震后快速钻探:历史、现状与未来

Emily E.Brodsky Kuo-FongMa Jim Mori Demian M.Saffer and the participants of the ICDP/SCEC International Workshop on Rap id Response FaultDrilling

引言

大地震发生后立即在断层带上进行钻探可以帮助我们获取更多的地震信息,尤其是可获得决定断层动态破裂的摩擦水平和强度,观测断层的愈合过程及可能触发余震的应力变化,并可获取控制破裂过程的重要的物理和化学属性。在 2008年 11月由国际大陆科学钻探项目 (ICDP)和南加州地震中心

(SCEC)联合在日本东京举办的为期 3天的“震后快速钻探:历史、现状与未来”研讨会上,共有代表 10个国家的 44位科学家针对震后快速钻探的科学和技术问题进行了深入的研讨。会议梳理了震后快速钻探可能解决的科学问题,主要议题包括震后快速钻探和断层带钻探所取得的主要成果、先进的经验技术以及观测策略,详细探讨了如何权衡震后快速钻探与满足多领域科学目标的能力之间的关系,并对适宜进行钻探的场所进行了评估。本文概要性地介绍了会议探讨的重点科学问题、观测策略和建议,供大地震后快速钻探项目立项参考,详细的报告参见http:∥www.pm c.ucsc.edu/～rap id/。

1 科学动机

科学家一直在研究地震的物理过程以期能在一定程度上减轻地震灾害。目前主要的研究成果包括大致勾画出地震可能发生的区域,用地震波测定地震的大小和地点,模拟理想状态下的断层破裂和地面震动,还可设计出足以抵御近震的房屋等,这些成果已经为保护地震灾害频发区域中生存的上亿人作出了直接的贡献。

但是,要发挥更有效的减灾作用,还需要许多与地下深部断层的受力情况和演化进程相关的基础数据。只有知道了断层滑动过程中的应力分布特征,才有可能预测断层的破裂时间和滑动量。对于地震后断层如何演化以及变化后的断层是否会再继续造成地震等问题我们尚一无所知,甚至连最有预报前景的余震,我们也不了解其机理。科学家也一直在努力寻求一些特殊的地质特征来将孕震断层与通过简单蠕滑作用释放应力的断层区分开来。大地震发生后立即对断裂进行监测,为填补这些认识上的空白提供了有利的机会。过去的两年中,我们已经获取了断层变化的信息,通过断层深钻也推进了对地震物理特征的认识。具体来说,深钻可能解决如下问题:

1.1 是什么控制了地震的大小?

当区域应力超过断层本身的摩擦强度时,就会有地震发生,而当断层的摩擦强度普遍较低或断层大范围内积累的应力较高时,则有大地震发生。相对而言,区域累积应变比较容易被监测到,而断层的强度及其随时间和滑动的变化特征则无法被直接观测到。大地震往往伴随着较大的位移和较高的滑动速度,虽然目前对断层的摩擦强度及其变化知之甚少,但大地震发生时断层的弱化现象却非常显著。要认识断层的运动过程,必然首先要了解断层摩擦强度的变化及其对地震的控制机理。

1.2 断层是如何愈合并开始孕育下一次地震的?

在两次地震之间,断层的强度恢复得非常缓慢。地震后,虽然绝大部分的断层恢复过程尚不可监测,但最近的研究表明,地震波速、地表变形、渗透率以及余震速率等这些间接参数均发生了快速的变化[1-2]。实验室中则记录到滑动之后出现的与速率-状态相关的断层愈合过程以及物理化学过程。尽管实验室的断层尺度与天然状态有很大的差距[3-4],但直接的野外观测资料将有助于进行更深入的实验室模拟。

1.3 地震之间是如何相互作用的?

现有的数据显示,近 80%的地震是被另外的地震事件触发的[5],甚至有一部分的后续地震不论是震级还是破坏力都比前一个地震大。虽然余震是所有地震中最可能被预报出来的地震事件,但我们对于可激发下一个地震究竟是地震波的动态应力还是静态应力尚一无所知。应力变化是如何在主震之后几周甚至几个月引发一个新的地震的?认识地震触发机理是实现地震预报的重要一步。

1.4 发震断层有哪些物性和化学特征?

最近在活断层上的钻探表明,流体、矿物和变形构造均可以影响断层的行为[3,6-7],某些特殊的物性组合可能会导致断层发生周期性的快速滑动,而非渐变性的蠕动[8]。在断层上取样并测量,将有助于分析是何种物性的组合最终导致了大破裂的发生。而如在震后的断层愈合过程中发生了地震,新的表面破裂区可能发生快速化学作用,进而破坏已有的滑动痕迹,因此在破裂带上的取样越快越好。

2 解决方案:观测什么?为什么?

为了研究断层的摩擦、愈合、相互作用以及成核过程,需要对热、应力、地质构造、摩擦特征、渗透性、地震波速、流体化学以及区域地面运动进行观测。

2.1 温度测量

穿过断层做若干个温度剖面是定量研究同震摩擦的最直接方法[9]。由于大部分的摩擦阻力转换为热,因此地震时断层上任何的温度增加都可以用于断层滑动中摩擦生热的累积量测量。为测定地震的摩擦水平,应在地震后尽快测量发震断层的温度,而断层深部剪应力比较大、足以产生可观测到的温度异常的区域是进行温度测量的首选地点,其中剪应力是有效正应力与有效摩擦系数的函数 (图 1)。在进行钻孔温度数据分析时,还必须考虑震后流体的平流作用对温度观测的影响[10]。Fulton等[11]利用多个二维数值模型模拟了瞬时流体与热流,结果显示,热增压或剪切挤压等作用导致断层局部孔隙压力增大,由此被挤出断层的流体直接影响了断层上的温度变化。这些模拟结果表明,如果真的存在高渗透等平流作用,那么尽管摩擦热异常的形态可能受到影响,这种异常也将在两年左右的时间中消失殆尽。另外,采用重复测井的方式监视热异常随时间的变化则有可能将摩擦热信号与因水压变化导致的平流作用分开。

2.2 直接应力测量

直接观测断层的绝对应力可以定量地给出断层的强度。震后快速钻探时通过在不同深度获取三维应力的方向与大小则可以给出断层破裂时的应力变化。尽管估算三维应力的大小和方向比较困难,但通过密度测井可以估算垂向应力,通过泄漏试验、小型预压裂测试及水压致裂试验等可以估算最小水平应力,通过断裂宽度可以估算最大水平应力[12]。利用非弹性应变恢复法 (ASR)分析岩芯也可给出互补的应力数据[13]。震后钻探得越晚,就越难获得应力数据。

图 1 当扩散率α取 10-6 m 2·s-1时滑动量为 5 m的逆冲型地震产生的摩擦温度异常[11]。(a)钻孔深度为 1 km时的温度异常。图中曲线是有效摩擦系数为 0.6和0.1时的摩擦热,分别代表强度较大和较小的断层。实线和虚线分别表示震后 1年和 2年的摩擦热异常。垂直虚线为假设可以被探测到的最低温度变化,即0.2℃。(b)钻孔深度为 2 km时的温度异常。(c)曲线为可以观测到 0.2℃温度异常的最小钻孔深度,顶部直线表示不同断裂上钻孔的深度和完钻时间

2.3 岩芯地质分析

岩芯的微尺度构造中保留了断层活动与摩擦损耗的详细信息,例如假玄武岩玻璃就是断层滑动初期具有高摩擦系数的直接证据,因为这类物质是岩石在高温下熔融产生的。根据熔融组份和母岩的渗透率就可以推断地震中被熔融物质浸染的断层面具有较低的摩擦系数。岩芯中微尺度的构造还可用于认识断层泥流化的动力学特征以及流变特征[14]。如果在岩芯发现了假玄武岩玻璃或流化痕迹,就需要通过实验手段分析熔融物的流变特征或粒子流。颗粒的尺度也包含了扩散过程的关键信息。在物质开裂和表面生成过程中吸收的能量不会因摩擦等被消耗掉。用地层微电阻率扫描成像测井 (FMI)和钻头电阻率测井 (RAB)等井内成像方法测定钻孔和岩芯中裂隙的密度,则可以估算包括主滑动面在内的能量损耗。因此,岩芯中的微构造反映了断层的摩擦特征。断层带上的矿物会在断层愈合过程中发生快速的变化,因而需要在震后尽快取样 (图 2)。

图 2 科林斯岩芯滑动面上的擦痕

2.4 实验室测量

多数的断层摩擦工作是基于室内岩石有限速度滑动实验进行的。但是天然环境中断层的矿物特性、颗粒分布、水文环境以及破裂构造等都使区域摩擦特性变得非常复杂。在实验室可通过精确控制有效应力和滑动条件来模拟实验材料的可观测应力,此外,直接的实验室摩擦测量还可采用大型岩体来逼近真实的断层环境。为了解在地震中何种物理机制具有相对较强的控制能力,必须采集到带有摩擦痕迹的断层泥,并将实验室结果与温度测量和岩芯应力测量结果对比。岩芯断层泥高速实验显示断层在滑动过程中出现了明显的弱化现象[15]。

2.5 地震波速测量

地震后断层上的波速会有所降低[16]。噪声互相关研究表明,2004年帕克菲尔德地震之后波速的变化与区域应变的缓慢衰减有关[1]。但目前尚不知道地震波速的变化仅仅是浅表现象还是由于断层流变引起的深部过程,因而深井观测尤为重要。而震后时间越长,这种波速变化就越不明显。在断层上近场观测地壳深部的垂向地震波速变化(VSPs)可能会捕捉到断层的愈合过程,并得到强余震期内的弹性模量变化。在进行钻孔观测的同时,还应该在地表布设短周期地震仪并定期复测。

2.6 水文地质分析

热或多孔弹性过程会导致断层上的孔隙流体压增高,而动态断层弱化机制与孔隙压的瞬时变化密切相关。断层渗透性测量将有助于认识断层的愈合进程。断层中流体的受禁程度可以用于估算地震时的剪切应力以及下一次地震前的断层闭锁强度。另外,断层的渗透性与断层的破裂程度直接相关。

地震后断层的渗透性很快就发生了变化[2]。孔隙压增加可以使断层有效正应力减小、剪切强度降低,因此孔隙压的测量结果可用于估算断层的静摩擦强度[17]。圣安德烈斯断层深部观测钻探 (SAFOD)[18]和台湾车笼埔断裂[19]钻探显示,钻孔穿过的断层带并没有处于过压状态,这表明用孔隙压的长期衰减无法解释这些断层带上观测到的弱化现象。

2.7 流体化学分析

化学沉淀作用会导致裂隙消失和粘连,因此,参照破碎带和断层核心区域中角砾岩给出的时间序列,通过流体化学采样可以为断层的愈合过程建立物理-化学模型。现场还应进行实时的气体和水文监测。

3 以往震后快速钻探项目带来的启示

震后快速钻探工作已经在日本的野岛断裂、台湾地区的车笼埔断裂进行过。未来还会有相关的项目不断开展。此次会议的全文版报告中还提及了一些非地震后的断层钻探项目,如圣安德烈斯断层深部观测钻探(SAFOD)项目、科林斯断裂的埃永 (A igion)正断层钻探项目及南非地震天然实验室实施的钻探项目。

3.1 野岛断裂钻探项目

1995年日本神户地震 (MW6.9)后,全球首个震后快速钻探项目在野岛断裂上开始实施,钻孔附近地震造成的地表破裂为 1～2m。震后 14个月开始陆续完成了 7口深度为 500～1800m的钻井。同时进行了标准测井、钻孔电视 (BHTV)、成像测井 (FMI)、偶极横波声波成像 (DSI)等地球物理探测工作。在识别断层带和认识其他钻井物理性质时还使用了电阻率、地震波速及多种成像技术。测井结果与断层泥、碎屑岩等岩芯地质分析结果吻合[20]。标准测井过程中进行的温度观测精度较低,没有捕捉到与摩擦热有关的信号,但断层附近发现了与摩擦热有关的现象。

在断裂带上的花岗岩层连续取芯后发现其地质结构复杂。同时还发现地震活动周期与强烈的热液蚀变有相伴关系[6,21-22],在地表 10 km以下深度形成的超级碎屑岩和假玄武玻璃与历史上的 6～7级地震有关[23-24]。通过对岩芯进行水压致裂试验和应力测量,得到了区域应力场的方向[25-27],结果给出最大压应力方向与断层垂直,这说明断层的静摩擦系数较低。

为研究断层渗透率的变化,还在1800m的钻孔中重复进行了注水试验。从地震发生后一年开始,多年多次对断层注水以诱发小地震。诱发地震的位置和时间以及电阻率变化表明地震发生两年后该地点的渗透率为10-16m2～10-14m2[28],此后三年,渗透率则减少了至少 50%[2]。

3.2 台湾地区车笼埔断裂钻探项目

1999年台湾地区发生的集集MW7.6地震在车笼埔断裂造成了较大的地表破裂,地表可见破裂达 100 km,位移为 1～12m。较浅的断层滑动为开展孕震断裂钻探提供了良好的机会。在地表破裂 12m的地方,台湾车笼埔断裂钻探项目 (TCDP)于震后 65个月和73个月在逆冲断层上钻探完成了相距 40m、深度约 1 km的 2口钻井。此前,震后 18个月时,在断层的北侧和南侧分别完成了330m和 180m的浅钻井各 1口[29]。

TCDP项目选定地震中地表破裂和地表滑动速率较大的大坑镇研究地震能量补偿和断层滑动弱化现象[30]。对断层岩芯的综合分析显示,此次地震造成的滑动位于 A号钻孔 1111m和 B号钻孔 1136m深处[7,31-35]。钻探中发现的黑色断层泥从其粘土矿物组成、具有明显的各向异性结构以及不含有更新的微构造等方面可以确认是在此次地震中断层面滑动生成的,而其中所含的细小颗粒则表明此地区在地震中释放了较多的破裂能[7]。

在滑动量较大的断层北侧对深井和浅井均进行了温度测量[10,29],均发现了断层附近有较低水平的残余热,推测局部摩擦系数较低,约为 0.1～0.2(图 3)。在温度观测受到了水流和热扩散的影响,但这也从另外一个角度说明了震后快速钻探测温的重要性。

图 3 台湾钻孔中观测到的温度异常及其与最大摩擦系数的关系[10]

H irono等[36]采用非破坏性方法研究了岩芯的物理特征。钻孔A中发现的主滑动带上出现了粘土碎屑以及异常的粒子尺度分布,这说明摩擦产生的热量以及热增压造成了断层泥液化[37-38]。磁化系数异常[39-40]、粘土矿物组份[31,41]、岩石化学特性[42-43]和断层泥注入[44,38]等分析均证实了钻探中发现的主滑动带是集集地震造成的,和历史地震产生的滑动带一样,局部温度曾达到 900℃,且均出现了热增压和液化现象[42]。流体的循环似乎只局限在车笼埔断裂上,但在地震带和破坏区中起到控制作用的是分解-扩散-沉积过程产生的热变化和同震变形[38]。

跨钻孔的注水实验显示,断层的渗透率为 10-16m2～10-18m2,实时监测数据表明断层处于过压状态[19]。浅孔岩芯样品的实验室分析则表明,断层北侧的渗透率比南侧低一个数量级[15]。

TCDP项目在采用软岩石进行摩擦实验并进一步分析滑动弱化过程等方面广泛地引起了国际地学界的关注。研究表明,主滑动带构造及地壳厚度有明显的横向变化,而断层泥中的粘土和矿物在同震滑动的弱化过程中发挥了重要的作用。成像测井 (FMI)和偶极横波声波成像 (DSI)测井也显示,主滑动带附近应力方向发生了变化,这表明最大水平主应力与最小水平主应力方向交换时断层上应力降最大[45]。

3.3 中国汶川断裂科学钻探项目

本次研讨会期间,也就是 2008年 5月12日中国四川发生 MW7.9级地震后的第178天,汶川断裂科学钻探项目即付实施。这是目前震后钻探实施最快的一个项目,计划在汶川地区穿过断层带完成 4口深钻。

4 地震钻探项目推荐方案

震后钻探关键之处在于快。本次会议力图制定一个类似蓝图的规划以供将来的快速钻探项目参照。所有的参与者均认识到现实工作中可能会遇到各种难题,且没有发生地震时无论什么样的设计均无法涵盖可能出现的细节。但仔细探讨震后快速钻探可能解决哪些科学问题,或许可以为震后快速实施钻探工程提供一些有益的参考。

震后快速钻探项目适于在造成地表 1m以上滑动的大陆型地震后进行,以期能在钻探可及的深度上获取因较大滑动而造成的地球物理和地质异常。具体多大的地震后可实施快速钻探项目视科学目标而定。在大陆上每隔 2～3年就会发生造成地表滑动超过1m的 7级以上地震,例如 1992年的兰德斯地震、1999年的伊兹米特地震、1999年赫克托矿地震、2002年德纳里 (Denali)地震都比较适宜进行震后快速钻探,当然还有 1995年神户地震、1999年集集地震和 2008年汶川地震。比较适宜进行震后快速钻探的国家包括中国、伊朗、日本、新西兰、土耳其和美国。有部分国家已经开始在断层带上进行钻探,这将大大利于未来可能进行的震后快速钻探项目的实施。

地震钻探项目的主要目的是研究地震能量补偿和断层带活动过程。首先,应该选择已知的和相对简单的断层和地质构造,因为在单一的主断层比在断裂系更容易获取地震学资料。其次,应该在地震反演和地表变形数据给出的断层上同震位移较大的地区钻探,因为地表位移量大于 1m时能捕获到摩擦信息。理想状态下,钻探应尽量接近或达到地震成核的深度,并将科学问题锁定在摩擦、增温及地震相互作用等方面。第三,尽量获取结晶岩石,因为与沉积岩相比,结晶岩的渗透率较低且带有更多的摩擦信息,另外,松散沉积物也不利于对孕震断层进行深入研究。第四,应尽量选择倾向断层,以便垂直钻孔可以高角度穿过断层面。最后,钻探地点最好选择在有地震观测台和 GPS观测台的地区以便获取充足的地震信息。

为有效利用井内空间并避免相互干扰,在设计钻探计划时还应对综合钻孔测量和井中观测系统做好规划。为在时间和空间上尽量实现众多科学目标,还应注意观测次序,优选观测手段,例如尽量采用对井孔扰动较小的应力测试和水压实验,或者仅在某一段上进行某种实验。在现场观测时,温度测量、地震观测、应力观测、水压试验、流体采样等在时间上或空间上都可能发生冲突。

图 4 快速钻探方案示例

图 4是一个现场如何观测避免冲突的例子。设计中主要考虑的因素是用最小的钻探深度获取有意义的摩擦热信息、探测到仪器精度可识别的信号以及与用平均剪应力和滑动总量推算出的热异常量级相当的热信号。上述学术目标与钻探时间总时长是需要均衡考虑的。在震后 6～12个月钻进 2 km对于观测热过程非常有利,虽然钻孔越深越好,但时间和经费均会随着深度增加而呈指数增加。上述深度也正好适于地球物理观测设备的安置。图中的案例是以孔深2 km、距地面1750m处穿过断层而设计的。该设计的各项细节可以根据目标深度而调整。

5 建议

此次研讨会的主要建议是,大陆地区发生地表位移超过 1m的地震之后,在有条件的地区应尽快实施钻探工作。钻探的优选地点是具有明显地质特征的倾向断层上的结晶岩体。钻探应在震后 6个月内开始,钻探深度至少应达 2 km。为实现此目标,与会学者建议 ICDP和其他相关学术组织进行如下工作。

5.1 对 ICDP的建议

(1)ICDP应成立断层钻探分委员会。

(2)形成震后快速钻探的评价与资助机制。

(3)断层钻探项目中增加应对大地震的临时项目。

(4)在新成立的钻探分委员会指导下,建立各主要断裂的钻探数据资料库。相关资料包括已经完成和正在进行的钻孔信息、地震与大地形变测量信息及古地震信息,以及已完成井孔的地球物理测井信息。

(5)配备应急组合工具,包括样品库、钻孔设备及特殊的井下工具等。

(6)对适于深井热环境观测的传感器的研发和改进予以资助。

5.2 对其他学术组织的建议

(1)各国和地区均应制定针对区域特征的钻探计划。事先拥有断层带附近详实的地质学和地球物理学背景资料对于震后快速钻探的选址非常重要。

(2)在可能发生大地震的地区开展地震学和地质学研究,并对已有钻孔进行测井。这些基础资料将有助于震后资料分析。

致谢

本次研讨会受到国际大陆科学钻探项目、南加州地震中心、加州大学圣克鲁兹分校及东京大学的大力支持,特此感谢。感谢Emily Brodsky教授为本刊提供了原稿。

[1]Brenguier F,Campillo M,Hadziioannou C,et al.Postseismic relaxation along the San Andreas fault at Parkfield from continuous seismological observations.Science,2008,321:1478-1481,doi:10.1126/science.1160943

[2]Kitagawa Y,FujimoriK,Koizum iN.Temporal change in perm eability of the rock estim ated from repeatedwater in jection experim entsnear theNo jim a fau lt in Awaji Island,Japan.Geophys.Res.Lett.,2002,29:1483,doi:10.1029/2001GL014030

[3]H ickm an S,Sibson R,B ruhn R.In troduction to special section:Mechanical invo lvem en tof fluids in faulting.J.Geophys.Res.,1995,100:12831-12840,doi:10.1029/95JB01121

[4]Yasuhara H,Marone C,Elsworth D.Faultzone restrengthening and frictionalhealing:the role of pressure solution.J.Geophys.Res.,2005,110:B06310,doi:10.1029/2004JB0033272005

[5]Marsan D,Lengline I.Extending earthquakes’reach through cascading.Science,2008,319:1076-1079,doi:10.1126/science.1148783

[6]OhtaniT,Fujimoto K,Ito H,etal.Fau lt rocksand past to recent fluid characteristics from the borehole survey of the Nojima fault ruptured in the 1995 Kobe earthquake,southwest Japan.J.Geophys.Res.,2000,105(B7):16161-16171,do i:10.1029/2000JB900086

[7]Ma K F,Tanaka H,Song SR,etal.Slip zone and energeticsof a large earthquake from the Taiwan Chelungpu-fault D rilling Pro ject.Nature,2006,444:473-476,doi:10.1038/nature05253

[8]Dixon TH,Moore JC.The Seismogenic Zone of Subduction Thrust Faults.Irvington N Y(Columbia University Press),2007:680

[9]Lachenb ruch A H,Sass J H.Heat flow and energetics of the San And reas fau lt zone.J.Geophys.Res.,1980,85:6185-6222

[10]Kano Y,MoriJ,Fu jio R,etal.Heat signature on the Chelungpu fault associated with the 1999 Chi-Chi,Tai-wan earthquake.Geophys.Res.Lett.,2006,33:L14306,doi:10.1029/2006GL026733

[11]Fulton PM,Saffer D M,B rodsky E E.The role of advection on fau lt zone temperature after an earthquake:imp lications for rap id response d rilling.EOS Trans.AGU,Fall Meeting Supp l.,2008,89(52),Abstract T53F-05

[12]ZobackMD,Barton C A,B rudyM,et al.Determination of stressorientation andm agnitude in deep wells.Int.J.Rock Mech Min.Sci.,2003,40:1049-1076,doi:10.1016/j.ijrmm s.2003.07.001

[13]L in W,Kwasniew skiM,Imam ura T,et al.Determination of three-dim ensional in situ stresses from anelastic strain recovery measurement of cores atgreat dep th.Tectonophysics,2006,426:221-238,doi:10.1016/j.tecto.2006.02.019

[14]B rodsky E E,Rowe CD,Manighenni F,etal.A geo logical fingerp rintof extrem ely low viscosity fault fluids during an earthquake.J.Geophys.Res.,2009,114:B01303,do i:10.1029/2008JB005633

[15]Tanikaw a W,Shim amoto T.Frictional and transportp ropertiesof the Chelungpu fault from shallow borehole data and their correlationw ith seism ic behavior during the 1999 Chi-Chiearthquake.J.Geophys.Res.,2009,114:B01402,doi:10.1029/2008JB005750

[16]L i Y G,V idale J E,A k iK,etal.Evidence of shallow fau ltzone strengthening after the 1992M7.5 Landers,Califo rnia,earthquake.Science,1998,279(5348):217-219,doi:10.1126/science.279.5348.217

[17]R ice JR.Fault stress states,pore p ressure distributions,and the weakness of the San And reasfault.In:Evans B, Wong T F,(Eds.),FaultMechanicsand Transport Properties of Rocks.San Diego,Calif.,(A cademic Press),1992:475-503

[18]ZobackMD,H ickm an SH.Prelim inary observationsof stress and fluid p ressu re in and near the San Andreas faultat depth in the SAFOD boreholes.EOS Trans.AGU,FallMeet.Supp l.,2005,86(52),Abstract T21A-0438

[19]DoanML,B rodsky E E,Kano Y,etal.In situm easurem entof the hyd raulic diffusivity of the active Chelungpu Fau lt,Taiwan.Geophys.Res.Lett.,2006,33:L16317,doi:10.1029/2006GL026889

[20]Ikeda R.Outline of the fault zone drilling p ro jectby N IEDin the vicinity of the 1995 Hyogo-ken Nanbu earthquake,Japan.Island A rc,2001,10:199-205,do i:10.1046/j.1440-1738.2001.00318.x

[21]Bou llierAM,Fu jimoto K,Ito H,etal.Structuralevo lution of theNo jim a fau lt(Awaji Island,Japan)revisited from the GSJ drill hole atH irabayashi.Earth,Planets Space,2004,56(12):1233-1240

[22]Tanaka H,Om ura K,Matsuda T,etal.A rchitecturalevo lution of theNo jima faultand identification of the activated slip layer by Kobe earthquake.J.Geophys.Res.,2007,112:B07304,do i:10.1029/2005JB003977[23]BoullierAM,OhtaniT,Fujimoto K,etal.Fluid inclusions in p seudotachylytes from the Nojim afau lt,Japan.J.Geophys.Res.So lid Earth,2001,106(B10):21965-21977,doi:10.1029/2000JB000043

[24]Murakam iM,Tagam iT.Dating pseudotachylyteof theNo jim a fau ltusing the zircon fission-trackm ethod.Geophys.Res.Lett.,2004,31:L12604,doi:10.1029/2004GL020211

[25]Ikeda R,Iio Y,Om uraK.In situ stressm easurem ents in N IED bo reho les in and around the faultzone near the 1995 Hyogo-ken Nanbu earthquake,Japan. Island A rc,2001,10:252-260,doi:10.1046/j.1440-1738.2001.00323.x

[26]Tsukahara H,Ikeda R,Yam amoto K.In situ stressmeasurem ents in a boreho le close to theNojim a Fau lt.Island A rc,2001,10:261-265,doi:10.1046/j.1440-1738.2001.00324.x

[27]Yam amoto K,Yabe Y.Stresses at sites c lose to the No jim a faultm easured from core samp les.Island A rc,2001,10:266-281,doi:10.1046/j.1440-1738.2001.00325.x

[28]Tadokoro K.Repeated water injection experim ents at the No jim a fau lt zone,Japan:induced earthquakes and temporal change in perm eability.Posterp resentation.ICDP Workshop on Drilling the Chelungpu Fault.Investigating the physicsof faulting for a recent large earthquake,27-30 September2001,Taiwan,Taipei

[29]Tanaka H,Chen W M, W ang C Y,et al.Frictional heat from fau lting of the 1999 Chi-Chi,Taiwan,earthquake.Geophys.Res.Lett.,2006,33:L16316,doi:10.1029/2006GL026673

[30]Ma K F,B rodsky E E,Mori J,et al.Evidence for fault lubrication during the 1999 Chi-Chi,Taiwan earthquake(MW7.6).Geophys.Res.Lett.,2003,30(5):1244,doi:10.1029/2002GL015380

[31]Kuo L W,Song SR,Chen H Y.Characteristicsof claym ineralogy in the fau ltzoneof the TCDP and its imp lication.EOS Trans.AGU,FallMeet.Supp l.,2005,86(52),Abstract T43D-05

[32]Hung JH, Wu Y H,Yeh EC,etal.Subsurface structure,physicalp roperties,and faultzone characteristics in the scientific drill ho lesof Taiwan Chelungpu-faultD rilling Project.Terr.A tmos.Ocean.Sci.,2007,18(2):271-293,doi:10.3319/TAO.2007.18.2.271(TCDP)

[33]Sone H,Yeh EC,Nakaya T,etal.Mesoscop ic structuralobservationsof cores from the Chelungpu fau lt system,Taiwan Chelungpu-Fau ltD rilling Pro ject ho le-A,Taiw an.Terr.A tmos.Ocean.Sci.,2007,18(2):359-377,doi:10.3319/TAO.2007.18.2.359(TCDP)

[34]Yeh EC,Sone H,Nakaya T,etal.Core descrip tion and characteristicsof fau ltzones from Ho le-A of the Taiwan Chelungpu-Fau ltD rilling Pro ject.Terr.A tmos.Ocean.Sci.,2007,18(2):327-357,doi:10.3319/TAO.2007.18.2.327(TCDP)

[35]H irono T,SakaguchiM,O tsuk iK,etal.Characterization of slip zone associatedwith the 1999 Taiwan Chi-Chi earthquake:X-ray CT im age analysesandm icrostructural observations of the Taiwan Chelungpu fault.Tectonophysics,2008,449:63-84,doi:10.1016/j.tec to.2007.12.002

[36]H irono T,Yeh EC,L in W,etal.Nondestructive continuousphysical property measurements of core samples recovered from ho le B,Taiwan Chelungpu-Fau ltD rilling Pro ject.J.Geophys.Res.,2007,112:B07404,doi:10.1029/2006JB004738

[37]Boutareaud S,Bou llierA M,Beck P,et al.C last-c lay aggregates as new indicatorof shallow crustal seism ic slips.Geophys.Res.Abstr.,2008,10:1607-7962/gra/EGU 2008-A-04694

[38]Bou llierA M,Yeh EC,Boutareaud S,etal.Microscale anatom y of the 1999 Chi-Chiearthquake faultzone.Geochem.Geophys.Geosyst.,2009,10:Q03016,doi:10.1029/2008GC002252

[39]H irono T,L in W,Yeh EC,etal.H ighmagnetic suscep tibility of fau ltgougew ithin Taiwan Chelungpu fau lt:nondestructive continuousm easurem entsof physical and chem icalproperties in fault rocks recovered from Ho le B,TCDP.Geophys.Res.Lett.,2006,33:L15303,doi:10.1029/2006GL026133

[40]Mishim a T,H irono T,Soh W,etal.Therm alhistory estim ation of the Taiwan Chelungpu fau ltusing rock-m agneticm ethods.Geophys.Res.Lett.,2006,33:L23311,doi:10.1029/2006GL028088

[41]Hashimoto Y,TadaiO,Tanim izuM,etal.Characteristicsof ch lorites in seismogenic fau ltzones:The Taiwan Chelungpu Fau ltD rilling Pro ject(TCDP)co re sam p le.e-Earth,2008,3:1-6,http:∥www.electronic-earth.net/3/issue1.htm l

[42]H irono T,Yokoyam a T,Ham ada Y,etal.A chem icalkinetic app roach to estim ate dynam ic shear stressduring the 1999 Taiwan Chi-Chi earthquake. Geophys. Res. Lett.,2007,34:L19308, doi: 10.1029/2007GL030743

[43]Ishikawa T,Tanim izuM,NagaishiK,etal.Coseism ic fluid-rock interactionsathigh temperatures in the Chelungpu fault.Nature Geosci.,2008,1:679-683,doi:10.1038/ngeo308

[44]O tsukiK,Uduk iT,Monzaw aN,etal.C layey injection veinsand p seudo tachylyte from two bo reho lespenetrating the Chelungpu fau lt,Taiwan:their imp lications for the contrastive seism ic slip behaviors during the 1999 Chi-Chiearthquake.Island A rc,2005,14:22-36

[45] W u H Y,Ma K F,ZobackM,etal.Stressorientationsof Taiwan Chelungpu-Fau ltD rilling Pro ject(TCDP)ho le-A as observed from geophysical logs. Geophys. Res.Lett.,2007,34:L01303,doi:10.1029/2006GL028050