利用反射地震剖面探查隱伏同震破裂
——以2018年臺(tái)灣海峽南部MS6.2地震為例

王 筍 丘學(xué)林 趙明輝 姚道平 張藝峰 閆 培 金 震

1)福建省地震局海洋地震觀測(cè)中心， 廈門 361021 2)中國(guó)科學(xué)院邊緣海與大洋地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 中國(guó)科學(xué)院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院， 中國(guó)科學(xué)院南海海洋研究所， 廣州 511458 3)南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室， 廣州 511458 4)中國(guó)地震局廈門海洋地震研究所， 廈門 361021

0 引言

天然地震是地球內(nèi)部介質(zhì)局部區(qū)域的應(yīng)變失穩(wěn)過(guò)程， 其物理圖像多表現(xiàn)為快速擴(kuò)展的斷層錯(cuò)動(dòng)(姚振興等， 1994)。由于地表大多為固結(jié)程度較低的沉積層覆蓋， 可吸收變形， 只有震源深度較淺、 震級(jí)較高的地震的同震位錯(cuò)能到達(dá)地表形成破裂帶(李秀菊等， 2012； Luoetal.， 2020)， 可利用調(diào)查露頭和開(kāi)挖探槽的方法觀察到(同震破裂)。同震破裂作為地震位錯(cuò)的直接證據(jù)， 對(duì)辨識(shí)發(fā)震構(gòu)造、 檢驗(yàn)地殼變形模型、 研究地震震源過(guò)程具有重要作用(Arriagadaetal.， 2011； 魯人齊等， 2011； Hanetal.， 2019)。由于地質(zhì)調(diào)查耗時(shí)較久， 且受到地表?xiàng)l件復(fù)雜多變的影響， 近年來(lái)更常用地震波形記錄擬合反演斷層滑動(dòng)、 地表同震位移反演滑動(dòng)量等地球物理手段研究同震位錯(cuò)和震源破裂過(guò)程(Wangetal.， 2011； Waltersetal.， 2018)。但必須注意到， 波形反演中須事先設(shè)定部分震源參數(shù)， 因此不可避免地受到認(rèn)識(shí)的局限。資料、 計(jì)算方法和介質(zhì)模型對(duì)反演結(jié)果均有不同程度的影響， 反演解的可信程度值得進(jìn)一步探討(何玉梅等， 1998)， 而地表形變觀測(cè)中的GNSS和精密水準(zhǔn)數(shù)據(jù)稀少， InSAR受限于視線向模糊(薛蓮等， 2011)， 因此這些反演方法仍然需要用同震破裂數(shù)據(jù)來(lái)驗(yàn)證和對(duì)比(徐錫偉等， 2010)。

關(guān)于同震破裂的野外地質(zhì)調(diào)查， 國(guó)內(nèi)外已積累了大量研究成果(虢順民等， 1990； 王輝等， 1991； Jayangondaperumaletal.， 2008； Linetal.， 2011， 2015)。然而， 這些研究多集中于陸域地震， 僅占全部淺源大地震事件數(shù)的24%(不完全統(tǒng)計(jì))(薛艷等， 2018)。而對(duì)于占淺源地震事件數(shù)76%的海域地震， 海水的覆蓋限制了地形地貌方法的應(yīng)用， 故成功辨識(shí)的例子較少(Armijoetal.， 2005)； 在海底實(shí)施探槽調(diào)查同樣較為困難， 因此目前對(duì)海域地震同震破裂的探查方法仍處于探索階段。但是， 對(duì)于海域地震， 常規(guī)的地震波形擬合方法通常因臺(tái)站分布不確定性較大而受限， 地表形變觀測(cè)(GNSS和InSAR)更是難以開(kāi)展， 對(duì)地震位錯(cuò)的估計(jì)造成了很大的困難， 因此探查同震破裂就顯得尤為重要。

圖 1 2018年 MS6.2 地震震中、 余震和可能的同震破裂分布(a)； 大地構(gòu)造背景(b)Fig. 1 Distribution of the epicenter， aftershocks and possible co-seismic rupture zone of the MS6.2 earthquake in 2018(a)， the tectonic background of the study area(b).震源機(jī)制解引自王小娜等(2019)； 黑色箭頭為菲律賓海板塊相對(duì)歐亞板塊的運(yùn)動(dòng)速率(Yu et al.， 1999)； C點(diǎn)為觀測(cè)到的同震破裂， 距離震中約25km

1 2018年臺(tái)灣海峽南部 MS6.2 地震概況

1.1 震區(qū)構(gòu)造背景

臺(tái)灣海峽位于華南地塊東南緣， 其形成與演化主要受到菲律賓海板塊向歐亞板塊斜向碰撞的擠壓作用及臺(tái)灣造山帶的影響(Linetal.， 2002)， 南面可能還受到南海海盆擴(kuò)張的影響(Yu， 2004)， 因此該區(qū)的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)及地殼變形強(qiáng)烈， 地震活動(dòng)頻繁。同時(shí)， 該區(qū)的構(gòu)造特征和沉積體系極為復(fù)雜， 特別是新生代發(fā)生了多期的火山活動(dòng)(楊肖琪等， 1996； 鐘建強(qiáng)等， 1996)， 加之該區(qū)地震剖面較為稀疏， 使得從基底提取主要斷裂帶、 地殼變形過(guò)程信息較為困難， 目前對(duì)其構(gòu)造區(qū)劃劃分、 動(dòng)力學(xué)機(jī)制等關(guān)鍵問(wèn)題存在較多不同的認(rèn)識(shí)。研究區(qū)內(nèi)的大型斷裂帶在很大程度上是通過(guò)推測(cè)得出的， 單靠地震學(xué)方法難以準(zhǔn)確判別發(fā)震構(gòu)造和動(dòng)力學(xué)機(jī)制， 缺少活動(dòng)構(gòu)造特征與地震斷層滑動(dòng)的直接證據(jù)， 直接影響了該區(qū)地震危險(xiǎn)性評(píng)價(jià)的效果。

由于2018年MS6.2 地震震中附近沒(méi)有島礁出露， 無(wú)法獲得地表形變數(shù)據(jù)(包括GNSS和InSAR)作為約束。針對(duì)此次地震的認(rèn)識(shí)主要來(lái)自利用海峽兩側(cè)地震臺(tái)站的波形記錄反演得到的震源機(jī)制解： 發(fā)震斷層為近EW向的走滑斷裂， 略帶S向傾滑分量。但由于此次地震缺乏近臺(tái)控制， 且震中區(qū)海域活動(dòng)構(gòu)造特征、 深部構(gòu)造環(huán)境尚不清楚， 其發(fā)震斷層與動(dòng)力學(xué)機(jī)制尚存在較多疑點(diǎn)。對(duì)于此次地震的發(fā)震斷層， 王小娜等(2019)推測(cè)是NEE向南海斷裂系內(nèi)的一條近EW向斷裂， 但該論斷缺少其他地質(zhì)和地球物理學(xué)證據(jù)。另外， 菲律賓海板塊的NW向擠壓被認(rèn)為是該區(qū)地殼運(yùn)動(dòng)的主要?jiǎng)恿?lái)源(Linetal.， 2003)， 但近期海峽地震多為近EW向走滑型(張麗娜等， 2019)， 其應(yīng)力場(chǎng)轉(zhuǎn)換機(jī)制和破裂模型尚待進(jìn)一步研究。

1.2 同震破裂的分布范圍估計(jì)

參考相近震級(jí)的走滑型地震的同震地表破裂的規(guī)模、 分布可知， 同震地表破裂大多長(zhǎng)20～40km(鄧起東等， 1992； 郝海健等， 2017)。顯然， 地表破裂長(zhǎng)度不僅與位錯(cuò)大小有關(guān)， 同時(shí)也很大程度上受到蓋層力學(xué)性質(zhì)的影響。值得注意的是， 該地震的余震分布集中在主震西側(cè)， 表明其很可能為單側(cè)破裂事件， 同震破裂可能呈不對(duì)稱分布， 故假設(shè)破裂長(zhǎng)度為40km， 東側(cè)和西側(cè)的長(zhǎng)度之比為1︰3。

綜合以上分析， 此次地震同震破裂的可能分布見(jiàn)圖1a 中黃色陰影區(qū)域， 本文使用的地震剖面中段偏南處有可能觀察到同震破裂。

2 多道地震探測(cè)概況

利用反射地震剖面調(diào)查可能存在的同震破裂， 這種方法能否取得成功受到地震資料品質(zhì)和不同期資料一致性的影響。因此， 首先必須仔細(xì)審視從采集到處理的各個(gè)環(huán)節(jié)， 評(píng)估數(shù)據(jù)質(zhì)量和參數(shù)不一致帶來(lái)的影響。用于對(duì)比的二維測(cè)線的方位角為129°， 2期資料分別采集于2017年4月30日(地震發(fā)生前19個(gè)月)和2019年6月20日(地震發(fā)生后7個(gè)月)， 滿覆蓋長(zhǎng)度為41km。下面對(duì)這2期資料的采集、 常規(guī)處理和剖面特征作簡(jiǎn)要介紹。

2.1 采集概況和參數(shù)對(duì)比

2017年資料數(shù)據(jù)采集在福建海洋研究所的“延平2號(hào)”科考船上進(jìn)行， 震源為由4支Sercel G型氣槍組成、 總?cè)莘e22dm3的槍陣， 沉放深度為5m， 炮點(diǎn)距為37.5m； 由108道Sentinel固態(tài)電纜接收， 道距為12.5m， 最小偏移距為81m， 最大偏移距為1418.5m， 沉放深度為6m， 記錄儀器為Sercel公司生產(chǎn)的408XL地震儀， 采樣間隔為1ms。由于經(jīng)費(fèi)和船期限制， 2019年資料數(shù)據(jù)采集使用200t級(jí)的“上和號(hào)”作為載體， 震源采用12kJ電火花震源， 炮點(diǎn)距為12.5m， 接收裝置為30道Seamux-2充油拖纜， 道距為12.5m， 記錄儀器為Hydro Science公司生產(chǎn)的NTRS-3地震儀， 采樣間隔為0.5ms。2次采集皆使用Trimble公司的全球精密定位服務(wù)(RTX)， GNSS接收機(jī)為Net R9， 水平方向的定位精度優(yōu)于10cm。采集參數(shù)對(duì)比詳見(jiàn)表1。

表 1 2期資料采集參數(shù)對(duì)比Table1 Comparison of the acquisition parameters

2.2 常規(guī)處理

基本處理流程為帶通濾波、 近道SRME、 預(yù)測(cè)反褶積、F-K濾波、 速度分析、 疊前時(shí)間偏移和疊后處理， 處理方法因采集方法不同而有所差異：

2017年由于后甲板空間限制等因素， 所用震源——簡(jiǎn)易單列槍陣的氣泡效應(yīng)較強(qiáng)且陷波點(diǎn)頻率較低， 因此首先作去氣泡反褶積， 壓制氣泡效應(yīng)以提高分辨率。

2019年拖纜未使用水鳥和GPS尾標(biāo)等定深定位設(shè)備， 而無(wú)定位短拖纜的水平向漂移和垂向傾斜對(duì)分辨率有不利影響(丁維鳳等， 2017； 駱迪等， 2019)， 因此對(duì)拖纜的水平向和垂向偏移進(jìn)行了校正， 使檢波點(diǎn)正確歸位， 基本消除了拖纜傾斜產(chǎn)生的剩余時(shí)差。

首先在信噪比較高的全偏移距剖面(圖 2)上評(píng)估地震資料的質(zhì)量， 可見(jiàn)多次波得到了較好的壓制， 反射界面連續(xù)性好， 波組特征明顯， 各主要反射層位接觸關(guān)系清楚， 滿足構(gòu)造解釋的要求。斷層斷面反射清晰， 斷點(diǎn)清楚可靠， 對(duì)小斷距斷層的刻畫精細(xì)， 非常有利于地層變形和斷層活動(dòng)的識(shí)別。但2017年剖面的有效頻帶為5.5～50Hz， 主頻約為30Hz； 而2019年剖面的有效頻帶為20～150Hz， 主頻約為90Hz； 有效頻帶的較大差異使2期剖面的面貌有較大不同。

圖 2 全偏移距多道地震成果剖面Fig. 2 Multi-channel seismic profile migrated from all offsets.a 2017年資料； b 2019年資料； c 均方根速度

2.3 剖面的主要特征

在信噪比較高的2017年資料上進(jìn)行標(biāo)志層和斷裂識(shí)別， 以信噪比較低但分辨率較高的2019年資料作為參照：

研究區(qū)水深變化平緩， 對(duì)比圖3a 和圖3b 可見(jiàn)海底面無(wú)明顯差異， 僅在樁號(hào)22km附近的低幅度起伏形態(tài)略有不同， 顯示該區(qū)海水營(yíng)力作用較小。海底面以下、 基底面以上的沉積地層中， 大體可以識(shí)別出5個(gè)特征明顯、 易于識(shí)別且能連續(xù)追蹤的地震反射界面， 在圖 3 中以灰色線條標(biāo)示。沉積基底界面凹凸不平， 起伏較大， 雙程走時(shí)為500～700ms。根據(jù)王筍等(2017)的研究， 其巖性可能為溢流相玄武巖。由于玄武巖的粗糙、 多孔結(jié)構(gòu)對(duì)40Hz以上頻率成分的地震波具有強(qiáng)烈的繞射作用(侯成福等， 2008)， 在2017年的低頻數(shù)據(jù)上該界面成像清晰、 振幅較強(qiáng)； 但在2019年的高頻數(shù)據(jù)上振幅較弱、 較為模糊。

圖 3 標(biāo)志層及主要斷裂Fig. 3 Remarkable reflections and faults in stratigraphic interpretation.a 2017年剖面； b 2019年剖面

該區(qū)主要分布F1、 F22條斷層， 均表現(xiàn)為傾向SE的正斷層， 相距約7km， 均切穿沉積基底， 斷距上小下大， 沿?cái)鄬用?00ms以下地層(始新統(tǒng)—中新統(tǒng))發(fā)育典型的牽引構(gòu)造， 向上切割第四系； 不同之處在于F2似已到達(dá)海底， 而F1上斷點(diǎn)埋深約在海底以下10m處。F2斷層面在剖面上較為扭曲， 上盤300ms以下地層(始新統(tǒng)—中新統(tǒng))有褶皺， 顯示F2附近地應(yīng)力水平更強(qiáng)， 有較多走滑分量。

3 2期剖面的對(duì)比分析

3.1 時(shí)移地震數(shù)據(jù)體的制備

制作用于地層形態(tài)對(duì)比的剖面關(guān)鍵在于保證偏移成像的準(zhǔn)確性(一致性)， 避免因噪聲殘留、 照明度、 偏移算法、 速度場(chǎng)等差異使地層成像扭曲(Ferber， 1994； Weveretal.， 2004； 熊曉軍等， 2007)， 產(chǎn)生虛假構(gòu)造。在分析時(shí)仔細(xì)檢查了數(shù)據(jù)篩選和各項(xiàng)流程參數(shù)， 確保成像條件完全一致：

(1)照明度： 用于地層對(duì)比的2期剖面的偏移距范圍皆限定為81～343.5m(單個(gè)炮集22道)， 炮點(diǎn)距皆為37.5m， (2019年資料炮點(diǎn)距抽稀)， 可認(rèn)為照明度完全一致；

(2)噪聲殘留： 對(duì)于隨機(jī)噪聲， 2期資料的原始數(shù)據(jù)品質(zhì)均較好， 僅有少量干擾道； 而多次波等規(guī)則干擾發(fā)育情況一致， 使用的壓制方法完全相同， 因此相干噪聲水平大致相當(dāng)， 疊前單炮對(duì)比(圖 4)亦可說(shuō)明這一點(diǎn)；

(3)偏移速度場(chǎng)： 使用同一偏移速度場(chǎng)(由2017年資料全偏移距速度分析得到， 見(jiàn)圖2c)；

(4)偏移算法： 皆使用Kichhoff疊前時(shí)間偏移， 偏移孔徑均為30°。

圖 4 共炮點(diǎn)道集對(duì)比Fig. 4 Comparison of the common shot gathers.a 2017年數(shù)據(jù)； b 2019年數(shù)據(jù)

最后對(duì)疊后數(shù)據(jù)體進(jìn)行了基于連續(xù)子波變換的自適應(yīng)頻譜拓展(Honarvaretal.， 2004； Smithetal.， 2008)， 以同時(shí)拓展高頻和低頻， 使2期剖面的面貌趨于一致。

3.2 2期反射剖面的對(duì)比

通過(guò)按照前述符合時(shí)移地震要求的處理方法得到的時(shí)間偏移剖面(圖 5)可見(jiàn)： 除沉積基底因地層反射率相差較大、 高頻繞射波干擾嚴(yán)重導(dǎo)致振幅差異較大外， 其他主要標(biāo)志層在2期剖面上連續(xù)性皆較好， 斷層斷點(diǎn)清晰， 構(gòu)造樣貌真實(shí)。各反射界面以及斷層F1、 F2的斷層面形態(tài)皆未見(jiàn)顯著差異， 接近完全重合， 說(shuō)明用于對(duì)比的剖面一致性較好。

圖 5 沿F1斷層的地層同震變形Fig. 5 Co-seismic displacements along the Fault F1.a 2017年剖面； b 2019年剖面

剖面上最顯著差異出現(xiàn)在樁號(hào)25.5km附近(C點(diǎn)， 距離震中約25km)、 雙程走時(shí)430ms(對(duì)應(yīng)深度約400m)處， 斷層F1上盤有顯著的褶曲變形(圖5a、 b中的紅圈所示)。雙程走時(shí)350ms(對(duì)應(yīng)深度約390m)以上地層無(wú)明顯變形， 顯示大部分位錯(cuò)已被其下地層吸收。

為進(jìn)一步觀察F1斷層面附近的同相軸形態(tài)差異， 將圖5a、 b中的藍(lán)色方框部分放大以對(duì)比其波形。由于2期資料的有效頻帶和地震子波存在較大差異， 首先在有效頻帶重疊的20～50Hz頻段(圖6a—c)進(jìn)行波組對(duì)比， 然后參照全頻剖面(圖6d， e)以彩色線條勾勒信噪比較高的反射波組。從疊前炮集(圖 4)和時(shí)間偏移剖面上都可以看到， 海底和沉積基底這2個(gè)反射系數(shù)確定為正的界面都表現(xiàn)為單軌強(qiáng)峰反射， 說(shuō)明對(duì)比剖面皆為正極性。圖6a、 b中最強(qiáng)同相軸對(duì)應(yīng)沉積基底(黃色線條， F1下盤)， 疊合顯示圖(圖6c)可見(jiàn)其重合得很好， 僅在斷層面附近有約20道(119m)發(fā)生移位， 加之此處海底反射幾乎完全重合， 證明對(duì)比剖面的相位一致， 符合時(shí)移分析的要求。

圖 6 F1斷層面附近的剖面放大顯示Fig. 6 The waveform display of the details along the Fault F1.a、 b 2017年數(shù)據(jù)和2019年數(shù)據(jù)的20～50Hz分頻剖面； c 黑色圖a與紅色圖b的疊合顯示； d、 e 2017年數(shù)據(jù)和2019年數(shù)據(jù)的全頻剖面； f 線條圖對(duì)比， 黑色實(shí)線和紅色虛線分別為2017年和2019年剖面中的反射層， 天藍(lán)色虛線為可能的淺層氣運(yùn)移路徑

而在其他主要強(qiáng)反射中， 紫色和黑色線條所示同相軸在對(duì)比剖面上的相位一致， 但橘色線條(下盤380ms， 上盤410ms)和綠色線條(下盤450ms， 上盤480ms)所示的同相軸在對(duì)比剖面上的相位卻完全相反(圖6a 上為波峰處， 而在圖6b 上為波谷)。而振幅僅次于沉積基底的天藍(lán)色線條所示的同相軸在F1上盤(440ms， 約520m深)的形態(tài)有顯著差異： 在2017年剖面上表現(xiàn)為近水平狀反射， 在2019年剖面上表現(xiàn)為尖棱褶曲， 且該同相軸較高的波形一致性和連續(xù)性可排除雜波干涉導(dǎo)致形態(tài)變化的可能。圖6d、 e上F1斷層的斷點(diǎn)均較清晰， 勾勒出的斷層面形態(tài)無(wú)顯著變化， 接近完全重合。斷層面上部視傾向NE， 在460ms(約550m深)以下視傾向SE， 說(shuō)明該斷層有較大的走滑分量。與斷層面接觸的反射層有2處發(fā)生顯著移位， 分別是下盤的沉積基底(570ms， 約720m深)和紫色線條所示同相軸(510ms， 約640m深)， 均為向下移動(dòng)約8ms。

2期數(shù)據(jù)地層反射波組形態(tài)的主要差異可歸納為：

(1)深度分別為440～470m、 540～580m的2個(gè)反射事件發(fā)生極性反轉(zhuǎn)(圖6f 中灰色陰影標(biāo)示)；

(2)上盤深度約520m處的標(biāo)志反射層由近水平狀變?yōu)榧饫怦耷?/p>

(3)下盤的沉積基底(深度約720m)和其上一同相軸(深度約640m)， 在距離斷層面橫向100m范圍內(nèi)顯著向下移位。

4 討論

4.1 同相軸形態(tài)變化原因推斷

2期數(shù)據(jù)在F1斷層附近反射同相軸的差異是顯著的， 由于對(duì)比剖面已嚴(yán)格統(tǒng)一處理參數(shù)， 且雙程走時(shí)350ms(對(duì)應(yīng)深度約390m)以上地層皆為近水平披覆， 可排除這些同相軸形態(tài)變化的速度場(chǎng)誤差成因。至于多次波干擾， 由于研究區(qū)海底平坦且水深較淺(30～42m)， 主要發(fā)育的多次波(鳴震)在剖面上表現(xiàn)為水平同相軸， 而尖棱狀褶曲和同相軸小段移位顯然與此類水層多次波無(wú)關(guān)。考慮到2次采集間隔僅26個(gè)月， 且附近無(wú)任何影響地下構(gòu)造的人類活動(dòng)， 因此推斷這些變化與2018年MS6.2 地震(震群)有關(guān)。

天然地震在近地表可能引起地層形變(構(gòu)造)和充填流體變化(巖性)， 構(gòu)造和巖性改變都會(huì)使反射波的同相軸形態(tài)發(fā)生變化。若這些變化是因地層形變產(chǎn)生的， 對(duì)應(yīng)的位移量級(jí)約為數(shù)米， 考慮到此次地震的震級(jí)和走滑性質(zhì)， 且震中距較大， 不太可能出現(xiàn)如此大的垂向位移。巖性的劇烈變化是同相軸差異的一種可能解釋： 天然地震使斷層F1發(fā)生滑動(dòng)， 斷層面成為連通性良好的流體運(yùn)移通道， 引起鄰近砂體內(nèi)流體(例如淺層氣)的聚集和散失， 產(chǎn)生較大的波阻抗變化。根據(jù)速度分析結(jié)果(圖2c)， 并參考聲波地層因素經(jīng)驗(yàn)公式(Raymeretal.， 1980)， 推測(cè)此處存在未固結(jié)砂巖， 其飽和含水縱波波速為2400m/s， 若含有少量氣體波速驟降為1800m/s， 則氣-水界面移動(dòng)30m即可產(chǎn)生前述同相軸移動(dòng)8ms的效果。

根據(jù)前人研究， 該區(qū)存在一定的烴源巖分布和儲(chǔ)集條件(支家生等， 1996； 李國(guó)永等， 2007)， 中新統(tǒng)—更新統(tǒng)巖性多為砂巖—泥頁(yè)巖， 且其間的不整合面是良好的運(yùn)移通道(傅志飛等， 2012； 彭己君等， 2014)。圖 5 中復(fù)雜的波組形態(tài)與典型的砂泥巖薄互層的地震響應(yīng)特征相符， 這類地層的層位標(biāo)定較為困難(栗寶鵑等， 2016)。圖5a 的紅色圓圈中異常強(qiáng)振幅的同相軸近水平狀， 其下100ms內(nèi)的同相軸卻與圖5b 紅色圓圈所示范圍呈相似的褶曲狀。這很可能是因?yàn)閿鄬由媳P地層的脆性較強(qiáng)， 局部經(jīng)歷擠壓變形為尖棱褶曲； 地震前流體沿?cái)鄬用孢\(yùn)移在紅圈處聚集， 含氣層底界為一個(gè)近水平的強(qiáng)反射界面； 地震后該處氣體沿連通性大增的斷層面逸散， 原含氣層的骨架構(gòu)造得以顯現(xiàn)， 上方橙色同相軸發(fā)生極性反轉(zhuǎn)， 且在下盤的連續(xù)性變差(可能是地層傾角導(dǎo)致流動(dòng)不暢)。而450～480ms的界面由于靠近斷層面在460ms處的轉(zhuǎn)折點(diǎn)， 推測(cè)在地震后截留了沿?cái)鄬用嫔嫌康牧黧w， 因此反射波發(fā)生極性反轉(zhuǎn)； 部分流體滯留在斷層面轉(zhuǎn)折點(diǎn)下方(圖6f 中天藍(lán)色橢圓)， 使其下紫色和黃色同相軸在斷層面附近發(fā)生小段的向下移位。

4.2 近地表破裂特征的討論

根據(jù)上述標(biāo)志層的極性反轉(zhuǎn)、 界面形態(tài)變化和反射波組移位特征， 結(jié)合研究區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造特征以及天然地震震源機(jī)制解， 可以推斷F1斷層在地震發(fā)生時(shí)的封閉性發(fā)生了快速改變， 斷層面附近地層孔隙壓力的大幅變化必然伴隨著巖石破裂， 即此處發(fā)生了同震破裂。但由于資料限制， 這種近地表同震破裂的諸多細(xì)節(jié)仍無(wú)法確定：

(1)F1是發(fā)震斷層還是發(fā)震斷層的次級(jí)斷層？結(jié)合F1和F2之間被眾多小型斷層切割破碎的樣貌， 剖面此處與走滑斷裂端部破碎帶的特征相符。但此次地震僅有1條剖面可用于對(duì)比， 因此無(wú)法確定斷層面參數(shù)(走向、 傾角)和同震位錯(cuò)分布， 這些問(wèn)題只有在獲得三維地震或密集二維測(cè)網(wǎng)資料的情況下才能解決。

(2)前人的研究表明地震斷層深部和淺部的對(duì)應(yīng)關(guān)系較為復(fù)雜。剖面上F2斷裂的最新活動(dòng)年代晚于F1， 且遠(yuǎn)離F1側(cè)的褶皺作用顯示了較高的地應(yīng)力水平， 但最為顯著的同震破裂卻發(fā)生在近期活動(dòng)較弱的F1上。因此， 調(diào)查隱伏同震破裂、 查明淺部破裂與深部斷裂的連通關(guān)系， 對(duì)研究震源精細(xì)結(jié)構(gòu)有重要意義。

(3)余震破裂的可能性： 活動(dòng)斷裂是多次地震破裂疊加的結(jié)果， 此次地震的余震事件在空間分布上更接近C點(diǎn)(圖1a)， 且發(fā)生時(shí)間亦在2期資料之間， 因此余震事件對(duì)該破裂可能有貢獻(xiàn)。

5 結(jié)論和展望

5.1 結(jié)論

本研究通過(guò)對(duì)比采集于地震發(fā)生前、 后的2期反射地震剖面， 發(fā)現(xiàn)了臺(tái)灣海峽南部2018年MS6.2 地震(震群)的隱伏同震破裂。在宏觀震中以西約25km， 震源機(jī)制解反演得到的發(fā)震斷層與反射地震剖面交叉處， 海底面以下、 350ms以上的標(biāo)志反射層形態(tài)對(duì)比顯示兩者無(wú)顯著差異； 在走滑斷層F1附近400m深度以下的主要反射層識(shí)別出了可靠的極性反轉(zhuǎn)、 界面形態(tài)變化和反射波組移位， 推測(cè)與地震后斷層面連通性劇增、 流體沿?cái)鄬用婵焖龠\(yùn)移有關(guān)， 即此處存在隱伏的同震破裂。由此驗(yàn)證了通過(guò)對(duì)比淺源大地震發(fā)生前、 后采集的反射地震剖面， 根據(jù)標(biāo)志層的界面形態(tài)和波阻抗變化識(shí)別隱伏同震破裂引起流體運(yùn)移的可行性。

該方法與常規(guī)地表露頭、 探槽調(diào)查相比， 可穿透軟弱蓋層捕捉到隱伏同震破裂， 不僅可在更大范圍內(nèi)發(fā)現(xiàn)同震位錯(cuò)的痕跡， 同時(shí)具有更準(zhǔn)確地確定深部的斷層面參數(shù)和滑動(dòng)量分布的潛力。該方法對(duì)研究海域地震尤為重要： 一方面， 海域地震難以應(yīng)用地形地貌類和地表形變類手段， 且震源機(jī)制解反演嚴(yán)重受限于觀測(cè)臺(tái)站分布， 因此探測(cè)隱伏同震破裂對(duì)辨識(shí)發(fā)震構(gòu)造、 研究震源過(guò)程尤為重要。另一方面， 在海域開(kāi)展反射地震探測(cè)與陸域相比， 易于保證觀測(cè)系統(tǒng)的重復(fù)性和地表?xiàng)l件的時(shí)空一致性， 且施工成本較低。

5.2 展望

(1)本文僅有1條剖面可用于對(duì)比， 且排列長(zhǎng)度較短， 因此無(wú)法確定斷層面的產(chǎn)狀和向下延伸情況； 若能獲得長(zhǎng)排列的三維地震資料或較密集的二維測(cè)網(wǎng)用于對(duì)比， 則可能準(zhǔn)確識(shí)別地震斷層面的產(chǎn)狀、 向下延伸情況以及滑動(dòng)分布。

(2)由于經(jīng)費(fèi)和船期限制， 本文所用剖面2期資料的采集參數(shù)有較大差異， 僅能對(duì)同震破裂的存在與否作定性分析； 若經(jīng)費(fèi)能保證采集重復(fù)性和處理一致性， 不同時(shí)期的反射地震數(shù)據(jù)滿足時(shí)移AVO等地震屬性分析的要求(Lumleyetal.， 1997)， 則可對(duì)震中區(qū)(構(gòu)造應(yīng)力結(jié))的巖性(孔隙壓力)變化進(jìn)行研究描述和動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)， 獲得地應(yīng)力釋放的時(shí)空特征， 提升對(duì)地震震源過(guò)程的認(rèn)識(shí)。

(3)考慮到大地震的余震震級(jí)較大， 且時(shí)間跨度可能長(zhǎng)達(dá)數(shù)月， 若在前震、 主震發(fā)生后立即采集1期資料， 并在余震群后重復(fù)采集1期資料， 則有可能捕捉到余震群的同震破裂。

致謝2017年和2019年數(shù)據(jù)采集使用的多道地震設(shè)備分別由自然資源部第二海洋研究所和中國(guó)海洋大學(xué)提供； 本研究海上作業(yè)得到了福建省海洋研究所“延平2號(hào)”全體船員的大力協(xié)助； 審稿專家的建設(shè)性意見(jiàn)極大地提高了本文質(zhì)量。在此一并表示感謝！