汶川地震断裂作用研究新认识

2015-12-16李海兵司家亮孙知明付小方刘栋梁裴军令李成龙张佳佳宋圣荣郭力伟MORIJamesBRODSKYEmily

地球学报 2015年3期

王　焕, 李海兵*, 司家亮, 孙知明, 付小方, 刘栋梁, 裴军令,李成龙, 张佳佳, 宋圣荣, 郭力伟, MORI James, 薛　莲, BRODSKY E. Emily, 云　锟, 龚　正

1)中国地质科学院地质研究所, 大陆构造与动力学国家重点实验室, 北京 100037; 2)中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081;　3)四川省地质调查院, 四川成都 610081; 4)中国地质大学(武汉), 湖北武汉 430074;　5)成都理工大学, 四川成都 610059; 6)国立台湾大学, 台湾台北 10617;　7)日本京都大学, 防灾研究所, 日本京都 6110011; 8)加州大学圣克鲁兹分校, 地球与行星科学系, 美国加州 95064

汶川地震断裂作用研究新认识

王焕1), 李海兵1)*, 司家亮1), 孙知明2), 付小方3), 刘栋梁1), 裴军令2),李成龙4,1), 张佳佳5,1), 宋圣荣6), 郭力伟6), MORI James7), 薛莲8), BRODSKY E. Emily8), 云锟3,1), 龚正1)

1)中国地质科学院地质研究所, 大陆构造与动力学国家重点实验室, 北京 100037; 2)中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081;3)四川省地质调查院, 四川成都 610081; 4)中国地质大学(武汉), 湖北武汉 430074;5)成都理工大学, 四川成都 610059; 6)国立台湾大学, 台湾台北 10617;7)日本京都大学, 防灾研究所, 日本京都 6110011; 8)加州大学圣克鲁兹分校, 地球与行星科学系, 美国加州 95064

2008年汶川地震后, 人们不得不思考问题是: 大地震是如何发生的？下一次大地震什么时候发生？也就是涉及地质学家和地球物理学家一直未解决的科学问题: 断层是如何破裂的？震后断裂是如何愈合的？我们试图通过对汶川地震断裂带结构、断裂摩擦行为和断裂愈合过程的研究来回答这些问题。本文将介绍通过对地表露头和汶川地震断裂科学钻探一号孔(WFSD)岩心中汶川地震主滑移带的详细研究, 以及钻孔中长期温度监测来分析有关汶川地震断裂动态弱化和摩擦行为, 并结合钻孔中长期水文监测计算所得断裂带渗透率变化, 分析震后断裂愈合过程, 进而探讨和认识汶川地震断裂作用所涉及的上述问题。经过详细研究, 确定了汶川地震断裂带(映秀—北川断裂带)宽105～240 m、具有五个不同断裂岩组合的内部结构,是一条经常发生大地震、具多种弱化机制的断裂带; 发现了汶川地震不仅具有同震石墨化作用, 而且测量到目前世界上最低的动态摩擦系数(≤0.02), 同时首次记录到大地震后断裂快速愈合信息。这些研究结果不仅直接回答了一直困扰在地震地质和地震物理学领域几十年的关键问题, 而且对完善地震断裂理论和认识汶川地震机制具有极其重要的意义, 为防震减灾提供了理论依据。

汶川地震; 同震弱化; 断裂愈合; 摩擦系数; 映秀—北川断裂带; 龙门山

2008年发生在青藏高原东缘龙门山地区的汶川Ms8.0地震, 造成龙门山逆冲断裂带中的两条断裂, 即映秀—北川断裂和灌县—安县断裂, 同时发生破裂(图1), 在90 s中分别形成约270 km和80 km长的地表破裂带, 并且这两条同震地表破裂带具有不同的滑动性质(徐锡伟等, 2008; 付碧宏等, 2008;李海兵等, 2008a, b; 李勇等, 2008; 刘静等, 2008;王二七和孟庆任, 2008; 许志琴等, 2008; 张培震等, 2008; Lin et al., 2009, 2010; Liu-Zeng et al., 2009; Jia et al, 2010; Fu et al., 2011; 张希等, 2011), 这种类型的地震是全球有历史记载以来从未发生过的。地质学家和地球物理学家们都很难理解这种大地震的发生机制和破裂过程, 并由此引发对以下问题的思考: 汶川大地震是如何发生的？什么因素控制或触发断层发生破裂？破裂如何进行？如何停止？破裂过程中应力是如何传播的？地震后断裂如何愈合, 如何为下一次地震再积聚应力和能量？什么样的断裂容易聚集能量而发生大地震？解答这一系列问题的最关键科学问题是: 汶川地震断裂作用, 即汶川地震断裂具有怎样的同震弱化和震后断裂愈合作用？其中断裂摩擦系数是认识和理解地震断裂强度、同震弱化和断裂愈合作用的关键力学性质参数。

本文将介绍通过对地表露头和汶川地震断裂带科学钻探一号孔(WFSD-1)(图1)岩心中汶川地震主滑移带的详细研究, 以及跨汶川地震主滑移带的长期温度监测来分析汶川地震断裂动态弱化和摩擦系数, 并结合钻孔中长期水文监测计算断裂带渗透率变化来分析震后断裂愈合过程, 进而探讨和认识汶川地震断裂作用。

1　汶川地震断裂带(映秀—北川断裂带):经常发生大地震的断裂带

1.1汶川地震断裂带内部结构

2008年汶川地震(Mw7.9)造成映秀—北川断裂带和灌县—安县断裂带同时破裂, 并分别产生240～270 km和～80 km长的地表破裂带(图1), 因此,我们称映秀—北川断裂带和灌县—安县断裂带为汶川地震断裂带。

断裂带内的物质组成即断裂岩, 是断裂活动的产物, 其组成及结构特征记录了断裂演化过程中不同物理条件下的一系列断裂活动的信息(Chester et al., 1993; Chester, 1995; Chester and Chester, 1998),对于认识断裂活动行为、力学性质及其演化历史具有重要意义(Faulkner and Rutter, 2003; Biegel and Sammis, 2004; Faulkner et al., 2008)。了解汶川地震断裂带内部结构是认识龙门山断裂带地震历史和汶川地震发生机理的基础。

我们以映秀—北川断裂带南段虹口乡八角庙露头为研究对象, 发现映秀—北川断裂带发育有碎裂岩、假玄武玻璃、断层泥、断层角砾岩等多种类型的断裂岩, 总体走向N55°～65°E, 宽～240 m, 由5个具不同特征的断裂岩带组成(Wang et al., 2014)(图2), 北部为～70 m宽的碎裂岩带(U1), 位于彭灌杂岩体中; 南部为黑色断层泥和角砾岩带(U2)、灰色断层角砾岩带(U3)、深灰色断层角砾岩带(U4)以及黑色断层泥和角砾岩带(U5), 宽～170 m,位于上三叠统须家河组沉积岩中。

从整个WFSD-1岩心岩性来看, 在585.75 m孔深以上为新元古代彭灌杂岩, 主要由火山岩和花岗岩组成, 推覆于上三叠统的须家河组沉积岩之上。WFSD-1岩心中断裂岩同样包括碎裂岩、假玄武玻璃、断层泥和断层角砾岩, 从断裂岩的分布特征来看, 从575.7～759 m深为映秀—北川断裂带, 按断裂岩的不同特征、组合及其物性特征也可划分为5个带(王焕等, 2013; Li et al., 2014; Wang et al., 2014)(图3), 其中575.7～585.75 m之间主要为碎裂岩带(U1), 585.75～759 m深度主要由断层泥和断层角砾岩组成的四个带(U2～U5), 与地表露头中的断裂岩组合带基本一致, 仅在厚度上稍有差别。由于WFSD-1为斜孔(顶角～12º), 故映秀—北川断裂带在WFSD-1中真实厚度～105 m(Li et al., 2013; 李海兵等, 2013)。

图1　龙门山区域构造地质图及汶川地震断裂带科学钻探一号孔(WFSD-1)钻井位置(据Wang et al., 2014)Fig. 1　Geological structures of the Longmen Mountain area and location of WFSD-1 drilling site (after Wang et al., 2014)a-龙门山区域构造简图; F1-汶川—茂县断裂带; F2-映秀—北川断裂带; F3-灌县—安县断裂带; b-虹口地区构造地质图及WFSD-1钻井位置; 地表研究区为WFSD-1钻井附近a-tectonic sketch of the Longmen Mountain area; F1-Wenchuan–Maoxian fault; F2-Yingxiu–Beichuan fault; F3-Guanxian–Anxian fault; b-geological structure of the Hongkou area and WFSD-1 drilling site; the outcrop studied in this research is near the WFSD-1 drilling site

通常认为断层泥及碎裂岩为断裂带的核心, 从野外露头及WFSD-1岩心研究来看, 映秀—北川断裂带宽约105～240 m, 发育很多层断层泥, 其厚度从几毫米到几米不等, 这说明映秀—北川断裂带具有多核结构特征。并且, 上百米宽的映秀—北川断裂带是经历了多期次的断裂活动而形成, 不同断裂岩组合及其结构特征显示,由碎裂岩带(U1)→黑色断层泥带(U2)→断层泥和断层角砾岩带(U3)→断层角砾岩带(U4)→黑色断层泥和断层角砾岩带(U5)反映了由老到新的断裂演化过程, 表明断裂的活动可能具有向下盘迁移的趋势(王焕等, 2010, 2013)。

1.2断裂带中发育假玄武玻璃

假玄武玻璃通常被喻为“地震化石”(Lin, 1994;Lin and Shimamoto, 1998), 它是断层滑动发生地震的直接证据, 对认识断裂行为及其力学性质具有重要意义。

图2　映秀—北川断裂带(汶川地震断裂带)南段虹口八角庙露头全景特征(据Wang et al., 2014)Fig. 2　Panoramic photograph of fault rocks distribution at the Bajiaomiao outcrop in southern Yingxiu-Beichuan fault (after Wang et al., 2014)断裂带在地表宽度为～240 m, 由5个不同单元组成; 五角星指示多期次假玄武玻璃出露的位置The fault zone is ～240 m-wide viewed from the outcrop and consists of 5 different units; the star shows the location where multiple generations of pseudotachylite were observed

图3　WFSD-1孔500～800 m深段的映秀—北川断裂带特征(据王焕等, 2013)Fig. 3　Characteristics of the Yingxiu-Beichuan fault zone in WFSD-1 core of 500～800 m-depth (after Wang et al., 2013)A-岩性剖面; B-断裂岩剖面; C-自然伽马特征; D-P波速度特征; E-电阻率特征; (F-K)-岩心不同单元中断裂岩扫描照片A-lithologic profile; B-fault rocks distribution profile; C-natural gamma curve; D-P-wave velocity curve; e-resistivity curve; (F-K)-drilling core photos showing fault rocks from the 5 distinct units

(1)地表碎裂岩中多期假玄武玻璃脉

在映秀—北川断裂带虹口八角庙露头, 彭灌杂岩体中的碎裂岩带(U1)中发育有假玄武玻璃(李海兵等, 2013; Wang et al., 2014, 2015)(图4), 假玄武玻璃呈灰色、棕褐色和黑色, 其厚度变化范围为几毫米到十几厘米。X射线衍射分析(XRD)和扫描电镜背散射能谱分析(SEM-EDX)显示假玄武玻璃和碎裂岩来源于其花岗质围岩。偏光显微镜及扫描电镜(SEM)观察显示, 流动结构、不规则形状的港湾状熔蚀边、蜂窝状气孔构造、球晶及微晶等特征构造发育于假玄武玻璃中, 表明其为熔融成因(Wang et al., 2015)。

野外露头及显微结构下的不同颜色条带及相互叠加关系表明多次产生假玄武玻璃的地震事件沿映秀—北川断裂带重复发生。熔融成因的假玄武玻璃表明断裂过程中存在熔融润滑作用, 而热增压作用在形成注入脉体中具有重要作用, 表明同震断裂过程中可能存在多种弱化机制共同作用。

图4　多期次假玄武玻璃及显微特征(据Wang et al., 2015修改) Fig. 4　Multiple generations of pseudotachylite and their microstructures (modified after Wang et al., 2015)A-假玄武玻璃脉; B-多期假玄武玻璃; C-假玄武玻璃显微特征(单偏光镜下); D-假玄武玻璃中熔融流动结构(SEM); fv-假玄武玻璃断层脉; iv-假玄武玻璃注入脉; old-pst-早期假玄武玻璃; y-pst-晚期假玄武玻璃; Qz-石英A-pseudotachylite vein; B-multiple generations of pseudotachylite; C-microstructure of pseudotachylites (plainlight); D-melt flow structure in pseudotachylite (SEM); fv-pseudotachylite fault vein; iv-pseudotachylite injection vein; old-pst-older pseudotachylite; y-pst-younger pseudotachylite; Qz-quartz

图5　WFSD-1岩心断层泥中假玄武玻璃特征Fig. 5　Characteristics of pseudotachylite in the WFSD-1 corea- ～732 m深断裂岩岩心; b-单偏光镜下样品特征; c-扫描电镜-背散射图像(SEM-BSE)显示棱角状石英散布于裂隙发育的非晶质物质中; d-非晶质物质中不规则裂隙及流动环带; Fg-断层泥; Fb-断层角砾岩; Pst-假玄武玻璃; Am-非晶质物质; Qz-石英a-fault rocks from the WFSD-1 at ～732 m-depth; b-microstructures (plainlight); c-photomicrograph showing angular quartz grains scattered in the fissures-developed amorphous material (SEM-BSE); d-irregular fissures and flow bands in the amorphous material; Fg-fault gouge; Fb-fault breccias; Pst-pseudotachylite; Am-amorphous material; Qz-quartz

(2)WFSD-1岩心断层泥中的假玄武玻璃

在WFSD-1钻孔575.5～759 m深之间为连续分布的断裂岩, 组成为映秀—北川断裂带, 以585.75 m深为界, 上部为新元古代彭灌杂岩, 下部为上三叠统须家河组沉积岩。在～732 m深处的断层泥(原岩为沉积岩)中发育～2 mm厚的假玄武玻璃(图5a, b)。目前在沉积岩或断层泥中发育假玄武玻璃的实例并不多。该段岩心断面(即假玄武玻璃层面)表面光滑并可见擦痕(图5a)。该段岩心不同断裂岩层之间具有明显的分段特征: 断面处为固结程度较好的黑色薄层物质(～2 mm), 往上分别为灰色的断层泥薄层(～2～3 mm)、灰色细粒断层角砾岩层(～2～3 cm)及可见较大角砾的断层角砾岩(图5b)。

详细的显微构造研究表明岩心断面处的黑色薄层物质(～2 mm)为熔融体, 且在其边部有～200 µm厚的一个主要由细粒-纳米石英颗粒组成薄层。我们认为该段物质为主要滑动带(PSZ)。SEM-EDS及TEM-EDX分析显示熔融体主要为长石成分(其中含少量层状硅酸盐成分), 指示熔体形成温度＞1230℃;而样品中石英颗粒可见棱角状边缘(图5c), 表明其未被熔蚀, 这也就是说该熔体形成的温度不高于石英的熔融温度1720℃(Spray, 1992)。即该熔融体形成的温度(T)范围为:1230℃

扫描电镜(SEM)及透射电镜(TEM)观察发现,熔体层中发育大量不规则形态的裂隙(图5c, d), 是极快速冷却(淬火)形成的, 并且熔体呈均质状, 没有气孔, 表明在同震过程中断裂带中可能涌入大量流体, 使得熔融体瞬间冷却而形成这种特殊的结构。若仅有粒间流体或少量流体存在, 则流体因受高温蒸发挥发, 熔体中将出现气孔构造。熔融体的存在表明断裂滑动过程中可能存在摩擦熔融弱化机制, 使得断层更易滑动; 而大量流体的出现, 使得熔融体瞬间冷却, 断层强化, 不易滑动, 促进断层滑动停止。即断裂滑动初期摩擦熔融形成熔体, 断裂弱化易于滑动, 后期沿断层裂隙涌入大量流体, 使熔体快速冷却, 断层强化, 指示大量流体在同震滑动过程中可能起到强化断层的作用。这是目前国际上首次发现地震过程中断裂从弱化到强化的直接证据, 对地震破裂过程及其机制的认识具有极其重要意义。

从虹口地表露头及WFSD-1岩心研究来看, 映秀—北川断裂带宽为105～240 m, 内部具有5个不同断裂岩组合的带, 反映断裂带具有长期的演化历史。无论从巨厚的碎裂岩带还是多期次的假玄武玻璃脉以及多层作为断裂核部的断层泥来看, 都显示出映秀—北川断裂带具有长期的地震活动历史, 是一条经常发生大地震的断裂带, 其演化过程代表了龙门山隆升过程。

图6　在WFSD-1钻孔500～700 m深的主要断裂带的测井和岩心数据(据Li et al., 2013)Fig. 6　Logging and core data of the main fault zone at 500～700 m-depth (after Li et al., 2013)所有异常均出现在～590 m的深度; A-钻孔测温曲线, 可见～0.15°C异常峰值, 可能是汶川地震过程中的摩擦残余热; B-自然伽马曲线; C-P波速度曲线; D-自然电位曲线; E-电阻率曲线; F-磁化率特征; G-汶川地震PSZ位于最新鲜的黑色断层泥中; H-PSZ位置磁化率特征All anomalies appear at 590 m-depth; A-temperature curve, with ～0.15 °C anomaly, probably the residual frictional heat produced by the Wenchuan earthquake; B-natural gamma curve; C-P-wave velocity curve; D-natural potential curve; E-resistivity curve; F-magnetic susceptibility; G-Wenchuan earthquake PSZ in the black gouge; H-magnetic susceptibility for the core shown in G

图7　WFSD-1岩心中～589 m深处新鲜断层泥显微构造(据Li et al., 2013)Fig. 7　Microstructure of the fresh gouge in 589 m-depth of WFSD-1 core (after Li et al., 2013)a-孔深589.04～589.34 m段断层泥岩心; 中间段断层泥(黄色虚线之间)呈深黑色, 且已裂开, 可能由于靠近滑移面失水后易裂开所致。岩心右侧浅粉色框区域为切制薄片部分; b-整个岩心的1/4部分, 岩心中间的张裂口已对接闭合, 断层泥中白色碎块和条带为方解石。红色虚线之间颜色更黑, 基本没有方解石条带和碎块; c-对应左侧b图的断层泥的连续薄片照片; d-断层泥显微照片(单偏光镜下); 面理化断层泥中具S-C构造, 红色虚线之间为汶川地震主PSZa-the central part of the gouge is fissured due to water loss and close to the slip plane. The pink part is for thin sections; b-calcite veins and fragments can be seen in the fault gouge, the segment between red dotted lines is darker and has no calcite; c-continuous thin sections (plainlight) correspond to (b); d-photomicrograph shows characteristics of the black fault gouge (plainlight); S-C fabrics are visible in the foliated gouge; the PSZ of the Wenchuan earthquake is located in the red dotted lines

2　汶川地震主滑移带特征及其动态弱化机制

2.1WFSD-1岩心中主滑移带位置的确定

汶川地震主滑移带的确定是研究汶川地震断裂机制、岩石物理变化和化学变化, 以及完钻后在钻井中实施地震、温度、流体和应力场长期监测的前提。因此, 认识和确定汶川地震主滑移带的位置至关重要。

经过详细的综合研究, 我们确定了在WFSD-1岩心～589.2 m深处为汶川地震主滑移带位置(Li et al., 2013), 其重要证据表现在以下5个方面:

(1)断层泥的新鲜程度

经过详细观察和对比, 发现所有岩心中的断层泥, 只有在589.17～589.25 m孔深段的断层泥最黑、最新鲜, 发育新裂隙, 并且位于映秀—北川断裂带中。

(2)温度异常

通过全孔的高精度温度剖面测量, 在585～600 m孔深段出现约0.15℃的温度异常峰值(图6a)。一年后, 在同样深度位置仍然出现有温度异常, 只是异常值由原来的0.15℃变小为0.018℃。因此, 我们认为该处的温度(正)异常可能是汶川地震的残余热(Li et al., 2013, 2014)。

(3)测井异常

从常规测井曲线(图6)上可看出: 自585 m深开始, 井径不规则, 586～590 m深处扩径, 585～600 m孔深段自然伽马明显从60 API升高到约90 API(图6c), 声波时差从60 μs/ft增加到大于100 μs/ft(图6d),自然电位有微弱负异常(图6e), 视电阻率明显从约2000 Ωm降低到几十Ωm(图6f); 589.2 m孔深处的岩心出现高磁化率峰值(图6g)(Li et al., 2013, 2014)。此外, 在该断裂带深度, 随钻流体也出现大量异常(唐力君等, 2013)

(4)显微构造特征

从589.04～589.34 m孔深段断层泥岩心切制的连续岩石薄片来看(图7), 在岩心中能见到很多碎块, 在黑色断层泥(图7中黄色线之间)内部可见一些白色方解石小碎块和小脉体(图7b), 而中间红色虚线段部分的断层泥呈深黑色, 并且不含方解石细脉和碎块。显微照片中可见断层泥中面理构造发育,而且有S-C构造和不对称的旋转构造(图7d), 指示着明显的剪切方向。在整个薄片中只有红色虚线之间(～589.21～589.22 m孔深)颗粒相对较细且均匀(图7d)。因此, 推断图12d中红色虚线之间约～1 cm厚的细颗粒部分可能为汶川地震主滑动带(Li et al., 2013), 显微照片中还可见到滑动面。同时, 在该处微小的样品表面还可见到擦痕。

(5)粘土矿物特征

通过WFSD-1岩心的粘土矿物分析, 特别是针对589.04～589.34 m孔深段断层泥连续的粘土矿物分析, 发现在～589.21～589.22 m孔深位置具有较高的蒙脱石成分, 同一位置伊利石和绿泥石含量降低(Si et al., 2014), 高的蒙脱石成分可作为确定PSZ的主要证据之一(Kuo et al., 2009)。

综上所述, 所有的特征和异常均指向～589.2 m深处, 因此, 我们认为～589.2 m深处为汶川地震主滑移带位置。

2.2主滑移带厚度及特征

我们对～589.21～589.22 m孔深段颗粒相对较细、均匀的岩石薄片进行了SEM和TEM研究, 发现有粒度较小(≤10 µm)的滑动层, 厚度～100～200 µm(图8b), 且该层中不仅有蒙脱石矿物, 还存在石墨(图8c), 其周围则未发现石墨。因而推断该细层可能是汶川地震主滑动带位置。为了进一步确认, 我们对样品进行了同步辐射X射线衍射(XRD)测试和分析, 发现只在这个狭窄的滑动带中存在石墨, 因此, 我们认为汶川地震PSZ的真正厚度可能仅为～100～200 µm, 同震石墨化作用是其主要特征。石墨的存在说明地震过程中断裂滑移机制是以热增压为主, 同时表明汶川地震断裂强度极低。石墨沿滑移带的富集不仅可以作为上地壳地震滑移期间瞬时摩擦生热的标志, 而且可以作为判断大地震发生的标志。这一结果对认识汶川地震破裂过程及古地震的判定具有重要意义。

2.3主滑移带断层泥的摩擦试验

为了进一步认识汶川地震过程中的力学性质,我们对WFSD-1钻孔～590 m处黑色断层泥进行了摩擦实验(Kuo et al., 2014)。实验在意大利地球物理和火山研究所高压高温实验室完成(INGV, 罗马,意大利)。在正常室温和湿度条件下, 采用慢速至快速旋转剪切摩擦仪器(SHIVA)进行了7次实验。最大滑动速率为3.0～3.2 m/s, 正应力在5～25 MPa范围内保持稳定, 加减速率为6 m/s2, 总位移达3 m。实验采用的黑色断层泥由石英(～50 wt％), 碳质(～25 wt％), 粘土矿物(～20 wt％, 伊利石, 绿泥石和高岭石)以及少量的方解石(<5 wt％)构成。原位同步辐射XRD研究显示低正应力(5 MPa)条件下, 主滑移带成分相对于初始材料未发生改变。但是, 当正应力达10 MPa以上时, 主滑移带明显富集石墨(图9c中石墨[101]峰的出现), 而方解石、伊利石和绿泥石含量则出现降低。实验显示主滑移带断层泥结构与WFSD-1中PSZ位置断层泥相似(图9b)。相对于初始实验材料(粒径<250 µm), 实验中30～80 µm厚的主滑移带粒度明显降低至10 µm以下。

在等同2008年汶川地震中钻孔条件下(滑动速率3 m/s, 正应力<25 MPa, 位移数米)进行的摩擦实验产生了石墨, 而在5 MPa正应力条件下没有出现石墨, 且该条件下摩擦系数仍然较高(稳态摩擦系数0.4)。接近同震滑动条件(正应力～15 MPa)时, 表现为明显动力弱化且断层泥中出现石墨(图9c)。汶川地震PSZ中和摩擦实验中石墨的出现, 使我们联想到断层泥石墨化可能在龙门山断裂带(Li et al., 2012; Togo et al., 2011)和其他富碳质断层带(e.g., Oohashi et al., 2011, 2012)中广泛存在。石墨作为相对稳定的矿物(Beyssac et al., 2002), 在滑移带中局部富集可作为古地震发生的证据(Kuo et al., 2014)。

图8　WFSD-1岩心中汶川地震主滑移带特征Fig. 8　Characteristics of the Wenchuan earthquake PSZ in WFSD-1 corea-WFSD-1剖面图, 汶川地震同震破裂面即主滑移带(红线, 在岩心589.2 m深处)斜切映秀-北川断裂带; b-岩心589.2 m深处发育汶川地震擦痕的断层泥表面, 反光度较高; c-主滑移带局部扫描电镜背散射图像, 显示PSZ厚度～200 µm, 局部富含石墨; d-透射电镜图像显示纳米级石墨颗粒a-sketch profile of the WFSD-1, the Wenchuan earthquake PSZ cuts across the Yingxiu-Beichuan fault obliquely; b-drilling core from 589.2 m-depth shows slickensides with high reflection; c-SEM-BSE image shows Wenchuan earthquake PSZ is ～200 µm-thick and locally rich in graphite; d-TEM image shows nanometer graphite particles

图9　断层泥样品实验后显微构造特征和实验中的PSZ的矿物特征(Kuo et al., 2014)Fig. 9　Microstructural characteristics of experimentally deformed black gouges and mineralogical changes within the experimental PSZ (Kuo et al., 2014)A-主滑移带高反光度表面发育线状残痕和凹槽, 方向与旋转运动方向相同; B-平行剪切方向, 垂直断层泥层方向的SEM-BSE图片; |细粒化主滑移带PSZ厚度25～125 µm, 右下插入SEM-BSE图片显示细小石墨颗粒; C-原位同步辐射XRD谱图显示主滑移带矿物变化A-photograph of highly reflective surface of the principal slip zone (PSZ) lined by slickenlines and grooves that track the rotary motion of the gouge holder; B-SEM-BSE image of thin section cut approximately parallel to the slip direction and perpendicular to the deformed gouge layer. White dashed lines enclose localized and fine-grained PSZ between 25 µm and 125 µm thick that developed adjacent to the stationary side of the gouge holder. Inset backscattered SEM image shows detail of small graphite particles; C-Mineralogical changes within the experimental PSZ determined by in situ synchrotron X-ray analyses

图10　WFSD-1钻孔内长期温度测温数据(据Li et al., 2015修改)Fig. 10　Temperature profiles in the WFSD-1 hole (modified after Li et al., 2015)a-WFSD-1钻孔及长期测温设备; b-350～800 m深度段长期测温剖面(已扣除地温梯度0.02℃/m); c -589 m处放大的温度剖面显示0.02℃的热异常; d-WFSD-1钻per孔中跨断层温度异常的最大振幅估算的断裂有效同震摩擦系数(µ=0.02)a-WFSD-1 borehole and long-term temperature measurement device; b-complete data set focused on 350～800 m-depth (a geothermal gradient of 0.02 °C/m removed); c-close-up temperature profiles of the 589 m zone show 0.02℃ temperature anomaly; d-predicted maximum amplitude of the temperature anomaly for the fault in the WFSD-1 borehole with representative effective coseismic coefficients of friction(µ=0.02)

图11　WFSD-1水文地质参数随时间变化图(据Xue et al., 2013)Fig. 11　Hydrogeological properties of the well-aquifer system over time (after Xue et al., 2013)A-渗透率和导水系数; B-储水系数; 数值通过相位差和振幅响应计算而得; 黑色的圆点代表没有约束的换算值, 红色的点代表将S值固定在平均值后换算的结果; 图A中黑色点完全覆盖了红点; 垂向虚线代表选区的地震事件, 造成渗透率的快速上升; 最佳拟合的线性趋势通过灰色的虚线表现, 渗透率的误差通过相位差的误差计算而得到A-permeability and transmissivity; B-storage coefficient; values were inverted from the phase and amplitude of each 29.6-day segment; the black dots denote an unconstrained inversion; the red dots are the results of inversion with the storage coefficient fixed to a single value. Because the two separate inversions have identical results for transmissivity, the red dots cover the black dots in a; the vertical dashed lines show the time of the selected teleseismic events, which correspond to sudden increases in permeability; the best-fit linear trends between each set of permeability increases are shown as light gray dashed lines. Permeability errors are estimated by propagating the range of phase errors

3　汶川地震过程中极低的断层摩擦系数

地震时滑动面上阻止滑动进行的应力大小一直是一个谜。大地震后断层带中的温度的测量能够记录到这一应力条件下的能量释放情况。1999年台湾集集地震(Mw7.7)后, 通过对TCDP钻孔中温度研究认为, 滑动面附近的温度异常对应的震时动态摩擦系数为0.1(Tanaka et al., 2006; Kano et al., 2006),对2011年日本Mw 9.0级大地震的温度测量同样显示一个相似大小的值(Fulton et al., 2013)。然而, 上述温度数据观测周期均小于1年。WFSD-1钻孔完钻之后, 我们对钻井内温度进行了长期的测量, 持续时间为震后1.3年到5.3年。结合这些温度剖面及岩心热导率数据, 我们对汶川地震过程中的摩擦系数进行了推算。

长期温度测量剖面显示, 汶川地震主滑移面的温度异常在监测期间从震后一年的0.15℃降至0.02℃, 之后该异常随时间的推移未见明显变化。此外, 在450 m和690 m深处均存在较大的温度异常, 分别位于汶川断裂带的上部和内部, 然而这两处温度异常未见随时间扩散减小的现象。汶川地震过程中摩擦导致的热量远小于29 MJ/m2(Li et al., 2015)。通过有关滑动过程中形成的摩擦热, 峰值温度在断层面上一维可导的衰减公式, 有效正压力以断层面上覆岩体减去水压, 0.02℃的最大值意味着在589 m深处有效的动摩擦系数小于0.02(图10)(Li et al., 2015), 考虑到同震位移为7 m的话, 这是至今自然界断层中获得的最低摩擦系数, 远低于高速摩擦实验中观察到的最低值0.1(Di Toro et al., 2011)。断层带中有机碳质、粘土矿物以及石墨等均是导致这一现象的可能因素(Zhang and He, 2013; Kuo et al., 2014)。温度数据计算得出同震过程中断层具有极低的摩擦系数, 指示汶川地震过程中断层可能经历强烈的弱化作用。

4　汶川地震后断裂快速愈合

断裂带中渗透率变化可以反映其裂隙的发育和愈合情况, 也是地震断层强化重新获取能量的指示(Gratier, 2011)。断裂的震后愈合对认识孕震机制和地震周期具有重要意义(中国地质科学院, 2015)。

我们在WFSD-1钻孔中测量水位对固体潮的响应, 以此来确定800～1200 m孔深段水文地质参数。通过这些测量值来推断2010年1月1日到2011年8月6日期间汶川地震破裂带中的水力扩散系数和渗透率的变化。

通过有效的渗透率与导水系数之间的关系,计算得出有效渗透率为1.4×10-15m2(图11)。该渗透率值实际上是测量时间段内800～1201 m的平均值, 是这一范围内渗透率值的下限。我们观测到的渗透率值比实验室测量的断裂岩样品的值高很多(Lockner et al., 2000), 而后者的变化范围在10-19m2到10-18m2, 比须家河组整体岩石的渗透率值(1.9×10-16m2)大(Zhu et al., 2009), 其差值很可能受控于裂隙的发育情况, 说明野外观测到的裂隙发育情况对渗透率的研究非常重要(Caine et al., 1996)。

在整个观测时间段内, 汶川地震断裂带(映秀—北川断裂带)的渗透率整体随时间延长而快速减小(图5), 这种行为可以解释为震后断裂闭合或者连通性降低。这一趋势反映了映秀—北川断裂带的震后快速愈合过程, 对于当地的孕震机制以及地震周期有指示意义。这是世界上第一次用水文方法连续观测到断层破裂带震后愈合的过程。汶川断层破裂带的渗透率比已知其他断层带的渗透率高, 表明汶川地震发生时断层附近有显著的地下水流动, 而地下水的流动会影响断层附近的有效正应力及摩擦热, 从而影响了地震的破裂过程。测量数据的计算结果表明该区域具极高的水力扩散系数2.4×10-2m2/s, 表明汶川地震后断层带中有非常明显的水循环活动。在我们观测的大部分时间段内,渗透率都是随着断层愈合而降低的, 但有时候会受远震造成的地表晃动干扰而出现明显的升高。这次对断层带的水文数据测量记录到了大震造成明显的破裂与震后愈合的过程。

5　结论

通过以上研究, 我们对汶川地震断裂带(映秀—北川断裂带)有了如下认识:

(1)汶川地震断裂带(映秀—北川断裂带)宽105～240 m, 主要由5个不同断裂岩组合带构成, 是一条经常发生大地震并具有多种弱化机制的断裂带。

(2)断层泥中发育不规则裂隙的快速冷熔融体,首次记录了地震过程中断裂从弱化到强化的直接证据, 表明在同震滑动过程中大量流体的存在可能起到强化断层的作用。

(3)汶川地震主滑移带厚100～200 µm, 同震石墨局部富集。石墨可作为判别是否存在古地震的标志。

(4)通过对WFSD-1钻孔温度剖面的长期测温,获得汶川地震断裂具有极其低的动态摩擦系数(≤0.02), 表明汶川地震过程中可能经历强烈的弱化作用。这一结果对认识汶川地震破裂过程具有极其重要的意义。

(5)WFSD-1钻孔中的长期水文监测, 记录分析到大地震后断裂带渗透率快速降低, 反应了断裂带快速愈合的过程, 这是世界上第一次纪录到大震后断裂快速愈合的信息。

这些认识不仅直接回答了一直困扰在地震地质和地震物理学领域几十年的关键问题, 而且对完善地震断裂理论和汶川地震机制的认识具有极其重要的意义, 并为防震减灾提供了理论依据。

致谢: 本研究得到中国科学技术部、中国地质调查局和国家自然科学基金委资助, 在此一并表示感谢！

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Progress in the Study of the Wenchuan Earthquake Faulting

WANG Huan1), LI Hai-bing1)*, SI Jia-Liang1), SUN Zhi-ming2), FU Xiao-fang3), LIU Dong-liang1), PEI Jun-ling2), LI Cheng-long4,1), ZHANG Jia-jia5,1), SONG Sheng-rong6), KUO Li-wei6), MORI James7), XUE Lian8), BRODSKY E. Emily8), YUN Kun3,1), GONG Zheng1)
1) State Key Laboratory of Continental Tectonics and Dynamics, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037; 2) Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081; 3) Sichuan Academy of Geological Survey, Chengdu, Sichuan 610081; 4) China University of Geosciences(Wuhan), Wuhan, Hubei 430074; 5) Chengdu University of Technology, chengdu, Sichuan 610059;6) National Taiwan University, Taipei, Taiwan 10617; 7) Disaster Prevention Research Institution, Kyoto University, Gokasho, Uji, Kyoto, Japan 6110011; 8) Dept. of Earth & Planetary Sciences, University of CaliforniaSanta Cruz, CA, USA 95064

After the 2008 Wenchuan earthquake, questions as to how earthquakes occur and when the next large earthquake happens have been asked. These questions are involved in the scientific questions which have beenunsolved by geologists and geophysicists, for examples, how do faults rupture? How do faults heal in preparation for the next earthquake? The authors are trying to answer these questions by investigating the internal structures of the Wenchuan earthquake fault zone, fault friction behavior and healing process. The principal slip zone of the Wenchuan earthquake was determined by detailed research based on the WFSD-1 core and outcrop investigation. The dynamic weakening and friction behavior of the Wenchuan earthquake fault was analyzed by long-term temperature monitoring. Long-term hydrological monitoring reveals permeability variations in the Wenchuan fault zone which indicate fault healing process. Based on the information obtained, this paper discusses the Wenchuan earthquake faulting process and the above questions. It is confirmed that the Wenchuan earthquake fault zone (the Yingxiu-Beichuan fault zone) was 105～240 m wide and consisted of 5 different units with different fault rocks, where seismic events occurred repeatedly with multiple coseismic fault weakening mechanisms. Coseismic graphitization occurred during the Wenchuan earthquake; the lowest dynamic friction coefficient (0.02) was measured, and for the first time, the signals showing quick fault healing were recorded. These results not only directly answer the key questions that have puzzled geologists and seismophysiccal researchers for decades but also have important significance for improving the seismic faulting theory and understanding the Wenchuan earthquake fault mechanisms, thus providing a theoretical basis for seismic prevention and disaster mitigation.

Wenchuan earthquake; coseismic weakening; fault healing; friction coefficient; Yingxiu–Beixhuan fault; Longmen Mountain