海底地壳形变监测现状与启示

乔学军, 王伟， 林牧， 陈威， 刘刚

中国地震局地震研究所，地震大地测量重点实验室， 武汉 430071

0 引言

地壳形变是板块或断层运动的直接反应，当变形积累产生的应变超出了岩石的承受能力，就会发生破裂从而引发地震，因此地壳形变监测与研究一直是地震监测、预测及孕震机理研究的重要手段之一(杜瑞林等，2016；周硕愚等，2017).多年来，地壳形变监测技术不断进步，如以GNSS和InSAR为主的空间对地观测技术，在地震的震间、同震及震后形变研究中一直担当主力，并取得了较好的成果(王琪等，2020；王敏和沈正康，2020；江在森等，2020)，但这些地壳形变监测与研究工作绝大多数都集中在大陆地区，由于海水对电磁波的传播具有很强的吸收作用，适用于陆地的空间观测技术无法在全球70%以上的海洋地区应用，因此海底形变监测与研究成果相对较少，但是因为大陆与海洋板块具有相互作用的地球动力系统(Le Pichon et al., 1973；许志琴等，2021)，如Coltice等(2019)将地球作为统一的动力系统进行三维模拟，结果表明2/3的地球表面运动速度快于地幔的运动速度，说明地球内部的运动由地表拖曳控制，而地表其余1/3部分，地幔运动速率则超过了地表运动，说明大陆被地幔运动拖曳、聚集而形成超级大陆，而超级大陆又被冷却的海洋板片俯冲下沉撕裂，此过程即威尔逊旋回(Wilson, 1963).另一方面，海洋不但存在许多活跃的地质构造，如洋中脊、海沟、火山及板块汇聚处的俯冲带等，而且还存在频繁的地震活动，如环太平洋地震带是全球规模最大的地震活动带(Yang et al., 2019)，地球上90%的地震及80%最强烈的地震都发生在该地带上(Villaverde, 2009)，所以开展海底地壳形变监测与研究，对于理解一些重要俯冲带的动力学过程及其对大陆地震活动的潜在影响，具有非常重要的研究价值.

针对海洋与陆地观测环境及其介质的不同，海底地壳形变监测经过多年发展，目前形成了以GNSS定位技术与声呐测距(Acoustic Ranging)(以下简称GNSS-A)为主的观测系统，该技术通过重复监测海底测量标志的站间距离、相对位置、水深及海水介质参数(温度、盐度)等，获取精确的海底地壳形变图像.经过30多年的发展，基于GNSS-A的海底形变监测技术逐渐成熟，并得到了较好的应用.本文在总结国内外研究现状的基础上，结合我国的实际情况，提出了开展中国海底地壳形变监测的建议.

1 GNSS-A系统组成及工作原理

GNSS-A系统主要使用了GNSS定位和声呐测距技术，其中，GNSS用来实现海面载体的精确定位，声呐测距用来实现海底目标的精确定位.最新的系统由以下4部分组成(图1)(Fujita et al., 2006; Matsumoto et al., 2008；Ishikawa et al., 2020)：

(a) 海底观测站

海底观测站的核心装置是一套精密声纳“接收-转发”装置(a precision transponder，PXP)，通常由一组呈正方形分布的4个PXP组成，正方形对角线的长度大约等于该地区的水深，该组装置(阵列)放置于海底，共同构成一个海底观测站，类似于陆地上的GNSS测站.PXP的作用是接收船载观测系统调制的声呐信号并将其回传至船载观测系统.

(b) 船载观测系统

由海洋观测船、GNSS接收系统、姿态测量传感器、换能器、投弃式温深仪、温盐深仪等组成，具有GNSS实时定位、姿态确定、海底声纳发射、回波探测接收、声波信号处理、数据存储、海水参数观测等一系列功能.

(c) 陆基GNSS参考站

采用差分定位或地基增强系统，为船载观测系统提供高精度的实时定位服务，定位精度取决于海洋观测船与陆基GNSS测站间的距离.

(d) 海底形变观测数据处理系统

图1 海底地壳形变监测系统示意图XBT：投弃式温深仪, CTD：温盐深仪.Fig.1 Schematic of the seafloor crustal deformation monitoring systemXBT: Expendable Bathy Thermograph, CTD: Conductivity Temperature Depth.

对观测数据进行综合处理，计算海底形变测站的精确坐标及形变量，并联合陆地GNSS观测结果，获取统一坐标框架下的点位时间序列及海陆地壳形变速度场信息.

GNSS-A形变监测的工作原理与过程如下：(1)在海底测站附近，船载测量系统通过换能器发射调制的M序列信号，经海底观测站接收并反射至换能器，由此获取声纳的往返时间，同时还使用XBT与CTD设备进行海水传播速度及温度、深度、盐度等参数的观测；(2)利用陆基GNSS参考站对船载观测系统进行GNSS动态定位及姿态参数的确定，计算并获取换能器的坐标；(3)基于换能器的连续位置和对应的声呐往返行程时间及海水声速参数(如温度、盐度、压强等)，通过线性反演，分别估算每个PXP的位置，最终将它们的平均值作为海底测站的精确位置(Fujita et al., 2006).

为了精确计算PXP坐标，高精度的海水声速剖面非常重要(Li et al., 2016)，为此，在实际观测中，需要在测前与测后进行CTD观测，同时每小时也要进行XBT观测.另一方面，记录的声波往返时间不仅包括距离信息，还包括沿路径的声速结构信息，因此可通过对先验声速结构参数进行改正来实现，其中贝叶斯最小二乘反演方法可用来进行以上计算.该方法首先基于某个先验声速结构，通过迭代确定PXP的位置，然后根据结果的残差，针对给定的时间窗口估算声速结构随时间变化的系数，其中时间窗口宽度从单个观测时段中选取，最大为一天，通过不断重复，直到坐标参数收敛.

2 国内外研究现状

在国外与海底地壳形变类似的名词有Seafloor Geodesy，Marine Geodesy及Seafloor Crustal Deformation，而国内类似的名词有海洋大地测量和海洋大地控制测量等，其中在知网的关键词搜素中，几乎没有海底地壳形变的结果.

早在1960年代中期，美国研究人员开始探索海底形变监测技术，并获得了米级的精度(Spiess et al.，1966)，但直到1985年，随着GNSS的出现，Spiess(1985)首次研发了GNSS-A技术并进行了试验.多年来Spiess与其他研究人员为提高GNSS-A观测技术，在胡安·德富卡板块的海底开展了卓有成效的工作(Spiess and Hildebrand，1995；Spiess et al.，1998；Chadwell et al.，1998，2002)，随着观测设备、观测模式与数据处理技术的不断改进，以前需要几天观测才能达到厘米级的定位精度(Gagnon et al.，2005；Fujita et al.，2006 ；Chadwell and Spiess 2008)，而目前只要数个小时就可能实现厘米级甚至亚厘米级的精度(Honsho and Kido,2017).

GNSS-A观测技术的发展主要经历了三个阶段，1991年到2008年为第一阶段，该阶段的海底形变监测主要以桅杆系统(Pole System)为主，观测设备安装在船尾一根可拆卸的不锈钢桅杆上，GNSS天线和姿态传感器安装在桅杆顶部，换能器安装在桅杆底部，在进行海洋观测时，为了避免螺旋桨产生的噪音，只有当船舶关闭发动机处于漂流状态才能进行工作，这样将无法控制船舶的航迹与轨道，难以确保观测船与海底测站之间良好的观测图形强度，致使观测时间较长，通常需要2～4天才能完成一个测点，而观测期间由于海水参数的不断变化也会导致观测精度的降低.2009年到2015年为第二阶段，该阶段主要以船体固定系统(Hull-Mounted System)为主，GNSS天线固定在船体顶部，姿态传感器和换能器固定在船体底部，系统可以在船舶处于驱动的状态下连续观测，不但确保了观测轨迹的可控，而且观测时间也缩短到16～24 h，同时观测精度也得到了提高(Fujita et al.，2006).2016年以后进入第三阶段，该阶段以多声呐测距(Multiple Acoustic Ranging)船体固定系统为主，第二阶段的观测系统在进行海上观测时，采用的编码技术是依次对每个测站的四个PXP目标进行顺序观测，而新系统采用了新的信号编码技术，可对四个PXP同时进行观测，有效提高了观测效率和精度，每个测站的观测时间缩短到3～4 h.

正是由于GNSS-A观测效率和精度的不断提高，海底形变监测与研究也得到了很好的推广应用，尤其是在日本取得了较好的研究成果，下面从两个方面简述GNSS-A在海底形变监测与研究中的应用现状.

2.1 板块俯冲与洋脊扩展

第一个海底GNSS-A站建于1991年，目的是监测胡安·德富卡板块的运动(Spiess et al.，1998).该板块是利用海底大地测量研究大洋板块构造运动与机理的天然实验室.根据NUVEL-1A板块运动模型，该板块沿卡斯卡迪亚俯冲带以40 mm·a-1的速度向北美板块俯冲，在板块西南形成了以洋脊扩展和转换断层为特征的边界带.在边界带南段以东约25 km处，由GNSS-A监测的结果显示，胡安·德富卡板块的运动速率与板块运动模型一致，连续80个小时的GNSS-A观测结果表明，点位坐标的重复精度可达±4～6 mm，能满足很多海底构造形变的监测需求(Chadwell and Spiess 2008).

此外，目前该技术还在秘鲁(Gagnon et al.，2005)、哥斯达黎加(Davis et al.，2011)、西南太平洋的新赫布里底群岛(Ballu et al.，2013)和日本等俯冲带地区的海底形变监测与研究中得到了广泛应用(Bürgmann and Chadwell，2014).在秘鲁近海，纳斯卡板块俯冲至南美板块下，Gagnon等(2005)利用两个GNSS-A测站，获得了测站相对南美板块的震间运动速率达53 mm·a-1，这种较高的运动速率表明俯冲带以下2～40 km是完全耦合的，浅层的强闭锁状态说明发生在秘鲁—智利海沟的地震足以产生巨大的破裂，并在海沟附近形成较大的同震滑动，由此引起的浅层地震波将使海沟附近的地形剧烈抬升，并导致特大海啸(Satake and Tanioka，1999)，如1996年秘鲁海域发生的7.5级地震.

自1990年起，日本在其东海布设了几十个海底形变监测站(Fujimoto, 2014；Bürgmann and Chadwell，2014)，以研究俯冲带板块运动及地震危险性，并取得较好的研究成果.Yokota等(2016)利用日本南海海沟15个GNSS-A测站10多年的观测，获得了该地区相对阿穆尔板块的运动速度为2～5 cm·a-1，揭示了该地区存在明显的滑移亏损率(SDRs)，这些以前未知的高SDR区域具有较高的大震与海啸风险，研究结果首次揭示了俯冲带的耦合状态可能与当地的地震活动和地质现象有关，为开展特大俯冲带的地震研究提供了重要参考.

2.2 俯冲带地震周期形变

板块的汇聚与能量积累可引起俯冲带地区M9及以上特大地震和数十米的形变，尽管特大俯冲带的大多区域在震间被闭锁在50 km的深度内，但有部分地区存在解耦并通过无震蠕滑来释放能量，因此通过在俯冲带建立GNSS-A测站，并进行长期观测，可以增进我们对俯冲带地震周期和前兆滑移瞬变的理解(Bürgmann and Chadwell，2014).

2011年的日本3.11M9.0大地震中，有7个GNSS-A测站精确地观测到海底发生高达30多米的同震形变(图2)(Sato et al.，2011；Kido et al.，2011；Fujiwara et al.，2011; Fujimoto，2014)，据此所获得的破裂模型显示，同震的最大水平和垂直滑移超过50 m和10 m.研究结果对理解特大地震的震源机制、海啸孕育过程及减灾具有重要作用(Iinuma et al.，2012).同时，这些测站也为研究日本大地震的震后形变与模式提供了良好的形变约束(Tomita et al.，2017)，震后4年的形变图像显示了地壳形变场具有明显的空间变化特征，其中同震形变最大的区域以显著的黏弹性松弛为主(图3).

图2 2011年日本东北M 9.0地震的海底同震形变场红色实线箭头为水平向，白色实线箭头为垂直向(Sato et al.，2011；Kido et al.，2011；Fujiwara et al.，2011; Ozawa et al., 2011).Fig.2 Co-seismic seafloor crustal deformation field of the 2011 M 9.0 Tohoku earthquakeThe red solid arrow indicates the horizontal direction and the white solid arrow indicates the vertical direction (Sato et al.，2011； Kido et al.，2011；Fujiwara et al.，2011; Ozawa et al., 2011).

图3 2011年日本东北M9.0地震的海底震后形变场Fig.3 Post-seismic seafloor crustal deformation field of the 2011 M9.0 Tohoku earthquake

Yokota和Ishikawa(2020)在日本南海海沟利用GNSS-A首次监测到了大的浅层慢滑移地震事件(SSE)，结果显示在强耦合区域的浅部周围存在较大的SSE，其时空分布与已有研究中预期的慢地震活动有关.该成果有助于揭示俯冲带深部和浅部慢地震的相似性和差异，对开展板块边界相互作用的物理过程、海底地质和地震活动等交叉学科研究具有重要价值.

我国在海底大地测量及形变监测方面已经开展了技术跟踪和理论研究(宁津生等，2014；杨元喜等，2017，2020；李林阳等，2018)，李明(1992)对海底控制网的精度及影响因素进行了分析和模拟，吴永亭(2013)研制了长基线水下差分GNSS 定位系统，国家863计划也开展了“水下GPS 高精度定位系统”研发，实现了在浅水水域(几十米)的成功测试，李林阳等(2018)和刘经南等(2019)指出我国在海底大地测量控制网建设和研究方面还存在很大差距，杨元喜等(2020)针对海底大地基准网建设现状及关键技术提出了中国的方案.虽然我们在海底形变监测的某些方面已经开展了预研工作，但由于某些自主技术和关键设备的研究稍显滞后，目前在此领域的实际应用尚属空白，近年随着我国海洋强国战略的实施，国内已开展了相关项目研究和实验，其中杨元喜等(2020)研制的海底基准方舱，在水深3000 m的海域进行了测试，结果表明海底基准点的坐标分量内符合精度达1.2～4.7 cm.

综上所述，经过多年的发展，虽然GNSS-A技术已经初步具备了与陆地相当的观测能力，并能满足局部海底形变监测的精度需求，但是高昂的费用及技术难点极大地限制了海底地壳形变监测的广泛应用(杨元喜等，2020)，存在的主要挑战如下：1)每天一艘海洋测量船的运行和后勤保障费用高达3万美元(Bürgmann and Chadwell，2014)，经济性能较差；2)海底观测站的PXP单元依靠内置电池保持连续待机状态，电池的寿命为10年左右，当电池耗尽后，PXP将无法工作，因此需要定期维护；3)GNSS-A在垂直向的观测精度较差；4)难以开展大规模建站并实现连续和实时监测.

3 讨论及展望

3.1 海底形变监测关键技术

GNSS-A技术在海底形变监测尤其是地震形变监测与研究方面取得了较好的应用成果(Bürgmann and Chadwell，2014；Ishikawa et al., 2020)，但依然有很多关键问题需要解决，第一是观测精度的提高，目前的观测精度已经达到厘米级，通过提高单次观测时间和观测频次，观测精度可达亚厘米级(Bürgmann and Chadwell，2014)，为了实现更高的观测精度，必须减少以下误差：GNSS定位误差，GNSS天线到换能器偏差参数的测量误差，海洋测量船的航迹测定误差、姿态测定误差以及声学测距误差等，目前随着多模多频GNSS精密定位技术的发展与进步，GNSS定位精度也将不断提高，如我国已建成的北斗三号卫星导航定位系统，采用了三种轨道卫星组成的混合星座，其特有的高轨卫星，有效提高了抗遮挡能力和观测精度；第二是观测模型与策略的优化，主要涉及声速剖面与观测模式(Bürgmann and Chadwell，2014; 杨元喜等，2020)，其中声速剖面与水深密切相关，在GNSS-A观测期间，其垂向变化远大于水平变化，如何精确反演声速剖面仍然存在一定的挑战(Watanabe et al., 2020).对于观测模式，虽然通过提高观测频率和时长可以提高精度，但由于海洋测量船的使用成本很高，在一定程度上限制了GNSS-A技术的推广应用，因此如何有效提高海底形变监测的经济效能，是目前需要解决的问题之一，无人波浪滑翔机已被用于GNSS-A海底形变的自动观测，结果证明该方法是可行的(Iinuma et al., 2021)，但由于波浪滑翔机的航速很慢，效率低，不宜在强洋流地区使用，同时也难以消除海水声速结构的不均匀性影响；第三是海底观测单元与系统的长期稳定与运维，海底观测设备不但要抗压、防腐, 还必须具备长期工作能力，为此需要配备高性能的材料和电池，为实现原位维护，可将海底测站设计为方舱模式(杨元喜等，2020)，在条件允许时可在海底钻孔以固定海底测站，同时也可采用有线连接进行供电和数据传输等策略(Bürgmann and Chadwell，2014)；第四是多种海底观测技术的联合，海底压力计可以提高垂直向的观测精度，与GNSS-A联合可以获得精确的三维形变信息，但海底压力计的漂移增加了观测结果的不确定性；第五是采用特制的浮标装置实现海底形变的连续和实时监测，即将海洋测量船上的观测系统转移到海上的系泊浮标上，通过太阳能供电及卫星通讯，实现海底测站的连续实时观测(Tadokoro et al., 2020)，该技术主要受制于太阳能供电系统的连续性.

综上所述， GNSS-A技术在精度、效率、稳定性及实时性等方面还有待提高，部分技术有望在未来3～5年内得到突破.

3.2 海底形变监测与地震预测研究

GNSS-A在近海地震的同震、震间及震后形变监测中具有不可替代的优势，并能揭示地震活动周期中的形变场特征，可为开展地震孕育及机理研究提供明确的约束和证据(Iinuma et al.，2012；Tomita et al.，2017；Yokota et al., 2020)，因此利用GNSS-A技术开展海底形变监测，将为沿海地区地震预测预报研究提供一项关键技术支撑.

21世纪以来，印尼和日本由于特大地震及引发的海啸分别造成30多万和7万多人死亡，并造成了巨大的经济损失及严重的次生灾害(如核污染).我国近海海域位于西太平洋西侧，拥有近300万平方公里的海域与32000 km长的海岸线，其中东南沿海地处菲律宾板块与欧亚板块碰撞带，应力变化及积累较快，地震频发，该地区的M>7.0地震大多发生在近岸海域，如1604年的泉州8.0地震为该地区的最大地震(马杏垣，1989).位于南海的滨海断裂带是华南块体与台湾海峡海盆的分界线，断裂两侧地形差异大，地震活动频繁，曾发生过多次破坏性地震(曹敬贺等，2014; 邓克，2019)，其中1600年和1918年发生过两次7级地震，而1918年的南澳7.3地震，还产生了海啸(彭承光等，2017)，造成巨大的人员和财产损失.位于东部的郯庐断裂带渤海段，第四纪以来活动广泛而强烈，主要受NEE-SWW向作用挤压，中段地震活动性最强(胡惟等，2013)，1969年7月15日曾发生7.4级地震(李西双等，2009).黄海也多次发生6级以上地震(彭艳菊等，2008).总之，我国近海的地震活动与断裂带、俯冲带等构造密切相关，地震的活动性表明, 南海北部、渤海及台湾海峡的地震活动性较强，黄海次之，东海最弱(王华玉，2014).

近海地震不但会造成沿海区域活动断裂带的应力变化而增加发生地震的风险(Stein et al., 1992)，而且也可能远程触发内陆地震(Yao et al.，2015)，2011年日本大地震发生后，研究人员于2012年沿日本海沟又新建了20个海底监测站，用于研究震后形变及未来地震的风险(Tomita et al.，2017).我国沿海地区人口密集，经济发达，如粤港澳大湾区、环渤海、东部沿海、东南沿海等经济快速发展与驱动的重要地区，对防震减灾有强烈的需求，因此为更好地服务沿海地区的经济建设与21世纪海上丝绸之路等，加强海底构造运动监测与近海地震预测研究，对提高抵御地震灾害风险的能力和保持经济可持续发展具有重要的现实意义和经济价值.

3.3 构建统一框架下的陆海形变监测网

大陆板块与海洋板块之间的相互运动导致海洋俯冲带地区强烈的地壳变形和频繁的强震活动，因此在海洋俯冲带地区进行地壳形变监测与地震动力学的研究中，联合开展陆地与海洋的形变监测非常必要，如在2011年日本大地震的破裂模型反演计算中，相对于单独利用陆地GNSS观测结果，联合使用陆海同震形变资料，可更好地分辨出断层的位错分布特征(刁法启等，2012).另一方面，构建统一框架的陆海形变监测网，获取具有相同参考和基准的地球物理场参数(地壳运动速度场、应力应变场及断层滑移速率等)，有助于深入而系统地理解沿海及周边断层的运动学特征及相互作用的动力学机制.

目前我国陆地区域以“中国大陆构造环境监测网络”、国家与省级连续运行参考站网及国家2000网等高精度形变监测工程为基础，构建了具有统一框架的中国大陆现今地壳运动监测体系，在陆地地壳形变监测及地震机理研究方面发挥了重要作用(王琪等，2020；王敏等，2020)，随着我国对海洋资源、海洋经济及海洋安全等领域的需求日益强烈，加强海底形变监测与研究已成为国家防震减灾事业的紧迫需求.

在海底形变监测领域，我国虽然起步稍晚，但已积累了一定的研究与实践基础，可通过借鉴国外已有技术的优缺点，在关键技术上实现自主创新和突破 (杨元喜等，2020)，因此依托国家海底大地基准网的建设，结合我国沿海地区的构造运动和地震监测、研究及工程建设之需求(李小军等，2020; 吴德城等，2020；谢卓娟，2020)，建立中国的海底形变监测网，实现亚厘米级的监测精度，并在此基础上，构建统一参考框架的陆海形变监测系统是完全可行的(杨元喜等，2017, 2020；李林阳等，2018；刘经南等，2019).

致谢谨此祝贺陈颙先生从事地球物理教学科研工作60周年.感谢两位评审专家对本文提出的宝贵意见和建议.