失稳前断层加速协同化的实验室证据和地震实例

马 瑾 郭彦双

(中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029)

0 引言

近年来强烈地震对人类造成的危害使人们对提供地震危险性信息的期望增高。然而“预期的地震姗姗来迟，没有预测的地震不期而至”(张国民，2013)的局面经常发生。2004年12月苏门答腊MW9.1地震发生后，2005年中国地震局的会商会上，人们从地球动力学条件出发达成共识，南北带要发生强烈地震，并把它作为危险区加强了研究和监视。然而，3年多过去了，预期的地震没有发生。2008年的会商会上，因为看不到地震活动加强的迹象，有些人认为预期的强震可能不会发生了，就在认定当年的年度震级水平较低时，汶川地震不期而至。其原因在于对地震的判断是“可能或不可能”，而不是“是与否”，没有判定哪条断层真正进入必震阶段，也不知道什么时候会发震。

人类对地震的了解和记录的历史太短，对地震活动规律了解不多。近30年来一些断层上地震准周期性和特征震级现象被提出(Fedotov et al.，1971;Shimazaki et al.，1980;Nishenko，1991)，成为地震长期预报的一条主要根据。人们觉得可以利用它来预测未来地震的时间，但实际情况并非如此。根据日本东海地区1707年和1845年先后发生7级以上强震，相隔138a，日本科学家1978年推测日本东海地区随时可能发生7级以上地震(Mogi，1981;Matsumura，1997;日本地震学会地震予知检討委員会，2007)。30多年过去了，至今东海地区也没有发生地震。美国加州Parkfield地区1857年至2004年共发生6次6级左右的地震，最大时间间隔38a，最小间隔12a，平均间隔22a。最大误差为 +45%～－72%。1984年有学者发布长期预测，1993年前 Parkfield 会发生 6级左右地震(Schiwartz et al.，1984;Bakun et al.，1985;Shearer，1985;Ben-zion et al.，1993)，结果地震发生在2004年，误差11a。类似的例子还有很多，这告诉我们一个事实，虽然利用地震的准周期性可以用来分析长期的地震形势，然而这种预测在时间上存在不确定性。我们做过相关实验，在保持驱动力的方式和速率一致，以及实验标本和断层面一致的实验室条件下，得到准周期性的断层粘滑，周期误差为5%～11%。按照300a的周期计算，误差在15～33a。地震的发生时间间隔受到很多因素的影响，其中最重要的是，断层不是孤立的，一条断层只是块体的一个边界，它的运动受块体其他边界共同控制。对于地壳运动来说，地震周期的这种误差微不足道，但对于人类要减轻地震灾害而言，这个误差不可接受。何况自然界的误差会远远超过实验室的误差。因此，如何缩短对地震发生时间推测的误差，如何判断断层上发生地震的部位是改进对此类地震研究和预测的重要问题。

在地震发生后，往往会有不少人总结出若干地震“前兆”现象，并用以对以后地震的预测。但遗憾的是在后来发生的地震之前并没有出现类似的“前兆”，却出现一些别的现象。能不能找到地震前必然会出现的诊断性前兆?人们为寻找这类前兆进行过很多工作，几乎包括了所有被人们提到过的包括地形变、地下水、地震活动性、地磁、地电、重力等方面的前兆，但是真正被确认的诊断性前兆很少(Wyss，1991，1997;陈运泰，2009;Beroza et al.，2009;Cicerone et al.，2009;Johnson，2009)。一个地方发生地震前可能出现什么样的前兆与当地的地质背景以及应力场条件密切相关，从另一个角度说，一条断层发生强震后，应力场就会出现相应变化，后面的地震发生前所出现的前兆就可能与前面的地震不同。这可能就是寻找共同的诊断性前兆的困难所在。尽管地震预测很难，但研究工作不能停止或放弃(陈运泰，2009)。

长、中、短、临的地震预报概念在地震界广为应用，但是划分这几个阶段的标准却比较模糊，没有一个明确的判定标准。由于不同断层的复发周期不同，在相同的时间尺度上，它们的现象可以很不相同。在应力－应变曲线上，亚失稳阶段开始于峰值应力点，结束于失稳点，是失稳前的关键时段(马瑾等，2012)。对于一些复发周期很长的断层来说，亚失稳阶段可以超过1a，而对另一些复发周期很短的断层，1a可能代表了1%～10%的周期，其中包含偏离线性阶段、亚失稳阶段以及失稳的转化过程。由此可见，与其从时间尺度讨论地震发生的危险性，还不如用断层所处的应力状态来讨论更为科学。关键问题是如何把场上的信息与应力－应变－时间过程的关键时刻连接。

依靠在实验室便于对压机信息和场上物理量的观测信息进行对比的优势，利用多物理场的观测结果，寻找亚失稳阶段的特点，开展过温度场、断层位移场、应变场等的观测研究。几种不同的实验结果(马瑾等，2012;任雅琼等，2013;卓燕群等，2013;刘远征等，2014)共同证明:分析标本和区域整体应力状态不能从单个台站出发，而是要从变形场的整体演化出发;断层的失稳错动是由断层各个部位独立活动向协同活动的转化过程。在断层协同作用达到一定程度后进入亚失稳阶段;应力－时间曲线上偏离线性阶段就已经是应力释放的开始，这时断层上开始出现孤立的弱化断层点，并逐步增多。在亚失稳阶段应力释放逐步占据优势，协同作用加速，并趋于完成。

临失稳的前兆是地震研究的焦点之一，上述研究对理解断层和地震的机理以及分析地震前兆有重要意义。断层应力释放在应力－应变曲线偏离线性时就已经开始，并随时间逐渐增强。如何区别不同变形阶段的释放特点，如何确认必震信息，以及如何把这些研究结果与分析实际地震前兆相结合是一个非常重要的科学问题。以下通过实验结果和野外观测结果对以上问题进行讨论。

1 实验条件

1.1 实验标本与测点布局

实验标本为300mm×300mm×50mm的房山花岗闪长岩，在标本上沿对角线方向切一条平直断层。应变的分辨率为1με，采样速率为100Hz。考虑到垂直断层方向应变梯度很大，用距离断层不同的应变片进行观测，其结果可以有很大的差别。一组应变花中不同应变片与断层的距离实际存在差别，在计算应变张量时存在权重不同的问题，以下严格采用与断层等距离的平行断层应变片和垂直断层的应变片进行分析。平行断层贴了30个应变片，垂直断层有14个应变片分别记录平直断层粘滑失稳过程中平行断层方向和垂直断层方向的应变随时间的变化。利用这组观测结果分析断层亚失稳阶段的变化特点(图1)。应变片缩短(挤压应变)为正，伸长(拉张应变)为负。以下显示的是在标本变形过程中应变片记录的所在位置缩短和伸长的原始数据。

1.2 加载条件

实验在压力、位移可控的双向伺服压机上进行。实验中X方向的压力保持不变(5MPa)。Y方向按位移控制方式加载，位移速率保持不变(0.1μm/s)。差应力－时间的全过程见图2。图中用字母分别标出应力曲线中的关键变形阶段及其时刻。L—M为线性变形阶段，M—O为偏离线性阶段，其中N—O为强偏离线性阶段。O是峰值应力，OAB是亚失稳阶段，OA是准静态释放阶段，AB2是准动态释放阶段，B2点后进入失稳阶段。

1.3 应变曲线

从粘滑全过程的差应变曲线看(图3)，在开始阶段平行和垂直断层方向的所有测点应变都在积累(挤压为正)，分别把平行断层和垂直断层的应变用SS和NS表示。在应力时间曲线偏离线性后(约500s时)，不同部位的应变变化开始分异。有的部位加速挤压，有的部位转向松弛(拉张为负);平行断层的应变总变化幅度较大，在0～65με之间，垂直断层的应变变化幅度较小，在0～35με之间。除两端(测点1和14)挤压较大外，大多数测点应变变化均在0～20με之间，测点间应变的显著差异出现较晚。沿走向的应变大于垂直断层的应变。

图1 实验标本与应变片分布Fig.1 Specimen structure，loading way and arrangement of strain gauges.

图2 差应力－时间过程(a)与变形后期阶段的放大图(b)Fig.2 (a)Differential stress versus time and(b)enlarged meta-instable stage.

2 实验室中亚失稳阶段平行断层和垂直断层的应变变化特点

在大约660s后，应力－时间曲线接近强偏离线性阶段，取660s时刻的应变数值归0，以突出在亚失稳阶段不同部位的增量变化。

从压机记录的应力曲线上看，标本变形有N，O，A以及B1和B2几个关键时刻(图2)。压机的应力－时间曲线的变化代表的是标本所有部位变化的总和，而标本不同部位的变形过程不尽相同。以下对照应力记录的关键时刻对不同测点的应变观测结果进行分析(图4)。

总体上看，实验在660s后断层不同部位沿走向应变的过程可以分为2类4段:测点1～8和21～24类似，测点9～19与25～30类似。

在断层上段(1～8)表现为挤压应变缓升—加速以及临近失稳的突升—反向—失稳的过程。在N时刻观测到曲线7，6挤压速率增大，O时刻挤压速率进一步加大，A时刻观测到相邻曲线4与5之间的间距缩小，B1时刻曲线3，2，1接近垂直上升，B2时刻全面失稳，应力降大。测点1，2失稳滞后于4，5测点0.2～0.3s，应力降小。测点7，6开始释放之时，是测点5，4加速积累之时;而测点5开始释放之时，又是测点4，3，2加速积累之时。由此可见，测点间的挤压应变沿断层传递，传递速度在应力峰值后加速(图4a)，为便于比较，把9，10点的曲线也置于图中。

在断层中段(9～19)，应变表现为缓升(9～13)或不升(14～19)，缓降至突降，反向以及临失稳时的突升—再失稳的过程。其中测点19没有反向—突升—再失稳的过程。强偏离线性时刻N是测点9～13由挤压积累转为释放的时刻。O时刻较多测点参与下降，A时刻，许多测点都开始加速释放，测点19最明显。B1时刻，除19点外多数测点到达最低点，然后折返上升，B2时刻，到达峰值后失稳(图4b)。

在断层下段又可分为上、下两部分:下段的下部(25～30)与中段(14～19)类似，表现为缓降—陡降，而且一直没有回升，直到失稳时才恢复。与此相反，断层下段上部(21～24)与上段(1～8)类似，表现为缓升—加速—突升—反向—失稳的过程(图4c)。

图3 沿断层不同测点平行(SS)(a)和垂直(NS)(b)断层走向的应变随时间的变化Fig.3 Strain changes at measurement points along(SS)(a)and perpendicular to(NS)fault with time(b).

失稳前不同部位的变化幅度也不相同:上段变化幅度最大(上升量可达0～37με)，与之变化类似的下段上部上升量最大为12με;下段下降量较大，可达－25με;中段变化幅度最小，增减幅度都在5～6με之间。相邻测点间应变变化的顺序在不同段落的表现也不相同。初期阶段各测点均观测到挤压增大，在变形程度增大后，出现差异。

垂直断层走向的应变变化比较简单，失稳前的变化幅度也不大(在－10～+20με之间)。以下分别描述几个断层段的应变变化曲线(图5)。上断层段(红线)挤压应变增大，下断层段挤压应变减小(蓝线)，中断层段变化较小(细黑线)。在时刻N上断层段从4点开始由积累转为释放，它的释放使相邻的3点加速积累，然后依次应变传递到1点。中断层段的测点应变缓慢转为下降;A时刻在上断层段的应变传递明显加速，在中、下断层段应变释放加速。总之，SS的低值区与NS的低值区位置相符。与平行断层相邻测点间应变逐渐传递式的变化不同，垂直断层相邻测点间的应变转变比较突然，可能由于测点间距较大，不能很好地反映所致。

3 亚失稳阶段应变协同化过程

由前述事实可以看到，从单测点的应变过程很难识别标本整体所处的应力状态。当把断层各部位集合在一起时，应力状态的变化就明朗起来。

图4 沿断层走向(SS)各测点应变在660s后的增量变化Fig.4 Variations of strain increments along fault(SS)after 660s with time at points on upper(a)，middle(b)and lower segment(c).

图6显示了平行断层(SS)和垂直断层(NS)应变的时空变化。从左图可以看出标本下部测点(26～30)最早应变释放(665s)开始于29，30点，依次向左扩展到26点，随着释放程度加大，释放范围也逐渐增大(扩展速率1.25mm/s)。与此同时，在断层上段以8点为中心的挤压应变开始积累。随着积累程度加大，挤压区的范围先扩大，后缩小，挤压中心也逐渐向左迁移(迁移速率为1.34mm/s);其后，在标本中段19点出现第2个应变释放区，在N时刻开始，其应变释放范围向左扩大(扩展速率增大为2.47mm/s);O时刻开始，原来应变积累区的测点10由挤压转为拉张，应变释放部位又多了一个。新出现的应变释放区，在A时刻，以较快的速度向右扩展(扩展速率达74.1mm/s)，并与以19点为中心的应变释放区连接。与此同时，以29，30点为中心最早出现应变释放的区域也在A时刻扩展。以8点为中心的挤压应变进一步增大，挤压中心由8点向左侧加速迁移到7，6，5，4，3点，最终失稳。

图5 垂直断(NS)层应变在660s后的增量变化Fig.5 Variations of strain increments(NS)along fault after 660s with time.

图6 平行断层(SS)和垂直断层(NS)应变的时空变化Fig.6 Variations of strains(SS)(a)and(NS)(b)with time at varied points along fault.

由此可见，早在应力曲线偏离线性阶段时，局部应变的缓慢释放就开始了。在强偏离线性阶段N时刻应变释放区逐步增多，在O时刻开始出现应变释放区的扩大，在A时刻出现应变释放区的加速扩大和连接，这时，应变释放已不可逆转，直到失稳发生。

把断层应变释放区的扩展和相互连接的现象称为协同化。应变释放区的出现代表区域整体应变释放的开始，应变释放区的扩展和增多代表断层的协同化过程的开始，而加速协同化是区域整体进入准动态亚失稳阶段的标志，也是必震标志。

4 野外实例的探索

在实验室看到的失稳前的断层活动协同化，即应变释放区的扩展、加速扩展和连接的现象能否在野外发现是检验实验室结果的重要根据。实验室是在走滑断层失稳错动条件下通过应变观测得到的协同化过程。老虎山－毛毛山断裂带恰好也是一个走滑断层带，这里尝试利用2000年6月6日ML6.2地震前的小震活动揭示该断层的协同化过程。

海原断裂是位于鄂尔多斯地块西部的一条走向NW的大型走滑断层。该断层由9条次级断层组成，按照活动习性和地貌特征被划分为3段(国家地震局地质研究所等，1990;张培震等，2003)。其中，中段和西段为左型走滑断层，东段则为具有逆冲挤压分量的左型走滑断层。1920年的M8.5地震就发生在该断裂带中段，在该地震发生的同月，在其西北部白银发生过5级地震(1920－12－17)，然后在其东南部发生过7级地震(1920－12－25)。在海原断裂西部景泰附近发育另一组断裂(图7):老虎山断裂、毛毛山断裂以及金强河断裂(后面简称老虎山－毛毛山断裂带)，它们之间以左型左阶方式排列。这组断裂走向更接近EW，与海原断裂有一个5°左右的夹角，二者也以左阶方式排列，两断层端点在平行和垂直走向上的距离均在10km左右。鉴于老虎山等断裂与海原断裂相距很近，也都是左型错动，考虑到海原地震对它们的影响和发生强烈地震的可能性而备受关注。

图7 老虎山－毛毛山断裂带与1920年以来的地震分布Fig.7 Laohushan-Maomaoshan Fault zone and distribution of earthquakes since 1920.

1920年海原地震后整个海原－老虎山－毛毛山断裂带的地震活动情况:1920—1958年没有地震记录，情况不明。1959—1961年先后在老虎山右侧的张性岩桥区发生过3次5级左右的地震。1970年开始地震记录相对连续和完整，以下分析将基于1970后的地震目录进行。由地震M－t图(图8)可以看到，1960年以来整个海原－老虎山－毛毛山断裂带上发生的地震不大，保持4～5级水平，仅在1990和2000年发生过2次6.2级地震，1970—1990年地震水平逐步上升，2000年后逐步下降。相对活跃时期从1984－12－07金强河断裂上发生5.1级地震开始，中强地震从西向东迁移。1990－10－20在老虎山断裂带发生最大震级为6.2的震群。其后在2000－06－06和 2000－12－27，在老虎山东侧的岩桥区发生6.2级和5.2级地震。其间伴随着若干主要发生在老虎山－毛毛山断裂带的4级地震。2000年后地震活动水平转为下降。

在震中时空迁移图(图9)上看到，老虎山东侧的海原断裂地震不很活动，而1990—2000年间老虎山断裂和其东部的岩桥区出现了一次相对活跃的时段。在相对活跃期前后地震事件多发区往往保持位置不变，很少见到地震沿断层的扩展和迁移，说明不同断层段之间活动的独立性。但在临近地震相对活跃期前，特别是在张性岩桥区2000年6.2级地震前观测到1次断层活动协同化过程。1990年前后出现一个随时间由东南(老虎山)向西北扩展的3级地震条带(浅蓝色)，1997年后，金强河断裂带地震密集区出现由西向东扩展的包括3，4级地震的条带。这样金强河、毛毛山－老虎山断层就构成了活动协同化状态，为2000－06－06的6.2级地震创造了失稳的条件。6.2级地震后老虎山东侧岩桥区活动水平相对提高。可见，沿老虎山－毛毛山断裂以稳速向西扩展的协同作用开始较早，而在1996年后由金强河断裂带由西向东的扩展使协同作用加速，其后，发生2000－12－27的6.2级地震。这个过程与实验室失稳前的应变观测结果很相似。

图8 老虎山－毛毛山地区地震活动M－t图Fig.8 M－t diagram of earthquakes in Laohushan-Maomaoshan Fault zone.

5 讨论

(1)断层最大的特点是几何上的复杂性以及作为围岩的岩体和岩石的非均匀性、非各向同性。从任何尺度看断层，在力学性质上都是复杂的(Konca et al.，2008)。与其他材料一样，岩石材料也服从力学定律，但是它们在性态上有很大的差异(Jaeger et al.，1979)。在非均匀的介质中，断层上很容易形成相对的弱段和强段，在应力作用下前者首先成为应变释放部位，后者成为应变积累部位，最终成为快速失稳的开始部位。断层的成核并不一定是由一点开始，也可以从多点开始，向外连接而成。

图9 沿老虎山－毛毛山断裂带地震时空分布图Fig.9 Temporal-spatial distribution of earthquakes along Laohushan-Maomaoshan Fault zone.

(2)实验室的研究结果表明，当断层应力积累到偏离线性阶段时，断层上应变开始分化，出现分段性，产生应变高值段和低值段。断层上一个部位的小震或滑动，无论这是一个准静态的作用(位移)(Stein，1999)还是一个动态的作用(Gomberg，2003;West，2005)，都可以引起其他部位的应力改变。断层变形失稳过程一般包括应变释放区产生、释放区扩展和增加以及释放区的连接3个阶段。在释放区产生阶段，区域小，数量多;随着应力增强，释放区进入扩展阶段，由于释放区的扩展涉及断层围岩颗粒间连接的破坏和矿物晶体化学键的破坏，扩展速度慢，扩展范围有限;当应力达到一定水平时，已有释放区达到一定长度，释放区间的距离缩小到一定程度后，进入释放区连接阶段。在偏离线性阶段开始时，见到断层带出现应变释放区和应变积累区;应变释放区的平稳扩展和增加与亚失稳初期阶段的准静态失稳有关;当断层带上释放区足够多，已有释放区扩展足够大后，释放区间的相互作用增强了，这时释放区就会加速扩展(杜异军等，1989)，断层进入亚失稳后期，即准动态失稳阶段。实验中得到3个阶段中释放区沿断层的扩展速度分别为约1mm/s、2.5mm/s以及74mm/s。前面2个阶段的速度变化只是平稳增加，而第3阶段扩展速度是数量级的增加。加速协同化开始于由准静态扩展向准动态扩展的转化，其本质在于扩展机制发生了变化，即由弱化断层段的孤立扩展转变为断层段之间相互作用下的连接，断层进入必震阶段。

(3)前述地震沿老虎山－毛毛山断层时空演化过程表明，当断层上多个部位出现中、小地震密集，但互不关联时，断层还处于偏离线性阶段。当断层上中、小地震沿断层从老虎山向西北发生稳态扩展时，断层应已进入亚失稳前期，即稳态扩展阶段。断层上的中、小地震活动由金强河向东北的加速扩展应该属于亚失稳后期，准动态扩展阶段。断层加速协同化是进入亚失稳后期的标志。虽然不知道还需要多少时间才会发生地震，但是断层失稳已经在所难免。

(4)实验结果显示，在部分断层段应变释放过程中，另一些断层段出现应变积累。随着应变释放区范围扩大和释放程度增大，应变积累区的范围收缩，应变积累程度增高。当应变释放范围和释放程度极大时，应变积累段被收缩到最小范围。当积累的应变极高时，动态失稳发生在高应变梯度带附近。由此可见，断层活动协同化和失稳过程就是断层上力学性质不同的段落相互作用的过程，高应变积累区不是先存的。此外，引起动态失稳的断层段的长度远小于失稳断层的长度(Jordan et al.，2011)。

(5)级联反应指的是在一系列连续事件中前面发生的事件能激发后面事件的反应。通过多次的逐级放大使较弱的输入信号转变为极强的输出信号(Ellsworth et al.，1995;马胜利等，2002，2003)。在实验中弱断层段开始应变释放，这些释放区的产生，通过断层上的应力调整影响到相邻断层段的应力变化。在断层面上引起沿断层滑动方向剪应力的增加，就使断层更趋近于破裂，而垂直断层面上正应力(压力)的增加则会增加断层的摩擦强度而抑制破裂。断层上一些弱段的应变释放既可以使其他弱段应变释放，也可以使断层上强段应变水平增大。在如此反复的连锁作用下，应变释放断层段长度达到临界值，应变积累段的应力水平极高，从而造成强烈失稳错动。断层的复杂性和级联作用(马胜利等，2002)增加了地震预测的很多不确定因素。

6 结论

基于不同断层几何和不同物理观测手段在实验室进行的实验，得到断层亚失稳阶段变形特征，结合一些震例做了一些讨论，结论如下:

(1)断层带上存在相对弱和相对强的部位，前者往往首先弱化，表现为断层预滑、慢地震或弱震，成为应变释放开始部位，后者则为应力闭锁部位，并成为快速失稳开始部位(Noda et al.，2013)。

(2)偏离线性阶段和亚失稳阶段的应变释放的区别:自偏离线性阶段开始，断层上陆续出现应变释放区和应变积累区，不同段落间相对独立;而在亚失稳阶段初期，应变释放区扩大和增多。应变积累区范围收缩和迁移，应变水平提高;在亚失稳后期应变释放区加速扩展，相互连接，逐步贯通整个断层段。断层带应变释放区的加速扩展是进入必震阶段的标志。

(3)断层上应变释放区的扩展和连接体现了断层活动的协同化程度，指示了失稳的必然性和时间上的临近。但是，断层的粘滑过程中实际存在2次失稳，前者与弱部位的释放有关，后者与强部位的快速释放有关，表现为强震。前者的加速扩展促进了后者的发生。

研究仍在进行中，有待进一步解决的问题很多。例如，亚失稳阶段和加速协同化的识别给出失稳临近的启示，尚不能提示失稳的部位和震级大小;发震时刻意味着动态爆发，断层破裂达到地震波速度所需要的速度和惯性条件尚不清楚;断层不是孤立的，块体不同边界断层的相互作用对失稳的影响以及不同动力学条件可能引起的变化等。

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