楊曉松陳建業(yè)段慶寶楊 彧陳進(jìn)宇

1）中國地震局地質(zhì)研究所，地震動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029

2）中國地質(zhì)大學(xué)（北京）地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

地震斷層帶流體作用的巖石化學(xué)-物理響應(yīng)
——來自礦物學(xué)、巖石化學(xué)、巖石物理學(xué)的啟示

楊曉松1）陳建業(yè)1）段慶寶1）楊 彧2）陳進(jìn)宇1）

1）中國地震局地質(zhì)研究所，地震動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029

2）中國地質(zhì)大學(xué)（北京）地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

地震斷層帶是殼內(nèi)深部流體的通道。流體與地震破裂帶內(nèi)的巖石相互作用導(dǎo)致其具有與地殼完整巖石完全不同的特性，包括其礦物成分、化學(xué)成分、粒度分布、孔隙度、滲透性和彈性等方面，這些特征可以視為流體與地震斷層帶相互作用的響應(yīng)。深入研究斷層巖的巖石化學(xué)和巖石物理性質(zhì)將有助于準(zhǔn)確和精細(xì)地了解地震斷層巖的形成過程，分析地震能量分配，認(rèn)識物質(zhì)遷移的方式，解釋或約束地震斷層帶深部探測結(jié)果等。文中以汶川地震破裂帶內(nèi)的斷層巖為例，研究并總結(jié)了地震斷層巖的滲透率、孔隙度、縱波速度、粒度分布和礦物組成等特征。結(jié)果顯示，地震破裂帶上的斷層巖形成與地震破裂作用有關(guān)，但表現(xiàn)出的性質(zhì)更大程度上烙有間震期流體與斷層巖相互作用的印記。汶川地震破裂帶上的斷層巖本身并不是汶川地震破裂的直接產(chǎn)物，而是多次地震破裂和間震期流體與斷層帶相互作用的綜合結(jié)果。此外，還探討了地震破裂能、地震破裂擴(kuò)展、圍陷波形成及解釋的問題。

水巖相互作用 礦物轉(zhuǎn)變與物質(zhì)遷移 孔隙度 滲透率 彈性波速度 熱壓作用

0 引言

地震斷層帶內(nèi)的巖石——地震斷層巖會(huì)深深地烙上流體作用的印記，導(dǎo)致其物質(zhì)組成和巖石物理性質(zhì)均與完整的地殼巖石明顯不同。因此，深入研究地震斷層巖的化學(xué)-物理特性對于揭示地震斷層巖的形成過程，認(rèn)識地震斷層帶流體活動(dòng)的規(guī)律及物質(zhì)遷移的方式，理解斷層滑移弱化、強(qiáng)度恢復(fù)及地震復(fù)發(fā)規(guī)律，解釋或約束地震斷層帶深部探測結(jié)果等具有重要意義。

影響斷層帶水巖相互作用的最重要的條件之一是斷層巖的滲透性。對斷裂帶滲透率的認(rèn)識基于近30年逐漸開展的實(shí)驗(yàn)研究（Morrow et al．，1981，1992；Evans et al．，1997；Faulkner et al．，2000；Lockner et al．，2000；Moore et al．，2001；Mizoguchi et al．，2008；Tanikawa et al．，2009；陳建業(yè)等，2011）。與地殼完整巖石相比，斷層巖通常具有孔隙度大和滲透率高的特點(diǎn)，因此斷層帶被認(rèn)為是殼內(nèi)深部流體的通道（Sibson，1973，1992）。斷層巖中大量存在黏土礦物使得其水滲透率與氣滲透率的差異不能通過Klinkenberg效應(yīng)（Klinkenberg，1941）校正得到完全的消除（段慶寶等，2014）。此外，斷層帶巖石組成的分帶性使得斷層帶在宏觀上表現(xiàn)出顯著的各向異性，從而控制了流體的遷移方向。

流體與斷層巖相互作用最直觀的印記體現(xiàn)在斷層巖的組成（化學(xué)組成和礦物組成）。巖石在風(fēng)化和熱液蝕變過程中礦物轉(zhuǎn)化及元素穩(wěn)定性方面已有很多研究（Boles et al．，1979；Anderson et al．，1983；Evans et al．，1995；Goddard et al．，1995；Roland et al．，1996；楊獻(xiàn)忠等，2002；Chen et al．，2007），還有ISOCON分析法可以定量計(jì)算物質(zhì)在蝕變過程中的得失（Grant，1986；Tanaka et al．，2001）。系統(tǒng)分析斷層帶內(nèi)所發(fā)生的水巖相互作用和物質(zhì)遷移過程（Chen et al．，2013a），對于認(rèn)識斷層帶物質(zhì)組成及其演化，理解斷層帶巖石物理和巖石力學(xué)性質(zhì)提供有益的啟示。礦物組成、組構(gòu)、孔隙含量等對巖石的彈性性質(zhì)有明顯的影響。間震期水巖相互作用致使斷層帶中含有大量的黏土礦物和孔隙，斷層巖的彈性性質(zhì)也相應(yīng)地表現(xiàn)出獨(dú)有的響應(yīng)特性（Yang et al．，2014）。研究這些特性是利用地震測深方法探測地震斷層的深部結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組成之基礎(chǔ)。

本文依據(jù)近年來作者對汶川地震破裂帶內(nèi)的斷層巖所開展的礦物學(xué)、巖石學(xué)、巖石化學(xué)、巖石物理學(xué)和數(shù)值模擬等研究，從斷層巖的滲透性、孔隙度、密度、彈性波速度、礦物組成、礦物蝕變和巖石化學(xué)等方面對斷層巖的基本特征進(jìn)行總結(jié)。并在此基礎(chǔ)上探討地震能量分配、地震斷層帶弱化和斷層巖物質(zhì)遷移等普遍關(guān)心的問題。

1 斷層巖的輸運(yùn)特征

圖1 斷層巖及圍巖水滲透率隨有效壓力的變化Fig.1 Permeability of fault and country rocks as functions of effective pressure.

1.1 斷層巖滲透率特征

對采自汶川地震斷裂帶多個(gè)剖面及淺鉆巖心樣品開展的實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示，隨著有效壓力升高，斷層巖滲透率逐漸下降，其下降幅度可達(dá)2～4個(gè)數(shù)量級（圖1）。在165MPa有效壓力下，斷層泥和圍巖的滲透率極低，達(dá)到10-22m2的數(shù)量級，角礫巖帶的滲透率則高出2～4個(gè)數(shù)量級。在加載和卸載圍壓時(shí)，所測得的角礫巖及圍巖滲透率差別較小，而斷層泥的差別很大。換言之，斷層泥的滲透率在卸載過程中很難恢復(fù)，基質(zhì)的壓實(shí)作用明顯。

1.2 斷層帶滲透率不均勻性及控制因素

橫跨地震斷層帶，由于其巖石類型（斷層巖和圍巖）、結(jié)構(gòu)和組成不同，其滲透率差別可達(dá)4～5個(gè)數(shù)量級，具有強(qiáng)烈的不均勻性。例如，對采自金河磷礦汶川地震破裂帶地表剖面的巖石滲透率測量結(jié)果顯示，在165MPa有效壓力下，該斷層帶核部（尤其是斷層泥）的滲透率為5×10-21～5×10-22m2，而分布于核部兩側(cè)的斷層角礫巖之滲透率為10-18～10-19m2，外側(cè)圍巖的滲透率為10-21～10-22m2（圖1）。圖2是趙家溝和坪溪斷層帶滲透率剖面結(jié)構(gòu)。這種滲透結(jié)構(gòu)導(dǎo)致了流體活動(dòng)主要集中在斷層帶的高滲破碎帶內(nèi)。換言之，斷裂帶的滲透性具有宏觀上的各向異性，斷層帶內(nèi)流體活動(dòng)傾向于平行斷層面遷移（Morrow et al．，1992；Lockner et al．，2000），而流體的跨斷層流動(dòng)被抑制，并且隨著深度的增加，這種特征更明顯。斷層帶滲透率不均勻性主要源于斷層巖的結(jié)構(gòu)及成分差異。斷層泥的黏土礦物含量高，粒度細(xì)小，基質(zhì)支撐結(jié)構(gòu)造成其壓力敏感性高，易于發(fā)生塑性變形并導(dǎo)致連通孔隙的喉道堵塞。因此，隨著壓力升高其滲透性迅速下降。與此相反，因?yàn)榻堑[巖的粒度相對較大，通常具有顆粒支撐結(jié)構(gòu)，所以對壓力的敏感性較低（陳建業(yè)等，2011）。這也解釋了斷層角礫滲透率隨深度增加而下降幅度較小的現(xiàn)象（相對斷層泥而言）。

圖2 跨斷層帶“M”形滲透率結(jié)構(gòu)Fig.2 The M-type strucure of cross-section permeability.平溪村（a）和趙家溝（b）滲透率剖面（橫虛線給出了可信滲透率下限，虛線箭頭指示測量值為樣品滲透率上限）

1.3 斷層巖滲透性與同震地表破裂滑移量的關(guān)系

將實(shí)驗(yàn)得到的同震破裂帶剖面上的斷層泥滲透率（有效壓力為165MPa）與同震地表破裂的滑移量（Zhang et al．，2010）進(jìn)行了相關(guān)分析（圖3）。從圖3中可以看出，大的滑移量位置均具有非常低的滲透率（如深溪溝、八角廟和趙家溝剖面）；相反滲透率較高的位置，其斷層滑移量均較低（如三江口和岔坪剖面）。由此推斷，斷層巖的滲透率在一定程度上控制了同震地表滑移過程，即滲透率低有利于斷層的滑移，而高滲透率則不利于大滑移的發(fā)生。該現(xiàn)象的理論解釋見下文。

圖3 汶川地震斷層帶同震地表位移量與斷層泥滲透率的關(guān)系（同震地表位移數(shù)據(jù)引自Zhang et al.，2010）Fig.3 Relations between coseismic rupture displacement and gouge permeability（The coseismic surface displacement data are after Zhang et al．，2010）.

2 流體作用與物質(zhì)遷移

斷層巖的形成與流體作用息息相關(guān)。分析斷層帶巖石的化學(xué)成分和礦物組成并與其圍巖對比能夠揭示斷層帶的物質(zhì)遷移、水巖相互作用、斷層巖的化學(xué)變化和斷層巖的成因等信息。

2.1 斷層帶礦物組成

沿多條橫跨汶川地震地表破裂帶剖面系統(tǒng)高密度地采集了新鮮斷層巖樣品，并對樣品進(jìn)行礦物成分和地球化學(xué)分析。礦物成分分析包括全巖礦物成分分析和黏土礦物的半定量分析；化學(xué)成分分析包括主量元素和微量元素分析。典型的礦物分析結(jié)果如圖4所示。分析結(jié)果顯示，趨近斷層滑動(dòng)面，黏土含量逐漸增加，主滑動(dòng)帶通常具有最高的黏土含量（可達(dá)60wt%以上）。不同的斷層剖面，其黏土礦物的組成有所差異，顯示出斷層巖的圍巖或原巖對其物質(zhì)組成的控制作用。例如：1）趙家溝剖面上的斷層泥（圍巖為碳酸鹽巖）主要由伊利石、伊蒙混層和綠泥石組成；2）金河磷礦剖面上的黃綠色斷層泥（原巖為花崗巖）則由綠泥石、蒙脫石和伊利石組成，幾乎不含伊蒙混層，并且綠泥石含量與蒙脫石+伊利石含量互為消長；3）黑色斷層泥所含黏土主要由伊利石、伊蒙混層和綠泥石組成，不含蒙脫石。值得指出的是，趙家溝斷層滑動(dòng)帶中央極薄的黑色斷層泥的黏土礦物幾乎全部為伊利石，地震發(fā)生時(shí)斷層高速滑動(dòng)導(dǎo)致伊蒙混層中的蒙脫石組分脫水轉(zhuǎn)化成伊利石是這一現(xiàn)象的可能原因（Chen et al．，2013a）。

2.2 斷層帶地球化學(xué)特征

圖4 映秀-北川斷裂帶趙家溝剖面跨斷層全巖和黏土礦物含量剖面圖（Chen et al．，2013a）Fig.4 Mineralogical composition of bulk and clay component of fault rocksacross the Zhaojiagou exposure on the Yingxiu-Beichuan Fault（after Chen et al．，2013a）.總黏土礦物含量為參照含量（ref%）；圖中陰影區(qū)域?yàn)閿鄬訋В趚=0的位置有2個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn)，分別代表灰色（GG）和黑色（BG）斷層泥，S%為伊蒙混層中蒙脫石的含量，包括蒙脫石及伊蒙混層中所含蒙脫石和伊利石及伊蒙混層中所含伊利石

斷層巖的主量元素和微量元素基本可以劃分為虧損型和富集型2類。虧損型元素（D-型），隨著接近主滑動(dòng)帶其含量逐漸降低；富集型元素（R-型），越接近主滑動(dòng)帶其含量越高。對于出露于金河磷礦剖面中的斷層巖（原巖為花崗巖），其D-型元素主要包括SiO2、Na2O、K2O、Sr和Co等；R-型元素主要包括TiO2、P2O5、MnO和Zr等。這與前人對花崗質(zhì)巖石（Goddard et al．，1995；Tanaka et al．，2001）和碎屑沉積巖（Chen et al．，2007）的研究結(jié)果相近。但對于原巖為碳酸鹽巖的斷層巖，除了與碳酸鹽相關(guān)的元素CaO、MgO、CO2和Sr為D-型元素外，其余主量元素（Al2O3，K2O，TiO2，P2O5，F(xiàn)e2O3T，SiO2，H2O）和微量元素均顯示出R-型特征（圖5）（Chen et al．，2013a），這反映了斷層帶內(nèi)物質(zhì)虧損過程受控于碳酸鹽礦物的缺失，可能與淋濾作用有關(guān)。

2.3 流體作用及斷層帶物質(zhì)流失

圖5 映秀-北川斷裂帶趙家溝剖面跨斷層帶主量元素含量剖面圖（Chen et al．，2013a）Fig.5 The profile ofmajor elements of fault rocks across the Zhaojiagou exposure on the Yingxiu-Beichuan Fault（after Chen et al．，2013a）.

為了分析斷層帶樣品的元素遷移及質(zhì)量帶入、帶出，采用了ISOCON方法對化學(xué)分析數(shù)據(jù)進(jìn)行處理（Grant，1986；Tanaka et al．，2001）。ISOCON方法通過分析某些穩(wěn)定元素含量的差別，給出變形巖石相對于未破壞巖石在體積或質(zhì)量上的變化。這里的穩(wěn)定元素通常指在水巖相互作用或者風(fēng)化過程中相對穩(wěn)定的元素（Goddard et al．，1995）。本文選取TiO2作為穩(wěn)定標(biāo)記元素（Tanaka et al．，2001；Chen et al．，2007）進(jìn)行ISOCON分析。分布在ISOCON線上的元素被認(rèn)為沒有明顯的質(zhì)量帶入和帶出，而偏離該線的元素則被認(rèn)為發(fā)生了一定程度的變異。

ISOCON計(jì)算結(jié)果表明，金河磷礦斷層帶剖面中的斷層角礫巖所含P2O5，Al2O3，Nb，Hg，Sn，Rb，U等成分非?？拷蒚iO所標(biāo)出的ISOCON線；黃綠色斷層泥中的MgO，F(xiàn)e，

22Hg，Nb，Sn，Rb等元素分布于ISOCON線上和附近；黑色斷層泥中的CaO，Rb，Cu，Sn，Nb等元素比較接近ISOCON線。金河磷礦斷層帶中角礫巖的TiO2富集了約1.05倍，體積損失約為5.1%；黃綠色斷層泥和灰綠色斷層泥分別富集了約9.95和9.36倍，體積流失分別為87.5%和88.5%；黑色斷層泥富集了約4.29倍，體積流失約69.4%（圖6）。趙家溝斷層帶中高度破碎帶的TiO2相對其圍巖（碳酸鹽巖）富集了約8.3倍，估計(jì)的體積損失約為87%。斷層泥中的TiO2富集了約15.8倍，體積損失約93%（Chen et al．，2013a）。當(dāng)斷層巖的原巖為碳酸鹽巖時(shí)，其體積損失更為顯著，這可能與碳酸鹽巖容易溶解而被流體帶走有關(guān)。

圖6 金河磷礦汶川地震斷層巖相對圍巖ISOCON圖Fig.6 ISOCON graph of fault rocks against country rock of the Jinhe exposure on the Yingxiu-Beichuan Fault.

2.4 新生礦物的指示意義

金河磷礦地震斷層帶從上盤到斷層主滑動(dòng)帶，長石含量逐漸下降，同時(shí)黏土礦物含量明顯上升，這一特征源于長石逐漸分解并蝕變?yōu)轲ね恋却紊V物的過程。這種現(xiàn)象無論在結(jié)晶巖斷層帶（Anderson et al．，1983；Evans et al．，1995；Goddard et al．，1995）還是在沉積巖相關(guān)的斷層帶（Chen et al．，2007；Chen et al．，2013a）中均有報(bào)道。長石的逐漸分解解釋了靠近主滑動(dòng)帶Na2O含量往往明顯下降的現(xiàn)象。

與其他露頭相比，金河磷礦露頭的一個(gè)重要特點(diǎn)是富含綠泥石，而其花崗巖原巖中基本不含或極少含有綠泥石，因此推測斷層帶內(nèi)發(fā)生了廣泛而強(qiáng)烈的綠泥石化過程。這一過程需要流體中含Mg2+和Fe2+離子，這2種離子的來源可能與斷層帶附近的基性巖脈中的鎂鐵質(zhì)礦物蝕變及其分解有關(guān)。金河磷礦斷層帶內(nèi)的黑色斷層泥中含有少量的黃鐵礦、石膏，并有坡縷石礦物。這些礦物的出現(xiàn)也表明熱液流體為富含S2-和Mg2+的酸性流體。這與坡縷石在堿性條件下不穩(wěn)定（張平萍等，2009）的結(jié)論一致。

平溪及趙家溝剖面存在斷層帶核部蒙脫石明顯富集趨勢。熱液流體的作用可能是造成黏土礦物朝富含蒙脫石方向轉(zhuǎn)化的主要原因。根據(jù)Zhao等（1999）的研究，沉積巖中熱液流體作用可造成伊利石朝蒙脫石的轉(zhuǎn)化。Ba元素是典型的熱液指示元素，其含量與蒙脫石含量分布曲線的一致性，也印證了斷層帶中蒙脫石的形成與熱液流體作用有關(guān)。Isaacs等（2007）在對臺灣車籠埔斷裂的研究中也見到蒙脫石富集的情況。由于流體-礦物的相互作用需要較長的時(shí)間才能完成，可以推斷，斷層巖的礦物和化學(xué)組成形成于間震期。

基于斷層巖的礦物組成和斷層帶中細(xì)脈的成分?jǐn)?shù)據(jù)，推測斷層帶內(nèi)新生礦物的形成主要與斜長石蝕變及綠泥石化相關(guān)。參與流體-巖石的反應(yīng)可能主要包括以下過程：

（1）斜長石+H2O+H+→高嶺石+Na++H4SiO4（斜長石蝕變?yōu)楦邘X石，Garrels et al．，1965；Faure，1991；Goddard et al．，1995）；

（2）高嶺石+SiO2+K+→蒙脫石+H2O+H+（高嶺石蝕變?yōu)槊擅撌?，Garrels et al．，1965；Faure，1991；Goddard et al．，1995）；

（3）斜長石+（Fe，Mg）2++（Fe，Al）3++H2O→綠泥石+SiO2+Na++H+（斜長石蝕變成綠泥石，楊獻(xiàn)忠等，2002）；

（4）蒙脫石+（K+，Al3+）→伊利石+（Ca2+，Mg2+）+SiO2+H2O（蒙脫石轉(zhuǎn)化為伊利石，Roland et al．，1996）；

（5）蒙脫石+H2O+H+→綠泥石+（Ca2+，Na+，F(xiàn)e2+，Mg2+）+SiO2（蒙脫石蝕變?yōu)榫G泥石，Boles et al．，1979）。

3 多孔隙斷層巖的彈性特性

彈性波被認(rèn)為是探測地下巖石物理性質(zhì)的最有效的測深手段之一。它被廣泛用于地震測深與勘探和測井研究。目前已經(jīng)有多種模型用于估計(jì)沉積巖孔隙度和孔隙幾何形態(tài)等對彈性波的影響（Pickett，1963；Walsh，1965；Mavko et al．，1978；Han，et al．，1986；Freund 1991）。這些研究為利用波速測井資料來確定巖石中的孔隙度隨深度的變化提供了依據(jù)。地震斷層巖的多孔隙和黏土富集導(dǎo)致其彈性波速度具有與結(jié)晶巖石和沉積巖不同的響應(yīng)特性（Yang et al．，2014）。

3.1 斷層巖的縱波速度

圖7 P波波速（Vp）對圍壓（P）的依賴關(guān)系Fig.7 Relations between P value velocities（Vp）as functions of confining pressure（P）.

作為流體活動(dòng)的通道，地震斷層帶是水巖相互作用的重要場所。斷層巖中含有大量的黏土礦物，其含量通常達(dá)到20%～30%，甚至高達(dá)60%。黏土礦物對巖石彈性的影響主要體現(xiàn)在2個(gè)方面：1）黏土礦物本身的彈性模量遠(yuǎn)低于常見的造巖礦物；2）黏土礦物中往往含有大量的孔隙。黏土礦物低彈性模量和大量孔隙的存在導(dǎo)致斷層巖縱波速度（Vp）較其圍巖要低得多。Vp（P）隨壓力的升高呈對數(shù)增加，即服從Vp（P）=av+bvln P協(xié)變規(guī)律（圖7）。Vp（P）的壓力變化率遵從?Vp（p）／?p=av／p規(guī)律。顯示其隨著壓力的增加，變化率逐漸減小。從圖7中可以看出，斷層巖的縱波速度比結(jié)晶巖石的相應(yīng)波速要低得多。例如在500MPa壓力下，其縱波速度為3.5～5.0km／s（楊彧等，2014）；而在相同壓力條件下，花崗巖、閃長巖、輝長巖和橄欖巖的縱波速度分別約為6.3km／s、6.7km／s、7.4km／s和8.3km／s（作者未發(fā)表資料）。此外，地震斷層巖的彈性波速度與壓力的協(xié)變關(guān)系也明顯有別于結(jié)晶巖石的相應(yīng)協(xié)變關(guān)系（Christensen et al．，1974；Kern et al．，1982；Ji et al．，1993，2002；Yang et al．，2003；Wang et al．，2005）。

3.2 斷層巖總孔隙度

實(shí)驗(yàn)研究發(fā)現(xiàn)，即便壓力在500MPa以上，斷層巖中仍然存在相當(dāng)多的孔隙，即關(guān)閉斷層巖中的孔隙需要更高的壓力。圖8為地震斷層巖孔隙度與壓力的典型關(guān)系圖。隨著壓力的增高，斷層巖中的孔隙度呈對數(shù)減小，遵從φt=aφ-bφln P協(xié)變規(guī)律。其中aφ為P=1MPa時(shí)斷層巖的總孔隙度。在600MPa的壓力條件下，地震斷層仍然能夠殘留較高的孔隙度，這與斷層巖的碎屑結(jié)構(gòu)有關(guān)。由石英、長石等礦物碎屑（機(jī)械破碎）構(gòu)建的格架結(jié)構(gòu)能夠承受很高的壓力，大量的孔隙存在于顆粒格架間隙中。

3.3 斷層巖縱波速度與孔隙度的關(guān)系

孔隙的存在可能是造成斷層巖的彈性波速度顯著低于結(jié)晶巖石的主要原因。斷層巖中的孔隙度隨壓力升高而呈對數(shù)衰減的變化規(guī)律決定了其彈性波速度具有隨壓力增高呈對數(shù)增加的特性。對于特定的斷層巖，其彈性波速度與總孔隙度呈現(xiàn)負(fù)線性相關(guān)（Yang et al．，2014）。其斜率為-0.061～-0.174km／s%之間，即孔隙度每減少1%，其P波波速增加0.06～0.17 km／s。此外，斷層巖的彈性波速度與其黏土礦物含量也顯示出線性負(fù)相關(guān)特點(diǎn)（楊彧等，2014）。Li等（2009）對汶川地震斷層帶進(jìn)行的地震探測表明，地震波能夠在地震斷層帶中多次反射從而形成清晰的圍陷波信號。該圍陷波的形成源于斷層帶與圍巖之間聲阻抗差異明顯，其反射系數(shù)可高達(dá)0.25。詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)研究斷層巖的孔隙度和密度與深度的變化關(guān)系可為利用地震波探測地震斷層帶的深部結(jié)構(gòu)提供計(jì)算參數(shù)和約束。

圖8 總孔隙度（φ）對圍壓（P）的依賴關(guān)系Fig.8 Relations between total porosity（φ）as functions of confining pressure（P）.

4 斷層巖的粒度分布：分級粒度成分及啟示

斷層巖的粒度分布特征是認(rèn)識地震碎裂過程（Sammis，1986；Zhao et al．，1990；Hooke et al．，1995）以及地震能分配（Wilson et al．，2005；Ma et al．，2006）的重要參數(shù)。如前所述，地震斷層巖中含有大量經(jīng)過水-巖反應(yīng)而生成的新生礦物（主要為黏土礦物）。由于黏土礦物顆粒細(xì)?。ǎ?μm），其含量對于破裂表面能的估算有顯著的影響。因此一個(gè)不能回避的問題是：分析得到的斷層巖之粒度分布是否形成于斷層帶機(jī)械破裂過程，換言之，如果參與計(jì)算的顆粒并非全部形成于地震破裂過程，則從粒度分布特征得到有關(guān)地震破裂過程和地震能量分配等信息或認(rèn)識的邏輯本身值得商榷。

4.1 斷層巖的粒度分布

利用篩分-稱重和激光粒度分析2種粒度測量方法對映秀-北川地震斷裂帶的2條跨斷裂剖面（擂鼓鎮(zhèn)趙家溝面和平溪村剖面）上的斷層巖粒度進(jìn)行分析，所測量的粒徑跨度達(dá)到5個(gè)數(shù)量級。測量結(jié)果顯示各種斷層巖在63μm～16mm粒徑區(qū)間內(nèi)呈現(xiàn)良好的對數(shù)線性特征，其碎裂角礫巖、壓碎角礫巖和斷層泥的分形維（D）分別介于2.46～2.75、2.64～3.33和3.00～3.48。斷層巖的粒徑累計(jì)質(zhì)量百分?jǐn)?shù)顯示，碎裂角礫巖中約有50%的顆粒的粒徑d＞3mm，而d＜63μm的顆粒僅占總質(zhì)量的5%左右；與此相反，斷層泥中僅有約4%質(zhì)量的粒徑d＞3mm，而d＜63μm的顆粒質(zhì)量＞20%；壓碎角礫巖的粒徑累計(jì)質(zhì)量分布居于二者之間。粒徑介于0.3～63μm顆粒的粒徑分布具有兩段式分布特征，其轉(zhuǎn)折粒徑（dc）為1～2μm。d＞dc的粒徑分布與63μm～16mm的顆粒一致，但對于粒徑d＜dc的顆粒，其分形維數(shù)（記為D＜2）為1.7～2.1（圖9）。

圖9 趙家溝（a）和平溪村（b）剖面斷層巖粒度分?jǐn)?shù)維隨粒度變化圖Fig.9 Variation of fractal dimension with particle size for fault rocks collected from Zhaojiagou（a）and Pingxi exposures（b）.dc臨界粒徑，D＞63、D4-55和D＜2分別代表利用粒徑＞63μm、4～55μm及＜2μm的顆粒計(jì)算出的分形維數(shù)

汶川地震斷裂滑動(dòng)帶上的斷層泥之粒度分布具有超維特征（D＞3）。該特性普遍見于其他大地震斷層泥（Blenkinsop，1991；Keulen et al．，2007；Ma et al．，2006）。目前有關(guān)超維特征的解釋主要有2種觀點(diǎn)：其一是大顆粒選擇性破裂（Blenkinsop，1991）；其二為顆粒在剪切旋轉(zhuǎn)過程中的磨碎導(dǎo)致小顆粒優(yōu)先增加（Hooke et al．，1995；Storti et al．，2003）。礦物的磨碎作用存在粒徑下限（簡稱磨碎粒徑下限），為1～3μm，即當(dāng)顆粒粒徑接近磨碎粒徑下限時(shí)，其作用被抑制。對于＜dc的顆粒形成的原因目前尚不清楚，普遍認(rèn)為其粒徑細(xì)化過程涉及其他機(jī)制（Reches et al．，2005；Dor et al．，2006）。

如果斷層帶中所有顆粒表面均形成于地震過程中，則可以利用粒度分布函數(shù)估算出斷層巖的地震破裂能（Es）。依據(jù)兩段式粒度分布模式（Es=SFSZλGc）估算出汶川地震斷層滑移帶上的斷層泥的單位面積表面破裂能（Es）為0.63MJ／m2，其中λ為顆粒的粗糙度，SFSZ為厚度2cm的斷層滑移帶單位面積斷層泥內(nèi)所有顆粒的總表面積（m2），Gc為特征破裂能，約為1J／m2。該值遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于Ma等（2006）對臺灣集集地震Es=4.3MJ／m2的估計(jì)。出現(xiàn)如此顯著差異的原因在于估算中二者采用的粒度分布模式不同。Ma等（2006）采用單一的粒度分布模式，即斷層泥中粒徑＞50nm的顆粒均符合3.3分形維的粒徑分布規(guī)律。

4.2 斷層巖分級粒度成分及啟示

盡管斷層泥中粒徑＞dc的顆粒質(zhì)量占斷層泥總質(zhì)量的95%以上，但約68%的表面積卻來自其粒徑＜dc的顆粒。因此確定d＜dc顆粒的礦物組成對于認(rèn)識其成因和估算表面能具有重要的啟示作用。對斷層巖中d＜63μm的顆粒采用懸浮分選技術(shù)，獲得6PHI（16μm）～12PHI（0.25μm）級的粒度樣品，并對分級的粒度樣品進(jìn)行礦物成分分析。分析結(jié)果顯示，所有斷層巖的分級樣品均顯示出礦物成分對粒徑的依賴性，即隨著粒徑的減小，其造巖礦物含量逐漸減少，黏土礦物含量顯著增多（圖10）。尤其當(dāng)峰值粒徑＜1μm時(shí)，其粒徑分級樣品中的石英、長石和碳酸鹽巖礦物等造巖礦物的含量幾乎不存在或含量極少，取而代之的是黏土礦物。由于原巖通過機(jī)械破碎并不能直接形成黏土礦物，因此斷層巖中對顆粒表面積貢獻(xiàn)最多的微小顆粒并非直接形成于地震破裂過程。盡管通過機(jī)械破裂形成的細(xì)小顆粒比大的礦物顆粒更容易發(fā)生礦物轉(zhuǎn)變，但沒有證據(jù)表明黏土礦物與破裂的造巖礦物之粒度分布是相同的。水巖相互作用形成黏土的過程是否為斷層巖粒徑細(xì)化的一種重要機(jī)制呢？如果上述斷層巖粒徑細(xì)化機(jī)制的確存在，則從邏輯上講，用斷層巖粒度分布數(shù)據(jù)進(jìn)行計(jì)算會(huì)嚴(yán)重高估地震破裂表面能。

圖10 斷層巖分級粒度樣品的礦物成分XRD分析結(jié)果Fig.10 XRD results of particle-size graded components of fault rocks.a～d分別對應(yīng)粒徑分布（圖f）峰值為16μm、4μm、1μm和0.25μm的分級樣品XRD分析譜，e為不同粒徑樣品的礦物含量分布圖

5 廣義同震熱壓作用及斷層弱化動(dòng)力學(xué)

汶川地震破裂帶具有高角度逆沖（Zhang et al．，2010）、大位移和高應(yīng)力降（張勇等，2008）的特征。解釋這些破裂特征，需要合理的滑動(dòng)弱化機(jī)制。到目前為止，已提出了多種弱化機(jī)制：1）接觸點(diǎn)生熱（Rice，1999）；2）硅質(zhì)膠體（Di Toro et al．，2004）；3）斷層帶熔融（Hirose et al．，2005）；4）納米顆粒潤滑（Han et al．，2010）；5）熱壓作用（W ibberley et al．，2005）。最近Di Toro等（2011）總結(jié)了近年來大量的高速摩擦實(shí)驗(yàn)結(jié)果，得出在高速摩擦條件下，斷層滑動(dòng)帶的摩擦系數(shù)曲線驚人的相似，巖石的弱化機(jī)制幾乎與組成斷層帶的物質(zhì)之摩擦系數(shù)無關(guān)。到目前為止，斷層滑移弱化的機(jī)制仍存在較大爭議。實(shí)驗(yàn)和模擬工作顯示，至少廣義同震熱壓作用是滑移弱化的重要機(jī)制之一（Chen et al．，2013b）。

5.1 廣義同震熱壓作用

同震熱壓作用是這樣一個(gè)過程，即地震時(shí)斷層的快速滑動(dòng)摩擦致使斷層急劇升溫，溫度上升導(dǎo)致孔隙中的流體壓力上升，從而降低有效應(yīng)力，弱化斷層強(qiáng)度?？紤]到汶川地震斷層泥中含有一些不穩(wěn)定的礦物，如蒙脫石和碳酸鹽礦物，它們在摩擦熱作用下發(fā)生快速脫水和脫碳，導(dǎo)致孔隙壓力上升。因此控制斷層帶滑動(dòng)弱化機(jī)制可能與上述動(dòng)態(tài)物理-化學(xué)過程相關(guān)，我們稱之為熱誘導(dǎo)的化學(xué)孔隙壓作用或廣義熱壓作用。通過對同震滑動(dòng)過程中的摩擦生熱、熱傳導(dǎo)、化學(xué)反應(yīng)和流體擴(kuò)散進(jìn)行耦合分析與模擬，揭示出同震滑動(dòng)弱化的過程及控制因素（圖11）。

圖11 廣義同震熱壓作用概念模型Fig.11 Conceptualmodel of generalized coseismic thermal pressurization.

5.2 廣義同震熱壓作用數(shù)值模擬

依據(jù)實(shí)際斷層的結(jié)構(gòu)參數(shù)和斷層巖化學(xué)成分分析結(jié)果，實(shí)驗(yàn)所獲得的有關(guān)斷層巖的摩擦系數(shù)、滲透率、孔隙度、比儲(chǔ)流率數(shù)據(jù)以及地震破裂等參數(shù)，模擬計(jì)算出地震破裂帶的摩擦系數(shù)和剪應(yīng)力隨著滑動(dòng)距離的變化（圖12a），滑動(dòng)面附近孔隙壓力和溫度的分布特征（圖12b，c），離斷層滑動(dòng)中心0、10、20、40及100mm處的溫度、孔隙壓力以及化學(xué)反應(yīng)物隨時(shí)間的變化（圖12d，e，f）以及同震滑動(dòng)過程中不同作用對溫度和孔隙壓力演化的貢獻(xiàn)（圖12g，h）（Chen et al．，2013b）。模擬結(jié)果顯示，如果認(rèn)為深部斷層巖中含有大量的自由水，那么同震熱壓作用對于斷層帶上孔隙壓力升高的貢獻(xiàn)最大；同時(shí)由于化學(xué)反應(yīng)，尤其是蒙脫石的脫水也會(huì)造成孔隙壓力的大幅上升。比較不同參數(shù)對模擬結(jié)果的影響發(fā)現(xiàn)，斷層帶孔隙壓和摩擦強(qiáng)度主要由斷層泥的滲透性決定，斷層滑動(dòng)帶的厚度對其也有重要的影響。

斷層滑動(dòng)弱化主要有2個(gè)機(jī)制控制：1）被廣泛認(rèn)識和接受的高速摩擦滑動(dòng)弱化機(jī)制；2）廣義熱壓作用所導(dǎo)致的有效應(yīng)力降低所引起的滑動(dòng)弱化機(jī)制（圖13）。模擬結(jié)果表明，廣義熱壓作用有可能成為斷層滑動(dòng)弱化的主要機(jī)制。并且深度越深、斷層滲透率越低、滑動(dòng)帶厚度越薄，廣義熱壓作用影響越強(qiáng)。因此推測，廣義熱壓作用在汶川地震同震滑動(dòng)過程中具有重要作用。汶川地震破裂帶上的位移量與滲透率的相關(guān)性印證了廣義熱壓作用所做的貢獻(xiàn)（圖3）。

圖12 廣義同震熱壓作用模擬結(jié)果（Chen et al．，2013b）Fig.12 Modeling results of generalized coseismic thermal pressurization（after Chen et al．，2013b）.

6 討論與結(jié)論

如果ISOCON分析方法適合對斷層巖的研究，那么從破碎的原巖、斷層角礫巖到斷層泥，其化學(xué)組成的變異依次增大；斷層帶核部的體積變化可達(dá)80%以上。這意味著在斷層帶的核部流體與巖石發(fā)生了強(qiáng)烈的相互作用，大量的物質(zhì)被帶出斷層帶，原來的礦物組合發(fā)生了巨大的變化，產(chǎn)生出大量的新生礦物。因此，至少斷層帶的核部巖石不是地震破裂的直接產(chǎn)物。從邏輯上說，這些巖石不具有揭示地震破裂過程的能力。由于斷層巖的粒度分布并不完全由機(jī)械破壞形成，所以，其粒度分布參數(shù)并不適合用于估算地震破裂能。

圖13 斷層的廣義同震熱壓弱化機(jī)制和高速滑動(dòng)弱化機(jī)制的對比Fig.13 Comparison of coseismic slip-weakening mechanisms between high-velocity weakening and generalized thermal pressurization.

一個(gè)有趣的現(xiàn)象是，斷層帶核部的水巖相互作用卻明顯強(qiáng)于斷層角礫巖，但斷層帶核部的滲透率遠(yuǎn)低于其兩側(cè)的斷層角礫巖。一種可能的解釋是相對于斷層角礫巖，斷層核部礦物的平均粒度要小得多，因此斷層核部的比表面積相對更大，與流體相互作用更充分和便利。這可以從分級粒度與礦物成分含量變化趨勢看出。在粒徑＜0.5μm的樣品中，原巖中的礦物幾乎蝕變殆盡。此外，由于斷層核部的體積縮小率可達(dá)到80%～90%，因此其原始的孔隙度和滲透率比現(xiàn)在所測到的數(shù)值要大得多。斷層帶核部當(dāng)前所具有的滲透率和孔隙度是經(jīng)歷了相當(dāng)長時(shí)間演化的結(jié)果。根據(jù)滲透性研究結(jié)果，在一定深度條件下（如10km，對應(yīng)有效壓力約165MPa），汶川斷層帶巖石普遍具有低的滲透率，尤其是斷層帶核部的樣品。斷層破裂帶的滲透性相對較高，但是有理由相信在地震之前其滲透率應(yīng)該更低。因此，汶川地震斷層帶具有封閉高流體壓力的可能。此外，低滲透率對于同震熱壓作用的發(fā)生具有促進(jìn)作用。

如果認(rèn)為進(jìn)入斷層帶的流體具有恒定的同位素（如13C、18O等）組成（Hausegger et al．，2010；Molli et al．，2010），則由于角礫巖中大顆粒與流體相互作用程度較小，其同位素組成應(yīng)該與圍巖最為相近；相反，基質(zhì)和脈體分別因顆粒細(xì)小而與流體相互作用的程度較高和直接從流體中沉淀形成，因此其同位素組成更接近流體。所以有可能通過研究角礫巖顆粒、基質(zhì)和脈體之間的同位素差別來探討流體的性質(zhì)。初步的碳同位素分析結(jié)果顯示，汶川地震斷層帶淺部的活動(dòng)流體主要來源于大氣降水（Chen et al．，2013a）。采自于地表和近地表的斷層巖樣品能夠在多大程度上反映出深部斷層帶的流體性質(zhì)。換言之，大氣降水與斷層巖相互作用的深度下限是多少？

目前所得到的斷層巖孔隙度和縱波速度隨著壓力的變化數(shù)據(jù)均來自于對干燥樣品的測量，含水或水飽和條件下的情況并不清楚。研究表明，斷層巖的絕對滲透率顯著高于水滲透率，表明斷層巖氣體滲透率與水滲透率之差別不能完全由Klinkenberg效應(yīng)解釋（段慶寶等，2014）。斷層巖中的黏土礦物顆粒表面吸附水及黏土礦物吸水膨脹導(dǎo)致有效孔隙尺寸減小是造成斷層巖滲透率顯著低于絕對滲透率的主要原因。因此，斷層巖中的孔隙度受到含水量的影響，進(jìn)而會(huì)影響斷層巖的彈性性質(zhì)。

盡管分布于汶川地震破裂帶中之?dāng)鄬訋r的形成與地震破裂作用有關(guān)，但其礦物學(xué)、巖石地球化學(xué)和巖石物理學(xué)性質(zhì)主要由間震期流體與斷層巖相互作用控制，其基本特征形成于間震期的水-巖相互作用。這說明斷層巖并不是直接由地震破裂所形成，而是多次地震破裂和間震期流體與斷層帶相互作用的綜合產(chǎn)物。如果斷層巖中曾經(jīng)包含有地震孕育和發(fā)生之信息（如結(jié)構(gòu)和構(gòu)造、粒度分布、摩擦強(qiáng)度等），其大部分信息也在其后的水-巖相互作用中漸漸模糊，其性質(zhì)更多是與間震期流體作用和物質(zhì)遷移等過程相關(guān)。間震期斷層巖-水相互作用主要是黏土化。如前所述，黏土礦物的富集，一方面有利于形成低滲透性，另一方面部分黏土礦物（如蒙脫石）具有極低的摩擦強(qiáng)度，兩者對于大地震的發(fā)生均具有重要的促進(jìn)作用。因此，斷層巖是追蹤斷層帶流體活動(dòng)的重要線索。斷層巖的巖石物理性質(zhì)則隨著其成分的變化而變化。

謹(jǐn)以此文表達(dá)作者對馬瑾老師嚴(yán)謹(jǐn)求實(shí)的治學(xué)作風(fēng)，言傳身教的教學(xué)態(tài)度和孜孜不倦的奮斗精神之敬意。

陳建業(yè)，楊曉松，黨嘉祥，等.2011.汶川地震斷層帶結(jié)構(gòu)及滲透率［J］.地球物理學(xué)報(bào)，54（7）：1805—1816.

CHEN Jian-ye，YANG Xiao-song，DANG Jia-xiang，et al．2011.Internal structure and permeability of Wenchuan earthquake fault［J］.Chinese Journal of Geophysics，54（7）：1805—1816（in Chinese）.

段慶寶，楊曉松.2014.汶川地震斷層巖氣體和液體滲透率實(shí)驗(yàn)研究［J］.中國科學(xué)（D輯）（待刊）.

DUAN Qing-bao，YANG Xiao-song.2014.Experimental studies on gas and water permeability of fault rocks from the rupture of the 2008 Wenchuan earthquake，China［J］.Science in China（Ser D）（in press）.

楊獻(xiàn)忠，楊祝良，陶奎元，等.2002.含油玄武巖中綠泥石的形成溫度［J］.礦物學(xué)報(bào)，22（4）：365—370.

YANG Xian-zhong，YANG Zhu-liang，TAO Kui-yuan，et al．2002.Formation temperature of chlorite in oil-bearing basalt［J］.Acta M ineralogica Sinica，22（4）：365—370（in Chinese）.

楊彧，陳進(jìn)宇，楊曉松.2014.汶川地震破裂帶斷層巖縱波速度與孔隙度關(guān)系的實(shí)驗(yàn)研究［J］.地球物理學(xué)報(bào)，57（6）：1883—1890.

YANG Yu，CHEN Jin-yu，YANG Xiao-song.2014.Experimental study on relationship between Vpand porosity of fault rocks from Wenchuan earthquake fault zone［J］.Chinese Journal of Geophysics，57（6）：1883—1890（in Chinese）.

張平萍，陳雪剛，程繼鵬，等.2009.水熱條件下坡縷石在NaOH溶液中的行為及結(jié)構(gòu)變化［J］.無機(jī)化學(xué)學(xué)報(bào)，25（9）：1545—1550.

ZHANG Ping-ping，CHEN Xue-gang，CHENG Ji-peng，et al．2009.Behavior and structural transformation of palygorskite in NaOH solution under hydrothermal conditions［J］.Chinese Journal of Inorganic Chemistry，25（9）：1545—1550（in Chinese）.

張勇，馮萬鵬，許力生，等.2008.2008年汶川大地震的時(shí)空破裂過程［J］.中國科學(xué)（D輯），38（10）：1186—1194.

ZHANG Yong，F(xiàn)ENG Wan-peng，XU Li-sheng，et al．2008.Spatio-temporal rupture process of the 2008 great Wenchuan earthquake［J］.Science in China（Ser D），38（10）：1186—1194（in Chinese）.

Anderson J L，Osborne R H，Palmer D F.1983.Cataclastic rocks of the San Gabriel Fault—An expression of deformation at deeper crustal levels in the San Andreas Fault zone［J］.Tectonophysics，98：209—251.

Blenkinsop T G.1991.Cataclasis and processes of particle size reduction［J］.Pure Appl Geophys，136：59—86.

Boles J R，F(xiàn)ranks S G.1979.Clay diagenesis in Wilcox sandstones of southwest Texas：Implication of smectite diagenesis on sandstone cementation［J］.Journal of Sed Petrol，49：55—70.

Chen JY，Yang X S，Ma S L，et al．2013a.Mass removal and clay mineral dehydration／rehydration in carbonate-rich surface exposures of the 2008 Wenchuan earthquake fault：Geochemical evidence and implications for fault zone evolution and coseismic slip［J］.JGeophys Res，118：474—496.

Chen JY，Yang X S，Duan Q B，et al．2013b.Importance of thermochemical pressurization in the dynamic weakening of Longmenshan Fault during the 2008 Wenchuan earthquake：Inference from experiments and modeling［J］.J Geophys Res，118：4145—4169.

Chen W-m D，Tanaka H，Huang H-j，et al．2007.Fluid infiltration associated with seismic faulting：Examining chemical and mineralogical compositions of fault rocks from the active Chelungpu Fault［J］.Tectonophysics，443：243—254.

Christensen N I.1974.Compressional wave velocities in possible mantle rocks to pressures of 30 kilobars［J］.J Geophys Res，79：407—412.

Dor O，Ben-Zion Y，Rockwell K，et al.2006.Pulverized rocks in the Mojave section of the San Andreas Fault zone［J］.Earth Planet Sci Lett，245：642—654.

Di Toro G，Goldsby D，Tullis T E.2004.Friction falls towards zero in quartz rock as slip velocity approaches seism ic rates［J］.Nature，427：436—439.

Di Toro G，Han R，Hirose T，et al．2011.Fault lubrication during earthquakes［J］.Nature，471：494—499.

Evans J P，F(xiàn)orster C B，Goddard J V.1997.Permeability of fault-related rocks，and implications for hydraulic structure of fault zone［J］.J Struc Geol，19：1393—1404.

Evans JP，Chester FM.1995.Fluid-rock interaction in faults of the San Andreas system：Inferences from San Gabriel fault rock geochemistry and microstructures［J］.Journal of Geophysical Research，100：13007—13013，13020. Faulkner D R，Rutter E H.2000.Comparison ofwater and argon permeability in natural clay-bearing fault gouge under high pressure at 20℃［J］.JGeophys Res，105：16415—16427.

Faure G.1991.Princip les and Applications of Inorganic Geochem istry［M］.Macm llian Publishing Company，New York.282—309.

Freund D.1991.Ultrasonic compressional and shear velocities in dry clastic rocks as a function of porosity，clay content，and confining pressure［J］.Geophysics，56：125—135.

Garrels R M，Christ C L.1965.Solutions，M ineral and Equilibria［M］.San Francisco：Freeman，Copper＆Company. 325—370.

Goddard J V，Evans J P.1995.Chem ical changes and fluid-rock interaction in faults of crystalline thrust sheets，northwestern Wyoming，USA［J］.Journal of Structural Geology，17：533—547.

Grant JA.1986.The isocon diagram：A simple solution to Gresens'equation formetasomatic alteration［J］.Economic Geology，81：1976—1982.

Han D-hun，Nur A，Morgan D.1986.Effect of porosity and clay content on wave velocities in sandstones［J］. Geophysics，51：2093—2107.

Han R，Hirose T，Shimamoto T.2010.Strong velocity weakening and powder lubrication of simulated carbonate faults at seismic slip rates［J］.Journal of Geophysical Research，115：B03412.http：∥dx.doi.org／10.1029／2008JB006136.

Hausegger S，Kurz W，Rabitsch R，et al.2010.Analysis of the internal structure of a carbonate damaged zone：Implications for themechanisms of fault breccia formation and fluid flow［J］.JStruc Geol，32（9）：1349—1362.

Hirose T，Shimamoto T.2005.Grow th ofmolten zone as a mechanism of slip weakening of simulated faults in gabbro during frictionalmelting［J］.Journal of Geophysical Research，110：B05202.doi：10.1029／2004JB 003207.

Hooke R L，Iverson N R.1995.Grain-size distribution in deforming subglacial tills：Role of grain fracture［J］. Geology，23：57—60.

Isaacs A J，Evans J P，Song S-R，et al.2007.Structural，mineralogical，and geochemical characterization of the Chelungpu thrust fault，Taiwan［J］.Terr Atmos Ocean Sci，18（2）：183—221.

Ji S C，Salisbury M H，Hanmer S.1993.Petrofabric，P-wave anisotropy and seismic reflectivity of high-grade tectonites［J］.Tectonophysics，222：195—226.

Ji S C，Wang Q，Xia B.2002.Handbook of Seism ic Properties of M inerals，Rocks and Ores［M］.Polytechnic International Press，Montreal.630.

Kern H.1982.P-and S-wave velocities in crustal and mantle rocks under the simultaneous action of high confining pressure and high temperature and the effect of the rock microstructure［A］.In：Schreyer W（ed）.High-Pressure Researches in Geoscience，Schweizerbart，Stuttgart.15—45.

Keulen N，Heilbronner R，Stunitz H.2007.Grain size distributions of fault rocks：A comparison between experimentally and naturally deformed granitoids［J］.JStruct Geol，1282—1300.

Klinkenberg L J.1941.The permeability of porous media to liquids and gases［R］.Am Pet Inst Drill Prod Pract，200—213.

Li S L，Lai X L，Yao Z X，et al.2009.Fault zone structures of northern and southern portions of themain central fault generated by the 2008Wenchuan earthquake using fault zone trapped waves［J］.Earthquake Sci，22：417—424. Lockner D A，Naka H，Tanaka H，et al.2000.Permeability and strength of core samples from the Nojima Fault of the 1995 Kobe earthquake［A］.In：Proceedings of the International Workshop on the Nojima Fault Core and Porehoke Data Analysis.147—152.

Ma K-F，Tanaka H，Song S-R，et al．2006.Slip zone and energetics of a large earthquake from the Taiwan Chelungpu-Fault Drilling Project［J］.Nature，444：473—476.

Mavko G H，Nur A M.1978.The effect of nonelliptical cracks on the compressibility of rocks［J］.JGeophys Res，83：4459—4468.

Mizoguchi K，Hirose T，Shimamoto T，et al．2008.Internal structure and permeability of the Nojima Fault，southwest Japan［J］.Journal of Structural Geology，30：513—524.

Mollia G，Cortecci G，Vaselli L，et al．2010.Fault zone structure and fluid-rock interaction of a high angle normal fault in Carrara marble（NW Tuscany，Italy）［J］.J Struc Geol，32：1334—1348.

Moore D E，Lockner D A，Morrow C A，et al.2001.Permeability and strength of core samples from drillholes at the southern end of the Nojima Fault，Japan［A］.In：AGU，F(xiàn)all Meeting，abstract#S41A—0580.

Morrow C A，Byerlee JD.1992.Permeability of core samples from Cajon Pass scientific drill hole：Results from 2100 to 3 500m depth［J］.JGeophy Res，97：5145—5151.

Morrow C A，Shi L Q，Byerlee J D.1981.Permeability and strength of San Andreas fault gouge under high pressure［J］.Geophys Res Lett，8：325—328.

Pickett G R.1963.Acoustic character logs and their application in formation evaluation［J］.J Tetrol Technol，15：659—667.

Reches Z，Dewers T.2005.Gouge formation by dynamic pulverization during earthquake rupture［J］.Earth Planet Sci Lett，235：361—374.

Rice JR.1999.Flash heating at asperity contacts and rate-dependent friction［J］.Eos Trans，American Geophysical Union，80（46）：Fall Meeting Supplement，F(xiàn)681.

Roland P，K Ola.1996.Physico／chemical stability of smectite clays［J］.Engineering Geology，41：73—85.

Sammis CG，Osborne R H，Anderson JL，et al．1986.Self-similar cataclasis in the formation of fault gouge［J］.Pure Appl Geophys，124：54—77.

Sibson R H.1992.Implications of fault-valve behavior for rupture nucleation and recurrence［J］.Tectonophysics，211：283—293.

Sibson R H.1973.Interaction between temperature and pore-fluid pressure during earthquake faulting-A mechanism for partial or total stress relief［J］.Nature，243：66—68.

Storti F，Billi A，Salvini F.2003.Particle size distributions in natural carbonate fault rocks：Insights for non-selfsimilar cataclasis［J］.Earth Planet Sci Lett，206：173—186.

Tanaka H，F(xiàn)ujimoto K，Ohtani T，et al.2001.Structural and chemical characterization of shear zones in the freshly activated Nojima Fault，Awaji Island，southwest Japan［J］.J Geophys Res，106（B5）：8789—8810.doi：10.1029／2000JB900444.

Tanikawa W，Shimamoto T.2009.Frictional and transport properties of the Chelungpu Fault from shallow borehole data and their correlation with seismic behavior during the 1999 Chi-Chi earthquake［J］.J Geophys Res，114，B01402.doi：10.1029／2008JB005750.

Walsh JB.1965.The effect of cracks on the uniaxial elastic compression of rocks［J］.JGeophys Res，70：399—411. Wang Q，Ji SC，Salisbury M H，et al．2005.Pressure dependence and anisotropy of P-wave velocities in ultrahighpressure metamorphic rocks from the Dabie-Sulu orogenic belt（China）：Implications for seismic properties of subducted slabs and origin ofmantle reflections［J］.Tectonophysics，398：67—99.

W ibberley C A，Shimamoto T.2005.Earthquake slip weakening and asperities explained by thermal pressurization［J］. Nature，436：689—692.

W ilson B，Dewers T，Reches Z，et al.2005.Particle size and energetics of gouge from earthquake rupture zones［J］. Nature，434：749—752.

Xu X，X Wen，G Yu，et al.2009.Coseismic reverse-and oblique-slip surface faulting generated by the 2008 MW7.9，Wenchuan earthquake，China［J］.Geology，37（6）：515—518.

Yang X S，Ma J，Jin Z M，et al．2003.Partial melting and its implication for understanding of seismic velocity structure within southern Tibet crust［J］.Acta Geologica Sinica，77：64—71.

Yang X S，Yang Y，Chen J Y.2014.Pressure dependence of density，porosity，compressional wave velocity of fault rocks from the rupture of the 2008 Wenchuan earthquake，China［J］.Tectonophysics，619：133—142.

Zhao Z Y，Wang U，Liu X H.1990.Fractal analysis applied to cataclastic rocks［J］.Tectonophysics，178：373—377.

Zhao G，Peacor D R，McDowell S D.1999.“Retrograde Diagenesis”of clay minerals in the Precambrian Freda sandstone，W isconsin［J］.Clays Clay M iner，47（2）：119—130.

Zhang P，Wen X，Shen Z，et al.2010.Oblique，high-angle，listric-reverse faulting and associated development of strain：The Wenchuan earthquake of May 12，2008，Sichuan，China［J］.Annual Review of Earth and Planetary Science，38：353—382.

GEOCHEM ICAL AND PETROPHYSICAL RESPONSES TO FLUID PROCESSESW ITH IN SEISMOGENIC FAULT ZONES：IM PLICATIONS FROM M INERALOGICAL，PETROCHEM ICAL AND PETROPHYSICAL DATA

YANG Xiao-song1）CHEN Jian-ye1）DUAN Qing-bao1）YANG Yu2）CHEN Jin-yu1）

1）State Key Laboratory of Earthquake Dynam ics，Institute of Geology，China Earthquake Administration，Beijing 100029，China
2）School of the Earth Sciences and Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

Earthquake fault zones are conduits of deep crustal fluids.Extensive rock-water interaction within fault zones results in distinct rock properties of fault rocks，including their mineral composition，particle size distribution，porosity，permeability and elasticity.These features are taken as responses to fluids acting on fault rocks during co-and inter-seism ic periods，and can provide important information on rock formation，energetic partitioning，fluid and mass transportwithin the fault zones，and can also serve as constraints to deep probing results.Taking the Wenchuan earthquake fault for instance，this paper summarizes rock-physical properties of fault rocks，including permeability，porosity，P-wave velocity，particle size distribution，chemical and m ineral composition.The results indicate that fault rocks seen now on the surface are definitely related to coseismic fracturing process，but their physical properties have been significantly influenced by long-term rock-water interaction；the present internal structure is not simply the product of the 2008 Wenchuan earthquake，but the cumulative nature of repeated seism ic events.This can exp lain the large petrophysical difference from country rocks.This paper further discusses earthquake-related issues including fracturing energy，rupture propagation，formation and exp lanation of trapped wave.

fluid-rock interaction，mineral transition and materialmigration，porosity，permeability，elastic wave velocities，generalized thermal pressurization

P315.1

A

0253-4967（2014）03-0862-20

楊曉松，男，1959年生，研究員，現(xiàn)主要從事構(gòu)造物理學(xué)研究，電話：010-62009050，E-mail：xsyang＠ies.ac.cn。

10.3969／j.issn.0253-4967.2014.03.024

2014-01-02收稿，2014-05-22改回。

地震動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室自主研究課題（LED2010A03）、國家科技支撐計(jì)劃“汶川地震斷裂帶科學(xué)鉆探”（WFSD09）和國家自然科學(xué)基金（41372202）共同資助。