王 筍 丘學林 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中心， 廈門 361021 2)中國科學院邊緣海與大洋地質重點實驗室， 中國科學院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院， 中國科學院南海海洋研究所， 廣州 511458 3)南方海洋科學與工程廣東省實驗室， 廣州 511458 4)中國地震局廈門海洋地震研究所， 廈門 361021

0 引言

天然地震是地球內部介質局部區(qū)域的應變失穩(wěn)過程， 其物理圖像多表現(xiàn)為快速擴展的斷層錯動(姚振興等， 1994)。由于地表大多為固結程度較低的沉積層覆蓋， 可吸收變形， 只有震源深度較淺、 震級較高的地震的同震位錯能到達地表形成破裂帶(李秀菊等， 2012； Luoetal.， 2020)， 可利用調查露頭和開挖探槽的方法觀察到(同震破裂)。同震破裂作為地震位錯的直接證據(jù)， 對辨識發(fā)震構造、 檢驗地殼變形模型、 研究地震震源過程具有重要作用(Arriagadaetal.， 2011； 魯人齊等， 2011； Hanetal.， 2019)。由于地質調查耗時較久， 且受到地表條件復雜多變的影響， 近年來更常用地震波形記錄擬合反演斷層滑動、 地表同震位移反演滑動量等地球物理手段研究同震位錯和震源破裂過程(Wangetal.， 2011； Waltersetal.， 2018)。但必須注意到， 波形反演中須事先設定部分震源參數(shù)， 因此不可避免地受到認識的局限。資料、 計算方法和介質模型對反演結果均有不同程度的影響， 反演解的可信程度值得進一步探討(何玉梅等， 1998)， 而地表形變觀測中的GNSS和精密水準數(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)來驗證和對比(徐錫偉等， 2010)。

關于同震破裂的野外地質調查， 國內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)(薛艷等， 2018)。而對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用， 故成功辨識的例子較少(Armijoetal.， 2005)； 在海底實施探槽調查同樣較為困難， 因此目前對海域地震同震破裂的探查方法仍處于探索階段。但是， 對于海域地震， 常規(guī)的地震波形擬合方法通常因臺站分布不確定性較大而受限， 地表形變觀測(GNSS和InSAR)更是難以開展， 對地震位錯的估計造成了很大的困難， 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).震源機制解引自王小娜等(2019)； 黑色箭頭為菲律賓海板塊相對歐亞板塊的運動速率(Yu et al.， 1999)； C點為觀測到的同震破裂， 距離震中約25km

1 2018年臺灣海峽南部 MS6.2 地震概況

1.1 震區(qū)構造背景

臺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灣造山帶的影響(Linetal.， 2002)， 南面可能還受到南海海盆擴張的影響(Yu， 2004)， 因此該區(qū)的構造運動及地殼變形強烈， 地震活動頻繁。同時， 該區(qū)的構造特征和沉積體系極為復雜， 特別是新生代發(fā)生了多期的火山活動(楊肖琪等， 1996； 鐘建強等， 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、 地殼變形過程信息較為困難， 目前對其構造區(qū)劃劃分、 動力學機制等關鍵問題存在較多不同的認識。研究區(qū)內的大型斷裂帶在很大程度上是通過推測得出的， 單靠地震學方法難以準確判別發(fā)震構造和動力學機制， 缺少活動構造特征與地震斷層滑動的直接證據(jù)， 直接影響了該區(qū)地震危險性評價的效果。

由于2018年MS6.2 地震震中附近沒有島礁出露， 無法獲得地表形變數(shù)據(jù)(包括GNSS和InSAR)作為約束。針對此次地震的認識主要來自利用海峽兩側地震臺站的波形記錄反演得到的震源機制解： 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控制， 且震中區(qū)海域活動構造特征、 深部構造環(huán)境尚不清楚， 其發(fā)震斷層與動力學機制尚存在較多疑點。對于此次地震的發(fā)震斷層， 王小娜等(2019)推測是NEE向南海斷裂系內的一條近EW向斷裂， 但該論斷缺少其他地質和地球物理學證據(jù)。另外， 菲律賓海板塊的NW向擠壓被認為是該區(qū)地殼運動的主要動力來源(Linetal.， 2003)， 但近期海峽地震多為近EW向走滑型(張麗娜等， 2019)， 其應力場轉換機制和破裂模型尚待進一步研究。

1.2 同震破裂的分布范圍估計

參考相近震級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20～40km(鄧起東等， 1992； 郝海健等， 2017)。顯然， 地表破裂長度不僅與位錯大小有關， 同時也很大程度上受到蓋層力學性質的影響。值得注意的是， 該地震的余震分布集中在主震西側， 表明其很可能為單側破裂事件， 同震破裂可能呈不對稱分布， 故假設破裂長度為40km， 東側和西側的長度之比為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 多道地震探測概況

利用反射地震剖面調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和不同期資料一致性的影響。因此， 首先必須仔細審視從采集到處理的各個環(huán)節(jié)， 評估數(shù)據(jù)質量和參數(shù)不一致帶來的影響。用于對比的二維測線的方位角為129°， 2期資料分別采集于2017年4月30日(地震發(fā)生前19個月)和2019年6月20日(地震發(fā)生后7個月)， 滿覆蓋長度為41km。下面對這2期資料的采集、 常規(guī)處理和剖面特征作簡要介紹。

2.1 采集概況和參數(shù)對比

2017年資料數(shù)據(jù)采集在福建海洋研究所的“延平2號”科考船上進行， 震源為由4支Sercel G型氣槍組成、 總容積22dm3的槍陣， 沉放深度為5m， 炮點距為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)費和船期限制， 2019年資料數(shù)據(jù)采集使用200t級的“上和號”作為載體， 震源采用12kJ電火花震源， 炮點距為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(RTX)， GNSS接收機為Net R9， 水平方向的定位精度優(yōu)于10cm。采集參數(shù)對比詳見表1。

表 1 2期資料采集參數(shù)對比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、 預測反褶積、F-K濾波、 速度分析、 疊前時間偏移和疊后處理， 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——簡易單列槍陣的氣泡效應較強且陷波點頻率較低， 因此首先作去氣泡反褶積， 壓制氣泡效應以提高分辨率。

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

首先在信噪比較高的全偏移距剖面(圖 2)上評估地震資料的質量， 可見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系清楚， 滿足構造解釋的要求。斷層斷面反射清晰， 斷點清楚可靠， 對小斷距斷層的刻畫精細， 非常有利于地層變形和斷層活動的識別。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年資料上進行標志層和斷裂識別， 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， 對比圖3a 和圖3b 可見海底面無明顯差異， 僅在樁號22km附近的低幅度起伏形態(tài)略有不同， 顯示該區(qū)海水營力作用較小。海底面以下、 基底面以上的沉積地層中， 大體可以識別出5個特征明顯、 易于識別且能連續(xù)追蹤的地震反射界面， 在圖 3 中以灰色線條標示。沉積基底界面凹凸不平， 起伏較大， 雙程走時為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、 多孔結構對40Hz以上頻率成分的地震波具有強烈的繞射作用(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； 但在2019年的高頻數(shù)據(jù)上振幅較弱、 較為模糊。

圖 3 標志層及主要斷裂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， 沿斷層面400ms以下地層(始新統(tǒng)—中新統(tǒng))發(fā)育典型的牽引構造， 向上切割第四系； 不同之處在于F2似已到達海底， 而F1上斷點埋深約在海底以下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附近地應力水平更強， 有較多走滑分量。

3 2期剖面的對比分析

3.1 時移地震數(shù)據(jù)體的制備

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

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

(2)噪聲殘留： 對于隨機噪聲， 2期資料的原始數(shù)據(jù)品質均較好， 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， 疊前單炮對比(圖 4)亦可說明這一點；

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

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

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

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

3.2 2期反射剖面的對比

通過按照前述符合時移地震要求的處理方法得到的時間偏移剖面(圖 5)可見： 除沉積基底因地層反射率相差較大、 高頻繞射波干擾嚴重導致振幅差異較大外， 其他主要標志層在2期剖面上連續(xù)性皆較好， 斷層斷點清晰， 構造樣貌真實。各反射界面以及斷層F1、 F2的斷層面形態(tài)皆未見顯著差異， 接近完全重合， 說明用于對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25.5km附近(C點， 距離震中約25km)、 雙程走時430ms(對應深度約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350ms(對應深度約390m)以上地層無明顯變形， 顯示大部分位錯已被其下地層吸收。

為進一步觀察F1斷層面附近的同相軸形態(tài)差異， 將圖5a、 b中的藍色方框部分放大以對比其波形。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)進行波組對比， 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)和時間偏移剖面上都可以看到， 海底和沉積基底這2個反射系數(shù)確定為正的界面都表現(xiàn)為單軌強峰反射， 說明對比剖面皆為正極性。圖6a、 b中最強同相軸對應沉積基底(黃色線條， F1下盤)， 疊合顯示圖(圖6c)可見其重合得很好， 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， 證明對比剖面的相位一致， 符合時移分析的要求。

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 線條圖對比， 黑色實線和紅色虛線分別為2017年和2019年剖面中的反射層， 天藍色虛線為可能的淺層氣運移路徑

而在其他主要強反射中， 紫色和黑色線條所示同相軸在對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致形態(tài)變化的可能。圖6d、 e上F1斷層的斷點均較清晰， 勾勒出的斷層面形態(tài)無顯著變化， 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個反射事件發(fā)生極性反轉(圖6f 中灰色陰影標示)；

(2)上盤深度約520m處的標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， 由于對比剖面已嚴格統(tǒng)一處理參數(shù)， 且雙程走時350ms(對應深度約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關?？紤]到2次采集間隔僅26個月， 且附近無任何影響地下構造的人類活動， 因此推斷這些變化與2018年MS6.2 地震(震群)有關。

天然地震在近地表可能引起地層形變(構造)和充填流體變化(巖性)， 構造和巖性改變都會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， 對應的位移量級約為數(shù)米， 考慮到此次地震的震級和走滑性質， 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， 斷層面成為連通性良好的流體運移通道， 引起鄰近砂體內流體(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)速度分析結果(圖2c)， 并參考聲波地層因素經(jīng)驗公式(Raymeretal.， 1980)， 推測此處存在未固結砂巖， 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30m即可產(chǎn)生前述同相軸移動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集條件(支家生等， 1996； 李國永等， 2007)， 中新統(tǒng)—更新統(tǒng)巖性多為砂巖—泥頁巖， 且其間的不整合面是良好的運移通道(傅志飛等， 2012； 彭己君等， 2014)。圖 5 中復雜的波組形態(tài)與典型的砂泥巖薄互層的地震響應特征相符， 這類地層的層位標定較為困難(栗寶鵑等， 2016)。圖5a 的紅色圓圈中異常強振幅的同相軸近水平狀， 其下100ms內的同相軸卻與圖5b 紅色圓圈所示范圍呈相似的褶曲狀。這很可能是因為斷層上盤地層的脆性較強， 局部經(jīng)歷擠壓變形為尖棱褶曲； 地震前流體沿斷層面運移在紅圈處聚集， 含氣層底界為一個近水平的強反射界面； 地震后該處氣體沿連通性大增的斷層面逸散， 原含氣層的骨架構造得以顯現(xiàn)， 上方橙色同相軸發(fā)生極性反轉， 且在下盤的連續(xù)性變差(可能是地層傾角導致流動不暢)。而450～480ms的界面由于靠近斷層面在460ms處的轉折點， 推測在地震后截留了沿斷層面上涌的流體， 因此反射波發(fā)生極性反轉； 部分流體滯留在斷層面轉折點下方(圖6f 中天藍色橢圓)， 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)上述標志層的極性反轉、 界面形態(tài)變化和反射波組移位特征， 結合研究區(qū)的地質構造特征以及天然地震震源機制解， 可以推斷F1斷層在地震發(fā)生時的封閉性發(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節(jié)仍無法確定：

(1)F1是發(fā)震斷層還是發(fā)震斷層的次級斷層？結合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條剖面可用于對比， 因此無法確定斷層面參數(shù)(走向、 傾角)和同震位錯分布， 這些問題只有在獲得三維地震或密集二維測網(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應關系較為復雜。剖面上F2斷裂的最新活動年代晚于F1， 且遠離F1側的褶皺作用顯示了較高的地應力水平， 但最為顯著的同震破裂卻發(fā)生在近期活動較弱的F1上。因此， 調查隱伏同震破裂、 查明淺部破裂與深部斷裂的連通關系， 對研究震源精細結構有重要意義。

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

5 結論和展望

5.1 結論

本研究通過對比采集于地震發(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以上的標志反射層形態(tài)對比顯示兩者無顯著差異； 在走滑斷層F1附近400m深度以下的主要反射層識別出了可靠的極性反轉、 界面形態(tài)變化和反射波組移位， 推測與地震后斷層面連通性劇增、 流體沿斷層面快速運移有關， 即此處存在隱伏的同震破裂。由此驗證了通過對比淺源大地震發(fā)生前、 后采集的反射地震剖面， 根據(jù)標志層的界面形態(tài)和波阻抗變化識別隱伏同震破裂引起流體運移的可行性。

該方法與常規(guī)地表露頭、 探槽調查相比， 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發(fā)現(xiàn)同震位錯的痕跡， 同時具有更準確地確定深部的斷層面參數(shù)和滑動量分布的潛力。該方法對研究海域地震尤為重要： 一方面， 海域地震難以應用地形地貌類和地表形變類手段， 且震源機制解反演嚴重受限于觀測臺站分布， 因此探測隱伏同震破裂對辨識發(fā)震構造、 研究震源過程尤為重要。另一方面， 在海域開展反射地震探測與陸域相比， 易于保證觀測系統(tǒng)的重復性和地表條件的時空一致性， 且施工成本較低。

5.2 展望

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

(2)由于經(jīng)費和船期限制， 本文所用剖面2期資料的采集參數(shù)有較大差異， 僅能對同震破裂的存在與否作定性分析； 若經(jīng)費能保證采集重復性和處理一致性， 不同時期的反射地震數(shù)據(jù)滿足時移AVO等地震屬性分析的要求(Lumleyetal.， 1997)， 則可對震中區(qū)(構造應力結)的巖性(孔隙壓力)變化進行研究描述和動態(tài)監(jiān)測， 獲得地應力釋放的時空特征， 提升對地震震源過程的認識。

(3)考慮到大地震的余震震級較大， 且時間跨度可能長達數(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備分別由自然資源部第二海洋研究所和中國海洋大學提供； 本研究海上作業(yè)得到了福建省海洋研究所“延平2號”全體船員的大力協(xié)助； 審稿專家的建設性意見極大地提高了本文質量。在此一并表示感謝！