李琳琳，李发渟，邱强，李志刚，张冬丽，惠格格

1. 中山大学地球科学与工程学院，广东 广州 510275

2. 南方海洋科学与工程广东省实验室（珠海），广东 珠海 519082

3. 中国科学院南海海洋研究所，广东 广州 510301

1 1918年南澳地震海啸事件

1918 年2 月13 日发生在华南沿海南澳岛附近的矩震级为Mw7.5 级地震是南海北部少数几个触发海啸的地震之一［1］。历史文献中明确记载了地震发生后福建和广东沿海出现的一些海啸现象，其中的描述包括“民国七年二月十三日， 福建、广东沿海地震。其震中区域在泉州至汕头一带，地裂土崩，海水腾涌，房舍倾覆，死亡者以数百计”［2］和“1918 年2 月13 日14 时07 分（民国七年正月初三）广东南澳附近海域（23.60°N，117.3°E）发生7.3 级地震；福建同安地大震，海潮退而复涨，渔船多遭没；广东汕头：当时湾泊在码头的一艘船，其船底竟至与海底接触。”［3］1918 年南澳大地震发生在滨海断裂带地震活动最活跃的闽南-粤东区域［4］。在该区相同的断层区域历史上曾发生1600 年南澳7.0 级地震，在其东北方向闽南段和东南方向台湾浅滩区域发生过1604 年泉州外海7.5 级地震和1994 年台湾浅滩7.3 级地震。除了闽南-粤东区域，在滨海断裂带西段雷琼区域也曾发生1605年M7.5级琼州地震。而目前为止小震和强震空缺的珠江口段被认为是未来潜在的强震震源区［5］。我国华南沿海的滨海断裂带是南海北部地震活动强度最大、频度最高的地震带，是对华南沿海地震造成威胁最大的发震区域。历史上曾多次发生强震，未来仍有可能发生强震。那么未来强震如果触发海啸，其影响如何？地震断层参数如何影响其触发海啸的能力？发生在陆架浅水区域的地震所触发的海啸与发生在深海俯冲带区域的地震海啸特点有何不同？在这篇文章中，我们以1918 年南澳大地震为例，通过海啸数值模拟的手段来定量地回答上述问题。

2 地震海啸的数值模拟

2.1 地震参数设置及其依据

目前1918 年南澳大地震的等级、破裂范围、断层的几何参数并没有统一的看法，在地震参数设定中，我们主要依据近些年较新的地球物理资料信息来进行约束。南澳大地震的震中位置，经过多次调整［6］，广东省地震局在20 世纪70～80 年代在潮汕地区进行了大量地震灾害调查访问，最终确定在南澎列岛东侧附近［1］。我们取经度117.3°E，纬度23.2°N为震中位置，这一震中位置处在NEE 走向的滨海断裂带和NW 走向的黄冈水断裂交叉位置［7］。根据断层活动的性质，1918 年地震发生机制确定为逆冲走滑型地震，文献［7］根据海陆联测的地震剖面指出断层倾向东南，倾角约为72°，走向约为55°［7］。依据文献［4］通过浅层地震剖面得到发震区域的三维断层结构，得到断层的走向约为70°，倾角约为75°。2021年4～5月，中山大学地球科学与工程学院再次组织航次对南澳大地震的发震区域进行了详细的综合地球物理探测，目前资料仍在处理中，后续会有更详细的成果呈现。我们根据初步的地球物理资料分析，得到断层走向约为70°～75°，和文献［4］测得的走向基本一致。

根据目前资料，将地震的矩震级定为Mw7.5，按照Blaser et al（2010）［8］经验关系计算得到不同类型地震长度和宽度。其中走滑断层129 km ×22 km，长度最大，宽度最窄；逆冲断层80 km×39 km宽，长度最短，宽度最宽；正断层98 km×32 km介于两者之间。根据上述信息，我们首先确定了一组地震断层几何参数：长100 km，宽22 km，深度10 km，走向（strike angle）70°，倾角（dip angle）75°，滑移角（rake angle）95°，断层面滑移量为均匀的3 m。均匀滑移模型虽然与我们观察到实际地震发生时同震滑移的非均匀分布特性并不相符，但在没有更多观测数据的支持下，可以作为初步的模型假设。我们首先对这组地震几何参数触发海啸的特征进行详细的分析，其次再针对断层走向（55°和70°）、倾角（45°，60°，75°和85°）和滑移角（95°和150°）分别进行一系列地震参数数值试验和敏感性分析，定量评估这3个参数对海啸灾害的影响。

2.2 海啸模拟

本研究采用海啸模型COMCOT（cornell multigrid coupled tsunami）来模拟海啸从产生、传播到淹没的整个过程。COMCOT 模型是美国康奈尔大学开发的一套成熟的浅水长波数值模型，其控制方程是基于垂向平均的浅水波方程，采用蛙跳法有限差分法进行求解［9］。该模型采用多重网格嵌套技术，在研究深海区海啸传播时，控制方程采用线性浅水方程；当海啸波传至沿海浅水区时，采用考虑对流项以及海底摩擦的非线性浅水方程，从而实现高精度和高效率的数值模拟结果。该模型被广泛应用到全球各海域的海啸事件和海啸灾害评估研究中，如2004 年的印度洋海啸灾害评估［10］，新西兰海啸灾害评估［11-12］和南海的海啸灾害评估［13-16］等。

本研究计算区域网格设置如表1所示。计算区域为105～127.5°E，10～30°N，设置4 层嵌套网格（Grid 01～Grid 04）。网格分辨率从第1 层南海范围的1 943 m 逐渐变化为第4 层南澳岛范围的32 m，其中第2层是从广东珠江口区域至福建泉州，是海啸波传播的主要范围；第3层是广东汕头沿海至福建漳州沿海浅水区，覆盖滨海断裂带断层范围。地形水深数据主要采用15″（arc-second）分辨率GEBCO（general bathymetric chart of oceans）数据（https：//www.gebco.net/）和1″（arc-second） SRTM（约30 m 分辨率）数据（https：//www2.jpl.nasa.gov/srtm/），第1～3 层均采用GEBCO 数据，第4 层采用海域GEBCO 和陆上SRTM 拼接插值后的数据。模型设置最外两层控制方程为线性浅水波方程，忽略非线性项，考虑科氏力；第3～4层采用非线性浅水波方程，考虑曼宁系数为0.013 的底部摩擦效应。

表1 COMCOT模型4层嵌套网格参数设置Table 1 Detailed parameters of nested grids in COMCOT

3 计算结果分析

3.1 海啸波产生和传播特征

根据设定的地震断层参数，采用基于弹性有限断层理论的Okada 位错模型［17］生成海啸初始波高（图2）。在垂直断层方向，靠陆地一侧产生接近1.0 m 的负波，向海一侧则出现接近1.5 m 的正波，沿着断层走向，波高均匀分布（图2）。

图1 华南沿海滨海断裂带（黑色实线）及历史强震（彩色实心圆）分布Fig.1 Historical earthquakes(colored circles)along the littoral fault zone(black solid lines)in South China

图2 海啸波初始波高分布Fig.2 Spatial distribution of initial surface elevation

海啸波产生后，海啸波能量主要沿垂直断层走向分别往西北方向南澳岛、大陆沿海和东南方向深海传播（图3a）。由于靠陆地一侧的初始波为负波，南澳岛和近震源的大陆沿海一带在遭遇正向海啸波之前，将会首先观察到急剧的退水现象，正如历史文献所描述“海潮退而复涨”，退水现象将会导致大量渔船触底搁浅。而往陆坡和深海方向，海啸波在往东南方向传播过程中将遭遇台湾浅滩，水深变浅发生水位雍高（图3b、3c）。当海啸波传播至陆坡处，急剧变化的水深导致海啸波传播速度在深水区和陆架区域产生明显差异（图3d），部分海啸波在陆架边缘被反射（图3e），而部分海啸波则“泄露”到深海中。被反射的海啸波在方向改变后，分别继续向西北方向珠江口西侧大陆沿海和东北方向福建沿海传播，在整个传播过程中，海啸波特性受到复杂地形的强烈影响，发生波浪的反射、绕射（图3d）和折射（图3f）。如海啸波传播到东沙岛附近受阻会发生明显绕射现象，在东沙岛东北方向海啸波传播速度减缓，绕过岛在西南方向相撞产生更大波高（图3d）。折射现象主要发生在靠近海岸的陆架区域，表现为海啸波转播到陆架浅水区后受地形影响波向线逐渐偏转，最终与等深线和海岸线垂直（图3f）。这个过程有别于深海俯冲带区域产生海啸波的传播过程，产生于陆架区域的海啸波在向深海传播时经历了从深水到浅水传播相反的物理过程：海啸波速度变快，波长变大，波幅迅速减小。

图3 海啸波在震后不同时间的波高分布图Fig.3 Spatial distributions of tsunami amplitude at various times after earthquake

3.2 最大和最小海啸波高分布

根据文中的地震参数设定，1918 年南澳大地震触发的海啸可能波及西至珠海、澳门，东至泉州的华南沿海一带（图4），但受海啸影响最大的区域主要集中在广东汕头、南澳岛和福建漳州市东山县之间的沿海区域（图5和图6）。距离震源最近且正面迎击海啸的南澳岛南部的海啸波高最大，南澳县、云祥村、云澳镇可能出现2～3 m 海啸波，而东南部沿海青澳湾的海啸波高可达3～4 m（图6a）。除南澳岛外，在近震源的大陆沿海区域，受海啸影响最大的区域是闽西大埕湾和东山县沿海，最大海啸波高可达2～3 m，其次是汕头沿海，波高约1 m（图5a）。而距离震源直线距离超过150 km的厦门、泉州、汕尾、澳门沿海会产生0.5 m 左右的海啸波高（图4a）。海啸波传播至南澳岛和汕头沿海的时间约0.5 h；2 h 左右到达厦门，3 h 传播至泉州，4～5 h 传播至香港和澳门（图4a）。从海啸波的传播时程图可以明显看出海底地形对海啸传播的决定性影响，如以陆坡为界，深海和陆架区域传播速度的差异使到时线发生转折，每隔10 min 显示的到时线在陆架分布密集而深海稀疏（图4a）。

图4 1918年南澳大地震在南海北部产生的（a）最大海啸波高分布图和传播到时图，（b）最小海啸波高分布图Fig.4 Spatial distributions of maximum surface elevation and minimum surface elevation in the northern South China Sea

图5 1918年南澳大地震在南海北部产生的（a）最大海啸波高分布图和（b）最小海啸波高分布图Fig.5 Spatial distributions of maximum surface elevation and minimum surface elevation in the near field

图6 1918年地震在南澳岛周边产生的（a）最大海啸波高分布图和（b）最小海啸波高分布图Fig.6 Spatial distributions of maximum surface elevation and minimum surface elevation near Nan'ao island

对于海啸的灾害性影响，除了我们通常关注的由正波造成的淹没外，沿岸海水急剧退却造成的破坏也不可忽视，尤其是对港口、码头、渔港、海产养殖密集的沿海区域。同最大波高分布类似，我们同样展示出1918 年南澳地震可能造成的最小波高分布（图4b，5b，6b）。相比于海啸正波，海啸负波的影响更集中于震源附近的汕头、福建东山县和南澳岛区域，尤其是南澳岛东部和北部各个港湾，如东北部竹栖湾和南澳县北部，负波的波幅可达1.5 m。突然的退水将会导致锚系在码头的船只挣断缆绳、破坏锚桩，同时水位的快速变化产生的海啸强流也会对近岸工程、海事设施造成严重损害［18］。由海啸强流造成的灾害破坏在近些年的海啸事件中有明确的报道［19］，如2004 年印度洋海啸在阿门塞拉莱港引发海啸强流，拖动长200 m 的邮轮漂浮数小时［20］，2006 年发生在太平洋西岸的千岛群岛海啸引发远在太平洋东岸美国Crescent 港高达5 m/s的海啸流速，造成2 800万美元的经济损失［21］，2011 年日本“3·11”地震海啸在美国西海岸、新西兰、澳大利亚东南沿海多个港口引发了强流和持续震荡，其中美国西海岸几乎全部港口码头均受到影响，Crescent 港和Santa Cruz港遭受的损失最为惨重，经济损失达9 000 万美元［22］。这些灾害的共同特征是，海啸在所影响区域并未造成明显的淹没，灾害损失主要由海啸诱发的强流导致，这种类型的灾害在港口密集的华南沿海尤其需要特别关注。

3.3 海啸波在陆架区域的震荡现象

超长时间的海啸波震荡是1918 年南澳地震海啸一个特别值得关注的特征。为了考虑海啸波在近岸传播的非线性影响，这一小节展示的结果是基于南海北部海域单层非线性浅水波方程计算得出，底部摩擦系数为0.013。我们在沿海选取4 个代表性站点给出震后48 h 汕头、泉州、澳门和香港附近海域站点的海啸波时序图（图7），可以看出海啸波在地震发生48 h 后波幅并未发生明显衰减，最初到达的海啸波并一定是最大的。最大海啸波高可能出现在震后10 h或者20 h，比如泉州和香港的最大海啸波高出现在震后10 h（图7b 和7d），汕头海域在震后接近20 h 仍然出现较大波峰。海啸波的超长震荡周期通常由几个典型的贡献因素：洋盆振荡、陆架振荡、港湾共振等，几种震荡的典型周期分别在1～2 d，数小时和数十分钟［22］。我们对4 个典型站点的海啸波时序进行傅里叶波谱分析（图8），发现各站点除了与其各自所在位置地形相关的频率外，4 个站点均有一个约220 min 的周期。这一共有的振荡周期是由南海北部陆架振荡引起。类似1918 年南澳大地震这样发生在陆架区域并引发长周期海啸振荡的事件，在全球其他海域也有发生，其中与1918 年南澳地震发生环境极其类似的一个海啸事件是2017 年9 月8日在墨西哥Tehuantepec 陆架区域发生的Mw8.2 高角度正断层地震。该地震发生后，沿海4个潮位站记录到持续时间长达3 d 海啸波［24］。Melgar &Ruiz-Angulo［24］通过数值模拟和波谱分析揭示引发超长震荡时间的原因主要是陆架边缘反射引发的陆架震荡和地形平坦的陆架有效捕获了边缘波。Tehuantepec 陆架最大宽度100 km，振荡周期约155 min；相比而言，南海北部陆架更宽，达150～250 km，具体体现为陆架的震荡周期更长，约220～230 min，接近4 h。

图7 1918年地震触发海啸在华南沿海典型站点的时序图Fig.7 Time series of tsunami waveform at selected synthetic gauges along the coast of South China

图8 典型站点的海啸波傅里叶频谱分析Fig.8 Fast Fourier Transform of tsunami wave analysis at the selected synthetic gauges along the coast of South China

另外一个对海啸超长持续时间贡献较大的因素是边缘波（edge wave）。边缘波是沿海岸线平行传播的一种波浪形式，在近海触发的海啸事件中，通常由于海啸波传播过程中受地形影响产生折射效应而被海岸线捕捉。由于边缘波沿海岸线的传播速度远小于海啸波的传播速度，所以常常出人意料地出现在海啸首波到达几个小时后。Kajiura［25］通过简化地形对发生在沿海陆架区域的地震海啸产生的边缘波和辐射到深海的海啸波能量进行理论推导，研究表明震源距离海岸线越近或者地震发生位置水深相对于深海区域水深比值越小，地震触发海啸产生的边缘波被捕获的比例越高。Rabinovich等［26］根据折射定律（Snell’s law）提出了一个计算陆架区域边缘波的捕获率的公式，即

4 地震关键断层几何参数的影响

在第3部分，我们详细地展示了一组地震模型参数所产生的海啸影响，这样的分析可以帮助我们对发生在滨海断裂带类似规模和震源机制的地震可能产生的海啸灾害有定量的认知。而事实上，到目前为止，1918 年南澳大地震的震源参数仍然存在很大的不确定性，在这一部分，我们以断层走向、倾角和滑移角这3个参数为例，定量分析地震关键参数对其产生海啸灾害分布的影响。

4.1 断层走向的影响

除断层走向70º外，保持其他参数不变的情况下，我们设置另外一组断层走向为55°的地震参数，对比两者产生的最大海啸波高分布（图9）。我们观察到地震断层走向为55°与海岸线的大致走向近乎平行，由于海啸波传播的方向性使其在沿断层垂直方向的能量最大，导致能量更集中于距离震源较近的汕头沿海一带，对台湾浅滩和澎湖地区影响较大；而当断层走向为70°时，更多的海啸能量通过陆架边缘的反射被导向震源西侧，海啸对汕尾、澳门和珠海影响增大。海啸波之所以能够影响华南直线距离800 km 海岸线，其主要原因是陆架边缘的强烈反射导致海啸波能量被捕获在陆架区域，断层走向的改变将改变反射能量的分布。

图9 不同地震断层走向产生的最大海啸波高分布对比Fig.9 The effect of strike angle on maximum surface elevation

4.2 断层倾角的影响

我们进行的第二组数值试验是在保持断层走向为70º情况下，分别改变倾角值为45°、60°和85°。初始海啸波高分布图显示当倾角为45°时，初始负波值很小，仅约0.2 m（图10），随着地震倾角增大，产生的海啸波初始负波值越大，正波和负波的绝对值越接近，表现为波形更为陡峭，当倾角达到85°，接近垂直时，海啸波幅接近滑移值3 m（图11a）。我们分别对不同倾角地震触发的海啸进行模拟，受篇幅限制，本文仅展示倾角85°和45°两个极端案例情况下最大海啸波差值来说明倾角的影响（图11b）。图11b显示断层倾角为85°的、地震触发的最大海啸，波幅在垂直于断层走向的陆地和海洋一侧均有减小，其中震源附近的减小幅值更大，但在距离震源较远的西侧和东侧海域最大海啸波幅均有所增大，在厦门、泉州沿海的增幅约0.1～0.2 m。珠江口西侧澳门附近增幅0.1 m。这组对比说明地震倾角的改变会影响其触发的海啸波高分布，倾角增大，初始负波幅值增大，近震源区域最大波高有所减小，但对其他远离震源的区域海啸影响增大。

图10 不同地震断层倾角产生的初始海啸波高对比Fig.10 Spatial distributions of initial surface elevation generated by earthquake with different fault dip angles

图11 （a）不同地震断层倾角沿剖面A-A´产生的初始海啸波高对比；（b）倾角85º减去倾角45º产生海啸最大波高的差值Fig.11 (a)Profiles of initial surface elevation generated by earthquake with different fault dip angles;(b)The difference between initial surface elevation generated by earthquake with dip angle 85ºand 45º

4.3 地震滑移角的影响

这里需要指出的是在前两组数值试验中，我们使用的滑移角（rake angle）均为95°，也就是震源机制以逆冲为主，走滑为辅。为了定量展示滑移角影响，我们增大滑移角到150°，也就是增大地震的走滑成分。从图12 与走向70°，滑移角95°地震海啸场景的初始波高和最大波高的对比可以看出，地震引起的垂向形变大幅减小，近震源区域的最大海啸波高也随之大幅减小，海啸可波及的范围也相应减小至震源附近（图12）。

图12 不同地震滑移角产生的初始海啸波高和海啸最大波高对比Fig.12 The effect of rake angle on the initial surface elevation and maximum surface elevation

总结我们对地震断层走向、倾角和滑移角3组参数对地震触发海啸的定量分析，我们发现这些参数的改变均会改变海啸影响的主要范围和严重程度，尤其是地震滑移角的改变，会决定垂向海底形变量，从而决定其触发海啸规模，而断层走向的改变对最终海啸受灾区域影响较大。

5 结论与启示

本文基于历史文献和地球物理资料所提供的约束，选取一组较为可信的地震参数，对1918 年南澳大地震可能产生的海啸影响进行复演，数值模拟结果基本吻合历史文献所描述的海啸影响。通过对海啸波传播过程、波高分布和典型站点海啸波时序的波谱的详细分析，我们揭示发生在滨海断裂带的地震由于发震位置水深较浅，其所触发的海啸一般仅在局地产生较大波幅，但滨海断裂带独特的发震环境使其触发的海啸具有3个危险特征：

1）滨海断裂带走向大致平行于海岸线和陆架波折带，加上南海北部平坦宽阔的陆架，形成了非常有利的海啸波能捕获环境。海啸波从浅海传播至深海过程中，在陆架边缘区域会发生强烈反射，从而导致绝大部分海啸波被“捕获”在陆架区域，形成边缘波，产生超长时间的震荡。

2）陆架边缘的反射作用将会“出乎意料”地将海啸波能量导向距离震源较远的区域，例如陆坡的反射作用会使珠江口西侧沿海遭受的海啸灾害远大于距离震源较近的东侧海岸。

3）海啸引发的在沿海各地的强烈退水现象和强流会对沿海重要基础设施产生破坏性影响，强烈退水造成的灾害尤其对港口区域影响最大，可以导致渔船搁浅、锚绳断开、破坏码头桩柱等，同时也会对沿海地区的核电站冷却水取水造成不利影响。

相比于1918 年的华南沿海，今天的华南沿海已经发生了翻天覆地的变化，经济社会发展程度、人口和基础设置分布和100年前不可同日而语，若类似海啸事件再次发生，造成的经济损失将不可估量。虽然滨海断裂带位于紧邻海岸线的陆架浅水区，但由于海水覆盖，我们对其准确位置、精细几何结构和发震习性认知严重不足，因此亟需针对滨海断裂带开展海洋地球物理调查，获取主要活动段落的断裂精细结构、最新活动性和现代地震活动相关的参数［27］，评估地震和海啸的危险性，并据此制定华南沿海的防灾减灾规划。