利用反射地震剖面探查隐伏同震破裂——以2018年台湾海峡南部MS6.2地震为例

王 笋 丘学林 赵明辉 姚道平 张艺峰 闫 培 金 震

1)福建省地震局海洋地震观测中心， 厦门 361021 2)中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室， 中国科学院南海生态环境工程创新研究院， 中国科学院南海海洋研究所， 广州 511458 3)南方海洋科学与工程广东省实验室， 广州 511458 4)中国地震局厦门海洋地震研究所， 厦门 361021

0 引言

天然地震是地球内部介质局部区域的应变失稳过程， 其物理图像多表现为快速扩展的断层错动(姚振兴等， 1994)。由于地表大多为固结程度较低的沉积层覆盖， 可吸收变形， 只有震源深度较浅、 震级较高的地震的同震位错能到达地表形成破裂带(李秀菊等， 2012； Luoetal.， 2020)， 可利用调查露头和开挖探槽的方法观察到(同震破裂)。同震破裂作为地震位错的直接证据， 对辨识发震构造、 检验地壳变形模型、 研究地震震源过程具有重要作用(Arriagadaetal.， 2011； 鲁人齐等， 2011； Hanetal.， 2019)。由于地质调查耗时较久， 且受到地表条件复杂多变的影响， 近年来更常用地震波形记录拟合反演断层滑动、 地表同震位移反演滑动量等地球物理手段研究同震位错和震源破裂过程(Wangetal.， 2011； Waltersetal.， 2018)。但必须注意到， 波形反演中须事先设定部分震源参数， 因此不可避免地受到认识的局限。资料、 计算方法和介质模型对反演结果均有不同程度的影响， 反演解的可信程度值得进一步探讨(何玉梅等， 1998)， 而地表形变观测中的GNSS和精密水准数据稀少， InSAR受限于视线向模糊(薛莲等， 2011)， 因此这些反演方法仍然需要用同震破裂数据来验证和对比(徐锡伟等， 2010)。

关于同震破裂的野外地质调查， 国内外已积累了大量研究成果(虢顺民等， 1990； 王辉等， 1991； Jayangondaperumaletal.， 2008； Linetal.， 2011， 2015)。然而， 这些研究多集中于陆域地震， 仅占全部浅源大地震事件数的24%(不完全统计)(薛艳等， 2018)。而对于占浅源地震事件数76%的海域地震， 海水的覆盖限制了地形地貌方法的应用， 故成功辨识的例子较少(Armijoetal.， 2005)； 在海底实施探槽调查同样较为困难， 因此目前对海域地震同震破裂的探查方法仍处于探索阶段。但是， 对于海域地震， 常规的地震波形拟合方法通常因台站分布不确定性较大而受限， 地表形变观测(GNSS和InSAR)更是难以开展， 对地震位错的估计造成了很大的困难， 因此探查同震破裂就显得尤为重要。

图 1 2018年 MS6.2 地震震中、 余震和可能的同震破裂分布(a)； 大地构造背景(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).震源机制解引自王小娜等(2019)； 黑色箭头为菲律宾海板块相对欧亚板块的运动速率(Yu et al.， 1999)； C点为观测到的同震破裂， 距离震中约25km

1 2018年台湾海峡南部 MS6.2 地震概况

1.1 震区构造背景

台湾海峡位于华南地块东南缘， 其形成与演化主要受到菲律宾海板块向欧亚板块斜向碰撞的挤压作用及台湾造山带的影响(Linetal.， 2002)， 南面可能还受到南海海盆扩张的影响(Yu， 2004)， 因此该区的构造运动及地壳变形强烈， 地震活动频繁。同时， 该区的构造特征和沉积体系极为复杂， 特别是新生代发生了多期的火山活动(杨肖琪等， 1996； 钟建强等， 1996)， 加之该区地震剖面较为稀疏， 使得从基底提取主要断裂带、 地壳变形过程信息较为困难， 目前对其构造区划划分、 动力学机制等关键问题存在较多不同的认识。研究区内的大型断裂带在很大程度上是通过推测得出的， 单靠地震学方法难以准确判别发震构造和动力学机制， 缺少活动构造特征与地震断层滑动的直接证据， 直接影响了该区地震危险性评价的效果。

由于2018年MS6.2 地震震中附近没有岛礁出露， 无法获得地表形变数据(包括GNSS和InSAR)作为约束。针对此次地震的认识主要来自利用海峡两侧地震台站的波形记录反演得到的震源机制解： 发震断层为近EW向的走滑断裂， 略带S向倾滑分量。但由于此次地震缺乏近台控制， 且震中区海域活动构造特征、 深部构造环境尚不清楚， 其发震断层与动力学机制尚存在较多疑点。对于此次地震的发震断层， 王小娜等(2019)推测是NEE向南海断裂系内的一条近EW向断裂， 但该论断缺少其他地质和地球物理学证据。另外， 菲律宾海板块的NW向挤压被认为是该区地壳运动的主要动力来源(Linetal.， 2003)， 但近期海峡地震多为近EW向走滑型(张丽娜等， 2019)， 其应力场转换机制和破裂模型尚待进一步研究。

1.2 同震破裂的分布范围估计

参考相近震级的走滑型地震的同震地表破裂的规模、 分布可知， 同震地表破裂大多长20～40km(邓起东等， 1992； 郝海健等， 2017)。显然， 地表破裂长度不仅与位错大小有关， 同时也很大程度上受到盖层力学性质的影响。值得注意的是， 该地震的余震分布集中在主震西侧， 表明其很可能为单侧破裂事件， 同震破裂可能呈不对称分布， 故假设破裂长度为40km， 东侧和西侧的长度之比为1︰3。

综合以上分析， 此次地震同震破裂的可能分布见图1a 中黄色阴影区域， 本文使用的地震剖面中段偏南处有可能观察到同震破裂。

2 多道地震探测概况

利用反射地震剖面调查可能存在的同震破裂， 这种方法能否取得成功受到地震资料品质和不同期资料一致性的影响。因此， 首先必须仔细审视从采集到处理的各个环节， 评估数据质量和参数不一致带来的影响。用于对比的二维测线的方位角为129°， 2期资料分别采集于2017年4月30日(地震发生前19个月)和2019年6月20日(地震发生后7个月)， 满覆盖长度为41km。下面对这2期资料的采集、 常规处理和剖面特征作简要介绍。

2.1 采集概况和参数对比

2017年资料数据采集在福建海洋研究所的“延平2号”科考船上进行， 震源为由4支Sercel G型气枪组成、 总容积22dm3的枪阵， 沉放深度为5m， 炮点距为37.5m； 由108道Sentinel固态电缆接收， 道距为12.5m， 最小偏移距为81m， 最大偏移距为1418.5m， 沉放深度为6m， 记录仪器为Sercel公司生产的408XL地震仪， 采样间隔为1ms。由于经费和船期限制， 2019年资料数据采集使用200t级的“上和号”作为载体， 震源采用12kJ电火花震源， 炮点距为12.5m， 接收装置为30道Seamux-2充油拖缆， 道距为12.5m， 记录仪器为Hydro Science公司生产的NTRS-3地震仪， 采样间隔为0.5ms。2次采集皆使用Trimble公司的全球精密定位服务(RTX)， GNSS接收机为Net R9， 水平方向的定位精度优于10cm。采集参数对比详见表1。

表 1 2期资料采集参数对比Table1 Comparison of the acquisition parameters

2.2 常规处理

基本处理流程为带通滤波、 近道SRME、 预测反褶积、F-K滤波、 速度分析、 叠前时间偏移和叠后处理， 处理方法因采集方法不同而有所差异：

2017年由于后甲板空间限制等因素， 所用震源——简易单列枪阵的气泡效应较强且陷波点频率较低， 因此首先作去气泡反褶积， 压制气泡效应以提高分辨率。

2019年拖缆未使用水鸟和GPS尾标等定深定位设备， 而无定位短拖缆的水平向漂移和垂向倾斜对分辨率有不利影响(丁维凤等， 2017； 骆迪等， 2019)， 因此对拖缆的水平向和垂向偏移进行了校正， 使检波点正确归位， 基本消除了拖缆倾斜产生的剩余时差。

首先在信噪比较高的全偏移距剖面(图 2)上评估地震资料的质量， 可见多次波得到了较好的压制， 反射界面连续性好， 波组特征明显， 各主要反射层位接触关系清楚， 满足构造解释的要求。断层断面反射清晰， 断点清楚可靠， 对小断距断层的刻画精细， 非常有利于地层变形和断层活动的识别。但2017年剖面的有效频带为5.5～50Hz， 主频约为30Hz； 而2019年剖面的有效频带为20～150Hz， 主频约为90Hz； 有效频带的较大差异使2期剖面的面貌有较大不同。

图 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年资料； b 2019年资料； c 均方根速度

2.3 剖面的主要特征

在信噪比较高的2017年资料上进行标志层和断裂识别， 以信噪比较低但分辨率较高的2019年资料作为参照：

研究区水深变化平缓， 对比图3a 和图3b 可见海底面无明显差异， 仅在桩号22km附近的低幅度起伏形态略有不同， 显示该区海水营力作用较小。海底面以下、 基底面以上的沉积地层中， 大体可以识别出5个特征明显、 易于识别且能连续追踪的地震反射界面， 在图 3 中以灰色线条标示。沉积基底界面凹凸不平， 起伏较大， 双程走时为500～700ms。根据王笋等(2017)的研究， 其岩性可能为溢流相玄武岩。由于玄武岩的粗糙、 多孔结构对40Hz以上频率成分的地震波具有强烈的绕射作用(侯成福等， 2008)， 在2017年的低频数据上该界面成像清晰、 振幅较强； 但在2019年的高频数据上振幅较弱、 较为模糊。

图 3 标志层及主要断裂Fig. 3 Remarkable reflections and faults in stratigraphic interpretation.a 2017年剖面； b 2019年剖面

该区主要分布F1、 F22条断层， 均表现为倾向SE的正断层， 相距约7km， 均切穿沉积基底， 断距上小下大， 沿断层面400ms以下地层(始新统—中新统)发育典型的牵引构造， 向上切割第四系； 不同之处在于F2似已到达海底， 而F1上断点埋深约在海底以下10m处。F2断层面在剖面上较为扭曲， 上盘300ms以下地层(始新统—中新统)有褶皱， 显示F2附近地应力水平更强， 有较多走滑分量。

3 2期剖面的对比分析

3.1 时移地震数据体的制备

制作用于地层形态对比的剖面关键在于保证偏移成像的准确性(一致性)， 避免因噪声残留、 照明度、 偏移算法、 速度场等差异使地层成像扭曲(Ferber， 1994； Weveretal.， 2004； 熊晓军等， 2007)， 产生虚假构造。在分析时仔细检查了数据筛选和各项流程参数， 确保成像条件完全一致：

(1)照明度： 用于地层对比的2期剖面的偏移距范围皆限定为81～343.5m(单个炮集22道)， 炮点距皆为37.5m， (2019年资料炮点距抽稀)， 可认为照明度完全一致；

(2)噪声残留： 对于随机噪声， 2期资料的原始数据品质均较好， 仅有少量干扰道； 而多次波等规则干扰发育情况一致， 使用的压制方法完全相同， 因此相干噪声水平大致相当， 叠前单炮对比(图 4)亦可说明这一点；

(3)偏移速度场： 使用同一偏移速度场(由2017年资料全偏移距速度分析得到， 见图2c)；

(4)偏移算法： 皆使用Kichhoff叠前时间偏移， 偏移孔径均为30°。

图 4 共炮点道集对比Fig. 4 Comparison of the common shot gathers.a 2017年数据； b 2019年数据

最后对叠后数据体进行了基于连续子波变换的自适应频谱拓展(Honarvaretal.， 2004； Smithetal.， 2008)， 以同时拓展高频和低频， 使2期剖面的面貌趋于一致。

3.2 2期反射剖面的对比

通过按照前述符合时移地震要求的处理方法得到的时间偏移剖面(图 5)可见： 除沉积基底因地层反射率相差较大、 高频绕射波干扰严重导致振幅差异较大外， 其他主要标志层在2期剖面上连续性皆较好， 断层断点清晰， 构造样貌真实。各反射界面以及断层F1、 F2的断层面形态皆未见显著差异， 接近完全重合， 说明用于对比的剖面一致性较好。

图 5 沿F1断层的地层同震变形Fig. 5 Co-seismic displacements along the Fault F1.a 2017年剖面； b 2019年剖面

剖面上最显著差异出现在桩号25.5km附近(C点， 距离震中约25km)、 双程走时430ms(对应深度约400m)处， 断层F1上盘有显著的褶曲变形(图5a、 b中的红圈所示)。双程走时350ms(对应深度约390m)以上地层无明显变形， 显示大部分位错已被其下地层吸收。

为进一步观察F1断层面附近的同相轴形态差异， 将图5a、 b中的蓝色方框部分放大以对比其波形。由于2期资料的有效频带和地震子波存在较大差异， 首先在有效频带重叠的20～50Hz频段(图6a—c)进行波组对比， 然后参照全频剖面(图6d， e)以彩色线条勾勒信噪比较高的反射波组。从叠前炮集(图 4)和时间偏移剖面上都可以看到， 海底和沉积基底这2个反射系数确定为正的界面都表现为单轨强峰反射， 说明对比剖面皆为正极性。图6a、 b中最强同相轴对应沉积基底(黄色线条， F1下盘)， 叠合显示图(图6c)可见其重合得很好， 仅在断层面附近有约20道(119m)发生移位， 加之此处海底反射几乎完全重合， 证明对比剖面的相位一致， 符合时移分析的要求。

图 6 F1断层面附近的剖面放大显示Fig. 6 The waveform display of the details along the Fault F1.a、 b 2017年数据和2019年数据的20～50Hz分频剖面； c 黑色图a与红色图b的叠合显示； d、 e 2017年数据和2019年数据的全频剖面； f 线条图对比， 黑色实线和红色虚线分别为2017年和2019年剖面中的反射层， 天蓝色虚线为可能的浅层气运移路径

而在其他主要强反射中， 紫色和黑色线条所示同相轴在对比剖面上的相位一致， 但橘色线条(下盘380ms， 上盘410ms)和绿色线条(下盘450ms， 上盘480ms)所示的同相轴在对比剖面上的相位却完全相反(图6a 上为波峰处， 而在图6b 上为波谷)。而振幅仅次于沉积基底的天蓝色线条所示的同相轴在F1上盘(440ms， 约520m深)的形态有显著差异： 在2017年剖面上表现为近水平状反射， 在2019年剖面上表现为尖棱褶曲， 且该同相轴较高的波形一致性和连续性可排除杂波干涉导致形态变化的可能。图6d、 e上F1断层的断点均较清晰， 勾勒出的断层面形态无显著变化， 接近完全重合。断层面上部视倾向NE， 在460ms(约550m深)以下视倾向SE， 说明该断层有较大的走滑分量。与断层面接触的反射层有2处发生显著移位， 分别是下盘的沉积基底(570ms， 约720m深)和紫色线条所示同相轴(510ms， 约640m深)， 均为向下移动约8ms。

2期数据地层反射波组形态的主要差异可归纳为：

(1)深度分别为440～470m、 540～580m的2个反射事件发生极性反转(图6f 中灰色阴影标示)；

(2)上盘深度约520m处的标志反射层由近水平状变为尖棱褶曲；

(3)下盘的沉积基底(深度约720m)和其上一同相轴(深度约640m)， 在距离断层面横向100m范围内显著向下移位。

4 讨论

4.1 同相轴形态变化原因推断

2期数据在F1断层附近反射同相轴的差异是显著的， 由于对比剖面已严格统一处理参数， 且双程走时350ms(对应深度约390m)以上地层皆为近水平披覆， 可排除这些同相轴形态变化的速度场误差成因。至于多次波干扰， 由于研究区海底平坦且水深较浅(30～42m)， 主要发育的多次波(鸣震)在剖面上表现为水平同相轴， 而尖棱状褶曲和同相轴小段移位显然与此类水层多次波无关。考虑到2次采集间隔仅26个月， 且附近无任何影响地下构造的人类活动， 因此推断这些变化与2018年MS6.2 地震(震群)有关。

天然地震在近地表可能引起地层形变(构造)和充填流体变化(岩性)， 构造和岩性改变都会使反射波的同相轴形态发生变化。若这些变化是因地层形变产生的， 对应的位移量级约为数米， 考虑到此次地震的震级和走滑性质， 且震中距较大， 不太可能出现如此大的垂向位移。岩性的剧烈变化是同相轴差异的一种可能解释： 天然地震使断层F1发生滑动， 断层面成为连通性良好的流体运移通道， 引起邻近砂体内流体(例如浅层气)的聚集和散失， 产生较大的波阻抗变化。根据速度分析结果(图2c)， 并参考声波地层因素经验公式(Raymeretal.， 1980)， 推测此处存在未固结砂岩， 其饱和含水纵波波速为2400m/s， 若含有少量气体波速骤降为1800m/s， 则气-水界面移动30m即可产生前述同相轴移动8ms的效果。

根据前人研究， 该区存在一定的烃源岩分布和储集条件(支家生等， 1996； 李国永等， 2007)， 中新统—更新统岩性多为砂岩—泥页岩， 且其间的不整合面是良好的运移通道(傅志飞等， 2012； 彭己君等， 2014)。图 5 中复杂的波组形态与典型的砂泥岩薄互层的地震响应特征相符， 这类地层的层位标定较为困难(栗宝鹃等， 2016)。图5a 的红色圆圈中异常强振幅的同相轴近水平状， 其下100ms内的同相轴却与图5b 红色圆圈所示范围呈相似的褶曲状。这很可能是因为断层上盘地层的脆性较强， 局部经历挤压变形为尖棱褶曲； 地震前流体沿断层面运移在红圈处聚集， 含气层底界为一个近水平的强反射界面； 地震后该处气体沿连通性大增的断层面逸散， 原含气层的骨架构造得以显现， 上方橙色同相轴发生极性反转， 且在下盘的连续性变差(可能是地层倾角导致流动不畅)。而450～480ms的界面由于靠近断层面在460ms处的转折点， 推测在地震后截留了沿断层面上涌的流体， 因此反射波发生极性反转； 部分流体滞留在断层面转折点下方(图6f 中天蓝色椭圆)， 使其下紫色和黄色同相轴在断层面附近发生小段的向下移位。

4.2 近地表破裂特征的讨论

根据上述标志层的极性反转、 界面形态变化和反射波组移位特征， 结合研究区的地质构造特征以及天然地震震源机制解， 可以推断F1断层在地震发生时的封闭性发生了快速改变， 断层面附近地层孔隙压力的大幅变化必然伴随着岩石破裂， 即此处发生了同震破裂。但由于资料限制， 这种近地表同震破裂的诸多细节仍无法确定：

(1)F1是发震断层还是发震断层的次级断层？结合F1和F2之间被众多小型断层切割破碎的样貌， 剖面此处与走滑断裂端部破碎带的特征相符。但此次地震仅有1条剖面可用于对比， 因此无法确定断层面参数(走向、 倾角)和同震位错分布， 这些问题只有在获得三维地震或密集二维测网资料的情况下才能解决。

(2)前人的研究表明地震断层深部和浅部的对应关系较为复杂。剖面上F2断裂的最新活动年代晚于F1， 且远离F1侧的褶皱作用显示了较高的地应力水平， 但最为显著的同震破裂却发生在近期活动较弱的F1上。因此， 调查隐伏同震破裂、 查明浅部破裂与深部断裂的连通关系， 对研究震源精细结构有重要意义。

(3)余震破裂的可能性： 活动断裂是多次地震破裂叠加的结果， 此次地震的余震事件在空间分布上更接近C点(图1a)， 且发生时间亦在2期资料之间， 因此余震事件对该破裂可能有贡献。

5 结论和展望

5.1 结论

本研究通过对比采集于地震发生前、 后的2期反射地震剖面， 发现了台湾海峡南部2018年MS6.2 地震(震群)的隐伏同震破裂。在宏观震中以西约25km， 震源机制解反演得到的发震断层与反射地震剖面交叉处， 海底面以下、 350ms以上的标志反射层形态对比显示两者无显著差异； 在走滑断层F1附近400m深度以下的主要反射层识别出了可靠的极性反转、 界面形态变化和反射波组移位， 推测与地震后断层面连通性剧增、 流体沿断层面快速运移有关， 即此处存在隐伏的同震破裂。由此验证了通过对比浅源大地震发生前、 后采集的反射地震剖面， 根据标志层的界面形态和波阻抗变化识别隐伏同震破裂引起流体运移的可行性。

该方法与常规地表露头、 探槽调查相比， 可穿透软弱盖层捕捉到隐伏同震破裂， 不仅可在更大范围内发现同震位错的痕迹， 同时具有更准确地确定深部的断层面参数和滑动量分布的潜力。该方法对研究海域地震尤为重要： 一方面， 海域地震难以应用地形地貌类和地表形变类手段， 且震源机制解反演严重受限于观测台站分布， 因此探测隐伏同震破裂对辨识发震构造、 研究震源过程尤为重要。另一方面， 在海域开展反射地震探测与陆域相比， 易于保证观测系统的重复性和地表条件的时空一致性， 且施工成本较低。

5.2 展望

(1)本文仅有1条剖面可用于对比， 且排列长度较短， 因此无法确定断层面的产状和向下延伸情况； 若能获得长排列的三维地震资料或较密集的二维测网用于对比， 则可能准确识别地震断层面的产状、 向下延伸情况以及滑动分布。

(2)由于经费和船期限制， 本文所用剖面2期资料的采集参数有较大差异， 仅能对同震破裂的存在与否作定性分析； 若经费能保证采集重复性和处理一致性， 不同时期的反射地震数据满足时移AVO等地震属性分析的要求(Lumleyetal.， 1997)， 则可对震中区(构造应力结)的岩性(孔隙压力)变化进行研究描述和动态监测， 获得地应力释放的时空特征， 提升对地震震源过程的认识。

(3)考虑到大地震的余震震级较大， 且时间跨度可能长达数月， 若在前震、 主震发生后立即采集1期资料， 并在余震群后重复采集1期资料， 则有可能捕捉到余震群的同震破裂。

致谢2017年和2019年数据采集使用的多道地震设备分别由自然资源部第二海洋研究所和中国海洋大学提供； 本研究海上作业得到了福建省海洋研究所“延平2号”全体船员的大力协助； 审稿专家的建设性意见极大地提高了本文质量。在此一并表示感谢！