Discussion on the interaction between hot spots and mid-ocean ridge from the axial morphology and the variation of subsidence rate on both sides of the Southwest Indian Ridge
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摘要: 基于高精度地形数据，将西南印度洋中脊（11.88°E—66.75°E）分为6个区域，按不同区域分析洋脊轴部形态及其两侧基底沉降曲线的变化，由此探讨西南印度洋中脊的岩浆活动及其受热点影响的机制。结果显示：① 对于整个西南印度洋中脊，轴部隆起占13.38%，轴部裂谷占82.8%，平坦过渡形占3.82%，其中19°E，36°E，41.2°E，43.7°E，50.4°E和64.5°E等处为较集中的洋脊轴部隆起；② 埃里克辛普森—英多姆转换断层之间的区域（39.4°E—45.77°E）显示出异常浅的轴部裂谷和异常小且南北不对称的基底沉降速率，这表明埃里克辛普森—英多姆转换断层之间的区域是热点对洋中脊影响较为明显的区域，南侧较北侧异常小的基底沉降速率表明热点与洋中脊的相互作用主要表现为热点岩浆从洋中脊南部向上流动到岩石圈底部，然后与岩石圈发生相互作用。
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关键词:
- 西南印度洋中脊 /
- 洋中脊轴部形态 /
- 基底沉降曲线 /
- 热点与洋中脊相互作用
Abstract: Based on high resolution seafloor bathymetry map, we divided the Southwest Indian Ridg （SWIR） （11.88°E—66.75°E） into six regions. In each region, we estimate the variation of the axial morphology, and the basement subsidence curve over the flanks of the spreading ridge, which can be used to indicate the spreading process of the SWIR and how it was affected by the hot spot. The result shows that: ① For the entire SWIR, axial uplift accounts for 13.38%, axial rift accounts for 82.8%, and flat transitional shape accounts for 3.82%, the areas at 19°E, 36°E, 41.2°E, 43.7°E, 50.4°E, 64.5°E have focus magmatic ridge representing axial ridge uplift; ② The area between the Eric Simpson-Indomed transition faults （39.4°E—45.77°E） shows axial valley with anomalous shallow bathymetry and asymmetrical anomalous low basement subsidence rates between north and south. Therefore, we believe that the area between the Eric Simpson-Indomed transition faults has been significantly affected by the hot spots. Compared with the subsidence rate north of the spreading ridge, the anomalous low subsidence rate in the south indicates that the interaction between the hot spots and the ridge is characterized by the hot spots flowing upward from the south of the SWIR to the bottom of the lithosphere, and then interact with the lithosphere. -
引言
强地震动研究是工程科学与地球科学交叉的基础研究领域中一个关键的科学问题。震害调查及统计资料表明，人身伤亡和经济损失主要是由建构筑物等工程结构的破坏倒塌造成的，而建构筑物的倒塌却是由地震动引起的（王海云，2004）。因此对于地震动的研究尤其是未来强地震动的预测就显得格外有意义。未来地震的震源参数具有很大的随机性，无法精确了解。地震动特征预测的好坏，关键也在于震源参数的选取是否准确。当前对于震源参数的确定，多是基于现有地震资料进行经验关系的统计回归分析。国内外很多研究人员都曾对地震动参数的经验关系进行过统计分析，例如：Hanks和Kanamori （1979）等统计过地震矩和震级之间的经验关系；Wells和Coppersmith （1994）分析了震级、断层破裂长度和宽度、破裂面积以及地表位移等参数间的经验关系；Somerville等（1999）对地震矩、震级、断层面积、断层几何参数以及凹凸体相关参数等进行统计分析，首次对浅源地震的滑动特征进行了较系统的研究，并以确定性的方式定量化浅源地震的凹凸体模型特征。王海云（2004）在Somerville，Wells和Coppersmith等研究资料的基础上，搜集了更多的地震资料细分了凹凸体模型和断层模型并进行了全面地统计分析研究。很多研究人员之前在作震源参数的统计分析时为获得更多的震例样本，从全球范围选取地震资料，而实际上不同板块间的地震特征是有差异的，板内地震与板间地震也存在较大区别，全球范围的震例无法体现这种差异。张齐（2016）曾详细地研究了地震动衰减关系的区域性差异，利用不同区域强震数据，反演获取不同区域的地震区域性特征参数，并建立了区域性特征参数对衰减关系模型系数（或相关项）的影响方式的定量描述，得出了考虑不同地震区域地震动衰减关系的区域差异性模型和区域性差异修正公式。与张齐分区域研究地震动衰减关系的方式相同，本文也分区域对震源参数的经验关系进行了分析研究。为了研究局部地区地震震源参数的随机不确定性特征，获得更适应于相对局部区域的震源参数间的经验关系，当涉及到震级、地震矩、震源深度等参数时，因地震样本多且集中，本文将震例分为3个区域分别进行统计分析。对于凹凸体参数及地震破裂面积等参数，因为样本数量相对较少，所以将3个区域的统计样本合并进行分析，统计区域虽然相对变大，但因3个统计区是相邻的，相比较全球范围，这3个区域也属于局部区域。本文从GCMT Catalog Search目录中选取了1 700多个MW≥5.5的地震事件进行统计分析（图1），并且在前人（Somerville et al，1999；王海云，2004；李正芳，2013）既有的地震研究资料基础上，增加了近几年发生在亚洲大陆东部区域内的几次破坏性地震样本。
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图 1 全球矩心矩张量地震分布.区域1主要是中国大陆西部地区、南亚、中亚等；区域2主要是中国台湾地区、菲律宾、东海及黄海大陆架等；区域3主要是日本及延伸的大陆架地区等Figure 1. Distribution of Global CMT earthquakes. Region 1 contains most of China，South Asia and Middle Asia； Region 2 contains China Taiwan region，Philippines，East China and Yellow Sea continental shelf； Region 3 mainly contains Japan and its extended continental shelf1. 震源参数的随机不确定性及区域性差异
地质构造存在区域性差异，这一结论已经被地质研究者大量论证和广泛接受（李四光，1973；黄汲清，1980；任纪舜等，1997；车自成等，2011）。相同构造区构造活动性、构造运动方向、地质体变形、地壳应力、地壳物理化学性质等均具有相似性，而不同构造区域则存在显著差异。地震是一种地质活动现象，是随着构造活动地应力不断累积到一定程度而集中释放的结果。地震与地质构造特性密不可分，不同构造区域发生的地震，影响地震动的震源因素可能存在显著的差异性（张齐，2016）。
很多震源参数存在很明显的随机不确定性特征，这类参数诸如震级、地震矩、破裂面积、震源深度等。随机不确定性是客观存在的，就像抛硬币会出现正面或者反面的结果一样，是无法人为干预的。随机不确定性是与未来地震及其影响的不可预测性所关联的一种内在的不确性，这类不确定性不会随着认识的发展和数据资料的积累而降低（潘华，2000）。
地震动特性在不同区域之间存在一定的差异。作为描述地震动随震级、距离和场地条件变化的地震动衰减关系在不同区域之间也可能存在一定的差异性（张齐，2016）。对于强震观测资料相对丰富的地区，可以利用大量的强震记录进行统计分析，建立精度高、不确定性小、与实际观测数据吻合度好的地震动参数的衰减关系。同时，大量的研究表明（Hanks，Johnston，1992；Chen，Atkinson，2002；Douglas，2004；Chiou et al，2010；Mahani，Atkinson，2013），由于不同区域震源特性、地壳构造以及局部场地特征的差别，不同区域的地震动特征也存在一定的差别。针对某一特定区域建立的震源参数的经验关系直接应用于其它区域时，往往不能与其它区域实际观测记录很好地吻合，从而也不能对其它区域地震动水平给出可信的预测，更无法应用于其它区的工程抗震设防地震动参数的确定。不同区域之间地震动衰减规律的差异性成为了制约衰减关系建立和衰减关系应用的主要因素（张齐，2016）。
局部区域与全部区域参数间的差异也体现在震级-破裂尺度之间，这些参数在地震科学研究和地震危险性分析等工程应用中均具有重要实际意义，例如使用断层的破裂长度来估算未来发生破裂所产生的最大震级，根据野外地质考察给出的地表破裂长度来估算震级。目前我国地震学界还主要使用全球性的关系来估算破裂参数，缺少针对中国大陆特殊构造环境下震级与破裂参数之间关系的深入研究（程佳，2017）。目前反映中国大陆的震级-破裂尺度关系主要为面波震级（MS）与地表破裂长度（surface rupture length，缩写为SRL）之间的关系，与目前适用的矩震级（MW）与地下破裂长度（subsurface rupture length，缩写为RLD）统计关系相差甚远。为了更好地给出中国大陆震级-破裂尺度之间的关系，程佳（2017）收集了包括余震重新定位、大地测量数据反演和地震波反演给出的中国大陆及邻近地区91次地震的破裂参数（包括地下破裂长度、破裂宽度，其中5个事件为华北地区1900年之前强震余震区小震条带给出的破裂参数），给出了中国大陆矩震级MW与地下破裂尺度的统计关系.
2. 地震资料
本文地震事件主要选取自GCMT目录，时间跨度从1976年1月1日至2015年1月1日，震中范围为（65°E—150°E，17°N—52°N），矩震级MW5.5—10，震源深度范围为0—50 km，共1 749个地震事件。
根据地震事件震中分布情况划分出如图1所示的三个统计单元，各统计单元的相关信息列于表1。区域1主要包含中国大陆西部地区、南亚、中亚，是地震频发区。汶川地震、鲁甸地震、芦山地震、玉树地震等强震皆发生在该区域。区域2为中国台湾地区、菲律宾、东海及黄海大陆架。区域3主要为日本及延伸的大陆架地区。区域2和3位于太平洋板块与亚欧板块的边缘交汇地带。
表 1 各局部区域相关信息Table 1. Information of different local regions区域 经纬度范围 事件个数 MW 1 （63°E—110°E），（2.51°N—57.53°N） 438 5.5—7.9 2 （115°E—135°E），（2.51°N—45°N） 526 5.5—7.7 3 （135°E—149.94°E），（2.51°N—57.53°N） 785 5.5—9.1 针对断层破裂面积和凹凸体相关的震源参数的统计分析，本文做法有别于Somerville （1999），王海云（2004）等选取地震的方式。前人选取地震事件是从全球范围内搜集震例，例如Somerville，王海云等选取的地震事件既有发生在美洲的地震，也包括整个欧亚大陆的地震，而本文选取的局部地区地震事件主要是在Somerville （1999），王海云（2004），李正芳（2013）等既有的地震研究资料基础上，增加近几年发生在亚洲大陆东部区域内的几次破坏性地震的样本，尽可能的缩小统计区域范围。对于局部地区震源参数统计样本的搜集，仅区域1内的样本数量太少，故本文选取了相对较大的研究区域（包括区域1、区域2和区域3），相较于之前全球范围内震例统计震源参数的经验关系，该区域的震例相对更为集中，对本地区的震源参数的经验关系更具有代表性。
地震的能量绝大部分是通过浅源地震释放的（陈运泰，顾浩鼎，2012），实际的破坏性地震都是浅源地震，震源深度一般都在30 km以内。震源深度是影响地震灾害大小的重要原因之一，例如1976年的唐山大地震震源深度为11.0 km （国家地震局《一九七六年唐山地震》编辑组，1982），造成了非常大的灾难。各区域的平均震源深度及出现频度前4位的震源深度信息列于表2。
表 2 各区域内平均震源深度及出现频率较高的震源深度Table 2. The average source depth of different local regions and more occurrences source depths区域 平均震源深度/km 众数深度1 众数深度2 众数深度3 众数深度4 1 18.749 15 km （157） 12 km （54） 10 km （32） 33 km （21） 2 23.578 15 km （132） 12 km （28） 24 km （11） 10 km （8） 3 23.806 15 km （186） 12 km （82） 20 km （15） 16 km （12） 注：众数深度表示出现该震源深度的频率。例如15 km （157），表明震源深度为15 km的震例有157个。 三个区域的样本中震源深度出现频度最高的是15 km，有475个地震事件，占三个区域内全部地震事件的64.4%；有164个地震事件的震源深度是12 km，占三个区域内全部地震事件的22.2%；有40个地震事件的震源深度为10 km，占三个区域内全部地震事件的7.8%。综合各区域平均震源深度和众数震源深度的统计结果，未来强地震动预测时，震源深度在15—20 km的范围内所占权重较大。
3. 震源参数统计分析
3.1 震级与地震矩在不同区域的经验关系
矩震级（MW）与地震矩（M0）的经验关系，Kanamori （1977），Hanks和Kanamori （1979）等人已作过许多研究，地震矩与矩震级间的统计关系，不管是按区域统计还是按震级段统计，区别不大（Slemmons et al，1989；Wells，Coppersmith，1994）。GCMT目录中的地震矩与矩震级的经验关系则按照式（1）确定，即
$${M_{\rm{W}}} {\text{＝}} \frac{\;2\;}{\;3\;}\lg {M_0} {\text{－}} 10.7{\text{.}}$$ (1) 然而对于面波震级MS与地震矩的经验关系，虽然前人对MS与地震矩的经验关系作了很多研究（Gutenberg，1945；郭履灿，庞明虎，1981；Duda，Kaiser，1989），但不同研究区域内，面波震级与地震矩的经验关系是否有差别？
首先统计面波震级MS与地震矩M0间的经验关系，假定它们的经验关系为
$$\lg {M_0} {\text{＝}} a{M_{\rm{S}}} {\text{＋}} b{\text{.}}$$ (2) 通过对3个局部地震密集区域的地震记录的统计，我们得到3个局部区域以及全区域的MS与M0的经验关系（图2）。
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图 2 各地震密集区域内面波震级MS与地震矩M0的经验关系Figure 2. The empirical relationship between MS and M0 of different concentrated local regions3个区域是地震资料较为丰富的区域，经验关系可信度都比较高。区域1的斜率最小，a取值为1.057，截距b也最小，取值为18.787。区域1、区域2与全区域的经验关系很接近。3个区域的皮尔逊相关系数r都大于0.9，接近于1，表明3个区域内地震矩与面波震级相关性很大，同时拟合优度（Goodness of fit）指标值校正决定系数都大于0.82，表明拟合结果比较好。尤其我们最关心的区域1，皮尔逊相关系数r为0.94，校正决定系数为0.89，两项指标值都接近1，表明区域1的经验关系可信度足够高。各局部区域震源参数的经验关系详细信息列于表3。
表 3 各区域面波震级与地震矩经验关系参数Table 3. Parameters of empirical relationship between MS and M0 in different regions区域 斜率a 标准差 截距b 标准差 皮尔逊相关系数r 校正决定系数 1 1.057 0.018 18.787 0.105 0.94 0.89 2 1.066 0.019 18.843 0.113 0.92 0.85 3 1.156 0.019 18.305 0.112 0.91 0.82 全区域 1.076 0.010 18.753 0.058 0.91 0.84 另就地震类型来讲，统计结果表明板间地震（区域2、区域3）与板内地震（区域1）也存在差异。板间地震区域内的斜率较高，截距较低。板间地震区域的斜率要高于板内地震区域的斜率，而截距要低于板内地震区域的截距。
3.2 地震矩与断层面积、滑动位移统计分析
针对断层面积、滑动位移等震源参数，现有的震例样本比较少且较为分散，如在图1所示的单个区域内难以获得满足统计要求的样本数量，因此在研究此类参数时，我们选取相对较大的区域进行统计分析，将3个区域合并，该区域相比较全球范围来讲仍然属于局部区域。参考Wells和Coppersmith （1994）、王海云（2004）研究中的地震资料并补充新的地震样本。共选取了33个地震事件，样本详细信息列于表4。
表 4 相对局部区域地震记录震源参数信息Table 4. The information of source parameters in relative local region位置 地震 MW 地震矩M0/（N·m） 破裂面积/km2 平均滑动量/cm 日本 新泻 7.59 2.72×1020 1 800 503.70 中国 松潘 6.37 4.03×1018 216 62.19 伊朗 塔巴斯戈尔山 7.39 1.37×1020 1 628 280.51 中国台湾 花莲 6.37 4.03×1018 480 27.99 中国台湾 花莲 7.33 1.11×1020 1 248 296.47 日本 秋田 6.13 1.76×1018 154 38.10 日本 瓦卡萨湾 6.28 2.95×1018 160 61.46 日本 岐阜 6.34 3.63×1018 180 67.22 中国 唐山 7.46 1.74×1020 1 680 345.24 伊朗 鲍勃探戈 5.89 7.67×1017 168 15.22 日本 伊豆大岛 6.71 1.30×1019 500 86.67 日本 长崎西武 6.24 2.57×1018 96 89.24 中国 澜沧—耿马 7.13 5.56×1019 1 600 115.83 日本 伊豆奥基 6.54 7.24×1018 198 121.89 伊朗 达什—巴亚兹 7.23 7.85×1019 2 200 118.94 中国 炉霍 7.47 1.80×1020 1 430 419.58 中国 海城gnehciah 6.99 3.43×1019 900 127.04 日本 伊豆河东 6.39 4.32×1018 140 102.86 中国 道孚 6.64 1.02×1019 690 49.28 日本 伊豆大岛 6.37 4.03×1018 228 58.92 菲律宾 吕宋岛 7.74 4.57×1020 2 400 634.72 日本 大分县 6.32 3.39×1018 100 113.00 中国 松潘 6.71 1.30×1019 360 120.37 中国 松潘 6.58 8.32×1018 242 114.60 日本 大町 5.51 2.07×1017 28 24.64 日本 瓦茨 5.90 6.00×1017 144 13.89 中国台湾 集集 7.60 2.70×1020 3 432 262.24 日本 格约 6.80 3.30×1019 630 174.60 日本 神户 6.90 2.40×1019 1 200 66.67 日本 鹿儿岛 6.10 1.20×1025 216 18.52 日本 山口 5.80 6.00×1024 224 8.93 土耳其 Kocach 7.40 1.52×1027 3 282 154.36 日本 鸟取 6.80 1.90×1026 693 91.39 注：本表中各地震样本的震源参数信息参考来源为：① 王海云（2004）博士论文第二章P23—26的表2.1-地震震源参数表；② Wells和Coppersmith （1994）data base节中的Table1. 参考前人经验关系的公式形式，假定地震矩M0与断层破裂面积A，平均滑动位移
$\overline D$ 等震源参数经验关系如式（3）所示，即$${\lg }{M_0} {\text{＝}} a{\rm{l}}{{\rm{g}}}x {\text{＋}} b{\text{.}}$$ (3) 线性拟合得到地震矩M0与平均滑动位移
$\overline D$ 、地震矩M0与断层破裂面积A的经验关系（图3），拟合指标相关参数列于表5。![]()
图 3 地震矩M0与平均滑动位移$\overline D$ 、断层破裂面积A的经验关系Figure 3. The empirical relationship between M0 and average sliding displacement$\overline D$ or rupture area A表 5 地震矩M0与平均滑动位移$\overline D$ 、破裂面积A的经验关系拟合指标Table 5. The empirical relationship parameters between M0 and average sliding displacement$\overline D$ or rupture area A经验关系 斜率a标准差 截距b标准差 皮尔逊相关系数r 校正决定系数 M0 & A 0.04 0.96 0.93 0.85 M0 & $\overline D$ 0.04 1.04 0.90 0.80 地震矩M0与断层破裂面积A、滑动平均位移
$\overline D $ 经验关系的皮尔逊相关系数r都大于0.9，拟合优度指标值校正决定系数均大于0.8接近1，说明地震矩与断层破裂面积、滑动平均位移相关性较大，拟合结果较好。因为选取的地震事件样本数量有限，不能像本文3.1节那样在较小的局部区域来统计震源参数间的经验关系，本环节的统计区域是一个面积较大的局部区域，包含3个局部区域的统计样本（图1），但本节在选取地震记录时还是有所侧重的选取了相对集中的某个区域的地震，主要包含中国大陆及中国台湾地区等重点研究区域。不管误差大或者小，这些经验关系都是基于真实的地震样本得到的，都可在一定程度上反映局部研究区域内震源参数的经验关系。4. 凹凸体相关震源参数统计分析
凹凸体的连续破裂是高频产生的原因（笠原庆一，1992），Miyake （2003）曾提出强震生成区的概念，她的研究也证明了强震生成区和凹凸体的位置以及面积是基本吻合的。凹凸体破裂释放的能量占地震总能量的比重很大，约等于整个地震释放的能量，所以Miyake （2003）在模拟地震动时，将凹凸体破裂释放的能量等效为整个地震释放的高频地震动能量。
在建立未来地震断层破裂面上的滑动震源模型时，应从凹凸体的特征入手，用尽可能多的凹凸体参数来描述滑动分布的特征，更真实地反应地震破裂过程的特征（王海云，2004）。本节主要统计凹凸体相关参数间的经验关系。因为含有凹凸体参数的震例较少，所以在统计凹凸体相关参数的经验关系时我们选取的是相对较大的局部区域。
本节选取的地震样本主要来自Somerville （1999）、李正芳（2014）以及新近几年发生在国内的破坏性地震，例如汶川地震、芦山地震等，共有23个地震事件（表6）。这些地震相比全球范围内的地震分布来说相对集中，大部分发生在中国和日本，极个别发生在伊朗和蒙古。
表 6 凹凸体相关震源参数信息汇总Table 6. The information summary of asperity parameters序号 位置 地震 东经
/°北纬
/°MS 地震矩
/（N·m）破裂长度
/km破裂面积
/km2凹凸体长度
/km凹凸体面积
/km21 日本 浓尾 136.60 35.60 8.0 1.50×1020 80 1 200 16.23 243.45 2 中国 海原 105.70 36.70 8.5 3.00×1021 220 4 400 150.43 3 008.62 3 日本 北伊豆地震 138.98 35.04 7.3 3.78×1019 35 420 1.15 13.79 4 中国 可可托海 89.90 46.74 7.9 8.24×1020 180 3 600 86.26 1 725.17 5 中国 昌马 97.00 39.70 7.7 6.30×1020 148 2 220 72.77 1 091.52 6 日本 鸟取县 134.18 35.47 7.4 6.65×1018 33 429 22.80 296.37 7 中国 当雄 91.40 31.10 8.0 4.96×1020 200 2 000 28.10 280.99 8 中国 当雄 91.50 31.00 7.5 6.89×1019 58 1 044 31.85 573.28 9 蒙古国 戈壁阿尔泰省 99.20 45.20 8.0 1.22×1021 300 6 000 29.90 597.96 10 中国 通海 102.60 24.10 7.7 8.50×1019 75 1 125 1.72 25.81 11 中国 炉霍 100.40 31.50 7.6 1.80×1020 90 1 170 60.71 789.28 12 中国 道孚 101.35 30.86 6.8 7.28×1018 55 715 38.13 495.74 13 伊朗 科里 59.58 34.45 7.1 4.61×1019 75 1 650 51.97 1143.24 14 中国 澜沧-耿马 99.68 23.00 7.3 3.66×1019 80 1 600 44.99 899.83 15 中国 云南耿马 99.70 22.80 7.2 5.50×1019 46 920 17.73 354.63 16 中国 昆仑山 92.91 35.80 8.0 5.90×1020 426 12 780 273.99 8 219.59 17 中国 汶川 104.10 31.44 8.0 8.97×1020 227 7 029 79.11 1 186.62 18 日本 神户 134.99 34.78 6.6 2.43×1019 58 928 67.85 1 119.61 19 伊朗 塔巴斯戈尔山 57.02 33.37 7.4 5.80×1019 92 4 048 20.00 300.00 20 中国 玉树 96.82 33.10 7.1 2.53×1019 73 1 733 43.34 156.71 21 中国 芦山 103.00 30.30 7.0 1.02×1019 65 2 015 * 80.00 22 中国 唐山 118.18 39.63 7.9 2.77×1020 115 3 300 * 237.00 23 中国 伽师 76.93 39.61 6.1 2.06×1018 13 130 * 26.94 注：“*”表示该参数暂时缺乏.震源参数参考文献来源为王椿镛等（1978），唐荣昌等（1980），王凯等（1991），国家地震局兰州地震研究所，胡方秋和刘景元（1994），马淑田等（1997），Somerville等（1999），王海云（2004，2010），王海云和陶夏新（2005），吴迪（2008），李启成（2010），张军龙等（2010），李正芳（2013，2014），温瑞智等（2013），药晓东和章文波（2015），药晓东等（2015）。 参考之前经验关系的公式形式，假定凹凸体面积A0与地震矩M0、破裂面积A、面波震级MS，以及凹凸体长度La与断层破裂长度L的经验关系如式（3）所示。
根据表6的地震记录，统计分析了断层破裂面积A与凹凸体面积Aa的经验关系（图4a），凹凸体地震矩Ma与凹凸体面积Aa的经验关系（图4b），面波震级MS与凹凸体面积Aa的经验关系（图4c）及断层破裂长度L与凹凸体长度La的经验关系（图4d）。凹凸体相关震源参数的拟合指标列于表7。
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图 4 凹凸体相关震源参数经验关系统计（a） 凹凸体面积Aa与地震矩Ma的经验关系；（b） 凹凸体面积Aa与断层破裂面积A的经验关系；（c） 凹凸体面积Aa与面波震级MS的经验关系；（d） 凹凸体长度La与断层长度L的经验关系Figure 4. The empirical relationship statistical of asperity(a) The relationship between asperity area Aa and seismic moment Ma；(b) The relationship between asperity area Aa and fault area A；(c) The relationship between asperity area Aa and magnitude MS；(d) The relationship between asperity length La and fault length L表 7 凹凸体相关震源参数的经验关系拟合指标Table 7. The empirical relationship fitting parameters about asperity经验关系 斜率a 截距b 皮尔逊相关系数r 校正决定系数 凹凸体地震矩Ma与凹凸体面积Aa 0.415 1.515 0.655 0.399 断层面积A与凹凸体面积Aa 0.979 −0.556 0.655 0.402 断层长度L与凹凸体长度La 0.930 −0.145 0.817 0.644 面波震级MS与凹凸体面积Aa 0.572 −1.650 0.656 0.397 图4及表7中的拟合指标表明，凹凸体震源参数的统计关系曲线离散程度要大一些，例如凹凸体地震矩Ma与凹凸体面积Aa的经验关系截距的误差为2.96，面波震级MS与凹凸体面积Aa经验关系截距的误差为1.206，其中的一个主要原因是地震记录太少导致统计关系离散性较大，标准误差也偏大。但也有拟合结果较好的情况，断层破裂面积A与凹凸体面积Aa截距误差为0.8，斜率误差为0.247，拟合结果较好。断层长度L与凹凸体长度La，截距误差为0.351，斜率误差为0.175，拟合结果也较好。
凹凸体面积Aa与凹凸体地震矩Ma、断层破裂面积A，面波震级MS的皮尔逊相关系数r都维持在0.65左右，校正决定系数拟合优度指数都在0.4左右，参数的相关性不太明显，但参考众多研究人员认可的Somerville （1999）的研究成果，凹凸体面积一般占整个断层破裂面积的22%，表明凹凸体面积与断层面积是有相关性的，因此为了提高凹凸体相关参数经验关系的可信度，仍需补充更多的地震样本以及优化样本质量来获得凹凸体相关参数更加真实的相关性。断层长度L与凹凸体长度La的经验关系相关系数较高，为0.817，拟合优度也较好，为0.644，表明两个参数的相关性比较好。
凹凸体相关参数误差较大的主要原因是统计地震事件的参数信息多是通过各种方法反演得到的，而且并不是每个地震都会被反演从而得到凹凸体的相关信息，所以搜集有凹凸体相关震源参数的样本事件存在困难，随着以后地震资料的丰富和监测手段的完善，样本容量会得到补充，凹凸体相关参数经验关系的精度也会提高。震源参数中关于凹凸体的部分有很大的随机不确定性，用统计学方法得到凹凸体震源参数的大概的经验关系，可以为地震参数的确定提供一个大致的参考。
5. 震源参数经验关系总结
本文的创新点在于将地震统计样本尽可能地缩小到一定的范围内，使得到的震源参数间的经验关系更加适合用于确定当地的地震动参数。近十几年陆续发生了汶川地震、玉树地震、芦山地震、鲁甸地震等破坏性强震，丰富了统计样本，有助于提升震源参数经验关系的精度，也有助于获得更加适合中国大陆地区的（区域1）震源参数的经验关系。本节汇总了局部及相对局部区域的各震源参数的经验关系（表8）。
表 8 主要震源参数经验关系汇总Table 8. The summary of empirical relationship for main source parameters经验关系 统计公式 皮尔逊相关系数r 区域1地震矩M0与面波震级MS lgM0＝1.057MS＋18.787 0.94 区域2地震矩M0与面波震级MS lgM0＝1.066MS＋18.843 0.92 区域3地震矩M0与面波震级MS lgM0＝1.156MS＋18.305 0.91 全区域地震矩M0与面波震级MS lgM0＝ 1.076MS＋18.754 0.91 地震矩M0与断层破裂面积A lgA＝ 0.542lgM0－4.388 0.93 地震矩M0与平均滑动位移$\overline{ {D} }$ lg$\overline { {D} }$＝ 0.46lgM0－10 0.90 凹凸体地震矩Ma与凹凸体面积Aa lgMa＝ 0.415lgAa＋1.515 0.66 断层破裂面积A与凹凸体面积Aa lgAa＝ 0.979lgA－0.556 0.66 断层长度L与凹凸体长度La lgLa＝ 0.93lgL－0.145 0.66 面波震级MS与凹凸体面积Aa lgAa＝ 0.572lgMS－1.65 0.82 将本文统计得到的部分震源参数间的经验关系与前人得到的经验关系进行对比（图5）。对比显示局部区域的震源参数的经验关系与前人统计得到的经验关系存在差异。局部区域面波震级MS与地震矩M0的经验关系与Kanamori （1977）的统计结果存在差异，在面波震级MS6.3处相交（图5a），大于面波震级MS6.3时，同一震级下，本文的地震矩要大于Kanamori经验关系得到的地震矩；小于MS6.3时，同一震级下，本文的地震矩小于Kanamori经验关系得到的地震矩（图5a）。地震矩与断层破裂面积的差异较大（图5b）：同一地震矩下，本文获得的断层破裂面积比Abe （1975）的计算结果偏小；同一断层破裂面积下，本文获得的地震矩比Abe （1975）的计算结果偏大，本文的经验关系整体位于Abe的统计结果之上。对于断层破裂面积与矩震级的经验关系，本文的结果与Sato （1979）和Somerville等（1999）的结果差异较小（图5c），矩震级与其它震源参数的经验关系在局部区域的差异未能体现出来。综上统计结果对比分析表明，划分区域进行震源参数经验关系统计是很有必要的，可以提高未来地震动预测时参数选取的精度。
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图 5 本文部分震源参数经验关系与前人统计震源参数经验关系对比（a） 地震矩与面波震级经验关系；（b） 地震矩与断层破裂面积经验关系；（c） 地震矩与矩震级经验关系；（d） 凹凸体面积与地震矩之间的关系；（e） 地震矩与平均滑动位移之间的经验关系Figure 5. The source parameters relationship comparing between predecessors and this paper（a） The relationship between seismic moment and MS magnitude；（b） The relationship between seismic moment and fault rupture area；（c） The relationship between magnitude MW and seismic moment；（d） The relationship between seismic moment and asperity area；（e） The empirical relationship between seismic moment and average sliding displacement凹凸体的相关参数对地震动影响非常大，本文也统计得到了相对较大区域的凹凸体有关参数的经验关系。因获取凹凸体相关参数的震例数目相对较少，所以凹凸体相关参数的经验关系的离散程度相对较大（图4），但是本文相对局部区域的分析结果与Somerville等人在全球范围内的统计结果还是有比较大的差异（图5d）。相对局部区域的统计关系应该更能体现目标区域的震源参数的特征。全球区域的凹凸体参数的经验关系不可避免地会带有其它地区（北美，欧洲等地）的发震构造特征，是全球地震特征的平均值，不能很好地体现局部区域地震特征。因此在进行未来破坏性地震的强地面运动空间强度分布特征预测或者数值模拟时，选取的凹凸体相关的参数应更加符合目标区域的震源参数特征。
6. 讨论与结论
破坏性地震的强地面运动预测过程包含很多的不确定性因素，针对随机不确定性最佳的处理方式即统计学方法。不同局部区域的地震矩、震级、震源深度、破裂面积、凹凸体面积、平均滑动量等参数都存在或大或小的差异，尤其是本文获得的局部有限区域内震源参数经验关系以及凹凸体相关震源参数经验关系可以应用在中国大陆地区的未来强地震动预测中，在经验关系允许的误差范围内选择更加符合目标地区的震源参数。
本文得到的局部或者相对局部区域内震源参数间的经验关系将更加适应目标区域的震源参数计算。全区域的震源参数的经验关系往往会掺杂其它区域的地震特征，影响了该区域参数选取的合理性，自然无法体现单区域主要的特征属性，因此研究局部或者相对局部区域震源参数的经验关系显得更有意义。通过统计学方法研究局部区域震源参数的随机不确定性特征，无疑可以提高未来破坏性地震动强度预测的震源参数选取的可靠性，为未来地震区划以及抗震设防提供更加科学合理的决策依据。
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图 11 SWIR沉降速率随与马里昂热点（a）及克洛泽热点（b）距离的变化图
Figure 11. Diagram of sedimentation rate variation with distance from Marion hot spot （a） and Corzet hot spot （b）
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图 1 西南印度洋地形图及分区
SWIR：西南印度洋中脊；SEIR：东南印度洋中脊；CIR：中印度洋中脊；BTJ：布维三连点；RTJ：罗得里格斯三连点；SH：沙卡；DT：迪图瓦；AB：安德鲁贝恩；M：马里昂；PE：爱德华王子；ES：埃里克辛普森；DII：发现Ⅱ号；IN：英多姆；GA：加列尼；AII：亚特兰提斯Ⅱ号；MEL：梅尔。下同
Figure 1. Topographic map of Southwest Indian Ocean
SWIR：Southwest Indian Ridge；SEIR：Southeast Indian Ridge；CIR：Central Indian Ridge；BTJ：Bouvet Triple Junction；RTJ：Rodriguez Triple Junction；SH：Shaka；DT：Du Toit；AB：Andrew Bain；M：Marion；PE：Prince Edward；ES：Eric Simpson；DII：Discovery Ⅱ ；IN：Indomed；GA：Gallieni；AII：Atlantis Ⅱ ；MEL：Melville. The same below
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图 2 SWIR沿轴水深、地幔布格重力异常MBA和玄武岩Na8含量变化图（修改自Sauter，Cannat，2010）
图中纵向灰色实线为转换断层位置。（a） 沿轴水深；（b） 沿轴MBA变化（Georgen et al，2001）；（c） 玄武岩Na8含量变化
Figure 2. Variation of the depth，MBA，Na8 composition of basalts along the SWIR axis（modified after Sauter，Cannat，2010）
The vertical gray solid line indicates the location of transform faults. （a） Depth；（b） Mantle Bouguer anomaly （Georgen et al，2001）； （c） Na8 composition of basalts
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图 3 西南印度洋中脊玄武岩同位素比值变化图（修改自孙国洪等，2021）
Figure 3. Variations in isotopic ratios of MORBs along SWIR （modified after Sun et al，2021）
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图 4 沿西南印度洋中脊的水深拟合图
红色实线为最佳高斯拟合线；灰色条带为转换断层发育位置；红色条带为热点投影到洋中脊的位置；A，B，C，D，E，F为洋脊研究分区
Figure 4. Fitting diagram of seafloor depth along SWIR
The solid red line is the best Gaussian fitting line；the gray stripes indicate the location of transition faults；the red stripe is the location where the plume is projected onto the mid-ocean ridge； A，B，C，D，E，F are the segmented study areas
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图 5 沿西南印度洋中脊采样以及扩张方向示意图
（a） 水深地形图；（b） 磁异常分布图，磁异常数据来源于全球2′分辨率磁力网格数据EMAG2 （Maus et al，2009）
Figure 5. Schematic diagram of sampling along SWIR and its spreading direction
（a） Topographic map；（b） The magnetic anomalies map，and the magnetic anomaly data are from EMAG2 （Maus et al，2009）
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图 6 西南印度洋中脊轴部形态示意图
（a） 富岩浆段洋中脊轴部隆起形态；（b） 富岩浆段至贫岩浆段的过渡形态；（c） 贫岩浆段洋中脊轴部凹陷形态
Figure 6. Schematic diagram of axial morphology of mid-ocean ridge
（a） Axial rise characterized by rich magmatic supply；（b） A transitional type between the axis rise and valley； （c） Axial valley marked by poor magmatic supply
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图 9 轴部裂谷深度随与马里昂热点（a）及克洛泽热点（b）距离的变化图
Figure 9. Diagram of axial rift depth variation with distance from Marion hot spot （a） and Corzet hot spot （b）
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图 10 SWIR沉降速率图
图（a）中红色实线为各研究区域内沉降速率的拟合线，品红色虚线为SWIR沉降速率平均值，蓝色阴影为全球沉降速率均值范围（Stein，Stein，1992；Crosby，McKenzie，2009）；图（b）中蓝色和黑针线分别为洋中脊北侧沉降速率减去南侧所得的正值与负值，灰色及红色条带与图4同。顶部红色区域显示洋脊轴部隆起所占比例（a） 沉降速率沿轴变化图；（b） 洋脊两侧沉降速率差值沿轴变化图
Figure 10. SWIR sedimentation rate diagram
In fig.（a），the solid red line is the best fit line of the subsidence rate along the SWIR， the red dotted line shows an average SWIR subsidence rate，while the horizontal blue stripes represent the global subsidence rate （Stein， Stein，1992；Crosby，McKenzie，2009）；In fig.（b），the black and blue lines indicate the values of difference between the northern and southern subsidence rate. The vertical gray and red stripes indicate the same meaning as in fig.4. The red areas at top represent the percentage of the axial rise for each region. （a） Subsidence rate variation along SWIR；（b） Axial variation of the difference between northern and southern subsidence rate
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图 12 轴部裂谷深度与沉降速率散点图
Figure 12. Scatter plot of axial valley depth versus subsidence rate
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图 13 热点与洋中脊相互作用示意图
Figure 13. Diagram of interaction between hot spot and mid-ocean ridge
表 1 SWIR各研究区域的扩张轴部深度及沉降速率均值表
Table 1 Axial valley depth and subsidence rate of each area in SWIR
各研究分区 轴部裂谷深度/km 沉降速率/（km·Ma−1/2） A区 −1.09 0.393 B区 −0.48 0.244 C区 −0.37 0.129 D区 −0.95 0.407 E区 −1.40 0.420 F区 −1.14 0.414 SWIR −1.00 0.368 
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胡昊. 2020. 用OBS远震接收函数方法研究西南印度洋中脊深部结构及洋脊-热点相互作用[D]. 杭州: 浙江大学: 94–99. Hu H. 2020. Using OBS Teleseismic Receiver Function to Study the Deep Structure of the Southwest Indian Ridge and Interaction of the Ridge-Hotspot System[D]. Hangzhou: Zhejiang University: 94–99 （in Chinese）.
李三忠,索艳慧,余珊,赵淑娟,戴黎明,曹花花,张臻,刘为勇,张国堙. 2015. 西南印度洋构造地貌与构造过程[J]. 大地构造与成矿学,39(1):15–29. doi: 10.3969/j.issn.1001-1552.2015.01.002 Li S Z,Suo Y H,Yu S,Zhao S J,Dai L M,Cao H H,Zhang Z,Liu W Y,Zhang G Y. 2015. Morphotectonics and tectonic processes of the southwest Indian Ocean[J]. Geotectonica et Metallogenia,39(1):15–29 (in Chinese).
刘持恒,李江海,张华添,刘仲兰,范庆凯. 2018. 西南印度洋岩浆补给特征研究:来自洋壳厚度的证据[J]. 地球物理学报,61(7):2859–2870. Liu C H,Li J H,Zhang H T,Liu Z L,Fan Q K. 2018. Magma supply of the southwest Indian Ocean:Evidence from crustal thickness anomalies[J]. Chinese Journal of Geophysics,61(7):2859–2870 (in Chinese).
孙国洪,田丽艳,李小虎,张汉羽,陈凌轩,刘红玲. 2021. 西南印度洋中脊岩石地球化学特征及其岩浆作用研究[J]. 海洋地质与第四纪地质,41(5):126–138. Sun G H,Tian L Y,Li X H,Zhang H Y,Chen L X,Liu H L. 2021. A review of studies on the magmatism at Southwest Indian Ridge from petrological and geochemical perspectives[J]. Marine Geology &Quaternary Geology,41(5):126–138 (in Chinese).
余星,迪克·亨利,李小虎,初凤友,董彦辉,胡航. 2020. 西南印度洋中脊地质构造特征及其地球动力学意义[J]. 地球物理学报,63(10):3585–3603. Yu X,Dick H,Li X H,Chu F Y,Dong Y H,Hu H. 2020. The geotectonic features of the Southwest Indian Ridge and its geodynamic implications[J]. Chinese Journal of Geophysics,63(10):3585–3603 (in Chinese).
Albers M,Christensen U R. 2001. Channeling of plume flow beneath mid-ocean ridges[J]. Earth Planet Sci Lett,187(1/2):207–220.
Anderson M O,Chadwick Jr W W,Hannington M D,Merle S G,Resing J A,Baker E T,Butterfield D A,Walker S L,Augustin N. 2017. Geological interpretation of volcanism and segmentation of the Mariana back-arc spreading center between 12.7°N and 18.3°N[J]. Geochem,Geophys,Geosyst,18(6):2240–2274.
Baines A G,Cheadle M J,Dick H J B,Scheirer A H,John B E,Kusznir N J,Matsumoto T. 2007. Evolution of the Southwest Indian Ridge from 55°45′E to 62°E:Changes in plate-boundary geometry since 26 Ma[J]. Geochem,Geophys,Geosyst,8(6):Q06022.
Buck W R,Lavier L L,Poliakov A N B. 2005. Modes of faulting at mid-ocean ridges[J]. Nature,434(7034):719–723. doi: 10.1038/nature03358
Cannat M,Rommevaux-Jestin C,Sauter D,Deplus C,Mendel V. 1999. Formation of the axial relief at the very slow spreading Southwest Indian Ridge (49° to 69°E)[J]. J Geophys Res:Solid Earth,104(B10):22825–22843. doi: 10.1029/1999JB900195
Chen Y S,Morgan W J. 1990a. A nonlinear rheology model for mid-ocean ridge axis topography[J]. J Geophys Res,95(B11):17583–17604. doi: 10.1029/JB095iB11p17583
Chen Y S,Morgan W J. 1990b. Rift valley/no rift valley transition at mid-ocean ridges[J]. J Geophys Res:Solid Earth,95(B11):17571–17581. doi: 10.1029/JB095iB11p17571
Crosby A G,McKenzie D. 2009. An analysis of young ocean depth,gravity and global residual topography[J]. Geophys J Int,178(3):1198–1219. doi: 10.1111/j.1365-246X.2009.04224.x
Dick H J B,Lin J,Schouten H. 2003. An ultraslow-spreading class of ocean ridge[J]. Nature,426(6965):405–412. doi: 10.1038/nature02128
Dutkiewicz A,Müller R D,Wang X,O’Callaghan S,Cannon J,Wright N M. 2017. Predicting sediment thickness on vanished ocean crust since 200 Ma[J]. Geochem,Geophys,Geosyst,18(12):4586–4603.
Font L,Murton B J,Roberts S,Tindle A G. 2007. Variations in melt productivity and melting conditions along SWIR (70°E–49°E):Evidence from olivine-hosted and plagioclase-hosted melt inclusions[J]. J Petrol,48(8):1471–1494. doi: 10.1093/petrology/egm026
Gautheron C,Moreira M,Gerin C,Tassan-Got L,Bezos A,Humler E. 2015. Constraints on the DUPAL anomaly from helium isotope systematics in the Southwest Indian mid-ocean ridge basalts[J]. Chem Geol,417:163–172. doi: 10.1016/j.chemgeo.2015.10.005
Georgen J E,Lin J,Dick H J B. 2001. Evidence from gravity anomalies for interactions of the Marion and Bouvet hotspots with the Southwest Indian Ridge:Effects of transform offsets[J]. Earth Planet Sci Lett,187(3/4):283–300.
Georgen J E. 2014. Interaction of a mantle plume and a segmented mid-ocean ridge:Results from numerical modeling[J]. Earth Planet Sci Lett,392:113–120. doi: 10.1016/j.jpgl.2014.01.035
Hirth G,Kohlstedt D L. 1996. Water in the oceanic upper mantle:Implications for rheology,melt extraction and the evolution of the lithosphere[J]. Earth Planet Sci Lett,144(1/2):93–108.
Ito G,Shen Y,Hirth G,Wolfe C J. 1999. Mantle flow,melting,and dehydration of the Iceland mantle plume[J]. Earth Planet Sci Lett,165(1):81–96. doi: 10.1016/S0012-821X(98)00216-7
Jian H C,Singh S C,Chen Y J,Li J B. 2017a. Evidence of an axial magma chamber beneath the ultraslow-spreading Southwest Indian Ridge[J]. Geology,45(2):143–146. doi: 10.1130/G38356.1
Jian H C,Chen Y J,Singh S C,Li J B,Zhao M H,Ruan A G,Qiu X L. 2017b. Seismic structure and magmatic construction of crust at the ultraslow-spreading Southwest Indian Ridge at 50°28′E[J]. J Geophys Res:Solid Earth,122(1):18–42. doi: 10.1002/2016JB013377
Li J B,Jian H C,Chen Y J,Singh S C,Ruan A G,Qiu X L,Zhao M H,Wang X G,Niu X W,Ni J Y,Zhang J Z. 2015. Seismic observation of an extremely magmatic accretion at the ultraslow spreading Southwest Indian Ridge[J]. Geophys Res Lett,42(8):2656–2663. doi: 10.1002/2014GL062521
Lin J,Parmentier E M. 1989. Mechanisms of lithospheric extension at mid-ocean ridges[J]. Geophys J Int,96(1):1–22. doi: 10.1111/j.1365-246X.1989.tb05246.x
Lin J,Purdy G M,Schouten H,Sempere J C,Zervas C. 1990. Evidence from gravity data for focused magmatic accretion along the Mid-Atlantic Ridge[J]. Nature,344(6267):627–632. doi: 10.1038/344627a0
Marks K M,Stock J M. 1994. Variations in ridge morphology and depth-age relationships on the Pacific-Antarctic Ridge[J]. J Geophys Res:Solid Earth,99(B1):531–541. doi: 10.1029/93JB02760
Maus S,Barckhausen U,Berkenbosch H,Bournas N,Brozena J,Childers V,Dostaler F,Fairhead J D,Finn C,von Frese R R B,Gaina C,Golynsky S,Kucks R,Lühr H,Milligan P,Mogren S,Müller R D,Olesen O,Pilkington M,Saltus R,Schreckenberger B,Thébault E,Caratori Tontini F. 2009. EMAG2:A 2–arc min resolution Earth Magnetic Anomaly Grid compiled from satellite,airborne,and marine magnetic measurements[J]. Geochem,Geophys,Geosyst,10(8):Q08005.
McDougall I A N,Verwoerd W,Chevallier L U C. 2001. K-Ar geochronology of Marion Island,Southern Ocean[J]. Geol Mag,138(1):1–17. doi: 10.1017/S0016756801005039
McKenzie D P. 1967. Some remarks on heat flow and gravity anomalies[J]. J Geophys Res,72(24):6261–6273. doi: 10.1029/JZ072i024p06261
Mendel V, Sauter D, Rommevaux-Jestin C, Patriat P, Lefebvre F, Parson L M. 2003. Magmato-tectonic cyclicity at the ultra-slow spreading Southwest Indian Ridge: Evidence from variations of axial volcanic ridge morphology and abyssal hills pattern[J]. Geochem, Geophys, Geosyst, 4（5）: 9102.
Meyzen C M, Ludden J N, Humler E, Luais B, Toplis M J, Mével C, Storey M. 2005. New insights into the origin and distribution of the DUPAL isotope anomaly in the Indian Ocean mantle from MORB of the Southwest Indian Ridge[J]. Geochem, Geophys, Geosyst, 6（11）: Q11K11.
Minshull T A,Muller M R,White R S. 2006. Crustal structure of the Southwest Indian Ridge at 66°E:Seismic constraints[J]. Geophys J Int,166(1):135–147. doi: 10.1111/j.1365-246X.2006.03001.x
Muller M R,Robinson C J,Minshull T A,White R S,Bickle M J. 1997. Thin crust beneath ocean drilling program borehole 735B at the Southwest Indian Ridge?[J]. Earth Planet Sci Lett,148(1/2):93–107.
Muller M R,Minshull T A,White R S. 2000. Crustal structure of the Southwest Indian Ridge at the Atlantis II fracture zone[J]. J Geophys Res:Solid Earth,105(B11):25809–25828. doi: 10.1029/2000JB900262
Niu X W,Ruan A G,Li J B,Minshull T A,Sauter D,Wu Z L,Qiu X L,Zhao M H,Chen Y J,Singh S. 2015. Along-axis variation in crustal thickness at the ultraslow spreading Southwest Indian Ridge (50°E) from a wide-angle seismic experiment[J]. Geochem,Geophys,Geosyst,16(2):468–485.
Parson B,Sclater J G. 1997. An analysis of the variation of ocean floor bathymetry and heat flow with age[J]. J Geophys Res,82(5):803–827.
Patriat P,Sloan H,Sauter D. 2008. From slow to ultraslow:A previously undetected event at the Southwest Indian Ridge at ca. 24 Ma[J]. Geology,36(3):207–210. doi: 10.1130/G24270A.1
Ruan A G,Hu H,Li J B,Niu X W,Wei X D,Zhang J,Wang A X. 2017. Crustal structure and mantle transition zone thickness beneath a hydrothermal vent at the ultra-slow spreading Southwest Indian Ridge (49°39′E):A supplementary study based on passive seismic receiver functions[J]. Mar Geophys Res,38(1):39–46.
Sauter D,Patriat P,Rommevaux-Jestin C,Cannat M,Briais A,Gallieni Shipboard Scientific Party. 2001. The Southwest Indian Ridge between 49°15′E and 57°E:Focused accretion and magma redistribution[J]. Earth Planet Sci Lett,192(3):303–317. doi: 10.1016/S0012-821X(01)00455-1
Sauter D, Carton H, Mendel V, Munschy M, Rommevaux-Jestin C, Schott J J, Whitechurch H. 2004. Ridge segmentation and the magnetic structure of the Southwest Indian Ridge （at 50°30′E, 55°30′E and 66°20′E）: Implications for magmatic processes at ultraslow-spreading centers[J]. Geochem, Geophys, Geosyst, 5（5）: Q05K08.
Sauter D,Cannat M,Meyzen C,Bezos A,Patriat P,Humler E,Debayle E. 2009. Propagation of a melting anomaly along the ultraslow Southwest Indian Ridge between 46°E and 52°20′E:Interaction with the Crozet hotspot?[J]. Geophys J Int,179(2):687–699. doi: 10.1111/j.1365-246X.2009.04308.x
Sauter D, Cannat M. 2010. The ultraslow spreading Southwest Indian ridge[G]//Diversity of Hydrothermal Systems on Slow Spreading Ocean Ridges. Washington: American Geophysical Union: 153–173.
Sauter D,Cannat M,Rouméjon S,Andreani M,Birot D,Bronner A,Brunelli D,Carlut J,Delacour A,Guyader V,MacLeod C J,Manatschal G,Mendel V,Ménez B,Pasini V,Ruellan E,Searle R. 2013. Continuous exhumation of mantle-derived rocks at the Southwest Indian Ridge for 1 1 million years[J]. Nat Geosci,6(4):314–320. doi: 10.1038/ngeo1771
Scripps Institution of Oceanography, University of California San Diego. 2023. Index of /pub/archive/srtm15/V1[EB/OL]. [2022-08-23]. https://topex.ucsd.edu/pub/archive/srtm15/V1/
Seton M, Müller R D, Zahirovic S, Williams S, Wright N M, Cannon J, Whittaker J M, Matthews K J, McGirr R. 2020. A global data set of present-day oceanic crustal age and seafloor spreading parameters[J]. Geochem, Geophys, Geosyst, 21（10）: e2020GC009214.
Sloan H,Sauter D,Goff J A,Cannat M. 2012. Abyssal hill characterization at the ultraslow spreading Southwest Indian Ridge[J]. Geochem,Geophys,Geosyst,13(2):Q0AE06.
Stein C A,Stein S. 1992. A model for the global variation in oceanic depth and heat flow with lithospheric age[J]. Nature,359(6391):123–129. doi: 10.1038/359123a0
Storey M,Mahoney J J,Saunders A D,Duncan R A,Kelley S P,Coffin M F. 1995. Timing of hot spot-related volcanism and the breakup of Madagascar and India[J]. Science,267(5199):852–855. doi: 10.1126/science.267.5199.852
Tao C H,Lin J,Guo S Q,Chen Y J,Wu G H,Han X Q,German C R,Yoerger D R,Zhou N,Li H M,Su X,Zhu J,the DY115-19 (Legs 1–2) and DY115-20 (Legs 4–7) Science Parties. 2012. First active hydrothermal vents on an ultraslow-spreading center:Southwest Indian Ridge[J]. Geology,40(1):47–50. doi: 10.1130/G32389.1
Tapponnier P,Francheteau J. 1978. Necking of the lithosphere and the mechanics of slowly accreting plate boundaries[J]. J Geophys Res:Solid Earth,83(B8):3955–3970. doi: 10.1029/JB083iB08p03955
Turcotte D L,Oxburgh E R. 1969. Convection in a mantle with variable physical properties[J]. J Geophys Res,74(6):1458–1474. doi: 10.1029/JB074i006p01458
Vogt P R,Johnson G L. 1975. Transform faults and longitudinal flow below the Midoceanic Ridge[J]. J Geophys Res,80(11):1399–1428. doi: 10.1029/JB080i011p01399
Wessel P, Smith W H F. 1995. New version of the generic mapping tools[J]. Eos, Trans Am Geophys Union, 76（33）: 329.
White R S,McKenzie D,O’Nions R K. 1992. Oceanic crustal thickness from seismic measurements and rare earth element inversions[J]. J Geophys Res:Solid Earth,97(B13):19683–19715. doi: 10.1029/92JB01749
Whittaker J M,Goncharov A,Williams S E,Müller R D,Leitchenkov G. 2013. Global sediment thickness data set updated for the Australian-Antarctic Southern Ocean[J]. Geochem,Geophys,Geosyst,14(8):3297–3305.
Yale M M,Morgan J P. 1998. Asthenosphere flow model of hotspot-ridge interactions:A comparison of Iceland and Kerguelen[J]. Earth Planet Sci Lett,161(1/2/3/4):45–56.
Yang A Y,Zhao T P,Zhou M F,Deng X G. 2017. Isotopically enriched N-MORB:A new geochemical signature of off-axis plume-ridge interaction:A case study at 50°28′E,Southwest Indian Ridge[J]. J Geophys Res:Solid Earth,122(1):191–213.
Zhang T,Lin J,Gao J Y. 2011. Interactions between hotspots and the Southwest Indian Ridge during the last 90 Ma:Implications on the formation of oceanic plateaus and intra-plate seamounts[J]. Science China Earth Sciences,54(8):1177–1188. doi: 10.1007/s11430-011-4219-9
Zhang T,Lin J,Gao J Y. 2013. Magmatism and tectonic processes in Area A hydrothermal vent on the Southwest Indian Ridge[J]. Science China Earthquake Science,56(12):2186–2197. doi: 10.1007/s11430-013-4630-5
Zhao M H,Qiu X L,Li J B,Sauter D,Ruan A G,Chen J,Cannat M,Singh S,Zhang J Z,Wu Z L,Niu X W. 2013. Three-dimensional seismic structure of the Dragon Flag oceanic core complex at the ultraslow spreading Southwest Indian Ridge (49°39′E)[J]. Geochem,Geophys,Geosyst,14(10):4544–4563.
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期刊类型引用(3)
1. Zongchao Li，Zhiwei Ji，Jize Sun，Hiroe Miyake，Yanna Zhao，Hongjun Si，Mengtan Gao，Yi Ding. High-Probability Ground Motion Simulation in Maduo County for the Maduo M_S7.4 Earthquake in 2021:A Possible Supershear Earthquake. Journal of Earth Science. 2025(02): 781-800 . 
必应学术
2. 赵扬锋，樊艺，荆刚，刘玉春，王学滨. 断层黏滑失稳过程声发射特征试验研究. 岩石力学与工程学报. 2022(S2): 3101-3113 . 百度学术
3. 孟增，汪栋梁，郝鹏. 面向概率-区间混合可靠性分析的自适应共轭控制方法与应用. 应用力学学报. 2022(06): 1076-1085 . 百度学术
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