华北原地应力测量中的断裂活动与应力变化

华北原地应力测量中的断裂活动与应力变化

1地壳浅部的热量通常，传统的岩石力学试验可以用来模拟地壳扰动的滑动，并在不同的条件下提出许多扰动滑动模型。然而,模拟震源区岩石或断层破裂滑动的困难是,不可能准确模仿震源区复杂的几何结构,以及不可能真正得到与震源区有相近特性的岩石试件和震源区的物理过程,因为目前所取得的许多物理量仅限于地壳浅部。但是,地壳介质做为一个连续体,浅部的某些物理量能否反映深部物理过程的某些信息,是一个值得讨论的问题。地震断裂在地表的出露以及近年来发展起来的原地应力测量技术,给我们提供了实在的岩石力学试验结构及大量力学参数,这是本研究得以实施的基础。2材料测区的选取选择了原地应力测点相对集中,并在不同时间重复测得多组数据的5个测区进行重点分析。它们是唐山测区、吴雄寺测区、八宝山、黄庄一高丽营断裂带附近、山西测区和邢台测区。下面分别叙述各区构造及测点分布概况。2.1应力区北北东向断裂该区受北东向宁河一昌黎断裂、丰台-野鸡坨断裂、北西向滦县一乐亭断裂和蓟运河断裂的切割,形成一个北东向的菱形块体。应力测点分布于块体内北北东向断裂附近,该北北东向断裂是本区第四纪以来强烈活动断裂,1976年唐山大震就是该断裂右旋正断层活动所形成,①。其总体走向约北20°东,倾向南东,倾角约65°(图1)。2.2开震构造和夏垫断裂本区主要发育有北西和北北东向两组活动断裂。1679年三河平谷8级大震的发震构造即为本区北北东向的夏垫断裂。该断裂总体走向约北10°东,倾向南东,倾角约65°。吴雄寺测点正位于大震震中附近。2.3北京南奥尼地区该断裂系属新华夏系的山西隆起带和华北平原沉降带之间分界断裂的北延部分,据其走向展布特征可分为南北两段。北段在北京昌平、怀柔县境内,走向约北30°东,倾向南东,倾角60°;南段在北京房山县境内,走向北20°东,倾向南东,倾角约75°。据地壳测深资料表明其具有深大断裂特征①②,大量地震地质资料亦表明第四纪以来该断裂为顺时针扭动的活动性断裂,并与地震活动关系密切。自1974至1983年,沿该断裂附近进行了12个点的原地应力重复测量。2.4原地应力网络地理及断裂带本区构造由一系列方位不同的断陷盆地所组成,它们的边界多被第四纪活动性断裂所控制。如中条山山前断裂、太谷断裂、交城断裂、系舟山山前断裂、五台山山前断裂、恒山山前断裂、桑干河断裂等。它们均为高角度正断层,断层倾角多为60°左右,走向为北45～65°东,相互平行斜列。原地应力测点主要分布于大同盆地东南缘的浑源,忻定盆地东北端的灵丘,太原盆地东缘的平定,临汾盆地北西和北东缘的万圣寺和郭盆,运城盆地北东缘的绛县。测点附近断裂局部走向北50～65°东,倾向多为北西,倾角在60～75°(图2)。2.5植被分布及区域本区北北东向断裂为第四纪以来的主要活动构造,1966年邢台大震的发震构造即为北北东向的束鹿断裂带,原地应力测点分布于该断裂南段的隆尧、邯郸、安阳一带,测点附近断裂走向约北10～20°东,倾向南东,倾角60°(图3)。3测量数据和数据的原始能力3.1最大主应力测定值1979年以前两区的原地应力测量主要采用电感元件套芯法,1980年以后又发展了水压致裂法,测量深度从套芯法的数十米增至数百米。套芯法测值误差在10%左右,应力方向误差一般为3～5°;水压致裂测定最小主应力不依赖于岩石的弹性参数,测值具有较高的精度,误差在5%～10%,但最大主应力测值误差较大,最高可达25%。在进行数据分析时考虑到地壳中岩石孔隙水压的附加作用,两种方法所给的数据是不一致的,套芯法所给数据为地壳中的有效应力,而水压致裂法所给数据为原地应力。分析中将水压致裂法所给数据校正为有效应力。对于两种结果的一致性问题,地壳应力研究所曾于1980和1981年分别在河北易县、江苏新沂两地进行同孔测量对比研究。结果发现易县测点两种方法所得最大主应力平均方向为北西西到近东西向,与华北地区其它测点结果一致;新沂测点套芯法测得最大主应力平均方向为北13.5°东,压裂法测得最大主应力平均方向为北25°东,两结果基本一致。而主应力测值压裂法比套芯法略大,随深度呈同步变化特征(图4),如果考虑到孔隙水压的影响因素,则两种方法测值应基本一致,所以本文使用了这两种测值做综合分析。3.2原地应力的识别我们知道,地壳内断层的重复活动而引起地震,这在实验室岩石摩擦试验中被称为粘滑,这种现象只有当断面介质条件适宜,所施加的有效应力达到某一临界状态时才会发生。如果假定地壳断裂面上的应力状态取决于区域内的有效应力分布,就可以利用断裂附近原地应力测量资料进行断裂力学分析。室内岩石力学试验表明,当试件的结构确定之后,结构面上的应力大小一般由施加于试件上的外力所决定,所以该假定是近似成立的。由断裂失稳理论可知,断裂面有效剪应力τ、正应力σn的临界状态为:式中μ为断面摩擦系数,P0为孔隙水压(P0=0.01×孔深),SHmax、SHmin和SV为实测地壳中的水平和垂直主应力。垂直主应力由上覆岩石容重与深度(m)的乘积来估算。由于套芯法所测数据均为地壳中的有效应力,在计算σn时无需减去P0。(2)式中l、m、n分别为断面法线相对于3个应力主轴的方向余弦,可写为:图5为β、φ与3个应力主轴的关系。利用(2)、(3)式将华北5个测区的原地应力数据结合各测点附近主要活动断裂几何要素进行了计算。水压致裂法深孔测量可给出不同深度上多组三维应力数值,通过计算得到测点附近断裂面不同深度上多组有效剪应力τ和正应力σn及其比值,而套芯法测深较浅,每孔测量仅得一组平均结果。表1列出了各测点应力数值,测点附近主要活动断裂要素及计算结果。4ms4.0级地震活动区域地震频度变化的图背景为了比较有效应力比值和断裂附近地震活动随时间变化的对应关系,将唐山测区(北纬39～40°,东经117.5～119°)、八宝山、黄庄一高丽营断裂北段(北纬40～40.5°,东经116～117°)和南段(北纬39～40°,东经115～116.5°)附近、吴雄寺测区(北纬39.7～40.7°,东经116.5～117.5°)、山西测区(北纬39～40.5°,东经111.5～115°和北纬35～39°,东经110～113°)和邢台测区(北纬36.3～38°,东经114～115.4°)现今MS≥4.0级地震活动做了3月滑动6月步长的N-T图分析,同时将对应区断裂面上的有效应力比值标绘在地震频度变化的同一时域图上(对于同一时间同一测点或同一时间相近测点所得到的多组应力比值均取一组平均值)。另外,结合8个水压致裂法深孔测量所得活动断裂面有效应力比值随深度的变化,分析了该比值的空间区域性,下面分别叙述之。4.1级大震后原地应力测量情况统计了1965年以来Ms≥4.0级地震(图6a上从1975年绘出)。1965～1976年上半年地震频度很低,1976年7月频度突然增高,7.8级大震发生在N值的峰端,1978年以后地震频度又逐渐降低。原地应力测量从7.8级大震后即刻开始,至1982年10月在震中区方圆40多km的范围内重复进行了9次测量。由图6a可见,7.8级震后应力比值从0.58急剧下降到0.4左右,至1978年5月又回升到0.53,然后又缓慢下降到0.3左右,经历了一个大震后下降～平稳～恢复～下降的过程。4.2马道峪与小汤山断裂可能会发生不同阶段的地震活动本带南段和北段地震活动表现出明显的差异性。1965～1990年南段发生一次4.1(MS)级地震,而北段1978年以来不仅发生多次3.0级左右小震,MS≥4.0级地震也很活跃,例如1978年5月和1980年12月怀柔马道峪分别发生4.1、4.6(MS)级地震,1990年5月和9月怀柔小汤山又发生4.0、4.5(MS)级地震。可以看出,北段自1978年以来地震活动有增强趋势①。1974～1983年沿该断裂附近共进行11个点的原地应力测量,断裂南段9组数据得到6组不同时间断裂面有效应力比值,图6b可见其随时间变化与唐山测区非常相似,只是下降和回升的时间略有滞后。北段断裂附近虽然仅重复测量两次,但后一次测量所得有效应力比值比前一次大幅度增加,由第一次的0.59增至1.0,这与北段断裂附近地震活动有明显对应特征(图6c)。4.3地震发生和概况本区自1679年8.0级大震后至1990年地震活动异常平静,300多年来仅发生3次4.0～4.5(MS)级地震,而且发生在远离测点40～50km的怀柔和宝坻。该点自1971～1983年重复测量7次,所得断裂面有效应力比值除唐山大震后的1977年有一微小波动外,其余均保持在0.41左右(图6d)。4.4预防地震活动增强本区1900～1983年中强地震活动微弱,4.0级左右小震亦为数不多。1984年以后4.0级以上地震开始活跃起来,如1986年运城震群最大震级4.2(MS);1989年12月候马5.1(MS)以及1989年10月～1991年3月大同发生5.5～5.8级地震4次。1991年3月的大同5.8级地震余震多达249次,其中3.0级以上6次。可见1984年以后本区地震活动明显增强了(图6e)。由图6e中标出的1980～1984年本区6次测量所得断裂面有效应力比值与地震频度呈对应变化,即当比值增至0.5以上后,滞后出现地震活动增强。4.5没有更大的地震事件1966年7.2级大震后,1981年11月又在老震区发生了一次5.8(MS)级中强震,此外没有更大的地震发生。7.2级震后MS≥4.0级地震频度从N=40降至N=5以下(图6f)。大震后至1982年在本区进行4次原地应力重复测量,所得有效应力比值随时间呈缓慢下降趋势,但最低值仍保持在0.48左右,这与唐山震后对应τ/σn值的降低有所不同。4.6比较两组不同的情况由表1可见,各测区内多组结果对比均具有较好的一致性,而测区与测区之间对比则具有明显的差异性。为了探讨断裂面有效应力比值的空间区域特征,我们曾将华北西南8个水压致裂法深孔应力测量数据进行了处理①,发现在数百米深度上断裂面有效应力比值随深度变化基本保持稳定(图7)。5断裂面有效应力与震区断面的关系由断裂失稳理论可知,当τ/σn值达到断面摩擦系数μ时,就会产生失稳变形,从而释放断面上的应力能量,可见τ/σn值反映了断面上能量积累的程度。断裂失稳粘滑被做为一种地震机制曾做了大量实验室研究,并表明当岩石界面上的有效正应力σn小于200MPa时,界面失稳的应力临界条件为τ/σn=0.85,而当界面上正应力大于200MPa、小于1700MPa时,其失稳临界条件为(τ-0.5)/σn=0.6,这种关系几乎与岩石种类无关。只有当界面断层泥中含有蒙脱石、蛭石和伊利石的情况例外。在界面正应力低于5MPa时失稳与岩石种类及界面粗糙度等条件有关,这时界面τ/σn值最高可达10,最低的仅为0.3。上述结论被局限于实验室范围。实际地壳中断裂失稳机制可能要复杂得多,而且地震这一自然现象不是用单纯的一种机制可以解释的。一次地震中可能包含了多种不同的失稳因素,因而可能引起地壳中地震前后物理场变化也是极其复杂的。Haimson,B.C.等在美国科罗拉多州兰吉利油田利用1900m深孔水压致裂应力测量数据成功地测定出,由于向油田注水而引发地震活动的断裂临界应力与实验室条件下岩石界面正应力小于200MPa时,断裂失稳滑动的应力临界状态基本一致。本文由实测资料所得到的多组τ/σn值高于0.5时,对应活动断裂附近地震活动增强,这与实验室条件下界面正应力大于200MPa、小于1700MPa时的断裂失稳临界值接近。文中分析还表明,各测区所得到的断裂面有效应力比值在一定时间域内均具有较好的一致性,而且它们与相应地震活动存在一定对应关系,以及由深孔资料所得到的有效应力比值随深度变化特征,均说明其具有一定空间区域性。看来,地壳浅部实测有效应力所导出的断面应力状态,与震源区断面上的应力作用确实存在一定的联系,可做如下进一步归纳:(1)当断裂面有效应力比值随时间变化保持在0.5以下时,断裂附近地震活动亦同时保持平静,出现“安全岛”效应,例如吴雄寺测区。活动断裂附近地震活动出现高频时所对应的有效应力比值一般都大于0.5,低频时域则低于此值。需要说明的是邢台测区,1966年大震后的地震活动低频年,有效应力比值虽也降低,但仍接近0.5左右,可能有两种情况,一是大震后断面上的能量没有得到充分散释,二是本区发震断裂失稳的应力临界值较高。推测前一种情况可能性较大,因为大震后即刻在震区所得到的有效应力比值为0.58左右,而且1981年后邢台老震区