俯冲板片温度结构，热参数Φ越大，则说明俯冲板片温度越低，反之则温度越高.表 3是根据Wiens和Gilbert(1996)、Zhan(2017)研究结果给出的全球深震活动最为频繁的汤加俯冲带和日本海俯冲带的热参数Φ以及相应的深源地震b值；在温度较低的汤加俯冲带，深震余震活动多且b值较大，而在温度较高的日本海俯冲带，深震余震活动少且b值较小.综上所述，我们认为西太平洋俯冲板片温度较高、深部MOW厚度较薄等可能是中国东北深源地震余震活动较少的重要原因.
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表 3 汤加及日本俯冲带的热参数及深震b值对比 Table 3 Comparison of thermal parameters and b values of Tonga and Japan-Kuril subduction zones |
我们首次利用M&L及Matched Filter方法，对中国东北深源地震区密集观测的连续波形进行了深震检测分析，并得到了以下结论：
(1) 基于NECsaids密集台阵记录的连续波形，我们未能检测出东北地区中强深源地震的前震或余震活动，证明了东北深源地震余震活动较少并不是Wiens等人(1997)认为由于台站分布有限而造成的检测结果.
(2) 结合前人对不同俯冲带深源地震的研究成果，认为俯冲板块的板片温度较高、深部MOW厚度较薄等可能是东北地区深源地震余震活动较少的重要原因，且重定位结果表明东北深震应该是和西太平洋板块俯冲直接相关的，即东北深源地震应不属于“孤立地震”(Isolated Deep Earthquakes, Lundgren and Giardini, 1994).
(3) 综合双差重定位结果、b值分析以及其他研究成果，我们倾向于用Zhan(2017)提出的深源地震“双机制”假设来解释研究时段内的中国东北地区的MW≤6.5深源地震成因，即较小的深源地震(MW≤6.5)在MOW内部主要以橄榄石相变引起的相变断层作用形式成核并破裂.
深源地震，特别是MW>6.5的深源大地震的发震机理及破裂过程可能极其复杂，虽然近几十年来的研究取得了相当丰富的研究成果并提出了不同的机理解释，但到目前为止还没能给出令人完全信服、自洽的深源地震发震机制.解决深源地震机制问题仍需要更多的多学科综合研究，如地球物理观测、高温高压实验、矿物物理性质及数值模拟等方面的工作，此外还需在研究区增设固定地震台来进一步提高深震监测能力，以积累更多的深震观测资料来探索解决深源地震的成因机制.
致谢 感谢张淼博士提供的M&L程序和彭志刚教授提供的Matched Filter程序，吉林、黑龙江地震台网为本研究提供的固定台地震波形数据，感谢评审专家建设性的修改意见使本文得以充实.
Bezada M J, Humphreys E D. 2012. Contrasting rupture processes during the April 11, 2010 deep-focus earthquake beneath Granada, Spain. Earth Planet. Sci. Lett., 353-354: 38-46. DOI:10.1016/j.epsl.2012.08.001 |
Chen C X, Zhao D P, Tian Y, et al. 2017. Mantle transition zone, stagnant slab and intraplate volcanism in Northeast Asia. Geophys. J. Int., 209(1): 68-85. |
Chen Y, Wen L X. 2015. Global large deep-focus earthquakes:Source process and cascading failure of shear instability as a unified physical mechanism. Earth Planet. Sci. Lett., 423: 134-144. DOI:10.1016/j.epsl.2015.04.031 |
Crotwell H P, Owens T J, Ritsema J. 1999. The TauP Toolkit:Flexible seismic travel-time and ray-path utilities. Seismol. Res. Lett., 70(2): 154-160. DOI:10.1785/gssrl.70.2.154 |
Duan Y H. 2005. Study on thestructure of crust and upper mantle of volcano areas of the Western Pacific subduction zone in Northeast China[Ph.D. thesis] (in Chinese). Beijing: Institude of Geophysics, China Earthquake Administration.
|
Frohlich C. 1987. Aftershocks and temporal clustering of deep earthquakes. J. Geophys. Res.:Solid Earth, 92(B13): 13944-13956. DOI:10.1029/JB092iB13p13944 |
Frohlich C. 1989. The nature of deep-focus earthquakes. Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 17(1): 227-254. DOI:10.1146/annurev.ea.17.050189.001303 |
Frohlich C. 1994. Earthquakes with non-double-couple mechanisms. Science, 264(5160): 804-809. DOI:10.1126/science.264.5160.804 |
Frohlich C. 1995. Characteristics of well-determined non-double-couple earthquakes in the Harvard CMT catalog. Phys. Earth Planet. Int., 91(4): 213-228. DOI:10.1016/0031-9201(95)03031-Q |
Frohlich C. 2006. Deep Earthquakes. Cambridge, UK: Cambridge University Press.
|
Gan W, Jin Z M, Wu Y, et al. 2012. A review of the mechanism of deep earthquakes:Current situation and problems. Earth Science Frontiers (in Chinese), 19(4): 15-29. |
Gibbons S J, Ringdal F. 2006. The detection of low magnitude seismic events using array-based waveform correlation. Geophys. J. Int., 165(1): 149-166. |
Gorbatov A, Kostoglodov V. 1997. Maximum depth of seismicity and thermal parameter of the subducting slab:general empirical relation and its application. Tectonophysics, 277(1-3): 165-187. DOI:10.1016/S0040-1951(97)00084-X |
Green H W, Houston H. 1995. The mechanics of deep earthquakes. Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 23(1): 169-213. DOI:10.1146/annurev.ea.23.050195.001125 |
Gudmundsson Ó, Sambridge M. 1998. A regionalized upper mantle (RUM) seismic model. J. Geophys. Res.:Solid Earth, 103(B4): 7121-7136. DOI:10.1029/97JB02488 |
Houston H. 2015. Deep earthquakes.//Treatise on Geophysics. 2nd ed. Volume 4. Oxford: Elsevier, 329-354.
|
Huang J L, Zhao D P. 2006. High-resolution mantle tomography of China and surrounding regions. J. Geophys. Res.:Solid Earth, 111(B9): B09305. DOI:10.1029/2005JB004066 |
Iidaka T, Furukawa Y. 1994. Double seismic zone for deep earthquakes in the Izu-Bonin subduction zone. Science, 263(5150): 1116-1118. DOI:10.1126/science.263.5150.1116 |
Jiang G M, Zhao D P. 2011. Metastable olivine wedge in the subducting Pacific slab and its relation to deep earthquakes. Journal of Asian Earth Sciences, 42(6): 1411-1423. DOI:10.1016/j.jseaes.2011.08.005 |
Jiang G M, Zhao D P, Zhang G B. 2015. Detection of metastable olivine wedge in the western Pacific slab and its geodynamic implications. Phys. Earth Planet. Int., 238: 1-7. DOI:10.1016/j.pepi.2014.10.008 |
Kanamori H, Anderson D L, Heaton T H. 1998. Frictional melting during the rupture of the 1994 Bolivian earthquake. Science, 279(5352): 839-842. DOI:10.1126/science.279.5352.839 |
Kennett B L N, Engdahl E R. 1991. Traveltimes for global earthquake location and phase identification. Geophys. J. Int., 105(2): 429-465. |
Kirby S H, Durham W B, Stern L A. 1991. Mantle phase changes and deep-earthquake faulting in subducting lithosphere. Science, 252(5003): 216-225. DOI:10.1126/science.252.5003.216 |
Kirby S H, Stein S, Okal E A, et al. 1996. Metastable mantle phase transformations and deep earthquakes in subducting oceanic lithosphere. Reviews of Geophysics, 34(2): 261-306. |
Lei J S, Xie F R, Fan Q C, et al. 2013. Seismic imaging of the deep structure under the Chinese volcanoes:An overview. Phys. Earth Planet. Int., 224: 104-123. DOI:10.1016/j.pepi.2013.08.008 |
Li J X, Zheng Y C, Thomsen L, et al. 2018. Deep earthquakes in subducting slabs hosted in highly anisotropic rock fabric. Nature Geoscience, 11(9): 696-700. DOI:10.1038/s41561-018-0188-3 |
Li S Q, Chen Q F, Zhao L, et al. 2013. Anomalous focal mechanism of the May 2011 MW5.7 deep earthquake in Northeastern China:regional waveform inversion and possible mechanism. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 56(9): 2959-2970. DOI:10.6038/cjg20130910 |
Liu L J, Zhang J S. 2015. Differential contraction of subducted lithosphere layers generates deep earthquakes. Earth Planet. Sci. Lett., 421: 98-106. DOI:10.1016/j.epsl.2015.03.053 |
Lundgren P, Giardini D. 1994. Isolated deep earthquakes and the fate of subduction in the mantle. J. Geophys. Res.:Solid Earth, 99(B8): 15833-15842. DOI:10.1029/94JB00038 |
Meng X F, Peng Z G. 2014. Seismicity rate changes in the Salton Sea Geothermal Field and the San Jacinto Fault Zone after the 2010 MW7.2 El Mayor-Cucapah earthquake. Geophys. J. Int., 197(3): 1750-1762. DOI:10.1093/gji/ggu085 |
Meng X F, Peng Z G. 2016. Increasing lengths of aftershock zones with depths of moderate-size earthquakes on the San Jacinto Fault suggests triggering of deep creep in the middle crust. Geophys. J. Int., 204(1): 250-261. |
Meng X F, Peng Z G, Hardebeck J L. 2013. Seismicity around Parkfield correlates with static shear stress changes following the 2003 MW6.5 San Simeon earthquake. J. Geophys. Res.:Solid Earth, 118(7): 3576-3591. DOI:10.1002/jgrb.50271 |
Ning J Y, Zang S X. 1987. The distribution of earthquakes and stress state in the Japan sea and the Northeast China. Seismology and Geology (in Chinese), 9(2): 49-61. |
Peng Z G, Zhao P. 2009. Migration of early aftershocks following the 2004 Parkfield earthquake. Nature Geoscience, 2(12): 877-881. DOI:10.1038/ngeo697 |
Persh S E, Houston H. 2004. Strongly depth-dependent aftershock production in deep earthquakes. Bull. Seismol. Soc. Am., 94(5): 1808-1816. DOI:10.1785/012003191 |
Romanowicz B. 2018. A deep-earthquake puzzle resolved. Nature Geoscience, 11(9): 622-624. DOI:10.1038/s41561-018-0197-2 |
Schweitzer J. 2001. HYPOSAT-an enhanced routine to locate seismic events. Pure and Applied Geophysics, 158(1): 277-289. DOI:10.1007/PL00001160 |
Shelly D R, Beroza G C, Ide S, et al. 2006. Low-frequency earthquakes in Shikoku, Japan, and their relationship to episodic tremor and slip. Nature, 442(7099): 188-191. DOI:10.1038/nature04931 |
Sun W B, He Y S. 2004. The feature of seismicity in Northeast China and its relation to the subduction of the Japan Sea Plate. Seismology and Geology (in Chinese), 26(1): 122-132. |
Takemura S, Maeda T, Furumura T, et al. 2016. Constraining the source location of the 30 May 2015 (MW7.9) Bonin deep-focus earthquake using seismogram envelopes of high-frequency P waveforms:Occurrence of deep-focus earthquake at the bottom of a subducting slab. Geophys. Res. Lett., 43(9): 4297-4302. DOI:10.1002/2016GL068437 |
Waldhauser F, Ellsworth W L. 2000. A double-difference earthquake location algorithm:method and application to the Northern Hayward Fault, California. Bull. Seismol. Soc. Am., 96(6): 1353-1368. |
Wang W J, Meng X F, Peng Z G, et al. 2015. Increasing background seismicity and dynamic triggering behaviors with nearby mining activities around Fangshan Pluton in Beijing, China. J. Geophys. Res.:Solid Earth, 120(8): 5624-5638. DOI:10.1002/2015JB012235 |
Wang X, Chen Q F, Li J, et al. 2016. Seismic sensor misorientation measurement using P wave particle motion:an application to the NECsaids Array. Seismol. Res. Lett., 87(4): 901-911. DOI:10.1785/0220160005 |
Wei S J, Helmberger D, Zhan Z W, et al. 2013. Rupture complexity of the MW8.3 sea of okhotsk earthquake:Rapid triggering of complementary earthquakes?. Geophys. Res. Lett., 40(19): 5034-5039. DOI:10.1002/grl.50977 |
Wei W, Zhao D P, Xu J D, et al. 2015. P and S wave tomography and anisotropy in Northwest Pacific and East Asia:Constraints on stagnant slab and intraplate volcanism. J. Geophys. Res.:Solid Earth, 120(3): 1642-1666. DOI:10.1002/2014JB011254 |
Wen L X. 2006. Localized temporal change of the Earth's inner core boundary. Science, 314(5801): 967-970. DOI:10.1126/science.1131692 |
Wen L X, Long H. 2010. High-precision location of North Korea's 2009 nuclear test. Seismol. Res. Lett., 81(1): 26-29. DOI:10.1785/gssrl.81.1.26 |
Weston J, Engdahl E R, Harris J, et al. 2018. ISC-EHB:reconstruction of a robust earthquake data set. Geophys. J. Int., 214(1): 474-484. DOI:10.1093/gji/ggy155 |
Wiens D A. 2001. Seismological constraints on the mechanism of deep earthquakes:Temperature dependence of deep earthquake source properties. Phys. Earth Planet. Int., 127(1-4): 145-163. DOI:10.1016/S0031-9201(01)00225-4 |
Wiens D A, Gilbert H J. 1996. Effect of slab temperature on deep-earthquake aftershock productivity and magnitude-frequency relations. Nature, 384(6605): 153-156. DOI:10.1038/384153a0 |
Wiens D A, Gilbert H J, Hicks B, et al. 1997. Aftershock sequences of moderate-sized intermediate and deep earthquakes in the Tonga Subduction Zone. Geophys. Res. Lett., 24(16): 2059-2062. DOI:10.1029/97GL01957 |
Wiens D A, McGuire J J, Shore P J. 1993. Evidence for transformational faulting from a deep double seismic zone in Tonga. Nature, 364(6440): 790-793. DOI:10.1038/364790a0 |
Wiens D A, Mcguire J J, Shore P J, et al. 1994. A deep earthquake aftershock sequence and implications for the rupture mechanism of deep earthquakes. Nature, 372(6506): 540-543. DOI:10.1038/372540a0 |
Wu L R, Chen W P. 1999. Anomalous aftershocks of deep earthquakes in Mariana. Geophys. Res. Lett., 26(13): 1977-1980. DOI:10.1029/1999GL900389 |
Yang T, Gurnis M, Zhan Z W. 2017. Trench motion-controlled slab morphology and stress variations:Implications for the isolated 2015 Bonin Islands deep earthquake. Geophys. Res. Lett., 44(13): 6641-6650. DOI:10.1002/2017GL073989 |
Ye L L, Lay T, Kanamori H, et al. 2013. Energy release of the 2013 MW8.3 sea of okhotsk earthquake and deep slab stress heterogeneity. Science, 341(6152): 1380-1384. DOI:10.1126/science.1242032 |
Ye L L, Lay T, Kanamori H, et al. 2016a. Diverse rupture processes in the 2015 Peru deep earthquake doublet. Science Advances, 2(6): e1600581. DOI:10.1126/sciadv.1600581 |
Ye L L, Lay T, Zhan Z W, et al. 2016b. The isolated~680 km deep 30 May 2015 MW7.9 Ogasawara (Bonin) Islands earthquake. Earth Planet. Sci. Lett., 433: 169-179. DOI:10.1016/j.epsl.2015.10.049 |
Yu H Y, Zhao L, Liu Y J, et al. 2016. Stress adjustment revealed by seismicity and earthquake focal mechanisms in northeast China before and after the 2011 Tohoku-Oki earthquake. Tectonophysics, 666: 23-32. DOI:10.1016/j.tecto.2015.10.009 |
Zhan Z W. 2017. Gutenberg-Richter law for deep earthquakes revisited:A dual-mechanism hypothesis. Earth Planet. Sci. Lett., 461: 1-7. DOI:10.1016/j.epsl.2016.12.030 |
Zhan Z W, Kanamori H, Tsai V C, et al. 2014. Rupture complexity of the 1994 Bolivia and 2013 Sea of Okhotsk deep earthquakes. Earth Planet. Sci. Lett., 385: 89-96. DOI:10.1016/j.epsl.2013.10.028 |
Zhang L M, Tang X M. 1983. The underthrusting movement of the western pacific plate and the deep focus earthquake zone of northeast China. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 26(4): 331-340. |
Zhang M, Wen L X. 2013. High-precision location and yield of North Korea's 2013 nuclear test. Geophys. Res. Lett., 40(12): 2941-2946. DOI:10.1002/grl.50607 |
Zhang M, Wen L X. 2015. An effective method for small event detection:match and locate (M&L). Geophys. J. Int., 200(3): 1523-1537. DOI:10.1093/gji/ggu466 |
Zhao D P, Fujisawa M, Toyokuni G. 2017. Tomography of the subducting Pacific slab and the 2015 Bonin deepest earthquake (MW7.9). Scientific Reports, 7: 44487. DOI:10.1038/srep44487 |
Zhao D P, Tian Y. 2013. Changbai intraplate volcanism and deep earthquakes in East Asia:A possible link?. Geophys. J. Int., 195(2): 706-724. DOI:10.1093/gji/ggt289 |
Zhao D P, Tian Y, Lei J S, et al. 2009. Seismic image and origin of the Changbai intraplate volcano in East Asia:role of big mantle wedge above the stagnant Pacific slab. Phys. Earth Planet. Int., 173(3-4): 197-206. DOI:10.1016/j.pepi.2008.11.009 |
Zhao S T, Jin Z M, Gan W. 2012. A preliminary study of the focal mechanism of the deep-focus earthquakes in Northeast China. Earth Science Frontiers (in Chinese), 19(5): 300-311. |
段永红. 2005.中国东北西太平洋俯冲带火山区地壳上地幔结构研究[博士论文].北京: 中国地震局地球物理研究所. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-85401-2005122729.htm
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干微, 金振民, 吴耀, 等. 2012. 深源地震机理的回顾:现状与问题. 地学前缘, 19(4): 15-29. |
李圣强, 陈棋福, 赵里, 等. 2013. 2011年5月中国东北MW5.7深震的非同寻常震源机制:区域波形反演与成因探讨. 地球物理学报, 56(9): 2959-2970. DOI:10.6038/cjg20130910 |
宁杰远, 臧绍先. 1987. 日本海及中国东北地震的深度分布及其应力状态. 地震地质, 9(2): 49-61. |
孙文斌, 和跃时. 2004. 中国东北地区地震活动特征及其与日本海板块俯冲的关系. 地震地质, 26(1): 122-132. DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2004.01.012 |
张立敏, 唐晓明. 1983. 西太平洋板块俯冲运动与中国东北深震带. 地球物理学报, 26(4): 331-340. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1983.04.004 |
赵素涛, 金振民, 干微. 2012. 中国东北深源地震机理. 地学前缘, 19(5): 300-311. |