断层活动诱发地震,地震的发生又促成断层的生成与发育.由于地震与断层密切相关,地震的物理特性很大程度上可以由断层带的性质所指示,因而断层带的内部结构知识是认识地震发生过程的基础.由于对控制地震破裂的发生、传播、终止过程的因素还不是很清楚,而断层的几何形态和内部结构与地震破裂的物理过程密切相关,所以地震学家对地震断层带的内部精细结构产生了浓厚的兴趣.研究断层带的内部精细结构有助于提高我们对地震发生的整个过程、影响因素及长期发展演化的认识,也有助于地震灾害的防御(Aki, 1979, 1995; Aki et al., 1980; Mooney et al., 1985; Ben-Zion et al., 2003a).因此,断层带的内部结构研究一直是地震学研究的热点之一.
目前,有关地震断层带的研究主要围绕断层带的几何特征、描述断层机制的理论框架、以及在不同尺度上怎样理解断层这三个方面进行.对断层的具体研究内容比较广泛,包括断层的地面几何分布、地形变化观测研究及断层带的内部形态结构、地球物理学特征和成分情况等,研究方法涉及到地球化学、地质学和地球物理学等多种学科,不同的研究方法针对问题、范围、尺度和分辨率也有较大差异(Ben-Zion et al., 2003).浅部的研究,如对不活动剥露断层进行观测(Faulkner et al., 2003)、活动断层的地表调查(Johnson et al., 1994),这些方法可以获得断层的直接信息.深部研究,目前主要依靠地球物理数据的反演来获取断层的几何和速度结构,主要有重力、电磁、人工地震反射/折射探测剖面、地震层析成像等.应用这些地球物理方法进行断层带深部结构研究时,在深度、分辨率或观测条件等方面的也有很大的局限性(Mooney et al., 1986; Li et al., 1990a; Ben-Zion et al., 2003b),因此地球物理学家一直在研究用新的手段来获得断层带的内部结构.近二十多年来,地震学家尝试并开展了利用在断层带的内部传播的断层带围陷波来研究断层带的精细结构.由于断层带围陷波携带有断层带更直接可靠信息,其振幅和频率特性与断层带的几何参数和物理性质密切相关,分辨能力能达到十几米到几米,从而成为研究断层带内部结构的有效方法之一(Ben-Zion et al., 2003b).
断层带被认为是由集中在断层附近的流体、富粘土的断层泥、增加的孔隙度和地震过程中扩大的裂隙以一种未知的方式组合而成的(Nur, 1972).相对围岩而言它具有低速的特征,大的断层带常形成几百米宽的低速区(Cormier et al., 1984).断层带的这种成分及低速特征在一些断层的观测中被证实(Wu et al., 1975; Aki et al., 1976).如同玻璃光纤中由于发生全发射光被围陷一样,地震波在低速层也可以被围陷,形成通道波.Aki理论上首先证明了在断层带内低速区形成的围陷波是具有Love型面波性质的波列(Aki et al., 1980),他的合作者后来在观测中证实了具有这种特性的围陷波的存在(Leary et al., 1985; Li et al., 1990b).自Li等“(Li et al.,1990a,b)提出了利用围陷波来研究断层带结构的方法以来,在随后的二十几年里,地震学家对围陷波进行了大量观测和研究,探讨了其形成机制和特点,开展了理论和应用研究.研究认为,由于断层带内是一个低速介质区,当断层带内地震波入射到低速介质与高速围岩之间的界面时,在界面内侧可以形成多次反射,经过相干叠加形成沿低速区传播的具有面波性质的波列,这个波列称为断层带围陷波(如图 1).
位于断层带内或靠近断层,或一定条件下在断层外(Fohrmann et al., 2004)的震源能够激发围陷波,激发围陷波的震源可以是天然地震,也可以是人工震源,而位于断层带内或邻近断层带的地震计可以接收到围陷波.从断层带内发出的地震波,在断层带与围岩形成的边界面上反射和透射.当地震波入射到距震源足够远时,在一定的相速度范围内将发生全反射,大部分能量在断层带内来回反射并相干叠加,其中一部分形成具有面波性质的波列,另一部分则保持体波特征,形成类似驻波的干涉.因为在边界面上发生了全反射,大部分地震波能量都集中在低速带内传播,形成一个围陷带.从围陷波的极性来看,可把它们分为两种相互独立的围陷波类型:由平行于层状界面极性的SH波组成的勒夫波和由垂直于层状界面极性的SV波和P波组成的瑞雷波,观测也表明这两种波的存在(Li et al., 1990a).这两种围陷波都有频散现象,即它们的相速度依赖于频率.由于围陷波是地震波在断层带低速介质和高速围岩之间相干多次反射形成,因而其振幅和频率严重依赖于断层带几何形态和介质物理性质,所以观测、分析断层带围陷波能够揭示断层带的细结构.实际断层带中由于介质的非弹性强衰减作用,围陷波随着传播距离的增加能量总是不断降低.另外,一些其它因素,如近地面处深度和横向方向上的介质不均匀性,也会造成围陷波能量减弱(Li et al., 1990a).总起来看,围陷波表现为体波到达之后、具有大振幅、低频率和频散特性的波列.
目前,对断层带围陷波的研究主要包括三个方面:围陷波的证实性观测研究、各种二维、三维断层带结构中围陷波的传播与特性理论研究、利用围陷波波形分析和模拟等手段反演断层带结构时的方法及应用研究(Haberland et al., 2003).
由于煤层相对围岩具有比较强的速度差异,且煤层比较均匀,能发育较好的围陷波,因此,围陷波较早在煤层勘探工作中得到应用.围陷波应用于断层带观测比较晚,最早的可能是Fukao等(Fukao et al., 1983)、Hori等(Hori et al., 1985)在菲律宾板块消减带进行的构造断层带内低速层的围陷波观测.Leary,Li 和 Aki在加利福尼亚的Oroville和San Andreas破裂带用井下地震计观测到地面可控源及破裂带附近小地震激发的具有频散特性的围陷波,并证实其含有瑞雷波和勒夫波成分(Leary et al, 1985,1987; Li et al.,1990a,b).由于这次观测取得了比较好的成果,地震学家给予了极大关注,随后相继对一些断裂带进行了围陷波观测,并逐渐发展成为一种探测断层带精细结构的有效方法.Li等(1994a,b,1999,2001)1994-1997年间,在美国加利福尼亚的Landers地震断层带布设了密集流动地震台,观测了人工爆破震源和天然地震震源激发的断层带围陷波,并对断层带内的细结构进行了研究.Li 等(1997a)还对San Andreas断裂带的Parkfield部分和Cienega Valley部分用爆破进行了围限波观测和比较,在加利福尼亚的San Jacinto破裂带Anza 附近地区通过布设流动台站观测了1995年6月后小震激发的断层带围陷波(Li et al., 1997b; Lewis et al., 2005).1999年 M7.1 Hector Mine地震后,在Hector Mine地震破裂带布设的流动台站观测到了人工爆破和余震激发的围陷波(Li et al, 2002, 2003).Ben-Zion等(Ben-Zion et al., 2003b)通过布设的流动台站观测土耳其Anatolia破裂带的Karadere-Duzce部分天然地震激发的破裂带围陷波,还在日本神户Nojima破裂带(Li et al., 1998)和日本Atotsugawa破裂的Mozumi-Sukenobu部分(Mamada et al, 2002, 2004),中东的Arava破裂也进行了断层带围陷波的爆破观测.国内,也先后开展了对昆仑山破裂带(王椿镛等, 2004; 李松林等, 2005)、海原断裂带(刘明军等, 2004)、汤西断裂(李松林等, 2007)、库赛湖-玛沁断裂带(潘纪顺等, 2009)、汶川地震破裂带(Li et al., 2009)的人工爆破或天然地震激发的围陷波观测.图 2展示了在昆仑山断裂带用人工爆破方法获得围陷波记录图,可以清楚的看到S波后大振幅波列就是断层带围陷波.在一些断层带围陷波观测中,特别是天然地震观测,由于震源、观测条件以及复杂的断层带结构的影响,造成了激发的断层带围陷波很弱或难以识别.但围陷波观测研究还是很好的证实了围陷波能够被激发和接收,并且可以用来研究断层带的内部结构.
在进行围陷波观测的同时,地震学家应用射线追踪方法、解析方法和数值方法,通过模拟各种断层带结构中地震波的传播,研究了断层带的围陷效应和围陷波特性.Cormier等(1984,1987)应用射线追踪方法研究了地震波在三维不规则楔型低速带中的传播,发现了地震波形的复杂性,讨论了地震波响应的振幅和极性等特征.Ben-Zion(1989,1990)、Ben-Zion等(1990)应用二维解析方法模拟了两个垂直半空间夹一个低速层情况下,SH线性源及点位错源引起的地震波场,计算结果显示,地震波在低速带内传播被围陷而使地震波场复杂;Ben-Zion等(1990)还推导了两个半空间夹一个均匀介质的低速带层的情况下,围陷波的群速度、相速度和剪切波速度关系.为了更好的研究断层带围陷波的传播特征,复杂的模型和数值方法逐渐被用来计算围陷波理论地震图.Leary等(1991,1993)用有限差分方法模拟了弹性波在三维断层结构中的传播,在计算模型和频率限制下,研究了具有不规则几何结构和不均一介质特性的断层带内P、SV和SH波的传播.Huang等(1995)应用基于声波方程的伪谱法模拟了三维断层结构中产生的围陷波波形及其振幅特性,分析了围陷波振幅随传播距离和低速带宽度变化而发生的特征变化.Li等(1996)应用有限差分方法模拟了二维波导模型中围陷波的波场,分析了其特性和不同结构参数对围陷波的影响.研究表明,位于低速带内的震源能更好的激发围陷波,低速带宽度和内外速度差异都影响围陷波的频带特征,认为低速带宽度控制了围陷波频率特征;计算还表明,较厚的地表低速层对围陷波衰减作用较大,低速带宽度随深度逐渐变化对围陷波的影响较小,另外在低速带深部发生倾斜、错断、或发生分支时,模拟的围陷波的特征也发生一定的变化.
考虑到解析或二维模拟方法在模拟真实断层带内地震波场方面的限制,Igel等(1997)采用三维有限差分方法调查了不同断层带结构中P-SV和SH波的传播.研究结果认为,对于较简单的两个高速层夹一个低速层的模型,围陷波的特征强烈依赖于低速带的宽度和传播距离两个参数,断层带在地表变宽对围陷波影响不大,而波速随深度变化影响所有频段的围陷波,地表低速层还会使围陷波变得不明显.Ben-Zion(1998)利用一种基于标量波动方程的二维解析方法模拟了围陷波特征,研究发现断层带结构的不连续性对围陷波影响较大,而断层带随深度变窄、垂向梯度变化、小规模结构和适度几何结构变化对围陷波影响相对较小,Igel等(2002)用三维有限差分模拟分析也发现了类似结果.Ben-Zion(1998)研究认为断层带围陷波的特征是受沿断层带的传播距离、断层带宽度、断层带内外速度差异、震源位置和Q值等因素共同作用相互均衡的结果.Igel等(2002)比较了三维有限差分方法与解析方法模拟围陷波的精确性和差异,模拟结果发现,二维解析方法模拟的围陷波在振幅和波形上与三维有限差分方法有一定的差异,需要对震源函数改正.Jahnke等(2002)使用三维交错网格有限差分模拟了不同震源位置、断层垂向变化等因素对围陷波的影响,通过分析波形、振幅谱及其频散等特征,比较了不同因素对围陷波的影响程度,结果表明断层带形态的一定变化、小规模的不均匀性、深度上一定的变化对围陷波影响相对较小,而断层带的不连续性影响较大.Fohrmann等(2004)用三维数值方法调查了位于断层带外震源激发围陷波的可能性,模拟结果表明在一定条件下断层带外震源也可以激发围陷波.Wu等(2008)为了探讨围陷波在断层带内深部的传播情况,利用三维有限差分程序模拟了6 km深处断层带内外的震源,在较深和较浅断层中产生的围陷波情况,研究认为较浅的断层相对较深的断层围陷波的低频成分更多.断层带围陷波的这些理论研究为围陷波的实际观测和应用提供了方法支持,特别是在成像断层带结构过程中各种断层带结构参数的确定具有重要意义.
利用围陷波成像断层带的内部结构,包括断层带几何结构、Q值、断层带内速度结构及其与断层带外的速度差异等参数,使用的方法主要是对人工爆破或天然地震激发的围陷波进行走时、振幅、频率、频散等波形特征分析和波形模拟.
1990年,Li等(1990a)首先通过一种传播算子矩阵算法,采用比较简单的深度无变化的一维断层结构模拟了勒夫型围陷波的波形,通过对比分析模拟围陷波和实际观测波形的振幅、频散、范围等特征,初步得到Oroville破裂带和San Andreas破裂带的Parkfield部分的宽度和内部S波速度情况.1994年,Li等(1994a)用围陷波研究了1992年Landers地震破裂带,通过尾波归一化围陷波振幅,分析围陷波的振幅随观测点与破裂带距离变化,确定破裂带宽度约为180 m,Landers地震破裂带至少扩展到10 km深;通过用深度及侧向无变化的两个弹性半空间高速、高Q层,夹一个低速、低Q层的简单“三明治”结构的简单断层结构模型,模拟了3~6 Hz的围陷波,推断破裂带内S波速度为2.0~2.2 km/s,
Q值为50.为了提高确定断层带结构参数时的精度及研究断层带垂向和横向变化等特征,更复杂的断层模型和数值方法用来模拟围陷波的波形,从而确定断层带结构参数.1999年,Li等(1999)通过对Landers断裂带爆破激发的围陷波波形特征分析和三维有限差分模拟,得到Johnson Valley断层浅部1 km深度范围内,断层宽250 m,断层带内S波度为1 km/s,Q值为20,随着深度的增加S速度增加为1.9 km/s,Q值增加到30.随后,Li等(2000)对Landers断裂带天然地震激发的围陷波的三维数值模拟得到,Johnson Valley 和 Kickapoo断层浅部宽250 m,随着深度断层逐渐变窄,在深部8.2 km处断层宽100~150 m,S波速度和Q值也随着深度相应增加.通过类似的围陷波波形分析和三维数值模拟研究,对一些大的断裂带进行了内部结构研究,如Hector Mine地震破裂带(Li et al, 2002, 2003)、San Andreas 断层的Parkfield部分(Li et al., 2004)、死海转换带(Haberland et al., 2003)、日本Atotsugawa破裂的Mozumi-Sukenobu部分(Mamada et al, 2002, 2004)、昆仑山断裂带(王椿镛等, 2004; 姚志祥等, 2007)、龙门山断裂带(Li et al., 2009).
考虑到断层带的内部结构对围陷波的共同影响作用且难以分离(Ben-Zion, 1998),2003年,Ben-Zion等(2003b)利用二维解析方法分别用断层带宽度、Q值、断层带内外S波速度等一系列参数进行围陷波的波形拟合,通过波形拟合度查找每个参数的最优解来共同确定断层带的结构.Peng等(2003)、Lewis等(2005)用同样的方法分别对Landers断层、Anza 地区的San Jacinto断层带进行了分析.Shtivelman等(2005)还尝试利用围陷波的共炮点和共接收点叠加以及能量谱来确定断层带结构,并在Israel地区进行围陷波人工观测和数据处理试验,对方法进行了测试.Wu等(2008)又利用类似面波频散的方法,通过对围陷波的波形特征进行分析来确定断层带结构.在利用围陷波确定断层带结构参数时,为降低反演时的困难,往往会结合一些其它研究方法,如Wang 等(2009)通过围陷波与人工探测剖面研究联合确定断层带结构参数.这些利用围陷波研究断层带结构的方法探索和应用研究,为反演断层带结构的可靠性和围陷波的深入研究都具有重要意义.
目前,在断层带围陷波的观测、传播和特性理论研究、反演方法及应用方面都取得了比较大的进展,但仍存在一些不足和问题.野外观测方面,断层带围陷波的观测一般要求在垂直于断层走向上布设密集的台站(如图 3a),以便于台站能控制断层,但断层附近地形、地表结构都可能使观测受到局限.一般情况下,位于断层带内部的人工和天然地震震源都能激发围陷波,对于存在明显低速带的断层结构,一定距离内人工地震方法激发的断层带围陷波更易于识别,观测效果也较好.对于天然地震,由于位于断层带的内部或邻近断层带的震源才能激发围陷波,因此震源的位置、类型和尺度等参数都会影响到围陷波的激发,同时接收距离太远也可能引起围陷波的衰减,从而造成围陷波难于识别,给围陷波观测带来了困难.另外,断层带内波速与围岩差别较小或地表低速层较厚时可能会造成围陷波能量的衰减,影响围陷波的观测效果.
在围陷波的理论分析方面,尽管对断层围陷波的波形、振幅、频散等特征和影响因素进行了详细研究并取得了重要的认识,但仍然对一些问题还不清楚.例如,理论研究认为,断层带宽度随深度的适度变化、垂向速度梯度变化、小规模结构和适度几何结构变化等因素对围陷波影响相对较小,震源位置、传播距离、宽度和内外速度差异、断层带的连续性对围陷波相对影响较大(Li et al.,1996; Igel et al, 1997,2002; Ben-Zion, 1998; Jahnke et al., 2002),但研究很难定量的分析这些断层带结构参数对围陷波的影响,而且由于这些因素共同决定了围陷波的波形特征,难于把这些因素进行定量区分(Ben-Zion, 1998).
基于围陷波的观测和理论研究结果,在反演断层带结构方面,主要是利用围陷波的走时、频率、振幅、频散特征综合反演断层带的宽度、几何结构、断层带内Q值、断层带内外速度结构差异等参数.如通过布设垂直于断层带的测线观测围陷波的振幅变化特征和波形模拟来确定断层带的宽度,图 3展示了用两个高速层夹一个200 m宽的低速层模型下,地表点源激发的围陷波的有限差分理论模拟结果,可以看到围陷波的能量主要在低速带内,这对确定断层带宽度有重要作用.然而,实际断层带结构比模型更加复杂,如地表低速带、断层不连续、介质的不均匀,这些都会影响围陷波的振幅、波形特征,使反演更困难.实际上,很难通过围陷波直接反演断层带的结构参数,往往需要通过波形模拟等手段进一步对反演的断层带结构参数进行确认.尽管如此,由于断层带结构参数对围陷波的共同影响作用,最后确定的参数很可能只是其中的一组,而不是唯一解.例如,在利用围陷波反演断层带深度参数时就存在差异,Li等(1994a,b)对Landers地震断裂带的围陷波研究认为低速带波导区域可以扩展到10 km深度以下,而Peng等(2003)对围陷波的分析认为低速带大约只有2~4 km深,两者的差异显示了在利用围陷波反演断层带结构时结果的不确定性.围陷波反演结果不确定性的主要原因是对断层带的结构、介质特性与围陷波之间的关系不是很清楚,同时缺少一些定量分析方法和手段.目前,利用围陷波反演断层带的细结构参数最有效的方法是结合一些其它方法的反演结果,在限定一些参数的前提下,利用围陷波观测资料对断层带的其它参数进行反演,这样一方面可以减少参数降低计算量,另一方面可以提高分析结果的可靠性.
当人工或天然地震震源位于断层带内部,或者一定条件下的震源位于断层带的附近时,激发的地震波在断层带的内部低速区传播,入射到低速介质与高速围岩之间的界面内侧产生多次反射,经相干叠加形成具有较低波速、大振幅、低频率、频散的类似面波特性的断层带围陷波波列.由于断层带围陷波沿断层带的内部传播,因而在一定距离内,位于断层带内部或邻近的台站可以接收到围陷波.根据围限波的振幅和频率与断层带的几何参数和物理性质密切相关的特性,通过对携带有断层带结构和介质相关信息的围陷波进行分析,可以研究断层带的精细结构.断层带围陷波已成为研究断层带内部结构的有效方法之一.
对一些断裂带的围陷波观测,已经证实了围陷波的存在并获得了比较好的研究成果,表明了围陷波在研究断层带结构方面的有效性.在具备观测条件的断层带,围陷波观测可作为一种重要的观测手段.对各种复杂断层带结构中围陷波的激发、观测和特征研究,以及断层带各种参数对围陷波的影响定性方面的理论研究,都取得了重要的认识,而对围陷波相关影响因素的定量分析不足.基于围陷波的走时、频率、振幅、频散特征的反演和波形模拟,可以有效的确定断层带的宽度、几何结构、Q值、断层带内外速度结构差异等参数,但仍存在一定的局限性,主要原因是定量分析反演方法比较少.目前情况下,可以结合其它方法的研究成果,来提高反演结果的唯一性和可靠性.因此,还需进一步加强围陷波的定量分析和反演方法方面的研究,为围陷波的有效利用提供理论和方法支持.
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