2017, Vol. 60
野外观测数据表明, 大部分地震往往是沿先存断层或板块边界滑动 (Scholz, 1998).而黏滑实验能够重现这一过程, 因此被认为是产生浅源地震主要机理而获得广泛的关注和研究 (Dieterich, 1986; Brace and Byerlee, 1966).实验室中的一次黏滑事件相当于一个地震周期.“黏”是弹性应变逐渐积累的过程, 相当于地震孕育阶段, “滑”是应力释放的过程, 即地震.然而滑动并非突然发生, 而是存在准备过程 (Ohnaka, 1992).即当断层的滑动长度超过临界成核尺度后, 地震才真正发生.然而野外断层不仅组成结构复杂, 而且不同部位, 不同深度下的强度各不相同, 断层非均匀性特性明显, 实验室内却由于受到加载系统的限制, 往往采用较小的单一岩石种类的平直单断层模拟野外的断层, 导致实验室内小样品的黏滑实验并不能有效地模拟野外地震, 特别是精细的地震成核时空演化过程.
如果能够增大岩石样品尺寸, 那么岩石内部的矿物更加丰富, 非均匀性会明显增加, 同时随着岩石尺度的增大, 其力学性质会随之发生变化, 尺度效应也更为明显, 便能够更好地模拟野外地震形成过程 (Dieterich, 1981).岩石尺度的增大带来的另外一个好处是实验样品能够容纳更多传感器, 从而为获得更为精细的断层活动的时空变化提供有利条件.不过随着样品尺度的增大, 受加载系统的能力限制, “地震”时产生的应力降会迅速下降到只有数百kPa甚至更小 (McLaskey and Kilgore, 2013; McLaskey et al., 2015).因此采用高精度的观测技术及分析方法监测从上一次黏滑结束后的应力恢复, 积累到加速滑动, 最终失稳这一系列断层介质随时间变化的相关物理场演化过程十分必要并且具有较大的科学意义和现实价值.
除了传统的应变、位移及声发射观测手段之外, 目前较为先进的观测介质全场变化的方法有高精度红外热像仪和基于高速摄像的数字图像相关等技术方法.然而对于观测大样品黏滑实验这些观测技术及方法在精度上都存在一定不足.比如先进的制冷型碲镉汞 (MCT) 红外探测器能分辨出的最小应力变化在2 MPa左右 (任雅琼等, 2016; Chen et al., 2015).基于高速摄像的数字图像相关等技术方法能够分辨出的最小应力变化大约在10 MPa左右 (卓燕群, 2016).更为重要的是, 受限于严苛的观测条件限制, 目前阶段这些观测手段很难走出实验室应用于野外实际观测.
基于地球介质的不可入性, 发展基于机械波 (如超声波) 的高精度观测技术是本次黏滑实验主要研究目的.利用波监测介质内部微弱变化的方法主要依据介质的物性变化会引起在传播过程中波的走时、振幅、频散或偏振等产生变化.在这些方法中尤以尾波为基础的监测方法发展最为迅速.这是因为尾波中包含了众多高频的多重散射波成分, 这些多重散射波在与介质内部的微结构充分接触后传播路径增大, 因此能够在细观尺度记录到丰富的的物性变化信息.更为重要的是, 根据多重散射波频段的不同, 基于尾波的检测方法不仅适用于实验室超声尺度的介质变化监测 (Larose and Hall, 2009; Larose et al., 2006; Hadziioannou et al., 2009), 更可服务于野外区域尺度介质变化监测 (Brenguier et al., 2008; Mainsant et al., 2012; Grêt et al., 2005).
本文的工作重点是将超声尾波观测技术及分析方法应用于室内大尺度断层黏滑实验的观测.主要目的是获取从上一次黏滑结束后开始到本次黏滑发生这一个应力积累过程中大尺度岩石样品断层的 (1.1 m×1.1 m×0.2 m) 波速变化.这项工作有助于在细观尺度获得模拟断层在滑动摩擦过程中波速变化的时空演化过程, 进而为理解断层滑动及其动力学过程提供基础性实验数据.
2 实验及数据处理方法 2.1 实验样品及加载方式本实验使用的花岗岩样品采自北京房山区大石窝镇大石窝村.如图 1所示, 岩石样品大小为1.1 m×1.1 m×0.2 m, 沿与样品边45°即对角线方向切一条模拟断层, 模拟断层长约1.5 m, 平均粗糙度为10 μm.
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图 1 大尺度水平双轴压机及花岗岩样品 Fig. 1 Photo of large-scale horizontal biaxial loading machine and granite sample |
本实验采用中国地震局地球物理研究所新近购置的双轴协调伺服加载系统对模拟断层样品进行加载, 最大加载能力2000 kN, 最大样品装载尺寸1.3 m×1.3 m×1 m.压机活动端具备位移及力测量传感器.样品放置于压机中部.
本实验通过关闭门窗, 加装厚窗帘等方法保持实验室内部温湿度的恒定, 降低影响波速变化观测的干扰.通过对环境温度的测量, 在2800 s的实验过程中的温度波动为+0.3 ℃, 气压值和湿度值基本保持稳定.
本实验加载方式如下:首先将两个通道同时加载至200 kN, 然后将通道2载荷保持, 通道1先后以1 μm·s-1和10 μm·s-1的速率进行位移加载.如图 2所示, 在大约2800 s的加载过程中共记录到完整的黏滑事件5次.其中, 如图 2a所示, 以1 μm·s-1速率加载过程中的完整黏滑事件3次, 利用压机端平均剪切应力的数据, 我们按发生先后顺序分别标记为slowss1, slowss2, slowss3.这三次黏滑事件从上一次黏滑结束后开始到本次黏滑发生, 大约分别持续约396 s, 358 s以及372 s; 产生的应力降分别是98 kPa, 105 kPa以及101 kPa.压机通道1采集的位移数据也记录下了这三次黏滑事件的位移量分别是0.092 μm, 0.092 μm, 0.089 μm.
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图 2 以 (a) 1 μm·s-1速率和 (b)10 μm·s-1速率观测到的黏滑事件 Fig. 2 The stick-slip events observed at the loading rate of (a) 1 μm·s-1 and (b) 10 μm·s-1 |
如图 2b所示, 以10 μm·s-1速率加载过程中的完整黏滑事件2次.通过压机端平均剪切应力的数据, 我们按发生先后顺序分别标记为fastss1, fastss2.这两次黏滑事件从上一次黏滑结束后开始到本次黏滑发生, 大约分别持续约179 s和166 s; 产生的应力降分别是88 kPa和77 kPa.压机通道1采集的位移数据也纪录下了这三次黏滑事件的位移量分别是0.092 μm和0.082 μm.
上述数据表明，200 kN的侧压下, 压机端的应力和位移传感器都纪录到了这5次完整的典型黏滑事件.这表明本实验的双轴协调伺服加载系统有能力开展1.5 m长断层的黏滑实验.同时我们也注意到5次黏滑产生的应力降都比较小, 最大的约105 kPa, 最小的甚至只有77 kPa.这要求我们采用精度更高的观测手段来对黏滑事件进行观测和分析.
2.2 超声尾波观测系统及数据处理 2.2.1 超声尾波数据采集本实验使用了9个规格一致的宽频带压电陶瓷 (PZT) 传感器 (PAC-wsα, 带宽范围100~900 kHz).如图 3所示, 其中编号分别为1—8的黑色圆圈所在位置为接收传感器R, 均匀布设在以样品中心为圆心、半径为30 cm的圆上.S标志位置为发射传感器, 布设在样品中心正下方10 cm处.本文使用自行设计并与北京软岛时代科技有限公司联合开发的超声尾波高速数据采集系统.在发射端使用任意波形发射器产生200次/s的线性扫频信号s(t), 该发射信号的频带宽度从200~800 kHz, 长度0.5 ms, 并采用功率放大器将信号能量放大至100 Vpp.接收信号在经过40 dB的前置放大器后在16位精度的数据采集器中以3 MS/s的采样速率记录接收波形ri(t)(i为传感器编号), 接收波形的时间长度为5 ms, 并叠加200次以改善信号信噪比.因此, 本次实验中信号的时间分辨率是1 s.这里特别指出的是, 信号发射和数据采集器之间采用严格的时钟同步措施以避免时钟误差, 从而为下一步计算尾波波速变化提供可靠保证.
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图 3 传感器布设及DAQ采集流程示意图 Fig. 3 Layout for transducers and illustration for DAQ configuration |
如图 4所示, 我们利用传感器1接收到的波形r1(t) 和发射信号s(t) 两者互相关获得各个接收端的格林函数hr1(t).图中黑色的曲线即是接收探头1(r1) 收到的信号通过和发射信号s(t) 互相关后获得的格林函数hr1(t).
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图 4 由编号1的传感器获得的尾波波形图, 灰色方框为选取的尾波计算窗口 Fig. 4 Coda wave received from transducer No.1. The gray box is the time window used for computer velocity change |
尾波干涉理论 (Coda Wave Interferometry) 认为通过测量两个不同时间尾波部分的相位差, 可获取介质在该时间段内的波速变化 (Snieder, 2006; Snieder et al., 2002).基于该理论, 目前至少有三种可用于提取介质波速变化的方法 (Mikesell et al., 2015), 考虑到需要对噪声有更强的适应性, 并且能够更为精确可靠, 我们采用stretching方法提取尾波的波速变化 (Hadziioannou et al., 2009).具体数据处理步骤如下.
假设我们获取了介质变化前后的两列多重散射波信号h0和h1以及各自的波速v0和v1, 利用因子τ对h0沿时间轴h0(t) 的压缩/伸展h0[(t+τ)]可模拟出从v0(t) 到v0(t+τ) 一系列波速变化.通过比较h0[(t+τ)]与h1(t) 的相似性，计算波速变化, 即
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(1) |
式中[t1, t2]代表要分析的尾波部分的窗口.如图 4中灰色方框所示, 考虑到充分散射 (≥4倍平均自由程) 以及能够保持观测结果的稳定性, 在本次实验中选择的尾波信号的窗口从1~1.5 ms.
当τ的某取值τmax使得CC(τ) 最大化时, 我们就可以得到两列信号的波速变化是dv/v=τmax=(v1-v0)/v0.
为获取黏滑实验中大尺度断层的波速变化, 我们利用stretching算法对8个接收传感器记录到的数据进行了计算.具体来说:利用某传感器在首次测量时获得的观测数据hri, 1(编号为i的传感器获得的第一组观测数据) 作为参考信号, 把该传感器每次测量获得的信号hri, j(编号为i的传感器获得的第j组观测数据) 作为目标信号，与参考信号在[1 ms，1.5 ms]内的数据沿时间轴压缩/伸展.压缩/伸展的区间是-5%到5%, 即波速变化的区间.利用互相关计算得到相似度最大的波速变化即为该传感器记录到的波速变化.
3 实验结果如图 2(a, b), 我们获得全部8个传感器随时间的平均波速变化.可以看到, 在每一个黏滑周期内, 波速变化的趋势与剪切应力的变化在趋势上几乎一致, “滑”所产生的波速下降在发生时刻和应力降完全一致, “黏”的过程在波速变化上有着更为丰富的现象.上述数据表明:尽管大样品黏滑实验产生的应力降较小, 超声尾波也有足够的分辨率来观测模拟断层上发生应力变化所导致的波速变化.这为下一步定量分析黏滑过程不同阶段的波速变化的时空演化过程提供了可靠的基础性数据.
以编号为slowss1的黏滑事件为例, 如图 5, 从前一个黏滑时间结束 (~349 s) 开始到黏滑发生产生波速下降 (~745 s), 一共持续396 s, 这与应力测量获得的持续时间完全一致.在这期间根据曲线特征我们大致将波速变化分为三个区间, 分别是前一次黏滑结束后由应力调整导致的恢复阶段, 调整恢复后的波速变化线性增长阶段, 以及波速变化到达最大值后到发生突然下降成核及失稳阶段.下面就这三个区间的波速变化进行详细分析.
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图 5 编号为slowss1的黏滑事件中波速变化的三个阶段示意图 Fig. 5 Illustration for the three stages of velocity change of slowss1 |
以前一次黏滑结束为开始标志, 在本实验的5次黏滑事件中都观测到了模拟断层的波速变化随时间的恢复过程.在剥离压机失稳后短暂的调整时间 (约2~3 s) 后, 通过读取数据, 在1 μm·s-1加载速率下, slowss1, slowss2, slowss3这三次黏滑所用恢复时间大约持续100 s.在10 μm·s-1加载速率下, fastss1, fastss2这两次黏滑所用恢复时间大约持续60 s.
我们以对数时间特征描述波速变化随时间的恢复过程:
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(2) |
公式 (2) 中, 我们采用A/m作为波速随时间恢复的特征参数.
如图 6所示以1 μm·s-1加载下, slowss1, slowss2, slowss3的A/m分别为0.53, 0.56和0.49.以10 μm·s-1加载, fastss1, fastss2的A/m分别为0.12和0.11.从数值上看, 以1 μm·s-1速率加载的A/m是以10 μm·s-1速率加载的A/m的约5倍.而这两个不同速率加载下的黏滑发生时的应力降相差不到30%.对于同一加载速率下我们发现, A/m最大值能够对应最大的应力降发生的黏滑事件, 而A/m相对较小的值能够对应较小的应力降的黏滑事件.其中slowss1的A/m相对偏大, 这可能的原因是: (1) 由于通常来说在没有外界应力影响的情况下这个恢复过程有可能长达104~105 s, 而我们的实验中压机通道2不断加载缩短了这一调整时间的过程, 从而影响断层接触面微结构的再平衡导致对A/m的特征拟合有一定误差；(2) 是由上一次不完整的黏滑过程对本次恢复过程的影响.但总体来说黏滑实验恢复过程所观测到的波速变化的对数时间恢复特征A/m非常敏感地捕捉到了断层在细观尺度内部应力的调整和再平衡的过程, 并与失稳阶段的应力下降有一定的对应关系.
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图 6 (a) 在加载速率为1 μm·s-1下波速变化恢复阶段的拟合分析; (b) 在加载速率为10 μm·s-1下波速变化恢复阶段的拟合分析 Fig. 6 The fitting analysis for recovery stage of velocity change at loading rate of (a) 1 μm·s-1 and (b) loading rate of 10 μm·s-1 |
经历了波速变化的恢复阶段后, 随着剪应力的增加断层内部的应力也在逐步积累, 我们利用以下公式描述波速变化与应力变化线性增长关系：
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(3) |
式中, Δσ是剪应力的变化.我们用α来定量描述波速变化随应力线性增大这一特征参数.
如图 7所示, 通过线性最小方差拟合, 在1 μm·s-1速率加载下, slowss1, slowss2, slowss3的α分别为1.8, 2.1和1.9.在10 μm·s-1速率加载下, fastss1, fastss2的α分别是0.9和0.8.从数值上看, 在1 μm·s-1加载速率的α是10 μm·s-1加载速率下的α的约2倍.尽管没有不同加载速率下A/m的比值大, 但相比两个不同速率加载下的黏滑发生时的应力降相差不到30%, α依然能够非常灵敏地反应介质内部应力积累的过程, 并且其值与失稳时应力降有非常好的对应关系, 即最大的α值对应最大的应力降, 余下的α值也有较好的对应关系.
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图 7 波速变化的线性增长阶段拟合分析 Fig. 7 The fitting analysis for linear increase stage of velocity change |
在这个阶段, 还可以通过拟合误差来获得超声尾波观测的精度, 即
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(4) |
利用公式 (4), 我们分别获得了slowss1, slowss2, slowss3三次黏滑事件中在波速线性增长阶段超声尾波的观测精度是2.78×10-6, 1.48×10-6和1.62×10-6.fastss1和fastss2黏滑事件中在波速线性增长阶段超声尾波的观测精度是:1.92×10-6和1.45×10-6.这比现有文献中 (Larose and Hall, 2009) 提到的利用超声尾波的最高观测精度高大约1个数量级.这表明了利用本文的观测仪器、手段和分析方法能够以非常高的精度对黏滑事件进行观测和分析.
3.3 失稳及其成核过程黏滑实验的失稳过程对观测和研究地震成核非常重要, 尽管目前的观测系统处在调试阶段, 未有能力提供足够的时空分辨率观测失稳及其成核过程, 但我们还是尝试对现有波速变化数据进行初步分析, 主要内容包括 (1) 获取了失稳时波速变化的下降以及 (2) 对失稳前6 s到失稳后2 s在1 μm·s-1速率加载下slowss1, slowss2, slowss3三次黏滑波速变化在断层不同区域时空变化的定性分析.
首先, 如图 2所示, 我们可以非常直观地获得两个加载速率下波速变化的下降值.其中在1 μm·s-1速率加载下slowss1, slowss2, slowss3的波速变化下降值分别是2.763×10-5, 2.974×10-5和2.901×10-5.在10 μm·s-1速率加载下, fastss1, fastss2的波速变化下降值分别是1.232×10-5和1.107×10-5.以1 μm·s-1速率加载下波速变化下降值是以10 μm·s-1速率加载下的约2.3倍.这表明尾波捕捉到了应力下降所导致的波速变化.
由于样品尺度的增大, 岩石内部的矿物更加丰富, 非均匀性会明显增加, 同时样品面积的增大可以布设更多的传感器来观测尾波在传播过程中存在波速变化局部化现象.这为我们观测和分析失稳前后波速变化在断层不同部位的差别提供了有利条件.
根据如图 3所示传感器布设位置以及超声尾波的传播性质, 我们可以确定由发射源S到R4, R5, R6, R7, R8大体能够依次覆盖断层下部远端到断层上部的远端.因此我们选择使用在1 μm·s-1速率加载下slowss1, slowss2, slowss3这三次黏滑失稳前6 s到失稳后2 s的R4, R5, R6, R7, R8传感器接收到的超声尾波数据.以失稳前6 s作为参考信号, 通过stretching方法获得这5个传感器在失稳前后8 s内的相对波速变化.
图 8a—8c分别代表slowss1, slowss2和slowss3三次黏滑事件.可以看到从6~-2 s阶段的这三次黏滑断层中部区域 (R4所在位置附近) 的波速变化最先开始下降到负值 (图中冷色), 此时断层的其他部位的波速变化都还处在正值 (图中暖色区), 且越靠近断层远端, 波速变化的正值越大，这表明失稳最早开始于断层中间部位, 而此时断层远端仍处在闭锁状态.随后在1 s左右时断层波速变化的负值区开始扩大并且有向断层上部远端扩展的趋势.在0 s的时候图 8a和8b的波速变化在断层的所有部位都变为负值, 这表明0 s时失稳发生, 断层周围应力开始大面积释放.而图 8c并没有在断层所有部位完全变为负值的可能原因是由于在本实验中尾波观测的时间分辨率为1 s, 而实际失稳的过程要快的多, 时间分辨率需要达到毫秒级别, 我们没有足够的时间分辨率来观测这1 s内的快速变化.随后的2 s内波速变化的下降迅速跨越1个量级, 应力释放得到增强.我们观测到的这一失稳过程与Latour等 (2013)、Ohnaka (1992)、McLaskey和Kilgore (2013)等观测到的应力在断层不同部位的变化趋势非常接近.
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图 8 编号为 (a) slowss1, (b) slowss2, (c) slowss3的三次黏滑事件 在失稳前后8 s内沿断层布设的传感器获得的波速变化 Fig. 8 The velocity change alone the fault within 8 seconds of slip instability from 3 stick-slip events (a) slowss1; (b) slowss2; (c) slowss3. |
通过尾波观测获得的数据表明，将超声尾波观测技术及分析方法应用于室内大尺度断层黏滑实验的观测是可行且有效，并且具备较高的精度和分辨率.
4 讨论发展超声尾波观测技术及方法的一个重要目标是将其应用于观测和研究断层失稳前后波速场的时空演化特征.大量研究表明断层在快速滑动前存在一个起初较慢, 逐渐加速的非震稳定滑动过程.当断层上滑动的长度超过最小滑动距离后不稳定滑动发生，导致地震.这个临界尺度相当于“核”, 断层从出现滑动到达到临界距离的过程即为“成核过程”.本文给出了在断层失稳前后8 s内利用不同部位的传感器获得的波速变化.发现失稳前波速变化下降到负值是从断层的中间部位开始向端部扩散的趋势.虽然这一结果与一些观测结果符合 (Latour et al., 2013; Ohnaka, 1992; McLaskey and Kilgore, 2013), 然而受制于时间分辨率以及传感器数目, 本次实验无法精确地给出最小滑动距离.我们将在下一步工作中继续提升尾波观测的时空分辨率, 并采用更为有效的成像方法以及更加综合的观测手段来研究临界成核尺度的问题.
5 结论本文介绍了利用中国地震局地球物理研究所地球物理成像重点实验新进购置的双轴协调伺服加载系统开展1.5 m长断层的黏滑实验.利用沿断层布设的9个宽频带超声传感器 (1个发射, 8个接收) 组成的观测系统以10-6的精度监测了大尺度花岗岩走滑断层 (1.5 m长, 0.2 m厚) 在两组不同加载速率 (1 μm·s-1, 10 μm·s-1) 下一共5次完整的黏滑周期事件.观测并定量分析了这5次黏滑事件恢复过程, 加载过程.观测并定量分析了从上次黏滑结束后到应力恢复过程, 加载过程, 以及失稳前后波速变化的时空演化过程.其中在1 μm·s-1加载速率下三次黏滑随时间特征恢复参数A/m分别是0.53, 0.56和0.49, 加载过程中的声弹性特征参数α分别为1.8×10-3 MPa-1, 2.1×10-3MPa-1和1.9×10-3 MPa-1.失稳时的波速变化下降值分别是2.763×10-5, 2.974×10-5和2.901×10-5.在10 μm·s-1加载速率下两次黏滑随时间特征恢复参数 (A/m) 分别是0.12和0.11, 加载过程中的声弹性特征参数 (α) 分别为0.9×10-3MPa-1, 0.8×10-3MPa-1.失稳时的波速变化下降值分别是1.23×10-5和1.1×10-5.观测并分析了在1 μm·s-1加载速率下三次黏滑失稳前后8 s波变化速率沿断层的时空分布规律.以上研究结果表明, 作为一种对现有实验观测手段的有益补充, 利用超声尾波观测大尺度岩石断层的黏滑过程是可行的.这也将为下一步发展大尺度岩石断层黏滑失稳前后波速场的成像技术、开展时空演化特征研究提供坚实基础.
致谢感谢数据采集仪器生产商北京软岛时代科技有限公司给予本实验的大力支持.本文图件采用开源的Matplotlib软件包绘制.
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