2011, Vol. 54
渗透率描述了岩石通透流体的能力，断层带渗透率是控制断层内流体运移、压力状态及断层稳定性最关键的物性参数之一[1~5].20世纪以来，已经积累了大量岩浆岩和沉积岩的渗透率数据[6]，而对断裂带岩石渗透率的测量工作在近30 年才逐渐开展[7~17].与地壳完整岩石相比，断层带通常具有较大孔隙和渗透性.因此，地震断层被认为是壳内深部流体的通道[18]，而地震活动则充当了该通道的开关阀门.
2008年5月12日在龙门山断裂上发生了震惊中外的汶川Ms8.0级地震.该地震以高角度逆冲为特征，且多条平行断裂同时破裂[19， 20].研究该断层带的渗透性被赋予了一系列科学意义:(1)逆冲断层发生强震，不仅需要非常高的构造差应力，通常认为地震在成核时的流体压力要大于等于静岩压力[20， 21]，这样就对断层渗透性有严格要求，要求其能封闭住高压流体[22]，那么汶川地震断层带是否具有类似的高压流体封闭机制?(2)断层带的渗透性与大地震的摩擦滑动行为密切相关，其直接关系深部的流体状态，进而影响断层摩擦强度及滑动稳定性[23].近年来，断层的渗透率数据还被广泛用于解释大地震活动时所观测到的滑动弱化现象[17， 24]；(3)断层带的渗透性对水库诱发大地震等研究甚为关键.汶川地震是否与紫坪铺水库蓄水有关，一直为科学界及社会所关注.断层带的透水率是研究该问题的关键参数[25].另外，断层带渗透率对断层愈合速率，地震复发周期[26]等也有显著影响.总之，作为断层带最关键的物理参数之一，渗透率对大地震的发震机制和同震过程的研究尤为重要[27].然而，目前针对汶川地震断层带的相关认识还非常粗浅，缺少必要的实验数据和约束，这极大程度地限制了人们认识“流体"或“流体压力"对汶川地震的贡献.
断层带渗透率测量通常具有两种方式:(1)钻孔注水实验[28]；(2)实验室测量.注水实验能够提供原位条件的渗透率结果，但该结果为孔深范围内岩石渗透率的平均值.相对而言，实验室测量对断层带透水结构的研究格外重要.本文对汶川地震断层映秀-北川断裂，平武县水观乡平溪村剖面及北川县擂鼓镇赵家沟剖面(如图 1)展开了详细的地质工作，对横跨断层带的样品进行了系统的渗透率测量及相关分析，在此基础上提出了该断层的浅表流体活动模式，对汶川地震的同震热压作用条件进行了初步探讨，试图通过该研究为认识地震断层的流体状态提供基础资料，为揭示汶川地震发震机理和同震过程提供帮助.
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图 1 剖面位置及龙门山断裂地质简图 Fig. 1 Outcrop location and regional geological mapof Longmenshan fault |
汶川Ms8.0级地震的发震构造为龙门山断裂，它由映秀-北川、灌县-江油和汶川-茂县三条近平行的逆冲断裂构成(图 1)，地震发生在位于中央的映秀-北川断裂之上，从断层于地表穿过的地层来看，南段为元古界彭灌杂岩向南东非整合于三叠系煤系地层之上.北段出露于古生代地层中，岩性为白云质灰岩、砂岩、碳质页岩夹煤层，中段安县附近主要为古生代灰岩、白云岩逆冲到三叠纪厚层灰岩之上.地震时断层多沿着历史滑动面错动，新、老断层面存在继承和发展的关系.因此断层剖面基本保持了地震前的性态，但明显受到了此次地震滑移的显著影响.断层上、下盘多样的岩性组合及活动的多期次性决定了断层带内部物质、成分及构造的复杂性.
2.1 北川县擂鼓镇赵家沟剖面映秀-北川断裂在赵家沟剖面的出露宽度约8m, 断层走向北东45°，倾角64°~78°.断层上盘为志留系灰岩，下盘为三叠系层状粉砂岩.剖面由两侧往中心依次为含裂隙原岩、断层破碎带(包括破裂角砾岩和碎裂角砾岩)和断层核部(包括压碎角砾岩及断层泥)(图 2a).所有岩性之间界限清晰(图 2b).断层核部结构如图 2c所示，中心出露1.5~2cm厚浅灰色断层泥，其质软且致密，具有强面理特征.断层泥中间夹伟晶方解石脉，厚度可达5.5cm.两侧的压碎角砾岩为基质支撑，其所含碎裂颗粒多为近等轴状的灰岩角砾.整体而言，断层下盘破坏程度较强，形成了1.5~2.5 m 宽的碎裂角砾岩带.可见细的碎裂颗粒沿着张裂隙侵入到破裂角砾岩之中(图 2(a、b)).
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图 2 映秀-北川断裂赵家沟剖面露头(a)、剖面图(b)及断层核部结构(c) Fig. 2 Outcrop (a) ，protile (b) and fautt core structure (c) of Zhaojiagou section on Yingxiu-Beichuan |
用筛选-称重法对断层岩进行了粒度分析，具体方法参考Storti等[29].分析结果显示不同类型断层岩的粒度分布区别明显.断层泥中小颗粒的数量明显小于角砾岩，其中粒径小于63μm 的颗粒占20% 以上，其粒度分布的分维值也最高(另文发表).从颗粒形状看，碎裂角砾岩的组成颗粒为棱角状，而断层泥多为近等轴状.对断层岩进行了成分分析(X 射线粉晶衍射).上盘角砾岩主要由白云石和方解石(92.7%)组成，下盘角砾岩主要含石英(41.9%)、长石(27%)和少量方解石(7.8%).断层泥的粘土含量明显高于角砾岩，其主要成分为伊蒙混层(42%)、石英(24.2%)、方解石(15%)和绿泥石(8.4%).不同断层岩的显微结构如图 3所示.图 3(a、b)为角砾岩和断层泥交接部位的照片.角砾部分发育大量“X"型裂隙，靠近断层泥，裂隙变密集，碎裂颗粒也逐渐减小.和手标本类似，断层泥在镜下也显示了显著的面理特征，不同颜色的条带可能代表了不同的矿物组成或粒度特征(薄片中的裂开是在制片过程中形成的).断层泥-角砾岩之间的过渡带已被新生的方解石充填(图 3c)，这表明地震之后(采样于震后11个月)断层面附近存在大量流体活动.断层角砾岩中含有大量相互穿插的细脉及局部碎裂带(图 3d)，暗示其经历了多期破裂及愈合过程.角砾岩中还发育大量此次地震形成的新生裂隙(图 3e).胶结的角砾岩并无明显破碎(图 3f).图 3g为跨角砾岩-断层泥-伟晶脉体的切面.如图所示，伟晶脉体被大量细脉切割，且其相邻断层泥中的残留颗粒明显来自于脉体，因此伟晶脉体不是此次地震形成的.
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图 3 北川-映秀断裂赵家沟剖面断层岩显微结构 Fig. 3 Micro-structural photographs of fault rocks form Zhaoiiagou section on YingXiu-Beichuan fault |
映秀—北川断裂在平溪村剖面的出露宽度约9m.如图 4a,断层面在地表轻微反转,逆冲量约1.8 m,右行走滑量约1.0 m[30].断层上盘为寒武—奥陶系的灰岩､白云岩,下盘为志留系碳质页岩及细砂岩.剖面由西往东依次是:(1)破裂角砾岩(＞1.5 m),(2)黑灰色相间断层泥(20~40cm),(3)灰黑色断层泥(1.5~2.5cm),(4)黄色断层泥(30cm),(5)黑色碎裂角砾岩(40~50cm),(6)破裂角砾岩(1.5~2.5m),(7)含裂隙围岩(＞3.5m).对该剖面的破裂面产状进行统计,其主破裂方向轴向近东北,倾角35°~65°,另有一组与之共轭(图 4b).
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图 4 映秀-北川断裂平溪村剖面露头(a)、剖面图(b)及断层核部结构(c) Fig. 4 Outcrop (a) ，protile (b) and fault core structure(c)of Pingxicun section on YingXiu-Beichuan fault |
断层核部(层2~4)宽约70cm(图 4c)，连续切片显示，此次地震的主滑动面位于层3 (1.5~2.5cm)[31].该层软且致密，颜色均匀.断层核部的两侧(层1~2之间、层4~5之间)均有带状分布的石英和方解石脉体(图 4c).上盘(层1)显示强烈淋滤特征，其磁化率最高(未发表)，内含淋滤矿物埃洛石.层2、3成分类似，主要由石英(42.9%)、伊利石(33%)及蒙脱石(15.7%)组成.层4含白云石或方解石(53%)、石英(26.6%)和伊利石(15.1%).值得注意的是:靠近角砾岩的断层泥均含少量重晶石(约4%)，部分还含菱铁矿及硬石膏，这些均是原岩中所没有的.粒度分析结果显示，新鲜断层泥的粒度分布明显小于角砾岩，其所含颗粒中粒径小于63μm 的部分占近30%，且其粒度分维数也最高，这也是将层3定为主滑动面的证据之一.
从显微结构看，新鲜断层泥表现出粘土矿物沿着一系列面理滑移的现象，地震促使主滑动面附近的粘土矿物强烈变形，形成牵引构造(如图 5a).滑动带内部也发生强烈剪切变形，沿着滑移面发育大量张裂隙，形成流体运移的通道.震后流体从中通过，并结晶出新矿物，逐渐将其充填(图 5b).地震使离主滑动面略远的灰-黑相间断层泥发生变形，黑-灰色条带被揉皱成云染状(图 5c).部分断层泥中残留大颗粒角砾，和基质一起形成网脉状流体通道(图 5d).
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图 5 映秀-北川断裂平溪剖面断层岩显微结构 Fig. 5 Micro-structural photographs of fault rocks form Pingxicun section on YingXiu-Beichuan fault |
对平溪村和赵家沟剖面进行了跨断层带的系统采样.对断层泥直接用内径20mm 的钢管取样；对胶结岩石，野外采手标本，室内二次钻样(表 1).取长10~20 mm 柱状样品，两端磨平，经80℃ 恒温72h以上确保水分彻底散失.用称重法对其总孔隙度进行了测量，结果如表 1.
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表 1 渗透率实验测量结果 Table 1 Permeability measurement results |
渗透率测量在地震动力学国家重点实验室-岩石渗透率仪上进行.采用恒流速方法，用N2 作孔隙流体介质.孔隙压在0~0.6 MPa之间，围压在2~40 MPa之间.实验装置如图 6，其有效测量范围为5×10-20~ 4×10-11m2.实验时，将高渗砂岩(其渗透率>1×10-11m2)置于待测样品两端，一并放入橡胶筒中，两端用堵头堵好.逐渐加载或卸载围压并测量渗透率.对于高渗样品，从中间水柱或水银柱高度读取压差从而计算渗透率；对于低渗样品(<10-13m2)读取背压水柱结合C值计算渗透率，原理见附录.为验证实验的可靠性，对部分样品进行了重复实验.结果显示，渗透率的绝对偏差小于1/2个数量级，且围压越高，重复性越好.围压大于20 MPa时，渗透率的相对误差小于10 %.
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图 6 渗透率测试装置 Fig. 6 Permeability measurement system |
表 1给出了4MPa和40MPa围压下的渗透率测量结果.图 7为渗透率随围压的变化情况，部分样品还给出了一个加载-卸载周期内的渗透率变化.由于实验的工作压力较低(<0.6 MPa)，围压可近似为有效压力.研究表明渗透率κ 随有效压力Pe的变化符合指数关系，κ=κ0exp(-γΔPe)[10， 32]，其中γ(MPa-1)为压力敏感系数，其值正比于图 7 中曲线的斜率(存在-ln10倍的关系).分别对2~12MPa和24~40 MPa有效压力段的数据进行了拟合，结果如表 1.
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图 7 映秀-北川断裂渗透率测量结果 (a, c)为样品渗透率随围压加载的结果；(b, d)为部分样品的渗透率在加载和卸载围压过程中的结果.实心圆代表断层泥，正方形代表压碎角砾岩，三角形代表碎裂角砾岩和破裂角砾岩，五角星代表含裂隙原岩及原岩. Fig. 7 Permeability resultsof Yingxiu-Beichuan fault zone (a,c) are the permeability results along the pressurizing path,and(b,d) are the permeability results of some typical samples along a cycling path.Solid circles and squares stand for gouge and crushed breccias,triangles for shattered breccias and fractuted breccias, |
综合上述实验结果，汶川地震断层带的渗透性存在以下特征:断层泥的渗透率明显低于角砾岩及含裂隙围岩.随着有效压力升高，渗透率快速下降.断层泥下降的速度要明显快于其他类型断层岩，部分样品下降幅度达3~4个数量级.渗透率对加载-卸载的响应曲线显示，角砾岩及胶结角砾岩在加载和卸载时的渗透率差别较小.随着应力加载断层泥的渗透率快速下降，而卸载时其恢复十分有限，仅在有效压力小于8 MPa后才缓慢上升.另外，胶结角砾岩、含裂隙围岩及围岩的γ 值的变化较小(0.03~0.1 MPa-1，见表 1)，其渗透率对数-有效压力曲线多呈较好线性(图 7).而断层泥在低压段具有较高γ 值(0.14~0.54MPa-1)，升高压力时其值明显变小(0.03~0.16 MPa-1)，其渗透率对数-有效压力曲线表现为随着压力升高逐渐变缓.两剖面断层岩的渗透率统计结果如表 2.
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表 2 平溪村及赵家沟剖面断层岩渗透率统计表 Table 2 Permeability statistical results of fault rocks from Zhaojiagou and Pingxicun section |
显微结构显示，不同类型的断裂岩其流体通道可能不同.对含裂隙的原岩或胶结角砾岩而言，其主要的流体通道是地震时新生的微裂隙(如图 3e).对断层泥，因其孔隙度较大(高达24%，表 1)，颗粒间的微孔隙是主要的渗流途径.在近地表，沿滑动面的微缝隙也可能是流体迁移的方式之一(图 3g，5b)，但一定压力下此类裂开会很快闭合.对断层角砾岩，其流体通道集合了上述两种方式，既有角砾中发育的微裂隙(图 3(a、b))、又包括基质间的孔隙(图 3d)，两者交错在一起形成流体流通网络.因此，以微裂隙和孔隙为代表的两种形式，对断层岩的流体流通起决定作用.对比渗透率实验结果，含裂隙围岩或胶结角砾岩的γ 值较小(0.03~0.1 MPa-1).低压下断层泥的γ 值相对较高(达0.54 MPa-1)，且随着压力升高逐渐降低到角砾岩的水平(0.03~0.16 MPa-1，图 7).这表明，裂隙对压力的敏感程度远不及孔隙对压力的敏感程度.因此，对北川-映秀断裂而言，其浅部的流体流通包含微裂隙和孔隙两种方式，但随着深度加深，孔隙逐渐压缩，主要以微裂隙渗流为主.
研究表明岩石的颗粒粒度很大程度决定了岩石渗透率[33].如图 8，本文两断层剖面的渗透率与粒度分布也显示很好的一致性.断层核部的渗透率结构和粒度分布曲线均呈现为“V"型，新鲜断层泥同时具有最低的渗透率和最小粒度分布.不同粒径范围的曲线特征类似，均在断层泥处具有最低值.因此，对汶川地震断层岩而言，粒度分布对渗透率起控制作用.断层岩的组成颗粒向滑动面方向粒径逐渐变小(图 3a，图 8)，也反应了地震的同震碎裂过程[34].值得注意的是:对断层泥而言，平溪村剖面的粒度分布比赵家沟剖面的更偏小，而渗透率却高(图 8).这可能与两断层泥的粘土含量有关[35].
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图 8 断层核部的渗透率(c, d)与粒度分布(a, b)对比图 Fig. 8 Comparison chart between permeability (c, d) and grain size distribution (a, b) of fault cores |
随着断层向深部延伸，压实作用会导致其渗透性逐渐降低.对于砂岩，其渗透率随着压力降低存在恒定的敏感系数[10].然而实验表明(图 7，表 1)，断层岩渗透率的压力敏感系数随着有效压力的升高逐渐降低，断层泥尤为明显[13].这是否暗示，压实作用对基质含量高的岩石的作用效果更为明显?相反，当岩石所含碎裂颗粒较多时，大颗粒会对其周围基质有保护作用，因此压实效果也相应减弱[13].
图 9给出了4 MPa (0.24km, 假定上覆岩层密度2.7g·cm-3，孔隙压为静水压)和40 MPa(2.4km)有效压力条件下，映秀-北川断裂的渗透率结构.如图，横跨断层剖面，渗透率呈“M"型.断层中心新鲜断层泥具有最低的渗透率.两侧围岩也具相对低的渗透率(<10-19 m2).角砾岩的渗透率最高(破裂角砾岩达10-13m2 量级，碎裂角砾岩为3.7×10-16~3.0×10-15m2)，其次是含裂隙围岩(6.0×10-18 ~1.9×10-16m2).同一深度下(如2.4km)，不同类型断层岩的渗透率相差4~6个数量级.因此，从流体活动角度看，断层泥和两侧围岩由于渗透率低，会阻碍流体跨断层带流通，从而将流体局限在渗透率较高的破碎带中.换句话说，断裂带的渗透性具有宏观各向异性，在平行断层带方向高渗，断层带内流体活动倾向于平行断层带迁移而难以垂直断层带流动[8， 17].
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图 9 映秀-北川断裂平溪村(a)，赵家沟(b)渗透率剖面(横虚线给出了可信渗透率下限，虚线箭头指示测量值为样品渗透率上限) Fig. 9 Permeability protiles of Pingxicun (a) and Zhaojiagou (b) section on Yingxiu-Beichuan fault (the horizontal dashed lines indicate the lower limit of permeability measurement in this paper andthe dashed arrows indicate the upper limit of permeability of the samples) |
渗透率是决定断层带内流体活动的关键因素.尽管两工作剖面相距近60km(图 1)，但无论从内部结构还是渗透性剖面看两者均有很好的一致性.这可能暗示整个汶川地震断层带可能具有相似的渗透结构，至少断层北段是如此.基于渗透率测量数据，结合粒度、显微结构及成分分析结果，给出了映秀-北川断裂(或北段)浅部的流体活动模式(图 10).如图，断层带的流体活动主要集中于核部附近，其来源可能包括两部分.一方面，地表径流流经断层带时沿着破碎带下渗，遇到低渗的断层泥阻隔，会顺层流动并逐渐结晶沉淀.主要证据如下，断层泥附近的角砾岩显示有强淋滤(图 4c)特征，具有高磁化率并有淋滤矿物埃洛石产出.方解石或石英脉体(图 4a、4c)沿着断层泥与角砾岩的交界处呈带状分布.显微结构也显示大量结晶方解石充填于断层泥和角砾岩之间的空隙中(图 3c).另一方面，深部流体在地震的开关作用下沿着滑动面上涌.首先，断层泥的粘土矿物主要为伊蒙混层或伊利石，明显区别于两侧围岩，通常认为与热水的参与有关.其次断层泥中含有典型的热水矿物，重晶石，硬石膏.其形成所需的离子很难在地表流体中富集.另外，沿断层中心产出伟晶方解石脉(图 3a)，可能是断层带深部流体快速释放减压结晶形成的.
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图 10 映秀-北川断裂带浅部流体活动模式 Fig. 10 Shallow fluid activity model of Yingxiu-Beichuan fault zone |
地震在初始错动时，断层的摩擦行为会生成大量的热，并导致其内含水矿物脱水或脱CO2.如果断层泥的渗透率足够低，则会导致孔隙压急剧上升，从而造成断层弱化.这一过程称为同震热压作用[1].热压作用作为一种可能的同震弱化机制，被广泛用于解释一些大地震的弱化行为(如Chi-chi地震，Kobe地震，Landers地震).根据地球物理反演结果，汶川Ms8.0地震的同震滑移量高达7.8 m, 滑动速率达1.25ms-1.应力降达53 MPa, 约为板内地震典型值的2倍[36].因此对于该地震而言，同样需要合理的滑动弱化解释.基于渗透率测量数据，以下将对汶川地震是否具有发生同震热压作用的条件作简单探讨.
同震热压作用发生与否，关键在于是否能积累高压流体.流体高压产生条件之一是:流体扩散的特征时间(tf=(w/2)2/(κ/ηβ))大于地震时间.其中w为断层泥厚度，η为流体动黏滞系数，β 为岩石压缩性系数.取η= 3.3×10-4Pa·s[3]，β=5×10-10Pa-1[17].据野外测量，w为1.5~2.5cm, 取平均值2cm.带入得tf=68.8s(κ 取40MPa有效压力下的结果).尽管汶川地震的持续时间长达120s, 但主地震矩释放在14~34s 之间，北段集中在48~58s 之间[36].因此断层滑动的时间远小于断层核部的流体渗透出去的时间.
热压作用发生与否也取决于同震产生的热和流体扩散的相对速率[2].需要透水系数小于热扩散系数，即κ＜ηβK/(ρc)，其中K/(ρc)为热扩散系数.带入数值(K=2.5 W·m-1·K-1，ρc=2.6×106kg·m-1·s-2)[3]，得到热压作用发生的渗透率上限为1.6×10-19m2.然而岩石的气体渗透率通常高于水渗透率[12].参考文献[37]的方法校正，汶川地震断层泥的气体渗透率为水渗透率的3.5倍，因此发生热压作用的气体渗透率上限为5.6×10-19m2.该值相当于34 MPa有效应力下断层泥的实验结果.取静水孔隙压，34 MPa相当于约2km 深度.综合上述分析，汶川地震主滑动带具有热压作用所要求的低渗透率特征，且热压作用发生在约2km 以下.
5 结论对汶川地震断层带(北段)进行了跨断层带渗透率测量.结果显示汶川地震断层由低渗的核部和高渗的破碎带以及含微裂隙的原岩组成.其中新鲜断层泥的渗透率最低.断层带内的流体活动局限在高渗的破碎带中，流体容易平行断层迁移而难以垂直断层流动.断层带的渗透性结构与粒度分布特征一致，暗示粒度分布对断层岩的渗透性具有控制作用.
基于渗透率实验结果，对汶川地震是否伴随同震热压作用进行了探讨，结果显示:2km 之下，汶川地震的主滑动带具有发生热压作用所要求的低渗透率特征.
附录
恒流速渗透率测量法的经典公式为:κ =(2QηL/A)Pd/(Pu2-Pd2)，其中Q为流量，η 为流体黏滞系数，L、A为样品长度和横截面积，Pu、Pd 是上游和下游压力.本实验采用孔板结合背压水柱来代替流量测量，在保证精度前提下，大大节约了测量时间.背压水柱高度(hw)与孔板流量之间呈线性关系，即Q=χhw, 其中为孔板系数(m2·s-1)，为定值.令:背压水柱高度为200 mm 时的流量为孔板常数，Q孔= 0.2χ，带入上述公式，得
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Q孔、hw、L和A分别取cm3·s-1、mm、cm 和cm2 为单位，带入得κ=CQ孔Lhw/(200A)×10-15m2.其中C=2000×η×Pa/(Pu2-Pd2).
致谢感谢韩亮、杨涛在野外工作中的帮助.感谢Toshihiko Shimamoto教授对气体渗透率校正方法上的指导，感谢纽约大学石溪分校黄庭芳(Teng-Fong Wong)教授对总孔隙度测定方法的讨论.
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