当前，由于科技水平的限制，我们对地球深部的认知还主要依赖于非直观的地球物理资料的解译—尤其是地震波资料的反演.通常是将室内测得的试样地震波性质与原位岩体的地震波测量资料(如地震反射、折射剖面)进行对比，来实现利用地震资料推断地壳和上地幔的矿物化学成分(Zhang et al., 2008)、物理状态以及结构构造如大陆地壳中的巨型推覆(Yuan et al., 1994)、地壳减薄及增厚(Wang et al., 2009)、地幔楔(Wei et al., 2010)、板块俯冲带(Ji et al., 2013)等，但反演结果的不唯一性对解释地下实际构造造成了很大的不便.因此，必须进行岩石地震波性质的室内实验研究来为地球物理资料反演模型的建立及结果的合理解释提供可靠的约束条件和理论依据.

一直以来国内外众多学者针对不同岩石的地震波波速大小、各向异性、横波分裂、纵横波波速比、能量衰减等问题做了大量的实验与理论研究.如Jones等(1981)研究了Willison盆地白垩系页岩在不排水条件下超声波速度各向异性问题；Johonston等(1995)用X-射线衍射和扫描电镜技术分析了引起页岩各向异性的内在原因；邓涛和杨林德(2006)认为岩石纵横波波速比的各向异性是广泛存在的且其大小由岩性控制；邓继新等(2004)分析了油饱和条件下页岩的波速各向异性；Ji (2007)分析了CCSD(Chinese Continental Sientific Drilling，大陆科学钻探)主孔超高压变质岩样品的地震波速滞后性和横波分裂现象，提出四参数模型来描述波速与围压之间关系，同时给出了各参数的物理意义；章军锋等(2007)研究了变形组构引起的超高压榴辉岩地震波速各向异性问题；Kim等(2012)讨论了片麻岩、片岩和页岩三类岩石的杨氏模量、P波速度和热传导系数三个参数的各向异性及其相互关系；刘明军等(2008)将勘探地震剖面原位P波速度校正后对比实验室结果，从而确定青藏高原东北缘的地壳岩性；吉田康宏等(2012)根据地震波的形态来研究2011年某地震的震源过程等.然而，已有的研究 (Sun，2011; Sun， et al., 2012; Jung， 2011; Wang, et al., 2011; Kern, 1993; Kern, et al., 1997; Ji , et al.,2002; Birch, 1961; Christensen ,1978; Ji , et al., 1993; Ji , et al., 1994; Li et al.,2011; Zimmerman et al., 1986)多来自北美、西欧、日本和海洋盆地(Ji et al., 2007)，相对来说，我国开展的室内岩石地震波速研究工作主要集中在深变质岩(榴辉岩、片麻岩等)和沉积岩中的储层岩石(泥页岩、砂岩、碳酸盐等)，很少涉及浅变质岩.

板岩这一介于泥页岩和片岩之间的特殊浅变质岩在我国有着广泛分布，是浅层地壳的重要岩石类型，属绿片岩相，通常经区域或动力低温变质作用形成，常在某些剪切带、造山带等出现，以动力变形为主.云南高黎贡山北段构造运动强烈有大量褶皱、断层发育，因其构造位置特殊是研究大陆变形的理想区域(Yun et al., 2013)，该区域有大面积板岩出露，而此处又是地震等地质灾害高发区，了解该区域浅层地壳的地震波性质十分必要.本文针对这一地区的板岩进行了地震波性质实验研究，获取了基础数据资料，并对结果进行了初步分析，有关认识将有助于确定该地区地壳上部显微裂隙的优选定向、浅层地壳的各向异性分析等.

实验所选用的板岩样品采自云南省丙中洛地区(见图 1)，该地区有大量板岩出露且构造位置特殊，属于区域性构造单元班公湖—怒江断裂带，同时又位于青藏高原东南缘，构造抬升作用强烈.实验选择没有明显裂隙或岩脉、成分均匀的样品，以避免影响波速测量结果.根据实验设计，在岩石样本上分别沿垂直于层理方向(Z方向)、平行于线理方向(X方向)、平行于层理面且垂直于线理方向(Y方向)的三个不同构造主方向以及X-Z面内每间隔15°方向分别钻取直径为25.4 mm(1英寸)的圆柱状试样，如 图 2所示.然后将圆柱切割成高度为40～45 mm， 两端面磨平抛光，平行度为±0.02 mm.

图 1 研究区地质简图(黑点处为采样点) Fig.1 Geological sketch of the study area

图 2 试样钻取示意图 Fig.2 Directional coring for sample preparation

样品比较致密，孔隙度和渗透率比较低，因此无需对试样进行干燥或饱和处理，晾干后维持自然状态.采用直接称重法测得岩样密度(结果见表1)，试样的成分采用X射线荧光光谱分析方法获取，在广州地化所完成，样品的氧化硅和氧化铝的含量较高，具体的全岩化学成分见表2.

表1(Table 1)

表1 试样基本信息 Table 1 The physical properties of samples 试样编号 密度(g·cm-3) 岩性 状态 备注 B-1X 2.762 板岩 自然 X方向 B-1Y 2.769 板岩 自然 Y方向 B-1Z 2.768 板岩 自然 Z方向 B-1Z15X 2.745 板岩 自然 Z偏15°X B-1Z30X 2.754 板岩 自然 Z偏30°X B-1Z45X 2.743 板岩 自然 Z偏45°X B-1Z60X 2.753 板岩 自然 Z偏60°X B-1Z75X 2.762 板岩 自然 Z偏75°X

表1 试样基本信息 Table 1 The physical properties of samples

表2(Table 2)

表2 样品的全岩化学成分 Table 2 Modal analyses of the rock sample 成分 SiO2 Al2O3 Fe2O3 CaO MgO Na2O K2O Cr2O3 TiO2 MnO P2O5 SrO BaO 百分含量 60.86 13.39 6.51 8.06 2.91 1.38 2.96 0.01 0.82 0.16 0.15 0.02 0.03 LOI：2.55 Total：99.81

表2 样品的全岩化学成分 Table 2 Modal analyses of the rock sample

本实验主要在中国地质科学院地质力学研究所从美国New England Research,Inc引进的岩石物性测试系统设备autolab2000C上完成.测试系统的 压力腔如图 3所示，其中围压可稳定维持在200 MPa, 从而实现地壳深部应力环境的模拟(Sun et al., 2012).将岩心样品通过密封性较好的夹持器封装后放置在高压腔体内，试样通过橡胶套与围压介质隔离，这样就避免了试样浸油而影响测试结果.实验采用超声波脉冲透射法来测定样品的地震波速，在 autoab2000C设备测量岩石地震波速时可以同时记录P波、快S波和慢S波，其声波收/发探头频率 为750 kHz.围压从10 MPa到200 MPa,每间隔10 MPa 采集一次数据.同时，为了分析岩石地震波速的滞后性，数据记录分为升压(即由10 MPa到200 MPa)和降压(由200 MPa到10 MPa)两个部分.根据有关文献资料介绍，脉冲透射法测定岩样地震波速时最大系统误差(Deng et al., 2006)可以表示为

图 3 测试系统示意 Fig.3 Test system schematic

在实验过程中随着围压的不断增加腔体内温度会增加，通过传感器记录的油温在200 MPa压力时为40 ℃左右，可以认为影响微乎其微.而偶然误差主要是在人工初至波到时拾取时产生，综合考虑本 实验的试样地震波速测量，实际误差纵波在0.5%~1%, 横波为±1%.

加拿大Halifax的Dalhousie High Pressure Laboratory(达尔豪斯大学高压试验室)的波速测量设备通过一个多级气动液压泵最高可实现1.4 GPa的围压，传压介质为油，声波发射和接收探头的频率为1 MHz，弹性波速的实验误差为±0.5%.

典型的地震波速滞后性(Ji et al., 1993; 1994; Li et al.,2011; Zimmerman, et al., 1986; Sun et al., 2012)： 在升压过程中，最开始“波速-围压”曲线表现为迅速的非线性增加，而后随着压力的再增加逐渐 变为近线性的缓慢增长；在降压过程中，“波速-围压”曲线首先显示近线性的逐渐减小，而后转为非线性的快速降低； 对应于同一围压条件下，在降压过程中测得的波速总是大于等于升压过程中测得的结果.通过对各个试样的实验测量，如图 4所示，纵波波速最大值出现在X方向，最小值出现在Z方向，根据V_P的测量结果可以判断该岩石的地震波速为正交对称.

图 4 VP与取样角度的关系(0°为Z方向，90°为X方向) Fig.4 Relation between VP and direction of sample coring

对获取的实验数据进行初步分析发现试样的闭 合压力约为150 MPa，由于实验围压最大为200 MPa 时尚不能使得岩样内部微裂隙完全闭合，为了更好地获得板岩矿物成分本身的地震波速度，将已测量 过的B-1X,B-1Y和B-1Z三柱试样寄往加拿大Halifax 的Dalhousie High Pressure Laboratory(德尔豪斯 大学高压试验室)做围压为0～600 MPa的地震波速测量，所测得的试验结果根据Ji等(2006)提出的“波速与围压关系四参数模型”进行拟合，结果如图 5b部分所示.

图 5 降压过程中岩石样品VP与围压关系(a)((b)为加拿大实验室所测得的结果，VP) Fig.5 VP-P curves of the depressurization for representative core samples from B-1

四参数模型表达式为：

如此以来，只需要给出这四个参数，试样在某个围压条件下的波速就可以计算，方便他人对数据引 用参考时的内插或外扩.本实验的部分“波速-压力四参数”及其误差见表3.

表3(Table 3)

表3 降压过程中板岩标本各个传播方向上的P波和S波速度-压力曲线系数 Table 3 Parameters of VP—P and VS—P curves measured during depressurization for the slate sample 试样 编号 地震波 传播 方向 偏振 方向 密度 (g·cm-3) V0 (km·s-1) 标准 误差 D (10-4km·s-1·MPa-1) 标准 误差 B0 (km·s-1) 标准 误差 k (10-2MPa-1) 标准 误差 R2 B-1X VP(X) X X 2.762 6.283 0.076 5.878 1.851 1.429 0.108 2.550 0.467 0.985 B-1Y VP(Y) Y Y 2.769 6.125 0.031 6.707 0.740 1.652 0.039 2.292 0.134 0.998 B-1Z VP(Z) Z Z 2.768 5.477 0.095 7.903 2.154 1.582 0.099 1.814 0.280 0.991 B-1X VS(XY) X Y 2.762 3.812 0.020 2.009 0.480 0.952 0.028 2.467 0.174 0.997 VS(XZ) X Z 2.762 3.350 0.021 3.223 0.500 1.069 0.027 2.315 0.143 0.998 B-1Y VS(YX) Y X 2.769 3.767 0.019 2.398 0.458 0.777 0.025 2.278 0.177 0.997 VS(YZ) Y Z 2.769 3.503 0.038 2.799 0.885 1.106 0.044 2.107 0.209 0.995 B-1Z VS(ZX) Z X 2.768 3.195 0.034 3.368 0.773 0.565 0.036 1.809 0.283 0.991 Vs(ZY) Z Y 2.768 3.217 0.017 2.646 0.386 0.505 0.019 2.041 0.189 0.997

表3 降压过程中板岩标本各个传播方向上的P波和S波速度-压力曲线系数 Table 3 Parameters of VP—P and VS—P curves measured during depressurization for the slate sample

P波的各向异性A定义为：

通过计算，P波速度的各向异性与围压之间关系如图 6所示，发现最大的各向异性可 达32.12%，而且出现在围压很低的阶段，随着围压的增大各向异性逐渐减小， 在压力接近150 MPa时(约6 km埋深)，各向异性就趋于一个稳定值13%左右.

图 6 VP各向异性与围压关系 Fig.6 VP anisotropy as a function of pressure for slate

实验测量得到了板岩在10～600 MPa围压条件下的横波速度，由于降压过程时岩石试样内部的显微构造更加处于平衡的状态，下面我们仅讨论降压过程中测得的地震波速.板岩横波在三个应变主 轴方向上的波速与围压关系如图 7所示，其中图曲线中第一个字母代表S波的传播方向，第二个字母代表S波的偏振方向，如XY表示传播方向平行拉伸线理(X)、偏振方向平行面理但垂直线理的S 波.显然S波在X和Y方向传播时速度十分接 近且明显的大于Z方向， V_S(XY)≈V_S(YX)>V_S(YZ)>V_S(XZ)>V_S(ZX)≈V_S(ZY)， 在Z方向传播时，快、慢横波基本相同.

图 7 板岩试样VS与围压关系 Fig.7 VS-P curves and average VS-P curves for representative core samples from B-1

S波速度的各向异性定义为

图 8 VS各向异性与围压关系 Fig.8 VS anisotropy as a function of pressure for slate

当横波通过各向异性介质时，波的极化方向与各向异性方向不一致时，沿每一条射线路径可以分裂成两种具有不同传播速度和不同偏振方向的偏振波，这就是我们所熟知的横波分裂(Brich, 1960; Birch 1961; Gardner et al., 1965)，能够为推测地壳和上地幔的组成成分及裂隙发育提供更好的约束条件(Christensen, et al., 1971; Kern, 1993).虽然横波分裂的概念比较容易理解，但是由于与各向同性介质仅存细微的差别，所以在解释应用上比较容易出错(Stuart Crampin et al., 2008).实验室内对板岩试样进行快、慢S波测量，计算获得在X,Y和Z三个方向的横波分裂数据，沿着X，Y和Z传 播方向，横波分裂分别定义为： ΔV_S(X)= V_S(XY)- V_S(XZ)，ΔV_S(Y)=V_S(YX)-V_S(YZ)和 ΔV_S(Z)=V_S(ZX)-V_S(ZY)， 结果如图 9所示.可以明显的看到在X,Y方向上S波的分裂都随围压增加而减小并逐渐趋于稳定，主要为低围压(<150 MPa)条件下，各方向上的横波分裂是矿物晶格优选定向与微裂隙优选定向之间复杂的相互作用结果的综合反映，而在高围压(>150 MPa)条件下，横波分裂仅仅是岩石内部矿物晶格的优选定向引起的；在高压条件下最大的横波分裂发生在X、Y方向，分别在12%和7%左右，最弱分裂发生在Z方向，其绝对量仅为0.02 km·s^-1，几乎可以忽略.

图 9 X、Y、Z方向上的横波分裂随围压的变化(F为横波分裂大小的绝对值与该方向上平均速度的比值) Fig.9 S wave splitting vs confining pressure in X、Y、Z directions

目前国内外对于板岩这类特殊的浅变质岩的地震波性质研究都比较少，能够查到的公开数据也寥寥无几.将本实验所获取的板岩地震波实验数据与Salisbury(2005)、Christensen(1965)以及Godfrey et al.(2000)等人的板岩波速数据求得的各向异性 进行对比，对比结果如图 10所示(其中本文中的试 样围压最高为600 MPa，对比数据最高围压为1.0 GPa). 通过对比发现板岩总体的波速范围与前人所测得试验数据比较接近，都具有一个共同的特点，即低压部分(0～150 MPa)波速有一个迅速增大的阶段，这是因为自然界的板岩内部都存在微裂隙，随着围压的增加大部分裂隙存在一个慢慢闭合的过程.围压继续增加大于150 MPa以后各向异性波动变缓，高压条件下(≥600 MPa)时各向异性更是基本上是一个稳定的数值，即岩石矿物本身的各向异性.

图 10 各向异性对比 Fig.10 Anisotropic contrast

在对板岩进行的地震波速度室内研究中，发现 其各向异性特征明显：P波在低于150 MPa围压条 件下的各向异性是随着围压的增加而迅速减小的，说明在低于这个压力时大部分的微裂隙、孔洞等尚未闭合；在高于150 MPa围压条件下，由定向排列而引起的各向异性逐渐成为板岩地震波速各向异性的主导成因，P波各向异性趋于稳定，随围压继续增加而缓慢减小；围压为10～200 MPa的室内测量结果显现在Z方向上升压过程与降压过程的差值(针对某一围压而言)比X、Y方向要大，说明板岩内部 微裂隙或孔洞的大部分都是长轴平行于层理面，随 着围压的增加迅速闭合.

板岩的横波波速各向异性及分裂随着围压的增加都逐渐减小，其中最大的横波分裂发生在X、Y的传播方向.

已有研究认为岩石中的弹性波传播各向异性主要由薄互层、微裂隙的定向排列和组成矿物的优选排列所引起.对板岩试样垂直于层理薄片进行了显微镜下分析(见图 11).发现片状矿物之间以及片状矿物与石英颗粒之间的边界接触关系为存在近似平行于层理的微裂隙，随着围压增加，微裂隙逐渐闭合，即随着压力的增大表现出的各向异性主要是矿物定向排列所造成的.而不同矿物对称轴的相对方向并不会抵消各个矿物的本征各向异性，因此，最终的各向异性强度依赖于造成不同矿物晶轴定向排列 的机制.板岩的各向异性在高压部分主要由黑云母 和阳起石的定向排列所引起.

图 11 B-1试样X-Z面显微镜下照片(单偏光,Qz: 石英，Bi: 黑云母，Act:阳起石) Fig.11 Microphotographs of B-1.(Qz: quartz, Bi: biotite, Act: actinolite)

在围压低于10~150 MPa时，这些参数皆随围压增加而快速提高，对应于板岩试样中微破裂的闭合，在围压高于150 MPa时，杨氏模量、剪切模量和泊松比等几乎成为常数，如在200 MPa时，垂直于层理方向的E和G为72.25 GPa和28.53 GPa.杨氏模量、剪切模量随围压的变化如图 12所示.这些弹性模量的大小能够反映板岩在单轴拉伸、挤压、简单剪切或静水压力条件下造岩矿物的弹性力学性质和颗粒边界的强度等内界特征.在X、Y方向比较接近而明显大于Z方向上的 数值.根据有关研究(Li et al., 2006; Song, et al., 2004; Lekhnitskii, 1963; Bachman, 1983; Lo,. et al., 1986; Hao et al., 2006; Daley et al., 1977)，可以判定这类板岩为典型的横贯各向同性(TI)介质并可以根据相关的模型公式进行波速的理论计算.

图 12 剪切模量、杨氏模量与围压关系图 Fig.12 Shear modulus and Young modulus as a function of confining pressure

通常情况下，我们用应变椭球来逼近变形岩石内部三维空间上的有限应变，岩石地震波波速三维空间分布是否与应变椭球有关联呢？根据有关文献(嵇少丞等，2013)介绍，以X方向与Y方向的P波波速差值 VP(X)-VP(Y) 为纵轴，Y方向与Z方向的P波波速差值 VP(Y)-VP(Z) 为横轴，将本文和前人已有的板岩波速数据投点到该坐标系内(见图 13)，若点接近纵轴则说明板岩的波速在Y、Z方向大小接近，而在X方向比较大；若点比较接近横轴则说明板岩的波速 在X、Y方向大小接近，而在Z方向比较小； 若在斜率为1的直线上，则说明 VP(X)-VP(Y)=VP(Y)-VP(Z).

图 13 600 MPa围压下板岩P波速度的Flinn投影(a)P波各向异性的菲林图解; (b)试样内矿物定向排列的极图,据Ji等， 改. Fig.13 Flinn-type diagram showing P-wave velocities of slate at 600 MPa(a) The Flinn-type diagram showing P-wave velocity anisotropy; (b) Pole diagrams showing three end-member types of contoured LPO patterns of slate c-axes.

影响岩石地震波速度大小的因素比较多也比较复杂，总体可以分为两大类：微结构和矿物成分.在高围压条件下微裂隙大部分闭合后，直接左右波速的因素便是岩石的矿物，由于岩石在形成过程中应力场和应变场的控制作用会产生矿物的优选定向，矿物本身的各向异性将导致岩石地震波波速会有各向异性.已有的研究表明岩石对应力是有“记忆”的，即岩石现在的物性能够反映出其形成后所经受过的应力与应变过程，因此板岩的波速在较高围压条件下所表现出的差异可以反映出它的应力与应变状态，如图 13所示.

在垂直于板理的传播方向上，剪切波分裂后快慢时差相差不大，虽然围压较低(＜100 MPa)时能达到4%，但低压阶段影响波 速的因素比较复杂且并无实际意义，围压高于100 MPa 后，两者相差约在1% 左右(如图 14所示)，V_P速度在X、Y两个方向高压部分(可以认为大部分微裂隙、孔洞已闭合)也小于2%，由此可近似地把板岩看作横贯各向同性(TI)介质.

图 14 沿Z方向传播时快、慢剪切波差量与围压关系 Fig.14 VS anisotropy in the direction perpendicular to the bedding as a function of pressure for slate

所以对板岩地震波速的研究可以得到其力学特性以及应力状态，这样就可以更真实的获取地下板岩的物理力学性质，将为地震灾害预警、石油工程中的岩性确定等提供新思路.

通过实验发现板岩地震波速度具有强烈的各向 异性，样品在自然状态下，随着围压的增加，各个方向速度均表现为增大，但各向异性趋于减小，纵波和剪切波均表现出明显的滞后性，即对应一个压力有两个波速值，且降压阶段的波速值要大一些.将实验结果分析对比得到以下几点认识：

(1)在低压阶段，定向排列的微裂隙是造成样品显示强烈各向异性的主要原因，在高压条件下，微裂隙大部分闭合，样品的各向异性主要是由黑云母和阳起石等造岩矿物的晶格优选定向排列所导致，此时的各向异性才能反映出岩石的本征属性；

(2)板岩波速滞后性的成因是已经闭合的微裂隙、孔洞并不能够再完全张开(相当于纵横比增加)、软矿物例如黑云母发生较大的韧性变形，从而有效地改善了矿物颗粒之间的接触关系；

(3)板岩是典型的横向各向同性(TI)介质，要获取浅层板岩的力学性质可以通过常规的采样测试，如若采样困难(如深度较大)时，可以直接利用三分量波速计算其力学参数，其力学性质同样具有横向各向同性，这为地震灾害监测、构造运动等提供了依据.