2018年5月28日中國(guó)吉林松原 M5.7級(jí)地震引起的液化構(gòu)造*

邵珠福 劉澤璇 鐘建華 欒錫武 冉偉民 劉晶晶 張文鑫 趙 冰

1東北石油大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，黑龍江大慶 163318 2 Department of Geology and Petroleum Geology，University of Aberdeen，Aberdeen，AB24-3UE，UK 3中國(guó)石油大學(xué)地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，山東青島 266580 4中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局青島海洋地質(zhì)研究所，山東青島 266071

1 概述

軟沉積物變形構(gòu)造的形成取決于沉積物(未固結(jié))液化敏感性、改變沉積物屈服強(qiáng)度狀態(tài)的觸發(fā)機(jī)制和足夠的驅(qū)動(dòng)力3個(gè)方面(Allen，1986)。變形機(jī)理隨材料性質(zhì)的不同而不同，對(duì)于彈塑性地質(zhì)沉積物，足夠大的應(yīng)力超過(guò)其屈服強(qiáng)度或降低其固有屈服強(qiáng)度均可導(dǎo)致變形(Owen，1987)。

液化變形是一種常見(jiàn)的無(wú)黏性軟沉積物變形構(gòu)造，如液化砂脈、液化砂席、液化砂柱、液化砂(泥)火山、液化砂管、液化砂涌(sand blow)、液化砂尖頂(cusps)、包卷層理、碟狀構(gòu)造、負(fù)載構(gòu)造、回縮構(gòu)造、底辟構(gòu)造、假結(jié)核和其他泄水構(gòu)造等(Lowe，1975，1976；Allen，1977，1982；Owen，1987，1995；Obermeier，1996；Takahamaetal.， 2000；Rodríguez-Pascuaetal.， 2000；Tuttle，2001；Massarietal.， 2001；Kholodov，2002；Luetal.， 2006；Moretti and Sabato，2007；Glennie and Hurst，2007；Chenetal.， 2009；Bonini，2009；Owenetal.， 2011；Owen and Moretti，2011；Rossetal.， 2011；Gibertetal.， 2011；Rowe，2013；Suetal.， 2014；Valenteetal.， 2014；易雪斐等，2015；Oppo and Capozzi，2016；Ulvrovaetal.， 2016；Mazumderetal.， 2016；杜遠(yuǎn)生和余文超，2017；Hurst and Vigorito，2017；鐘建華等，2018)。液化甚至可產(chǎn)生大型砂巖注入體(Satur and Hurst，2007；Grippaetal.， 2019)。

液化可分為靜態(tài)液化、脈沖液化和循環(huán)液化3種類(lèi)型(Owen，1987)，可發(fā)生在冰川、荒漠、山間凹陷、河流、三角洲、潮汐帶、濱淺海、大陸斜坡和海底扇等多種環(huán)境(Kuribayashi and Tatsuoka，1975；Alfaroetal.， 1997；Morettietal.， 2001；Moretti and Sabato，2007；Shietal.， 2007；Peruccaetal.， 2009；Wagoner Loon，2009；Alfaroetal.， 2010；Wagoner Loon and Maulik，2011；Moretti and Ronchi，2011；Phillipsetal.， 2013；Owen and Santos，2014；Ravieretal.， 2015；鐘建華等，2018；Ko?-Tagn and Diniz-Akarca；2018)，甚至可以發(fā)生在火星上(Mahaneyetal.， 2004；Wangetal.， 2005)，但以湖泊和海洋為主。液化多發(fā)生在碎屑巖和碳酸鹽巖中(Suetal.， 2014)。地震、火山噴發(fā)、海嘯和風(fēng)暴水波、沉積物負(fù)載、冰川消融、凍土融化、成巖作用、潮汐、洪水、滑動(dòng)滑塌、濁流、地下水活動(dòng)、管道流、氣體泄漏、底辟作用、海平面升降和生物活動(dòng)等都可以觸發(fā)液化活動(dòng)(Burne，1970；Allen and Banks，1972；Owen，1987；Obermeier，1996；Murtonetal.， 2000；Harrisetal.， 2000；Morettietal.， 2001；Mahaneyetal.， 2004；Zhongetal.， 2006；Mazumderetal.， 2006；Glennie and Hurst，2007；Greb and Archer，2007；鐘建華等，2008；Owen and Moretti，2008，2011；梅冥相等，2009；鐘建華和梁剛，2009；Wagoner Loon，2009；Alfaroetal.， 2010；Owenetal.， 2011；Rowe，2013；Lietal.， 2013；Chen and Lee，2013；Miyakawaetal.， 2013；Phillipsetal.， 2013；Tianetal.， 2013；邵珠福等，2014a；Owen and Santos，2014；Ravieretal.， 2015；Ulvrovaetal.， 2016；Mazumderetal.， 2016；Koetal.， 2017；Hurst and Vigorito，2017；Capaccionietal.， 2017；杜遠(yuǎn)生和余文超，2017；馮增昭等，2017；馮增昭，2017；鐘建華等，2018；Ko?-Tagn and Diniz-Akarca，2018)。

地震常常引起飽和砂沉積層液化和流化，地震時(shí)，飽含水的松散沉積物受到地震循環(huán)波剪切力影響，靜態(tài)孔隙水形成了具超孔隙水壓力的水體，并克服了砂顆粒間的內(nèi)摩擦力而使砂顆粒發(fā)生流動(dòng)，顆粒重新排列。飽和砂沉積物變?yōu)闊o(wú)流體，沒(méi)有屈服強(qiáng)度，上覆壓力和顆粒之間支撐力轉(zhuǎn)化為顆粒之間的孔隙流體壓力，此時(shí)液化產(chǎn)生并持續(xù)一段時(shí)間。隨后顆?；謴?fù)至接觸狀態(tài)，排列更加緊密(Allen，1982；Owen，1987；Obermeier，1996；Obermeier and Pond，1999；Tuttle，2001；Owen and Moretti，2011)。隨著地震周期性震蕩，剪切力持續(xù)增加，孔隙流體壓力逐步增強(qiáng)，當(dāng)孔隙流體壓力(pore-fluid pressure)超過(guò)上覆地層壓力或者上覆密封層的破裂壓力時(shí)，孔隙流體壓力釋放，產(chǎn)生流化，導(dǎo)致應(yīng)變，流體攜帶砂體流動(dòng)，于是產(chǎn)生泄水構(gòu)造和變形(Obermeier，1996；Owenetal.， 2011；邵珠福等，2014a，2014b，2014c)。地震液化強(qiáng)度與震級(jí)、震中距、震源深度和地震持續(xù)時(shí)間有關(guān)，同時(shí)受沉積物顆粒大小、厚度、固結(jié)程度、上覆非滲透層厚度等條件影響(Burne，1970；Obermeier，1996；Morettietal.， 1999；Valenteetal.， 2014)。液化在粗粉砂和細(xì)砂中最易發(fā)生(Owen and Moretti，2011)，也有學(xué)者發(fā)現(xiàn)了礫石液化(Takahamaetal.， 2000)。一般引起液化最小震級(jí)M5～6級(jí)(楊承先，1985；Allen，1986；Obermeier and Pond，1999；Koetal.， 2017)。

2018年5月28日1時(shí)52分，松原市寧江區(qū)發(fā)生M5.7級(jí)地震(45°16′12″N,124°42′35″E)，震源深度13-km，隨后28—31日發(fā)生多次2～3級(jí)余震。地震引發(fā)周?chē)?-km范圍內(nèi)廣泛發(fā)育液化和流化構(gòu)造，其中以液化砂火山最為普遍。文中通過(guò)詳細(xì)介紹液化構(gòu)造種類(lèi)、組合關(guān)系與空間分布等，闡述其成因機(jī)制，以期對(duì)古地震和現(xiàn)代地震研究提供素材。

F1—嫩江—開(kāi)魯斷裂帶；F2—依蘭—伊通斷裂帶；F3—赤峰—開(kāi)原斷裂 紅色圓點(diǎn)為1976年以來(lái)松遼盆地及周邊地震震中位置，黃色圓點(diǎn)為2018年5月28日松原寧江區(qū)牙木吐村M5.7級(jí)地震發(fā)育位置圖 1 中國(guó)吉林松原地區(qū)構(gòu)造位置圖Fig.1 Tectonic location of Songyuan area in Jilin Province, China

2 地質(zhì)概況

松原地處吉林省西北部，地貌上屬于平原區(qū)，構(gòu)造位置位于郯廬斷裂帶北段西側(cè)、松遼盆地中央凹陷帶(圖 1)。松遼盆地為華北板塊、西伯利亞板塊和太平洋板塊所夾持的前中生界基底上的中、新生代陸相疊合盆地(葛榮峰等，2010；孟元林等，2012；王璞珺等，2015；韓江濤等，2018)，西側(cè)為嫩江—開(kāi)魯斷裂和大興安嶺，東側(cè)為郯廬斷裂帶北段的依蘭—伊通斷裂帶和張廣才嶺，北側(cè)為訥謨爾河斷裂帶和小興安嶺，南側(cè)為赤峰—開(kāi)原斷裂和燕山構(gòu)造帶，主體呈NNE方向，盆地發(fā)育經(jīng)歷了斷陷—坳陷—反轉(zhuǎn)三大演化階段，充填碎屑巖與火山巖沉積，盆地內(nèi)部斷裂以NNE-NE和NNW-NW向?yàn)橹?張功成等，1997；何委徽等，2011)。

郯廬斷裂帶是中國(guó)東部中新生代以來(lái)長(zhǎng)期活動(dòng)的深大斷裂，長(zhǎng)約2400-km，其北段(肇興—昌圖段)從松原地區(qū)東側(cè)穿過(guò)，北起黑龍江邊的肇興縣，南到昌圖縣，走向NE40°～45°，延伸約 800-km，分依蘭—伊通和密山—敦化2條主干斷裂(羅志立等，2005；萬(wàn)桂梅等，2009)。郯廬斷裂帶中—新生代斷裂和地震活動(dòng)十分頻繁和強(qiáng)烈，如在1668年在郯城—莒縣發(fā)生了華北地區(qū)最強(qiáng)烈的8.5級(jí)的大地震，在其中段的沂沭斷裂帶及其附近地區(qū)的中—新生代地層中，已識(shí)別出由地震產(chǎn)生的軟沉積變形構(gòu)造(震積巖)的組級(jí)地震事件地層多達(dá)17個(gè)(田洪水等，2017)。

圖 2 中國(guó)吉林松原地區(qū)及周邊斷層分布(據(jù)劉權(quán)鋒等，2017;修改)Fig.2 Fault distribution of Songyuan area and its surrounding areas in Jilin Province, China(modified after Liu et al.，2017)

松原地區(qū)周邊斷裂活動(dòng)頻繁(圖 2)，最主要的有扶余—肇東斷裂、第二松花江斷裂、扶余北斷裂、孤店斷裂、查干花—道字井?dāng)嗔?楊清福等，2010；薛艷等，2015；邵博等，2015；劉權(quán)鋒等，2017；劉俊清等，2017；盤(pán)曉東等，2018)。

1)扶余—肇東斷裂。北起肇東，南到懷德，為松遼盆地中央凹陷區(qū)和東南隆起區(qū)分界線，走向NE，傾向SE，傾角70°～80°，為早、中更新世活躍斷層(劉權(quán)鋒等，2017；盤(pán)曉東等，2018)。

2)第二松花江斷裂。西起大安，東到崇善，全長(zhǎng)超過(guò)500 km，走向NW，傾向SE，傾角70°～80°，最新活動(dòng)時(shí)代早、中更新世(楊清福等，2010)。

3)扶余北斷裂。扶余—肇東斷裂分支，走向EW，傾向S，傾角70°～80°，為一長(zhǎng)度近30-km的隱伏斷裂，全新世以來(lái)一直活躍(劉權(quán)鋒等，2017)。

4)孤店斷裂。扶余—肇東斷裂分支，走向NE-NW，傾向SE，長(zhǎng)度超過(guò)60-km，具有典型的正反轉(zhuǎn)構(gòu)造性質(zhì)，全新世以來(lái)仍有活動(dòng)(邵博等，2015；劉權(quán)鋒等，2017)。

5)查干花—道字井?dāng)嗔?。扶余—肇東斷裂南段分支，走向NE-NW，傾向NW，長(zhǎng)度超過(guò)30-km，全新世以來(lái)仍有活動(dòng)(劉權(quán)鋒等，2017)。

圖 3 中國(guó)吉林松原M5.7級(jí)地震震源區(qū)淺層沉積物巖性剖面圖Fig.3 Lithologic profile of shallow sediments in sesmic region of the M5.7 earthquake in Songyuan area，Jilin Province, China

松原地處松嫩平原腹地，第四紀(jì)松散沉積物厚度80～100-m，主要為黑色淤泥與砂土質(zhì)互層沉積，地層從下到上依次為下全新統(tǒng)溫泉河組、中全新統(tǒng)坦途組和上全新統(tǒng)郭家店組(郭偉靜等，2007；趙福岳，2010)。地下水位埋深一般小于5-m(田輝等，2011；盤(pán)曉東等，2018)。據(jù)震中約1-km處3口淺鉆井顯示(圖 3)，牙木吐村周邊淺地表松散沉積物(郭家店組)可劃分5個(gè)地層單元： ①為富含腐殖質(zhì)黏土(黑土地)，厚度50～70-cm，為農(nóng)作物生長(zhǎng)主力層位；②淺棕色粉砂質(zhì)黏土，與地層單元①呈漸變關(guān)系，粒度略粗，厚度45～60-cm；③紅褐色黏土，為古風(fēng)化殼沉積，可作為標(biāo)志層全區(qū)對(duì)比，厚度10～15-cm；④淺灰色粉砂質(zhì)黏土，厚度10～15-cm，粒度較單元③變粗，含水飽和度增高，與下覆單元呈漸變過(guò)渡關(guān)系；⑤淺黃色細(xì)砂、粉砂，分選、磨圓較好，飽含水，厚度約20-m。

圖 4 中國(guó)吉林松原地區(qū)2000年以來(lái)地震發(fā)育分布(數(shù)據(jù)截止到2019年6月3日)Fig.4 Tempotal distribution of 2000 in Songyuan area，Jilin Province, China (based on data before June 3rd，2019)

自2006年以來(lái)，松原地區(qū)地震頻發(fā)，M2級(jí)以上地震多達(dá)77次，2013年以后地震活動(dòng)尤為頻繁，且多以淺源地震為主(圖 4)。有史記載最大1次地震為1119年發(fā)生在前郭縣的6級(jí)地震(吳戈，1991)，震中位于扶余斷裂帶與第二松花江斷裂帶交會(huì)處；2006年3月和2013年10月在松原查干花鎮(zhèn)發(fā)生的2次M5.5級(jí)地震群，震中位置位于孤店斷裂帶和查干泡—道字井?dāng)嗔褞Ы粫?huì)處(邵博等，2015；盤(pán)曉東等，2018)；2018年5月27日松原M5.7級(jí)地震震中位于扶余—肇東斷裂帶和第二松花江斷裂帶交會(huì)處。

由于郯廬斷裂帶與其附近的斷裂存在著主從與聯(lián)動(dòng)的活動(dòng)關(guān)系(王小鳳等，2000)，因此，處在郯廬斷裂帶北段近旁的扶余—肇東及孤店等活斷層與依蘭—伊通主干斷裂帶的活動(dòng)也存在著上述主從與聯(lián)動(dòng)關(guān)系。

黃色符號(hào)標(biāo)注的點(diǎn)為砂火山分布的位置圖 5 中國(guó)吉林松原M5.7級(jí)地震液化砂火山分布Fig.5 Distribution of liquefied sand volcanoes of the M5.7 earthquake in Songyuan area，Jilin Province, China

3 地震液化構(gòu)造

松原地區(qū)2018年5月28日M5.7級(jí)地震導(dǎo)致地表松散沉積物(圖 3中地層單元⑤)嚴(yán)重的液化現(xiàn)象，在應(yīng)力薄弱帶形成液化噴砂流(砂火山噴發(fā))。地震瞬間或者地震后不久(數(shù)分鐘內(nèi))，液化層內(nèi)強(qiáng)烈的超孔隙壓力突破上覆地層重力或破裂壓力，沿早期的洞穴或者裂縫發(fā)生泥砂上涌，形似噴泉，砂火山噴發(fā)持續(xù)時(shí)間可達(dá)半小時(shí)，當(dāng)壓力足夠大，液化泥砂噴流高度可達(dá)6～7-m(Obermeier，1996)。砂火山噴流結(jié)束后，噴出的泥砂在火山口堆積，形成各種類(lèi)型的砂火山，如圖 5 所示，地震結(jié)束后，在震中距3-km范圍內(nèi)發(fā)現(xiàn)了多處液化砂火山。根據(jù)前述，地層單元⑤為砂火山的液化源層，上覆于第⑤層之上的①—④層為非液化層(屬非透水層)，層內(nèi)發(fā)育液化侵入砂脈或砂席。

3.1 液化砂火山

液化砂火山又稱(chēng)sand boil(Lowe，1975；Obermeieretal.， 1990，1992；Obermeier，1996；Lietal.， 1996；Morettietal.， 1999；Tuttle，2001；Massarietal.， 2001；Kanibiretal.， 2006；Rossetal.， 2011；Moretti and Ronchi，2011；Bhattacharyaetal.， 2011；Yamaguchietal.， 2012；Capaccionietal.， 2017)，是松原松原地區(qū)最普遍的地震觸發(fā)構(gòu)造，也是最主要的液化構(gòu)造類(lèi)型。在松原M5.7級(jí)震源區(qū)周?chē)?-km范圍內(nèi)發(fā)現(xiàn)液化砂火山出露點(diǎn)超過(guò)55個(gè)，液化砂火山分布具有成群性，且展布具有一定的優(yōu)勢(shì)方向(圖 5)。根據(jù)形態(tài)和結(jié)構(gòu)，液化砂火山可分為3種類(lèi)型。

a—孤立的有火山口型砂火山，直徑約12-m，砂火山口直徑1.3-m，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)A；b—有火山口型砂火山組合，火山口直徑0.7～1.0-m，多期砂火山形成同心環(huán)狀“階地”，邊緣發(fā)育沖溝，砂火山沉積表面發(fā)育小型河道，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)B；c—條帶狀砂火山組合，規(guī)模較小，厚度2-cm，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)D；d—孤立的無(wú)火山口型砂火山，丘狀，長(zhǎng)3.1-m，寬1.6-m，高0.45-m，長(zhǎng)軸方向近N-S，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)E圖 6 中國(guó)吉林松原M5.7級(jí)地震液化砂火山形態(tài)及組合特征Fig.6 Shape and combination of liquefied sand volcanoes of the M5.7 earthquake in Songyuan area，Jilin Province, China

3.1.1 有火山口型砂火山

地震產(chǎn)生液化和流化后，超孔隙流體壓力流體攜帶液化層砂體上涌，沿著斷裂帶或者應(yīng)力薄弱帶形成通道(水腔)(Lowe and Robert，1974；Lowe，1983；Owen，1996；Harrisetal.， 2000；Massarietal.， 2001；Owen，2003；Wagoner Loon，2009；Yamaguchi，2012；Phillipsetal.， 2013；Suetal.， 2014)，噴出地表后，形成砂火山(圖 4)。隨著能量減弱，噴發(fā)停止，形成火山口狀沉陷(Collinsonetal.， 2006)、回填構(gòu)造(Takahamaetal.， 2000)和砂涌(Obermeier，1996；Tuttle，2001；Owen and Moretti，2011)。流體壓力釋放后，兩翼砂體因脫水形成朵葉體沉積，平面上呈圓形，寬度不等，剖面上一般呈圓錐形或者穹窿狀，內(nèi)部發(fā)育傾斜層理(Collinsonetal.， 2006)。

砂火山的規(guī)模與震級(jí)和距離震中遠(yuǎn)近有直接關(guān)系，一般來(lái)講，地震等級(jí)越大、震中距越小，砂火山越大，2013年松原M5.8級(jí)地震誘發(fā)單個(gè)液化噴砂面積超過(guò)300-m2(魏美璇等，2016)。如圖 6 所示，松原M5.7級(jí)地震在距離震中800-m處可見(jiàn)最大砂火山沉積直徑超過(guò)12-m(圖 6-a)，隨著震中距增加，砂火山規(guī)模減小，最小者直徑僅5-cm，一般砂火山直徑2～8-m，砂火山口直徑0.5～1-m。砂火山沉積厚度在火山口周?chē)?，向外逐漸變小，厚者可超過(guò)0.5-m，薄者僅為2-cm。砂火山的分布可分對(duì)稱(chēng)型和非對(duì)稱(chēng)型，一般來(lái)講，地表地形平坦、無(wú)障礙物阻擋并且砂體分布范圍大者分布均勻(圖 6-b)，地勢(shì)高地起伏、受地表斷裂影響和障礙物阻擋處，砂火山不對(duì)稱(chēng)(圖 6-c，6-d)。同時(shí)砂火山對(duì)稱(chēng)形態(tài)可能受風(fēng)向等因素影響。砂火山的分布有孤立的(圖 6-a，6-d)，也有成群分布(圖 6-b，6-c)，成群分布的砂火山一般具有優(yōu)勢(shì)排列方向，研究區(qū)成群砂火山分布優(yōu)勢(shì)方向?yàn)镹-S方向(圖 5)，其次為NW-SE方向。

圖 7 砂火山沉積內(nèi)部結(jié)構(gòu)示意圖(據(jù)Obermeier，1996；Su et al.， 2014；修改)Fig.7 Sketch showing internal structure of sand volcanoes(modified after Obermeier，1996；Su et al.， 2014)

隨著周期性地震波影響，砂火山噴發(fā)也具有周期性特點(diǎn)。當(dāng)噴發(fā)結(jié)束后，砂體側(cè)向流動(dòng)可形成傾斜層理，如圖 7 所示，傾斜層理形態(tài)與砂火山沉積基本保持一致，從火山口側(cè)緣向四周尖滅，在靠近火山口內(nèi)部，由于噴發(fā)回流作用，層理多向砂火山通道內(nèi)部延伸，流體攜帶泥砂，充填火山口，形成回填構(gòu)造(Takahamaetal.， 2000)，在此過(guò)程中在火山口沉積邊緣形成沖溝，兩側(cè)朵葉體沉積表面發(fā)育小型表面水系(圖 6-b)。松原砂火山沉積傾斜層理單層厚度0.5～5-cm(圖 8-a至8-c)，局部微層序可見(jiàn)層理顯正粒序特征(圖 7；圖 8-b)，代表孔隙流體壓力逐漸減小的單次噴發(fā)過(guò)程(Rodríguez-Pascuaetal.， 2015)，噴發(fā)開(kāi)始時(shí)，能量較強(qiáng)，沉積物顆粒較粗，隨后能量減弱，顆粒變細(xì)。在垂向剖面中，砂火山沉積透鏡體經(jīng)常會(huì)被誤認(rèn)為沉積層，傾斜層會(huì)被誤認(rèn)為是交錯(cuò)層理(Collinson，2006)。

地震液化，超孔隙流體壓力流體攜帶砂層向上逃逸，侵蝕兩壁低滲透黏土，形成泥質(zhì)角礫，泥質(zhì)角礫隨砂體一起上涌、噴出并沉積(Obermeier，1996；Suetal.， 2014)，松散黏土顆粒經(jīng)過(guò)一定距離的搬運(yùn)厚具有較好的分選性和磨圓性，且沉積后呈疊瓦狀排列(圖 7；圖 8-d)，也有學(xué)者指出砂火山沉積中無(wú)泥質(zhì)角礫沉積(Lietal.， 1996)。

3.1.2 無(wú)火山口型砂火山

無(wú)火山口型砂火山是丘狀或墳堆狀砂體沉積，無(wú)明顯火山口沉降帶，砂火山沉積中間最高，向四周變低，平面上近圓形或橢圓形，剖面呈透鏡狀或者圓錐狀，孤立或者呈條帶狀分布。砂火山直徑0.2～10-m，高0.1～0.6-m。如圖 6-d所示孤立無(wú)火山口型砂火山沉積，平面呈橢圓狀，長(zhǎng)軸方向近N-S。

根據(jù)無(wú)火山口型砂火山的上述特征且與具有火山口的砂火山對(duì)比，推斷無(wú)火山口型砂火山形成滿足2個(gè)條件： 一是有足夠的液化砂體供應(yīng)，使得具超孔隙流體壓力的液化砂噴出地表后，其涌道能及時(shí)充填；二是超孔隙水壓力不足，涌道空間剛被充填，超孔隙水壓力就被消耗已盡而不足以使液化砂繼續(xù)噴出，從而形成了無(wú)火山口型砂火山堆積。

a—砂火山沉積側(cè)翼傾斜層理和負(fù)載構(gòu)造；b—砂火山沉積內(nèi)部正粒序沉積和傾斜層理；c—砂火山內(nèi)部?jī)A斜層理和底部侵蝕(負(fù)載構(gòu)造)；d—砂火山內(nèi)部泥質(zhì)碎屑與底部負(fù)載構(gòu)造。照片來(lái)自于小型探槽內(nèi)部(深度約30-cm)，探槽位于砂火山口側(cè)翼約1-m處(圖 5中點(diǎn)A)圖 8 中國(guó)吉林松原M5.7地震砂火山沉積內(nèi)部結(jié)構(gòu)Fig.8 Internal structure of sand volcanoes of the M5.7 earthquake in Songyuan area，Jilin Province, China

3.1.3 無(wú)砂型(水)火山

無(wú)砂型(水)火山是指砂火山噴發(fā)時(shí)只噴出水，無(wú)砂體噴出和堆積，只存在一個(gè)火山口。如圖 9 所示無(wú)砂型火山口近圓形，直徑2.2-m，火山口沉降45-cm。火山口邊緣發(fā)育同心環(huán)形正斷層，火山口內(nèi)部發(fā)育多組不同方向斷裂。

照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)C圖 9 中國(guó)吉林松原地震無(wú)砂型火山口Fig.9 Crater of water volcanoes(sand-free)of the M5.7 earthquake in Songyuan area，Jilin Province, China

無(wú)砂型(水)火山口沉積還沒(méi)有學(xué)者報(bào)道，在研究區(qū)只發(fā)現(xiàn)1處，形成此種類(lèi)型火山口需要特殊的地質(zhì)和水動(dòng)力條件： 首先，液化區(qū)砂體供應(yīng)缺乏或者無(wú)砂體沉積，使得流體上涌時(shí)并未攜帶砂體；其次，超孔隙流體壓力值在適當(dāng)范圍，不宜過(guò)大，流體上涌突破地表時(shí)迅速減小至零，因此難以攜帶砂體噴出。有學(xué)者指出該類(lèi)凹坑屬于“震塌陷”、“震陷坑”、“震陷向斜”(陳希哲，2003；田洪水等，2015)。巖漿噴發(fā)火山口和砂火山口的形成在某種意義上都有塌陷成因，此類(lèi)型火山沉積的動(dòng)力學(xué)過(guò)程還需要進(jìn)一步細(xì)致研究。

圖 10 地震誘發(fā)砂火山形成過(guò)程示意圖(據(jù)Rodríguez-Pascua et al.， 2015；修改)Fig.10 Sketch showing forming process of sand volcano induced by earthquakes(modified after Rodríguez-Pascua et al.， 2015)

地震誘發(fā)砂火山的形成主要包括地震前、地震時(shí)和地震后3個(gè)階段(Rodríguez-Pascuaetal.， 2015)。地震前階段，飽含水的松散沉積物以細(xì)砂為主，分選和磨圓較好，上部被低滲透性黏土層或粉砂質(zhì)黏土層覆蓋，覆蓋層的厚度不宜過(guò)大，才能滿足形成砂火山形成的物質(zhì)條件(圖 10-a)。地震時(shí)，受地震波剪切力影響，地面震動(dòng)產(chǎn)生裂縫，松散砂層液化，孔隙水向上運(yùn)動(dòng)，聚集在黏土層和砂層分界處(圖 10-b)。單次液化結(jié)束后，砂再次沉積，排列更加緊密，超孔隙流體壓力持續(xù)聚集于砂層和黏土層分界面，孔隙流體壓力不斷增加，產(chǎn)生上舉浮力；上覆黏土層因持續(xù)震動(dòng)而上下波動(dòng)，裂縫進(jìn)一步擴(kuò)大(圖 10-c)。地震結(jié)束后，當(dāng)孔隙流體壓力逐步升高并超過(guò)上覆黏土層水力破裂壓力時(shí)，產(chǎn)生水力壓裂斷層，高能水體噴射出地表形成火山(圖 10-d)，隨后引起更廣泛的砂體液化和流化，水的上移攜帶砂體持續(xù)噴出地表形成砂火山，水和砂噴射引起火山口兩側(cè)地面上下波動(dòng)(圖 10-e)。持續(xù)的地面波動(dòng)使地表沉降區(qū)和隆升區(qū)相間，因此產(chǎn)生更多斷裂使砂和水繼續(xù)噴出形成砂火山(圖 10-f)。當(dāng)?shù)卣鹉芰咳酷尫?，超孔隙流體壓力減小至靜壓平衡，砂火山噴發(fā)結(jié)束，液化和流化停止，噴出地表流動(dòng)的砂因脫水停止運(yùn)動(dòng)形成砂火山沉積，砂火山過(guò)程結(jié)束(圖 10-g)。

3.2 砂堆

松原M5.7級(jí)地震誘發(fā)了廣泛的砂堆構(gòu)造(圖 11)，砂堆構(gòu)造形成于2種環(huán)境，一種是距離地面約2-m高的沙丘上，沙丘以古河道邊灘沉積細(xì)砂和粉砂為主，其次為風(fēng)成砂(圖 11-a)；另外一種砂堆發(fā)育于砂火山沉積體上，火山口內(nèi)部和側(cè)翼朵葉體都有砂堆存在(圖 11-b，11-c)。砂堆形態(tài)類(lèi)似于火山錐，沒(méi)有或者有很小的火山口，平面呈圓形，剖面呈透鏡狀，直徑3～15-cm，砂堆高度3～8-cm。砂堆大多成群發(fā)育，砂堆沉積周?chē)w粒較粗，向中間錐頂顆粒逐漸變細(xì)，砂堆內(nèi)部見(jiàn)小型傾斜層理，傾角30°左右。

砂堆構(gòu)造是一種特殊的砂火山構(gòu)造(Suetal.， 2014)。砂堆是由地震液化誘發(fā)，但其形成需要特殊的地質(zhì)條件。首先，砂堆形成于砂體之上而非黏土之上，且砂體分選和磨圓較好，易于液化或者本身就是液化體；其次，地震液化形成超孔隙流體壓力要在適度范圍，不宜過(guò)小，否則難以噴發(fā)，也不宜過(guò)大，否則形成大型砂火山；再者，砂堆形成時(shí)砂體處于欠飽和狀態(tài)，砂子噴出成為砂體后不能流動(dòng)或者只能短距離運(yùn)移，砂子多靠重力近源堆積，因此砂堆沉積最前端(裙邊)沉積顆粒較粗，這不同于常規(guī)砂火山沉積。地震液化導(dǎo)致流體攜帶流化砂體上涌，沖出地表黏土?xí)r繼續(xù)向上運(yùn)移，能量迅速衰減，噴出沙丘頂面形成第1種砂堆(圖 11-a)，當(dāng)超壓水和砂沖破封蓋層噴出地表形成砂火山后，在其內(nèi)部仍存在超孔隙壓力，因此流體攜帶砂噴出砂火山沉積形成第2種砂堆，因能量衰減，所以砂堆規(guī)模較小，幾乎沒(méi)有火山口(圖 11-b，11-c)。

a—古河道邊灘細(xì)砂頂部砂堆，孤立，直徑約13-cm，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)F；b—砂火山口內(nèi)部砂堆，孤立，直徑約4～7-cm，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)B；c—砂火山側(cè)翼朵頁(yè)體表面砂堆沉積，組合分布，直徑3～5-cm，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)B圖 11 中國(guó)吉林松原地震誘發(fā)砂堆構(gòu)造Fig.11 Mounds structures induced by the M5.7 earthquake in Songyuan area，Jilin Province, China

a—柱狀液化砂脈，寬3～7-cm，高10-cm，垂直地表裂縫充填，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)A；b—淺鉆巖心中云朵狀液化砂脈，砂脈埋深45-cm，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)A；c—地層液化砂脈，云朵狀，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)A；d—液化含礫粗砂脈，埋深1.1-m，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)B；e—液化砂席，厚度7～15-cm，距離地表 55-cm，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)G圖 12 中國(guó)吉林松原地震液化砂脈和砂席Fig.12 Liquefied dike and sill structures induced by the M5.7 earthquake in Songyuan area，Jilin Province, China

圖 13 松原M5.7級(jí)地震液化構(gòu)造模式圖(據(jù)Collinson，2006；修改)Fig.13 Model of liquefied structures induced by the M5.7 earthquake in Songyuan area(modified after Collinson，2006)

3.3 液化砂脈和砂席

液化砂脈和砂席規(guī)模受震級(jí)和震中距控制，松原M5.7級(jí)地震液化砂脈寬度3～11-cm，側(cè)向延伸長(zhǎng)度0.2～2-m，砂席厚度5～15-cm，側(cè)向延伸超過(guò)50-m(圖 12)。一般液化砂層厚度大、上覆非液化軟沉積層的厚度適中、地下水位線高是形成砂脈和砂席的有利條件。液化砂脈和砂席是最常見(jiàn)的地震誘發(fā)液化變形構(gòu)造之一(Obermeieretal.， 1990；Obermeier and Pond，1999；Obermeier and Dickenson，2000；Rodríguez-Pascuaetal.， 2000；Tuttle，2001；Shietal.， 2007；Peruccaetal.， 2009；Wagoner Loon，2009；Berra and Felletti，2011；Topal and ?zkul，2014；Hilbert-Wolfetal.， 2016；Koetal.， 2017；Brogietal.， 2018；鐘建華等，2018)。近幾年，在郯廬斷裂帶中段的中—新生界中已識(shí)別出了多個(gè)發(fā)育液化砂脈等的地震事件地層(田洪水等，2005，2016，2017；Tianetal.， 2015，2016；張邦花等，2016)。

砂脈和砂席的形成機(jī)理有3種，分別是水力壓裂、側(cè)向傳播和表面震動(dòng)(Obermeier and Pond，1999)。當(dāng)液化強(qiáng)度更大時(shí)，砂脈和砂席演變?yōu)榇笮蜕皫r侵入體，厚度可達(dá)數(shù)十米，延伸范圍幾千平方千米(Obermeieretal.， 1991；Satur and Hurst，2007；鐘建華等，2018；Grippaetal.， 2019)。

地震液化后，除了發(fā)育砂火山外，液化砂層會(huì)侵入上覆低滲透黏土層中，砂火山通道和砂與黏土分界面是最有利的場(chǎng)所，其次是黏土層內(nèi)部各巖性分界面(圖 3)。砂脈的方向和形態(tài)無(wú)確定性，云朵狀、飄帶狀、蘑菇狀、柱狀等皆有可能。砂席一般為水平或順層發(fā)育的砂脈，其規(guī)模一般大于正常砂脈。

3.4 其他液化伴生構(gòu)造

4 垂向地震液化序列

結(jié)合區(qū)域地質(zhì)特點(diǎn)，總結(jié)松原M5.7級(jí)地震三維液化構(gòu)造沉積模式(圖 13)。垂向上，松原M5.7級(jí)地震液化構(gòu)造具有明顯分層性： ①最底層地震液化層：厚度大、分選和磨圓較好的未固結(jié)細(xì)砂及易受地震剪切力影響而液化。地下水位線也位于該層，液化構(gòu)造形成的前提是高滲透松散砂體飽含水，水位線不宜過(guò)低，否則難以液化，一般2～5-m。變形層理、包卷層理、泄水構(gòu)造等常在該層發(fā)育。②下部液化構(gòu)造帶：位于上覆低滲透黏土下端，距離砂層較近，為第1層液化構(gòu)造帶。受地震液化和流化作用影響，高孔隙壓力流體和砂上涌，穿過(guò)巖性分界面，侵入上覆黏土中形成砂脈、砂席，伴生變形層理、負(fù)載構(gòu)造等。③上部液化構(gòu)造帶：液化上涌流體攜帶砂及部分泥屑運(yùn)移至近地表時(shí)，部分能量減弱，加之裂縫和巖性界面或?qū)永淼扔绊懀瑥V泛發(fā)育砂脈、砂席等液化構(gòu)造，伴生負(fù)載構(gòu)造、變形層理等。④地表液化構(gòu)造層：主要為液化砂火山和砂堆構(gòu)造，伴生砂脈、負(fù)載構(gòu)造等。

5 討論

自2006年以來(lái)，松原地區(qū)進(jìn)入地震活躍期，尤其是2013年松原前郭地區(qū)M5.8級(jí)震群發(fā)育，說(shuō)明該區(qū)構(gòu)造活動(dòng)進(jìn)入活躍期。學(xué)者們認(rèn)為近東西向擠壓應(yīng)力場(chǎng)誘發(fā)的NE向和NW向斷裂活動(dòng)為震源(陳作全等，2015；李君和王勤彩，2018)，然而學(xué)者們對(duì)于該地區(qū)發(fā)震斷層意見(jiàn)不一(圖 1-b)，如通榆—長(zhǎng)春斷裂(薛艷等，2015)、第二松花江斷層(楊清福等，2010)、孤店隱伏斷裂(邵博等，2015)、扶余/松原—肇東斷裂(王亮等，2015；劉權(quán)鋒等，2017)，查干花—道字井?dāng)嗔?盤(pán)曉東等，2018)，也有學(xué)者認(rèn)為是油田生產(chǎn)活動(dòng)誘發(fā)(劉俊清等，2017)。

a—牙木吐斷裂，為雙斷式地塹結(jié)構(gòu)，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)A；b—牙木吐斷裂局部形態(tài)，錯(cuò)斷馬路，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)H圖 14 中國(guó)吉林松原M5.7級(jí)地震后形成的牙木吐斷裂Fig.14 Yamutu fault formed after the M5.7 earthquake in Songyuan area，Jilin Province, China

a—2組地面追蹤張節(jié)理，延伸方向分別為0°～180°和80°～260°，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)Ⅰ；b—地面張裂縫，延伸方向0°～180°，照片拍攝位置為圖 5 中點(diǎn)Ⅰ；c—松原地震區(qū)域應(yīng)力場(chǎng)模式圖 15 中國(guó)吉林松原M5.7級(jí)地震地面裂縫及應(yīng)力模式Fig.15 Ground cracks and stress pattern of the M5.7 earthquake in Songyuan area，Jilin Province, China

2018年5月松原M5.7級(jí)地震后，發(fā)現(xiàn)震中牙木吐村附近產(chǎn)生了1條新的正斷層，文中稱(chēng)之為牙木吐斷裂(圖 5)。如圖 14 所示，該斷裂走向NE35°，斷裂帶寬度1.5～2.8-m，斷距10～30-cm。牙木吐同震斷層具有典型雙斷地塹結(jié)構(gòu)，是地震應(yīng)力釋放至地表的反映(Maetal.， 2009；田洪水等，2015)。

地震區(qū)周?chē)鷱V泛發(fā)育張裂縫，尤其在牙木吐斷裂周邊，裂縫尺寸和發(fā)育密度增大(圖 15)。裂縫可分為2種類(lèi)型：一種為共軛節(jié)理，成對(duì)出現(xiàn)，為追蹤張節(jié)理，2組節(jié)理走向分別為0°～180°和80°～260°(圖 15-a)；另外一種為0°～180°方向占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)的張裂縫，分布穩(wěn)定，單條裂縫延伸可超過(guò)50-m，裂縫寬度0～4-cm，裂縫密度1條/m。絕大多數(shù)裂縫沒(méi)有被充填，偶見(jiàn)個(gè)別裂縫充填砂(圖 15-b)。

結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料和研究成果，根據(jù)地震后地面斷裂和節(jié)理的類(lèi)型和方向，初步判定松原2018年5月M5.7級(jí)地震區(qū)域應(yīng)力場(chǎng)特征為區(qū)域最大主壓應(yīng)力方向?yàn)?0°～220°，最小主拉應(yīng)力方向?yàn)?30°～310°(圖 15-c)。牙木吐斷裂延伸方向與扶余/松原—肇東斷裂方向基本一致(圖 1-b)，推測(cè)扶余/松原—肇東斷裂為本次地震的發(fā)震斷層。

松嫩平原第二松花江流經(jīng)松原，距離M5.7級(jí)地震震中距離不足500-m，平均水位線129.32～134.95-m(田輝等，2011)，牙木吐村周邊海拔高度128～137-m，5月下旬該區(qū)土地冰凍消融，地震區(qū)地下水位較淺，推測(cè)為2～5-m。地震活動(dòng)產(chǎn)生的循環(huán)剪切力在該深度大于初始液化剪切力(詳見(jiàn)Obermeier，1996；Fig.3)，因此極易誘發(fā)地震液化(Owen and Moretti，2011；趙棲遠(yuǎn)，2012)。

地震誘發(fā)液化砂火山的另一個(gè)重要條件是上覆非滲透層厚度不宜過(guò)大，如果太厚會(huì)增加上覆載荷壓力和抗剪強(qiáng)度，因而無(wú)法液化，容易導(dǎo)致液化封蓋層厚度1～5-m。松原地區(qū)地表黏土厚度1.35～1.5-m，具有液化發(fā)生的有利封閉層條件。也有學(xué)者報(bào)道液化產(chǎn)生的封蓋層厚度超過(guò)10-m(Obermeier and Pond，1999；Chanetal.， 2007；Wheatleyetal.， 2016)

足夠大的砂層厚度是液化前提，松原地區(qū)黏土層下未固結(jié)干凈砂層厚度超過(guò)20-m(圖 3中地層單元⑤)。按照中國(guó)地震烈度表(1980)，松原M5.7級(jí)地震烈度為Ⅶ級(jí)，依據(jù)Ishihara(1985)研究方法(Obermeier and Dickenson，2000)，松原地震地表加速度為0.17-g，得出松原M5.7級(jí)地震液化砂層厚度約為2-m。

地表液化范圍受控于震級(jí)和震源深度，依據(jù)不同學(xué)者給出的最大液化震中距與震級(jí)相關(guān)關(guān)系公式或圖版，松原M5.7級(jí)地震最大液化半徑2.878-km(Kuribayashi and Tatsuoka，1975)，或2～10-km(Obermeier and Pond，1999)、4～13-km(Tuttle，2001；Bonini，2009)。通過(guò)野外考察，發(fā)現(xiàn)松原地震地表可見(jiàn)最大液化半徑3-km，與上述研究結(jié)果基本吻合。

6 研究意義

松原M5.7級(jí)地震液化構(gòu)造提供了研究現(xiàn)代地震的一個(gè)很好例子。作為重要的一種軟沉積物變形構(gòu)造，液化變形構(gòu)造可產(chǎn)生于多種沉積環(huán)境，由多種機(jī)制觸發(fā)(Moretti，2016；Shanmugam，2017)，地震成因液化構(gòu)造的識(shí)別是研究熱門(mén)也是難點(diǎn)，許多學(xué)者給出相關(guān)判別標(biāo)準(zhǔn)(Obermeier，1996；Tuttle，2001；Moretti and Sabato，2007；Owen and Moretti，2011)。本研究為這些標(biāo)準(zhǔn)提供證據(jù)，尤其是為研究古地震和古液化構(gòu)造提供三維空間參數(shù)(Tuttle，2011)，彌補(bǔ)了實(shí)驗(yàn)?zāi)M的缺陷(Nicholsetal.， 1994；Owen，1996；Morettietal.， 1999；Rossetal.， 2011；Tianetal.， 2013)。液化構(gòu)造也是恢復(fù)地震等級(jí)的重要參數(shù)，因此具有重要的“將今論古”價(jià)值。

松原是地震活躍帶，頻發(fā)的地震給當(dāng)?shù)剞r(nóng)業(yè)和油田開(kāi)發(fā)帶來(lái)了嚴(yán)重災(zāi)害，地震液化構(gòu)造研究能夠預(yù)測(cè)災(zāi)害易發(fā)區(qū)和影響范圍，因而能夠指導(dǎo)當(dāng)?shù)毓まr(nóng)業(yè)生產(chǎn)、建筑施工和油田勘探和生產(chǎn)動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)。

松原地處松遼盆地腹地，頻發(fā)的地震表明周邊構(gòu)造運(yùn)動(dòng)活躍，該研究有助于認(rèn)識(shí)區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)及斷層活動(dòng)規(guī)律，為盆地的演化乃至板塊的活動(dòng)研究提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)，具有“將今論未來(lái)”價(jià)值。

陳颙(2000)認(rèn)為，關(guān)于郯廬斷裂帶這類(lèi)活動(dòng)深斷裂—地震帶與其附近100～200-km的活動(dòng)陸塊邊緣與強(qiáng)震區(qū)，共同構(gòu)成活動(dòng)構(gòu)造帶，而且郯廬斷裂帶鄰近地區(qū)所發(fā)生的強(qiáng)地震一般與郯廬斷裂帶的活動(dòng)有關(guān)。松原地區(qū)處在郯廬斷裂帶北段近旁。因此，結(jié)合松原地區(qū)2006年以來(lái)發(fā)生的若干次地震，本研究為揭示了郯廬斷裂帶目前的活動(dòng)特點(diǎn)——本世紀(jì)以來(lái)郯廬斷裂帶北段進(jìn)入了一個(gè)強(qiáng)斷裂和地震活躍階段，提供最新的翔實(shí)資料。

7 結(jié)論

1)松原M5.7級(jí)地震誘發(fā)大量的液化變形構(gòu)造，最常見(jiàn)的是砂火山構(gòu)造，包括有火山口型砂火山、無(wú)火山口型砂火山和無(wú)砂型(水)火山3類(lèi)，其次是砂堆構(gòu)造、液化砂脈和砂席等。其他地震成因的變形構(gòu)造如負(fù)載構(gòu)造、火焰構(gòu)造、包卷層理等也有發(fā)育，數(shù)量較少。

2)地震誘發(fā)液化砂火山形成過(guò)程包括液化層內(nèi)超孔隙流體壓力形成、上覆低滲透層破裂和水、砂噴出地表后砂涌3個(gè)階段。松原M5.7級(jí)地震液化構(gòu)造可以分為最底部地震液化層、下部液化構(gòu)造帶、上部液化構(gòu)造帶和地表液化構(gòu)造層4個(gè)序列。液化砂火山分布具有分帶性，主要延伸方向N-S，其次為NW-SE，地下液化構(gòu)造主要為砂脈、砂席和其他液化變形構(gòu)造。

3)地下水位線2～5-m，上覆低滲透黏土層厚1.35～1.5-m，松散砂層厚度超過(guò)20-m，是松原M5.7級(jí)地震誘發(fā)廣泛液化的有利條件。地震液化砂層厚度超過(guò)2-m，地表震中距3-km范圍內(nèi)可見(jiàn)液化砂火山構(gòu)造。

4)松原M5.7級(jí)地震后地表發(fā)育NE34°地塹式正斷層，結(jié)合廣泛分布的0°～180°向張裂縫和2組追蹤張裂縫(0°～180°與80°～260°)判斷松原地震區(qū)最大主壓應(yīng)力方向?yàn)?0°～220°，最小主拉應(yīng)力方向?yàn)?30°～310°，扶余/松原—肇東斷裂很可能是發(fā)震斷層。

5)松原M5.7級(jí)地震液化構(gòu)造研究為古代地震和液化構(gòu)造研究提供三維空間參數(shù)，為預(yù)測(cè)現(xiàn)代地震活動(dòng)區(qū)和災(zāi)害易發(fā)區(qū)提供方向，為區(qū)域構(gòu)造研究提供基礎(chǔ)，兼具“將今論古”和“將近論未來(lái)”意義，并對(duì)揭示21世紀(jì)以來(lái)郯廬斷裂帶北段進(jìn)入了一個(gè)強(qiáng)斷裂和地震活躍階段有著重要意義。

致謝感謝吉林油田王洋工程師、陳偉工程師和彭東昊工程師提供野外考察幫助；感謝Monash University的Lü Wang博士和University of Aberdeen的Gail Maxwell 博士提供的沉積學(xué)方面的寶貴建議；感謝東北石油大學(xué)平貴東博士、謝昭涵博士，我們進(jìn)行了關(guān)于區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)許多討論。感謝3位匿名審稿人對(duì)初稿的修改建議。