巖鹽斷層帶黏滑及穩(wěn)滑過程中聲發(fā)射活動特征的初步分析

繆阿麗, 馬勝利, 郭彥雙, 劉培洵

1 中國地震局地質研究所地震動力學國家重點實驗室, 北京 100029 2 江蘇省地震局, 南京 210014 3 防災科技學院, 河北三河 065201

0 引言

基于速率-狀態(tài)摩擦本構關系(Dieterich,1979; Ruina, 1983),斷層滑動方式受控于摩擦行為的速度依賴性.因此,通過巖石摩擦實驗研究斷層滑動的速度依賴性及其轉換機制,是分析斷層滑動方式的重要手段.由于淺源強震主要分布在上地殼,早期對上地殼最重要的花崗巖(及石英集合體)的摩擦速度依賴性及其變形機制進行了系統(tǒng)的研究(Lockner et al., 1986; Blanpied et al., 1991,1995; Chester and Higgs, 1992; Kilgore et al., 1993),隨后擴展到對各類沉積巖的研究(如Verberne et al., 2010),特別是對碳酸鹽巖摩擦性質進行了系統(tǒng)的研究(如Chen et al., 2015).鑒于大陸內部下地殼范圍內也存在地震活動(如Maggi et al., 2000; Bai et al., 2017)以及板塊邊界下地殼震顫現(xiàn)象的發(fā)現(xiàn)(如Shelly and Hardebeck, 2010),對基性巖的摩擦速度依賴性及轉換機制也進行研究(Morrow and Lockner,2001;He et al., 2006, 2007, 2013, 2016).野外觀測發(fā)現(xiàn)在上地殼至中地殼深度上的斷層帶經常富含層狀硅酸鹽斷層巖(如Shea and Kronenberg, 1992;Imber et al., 2008),因此對富含層狀硅酸鹽礦物斷層泥的摩擦速度依賴性及其機理也進行了研究(Bos et al., 2000; Bos and Spiers, 2001, 2002; Niemeijer et al., 2005;Zhang and He, 2016),揭示了層狀硅酸鹽礦物在控制斷層強度和穩(wěn)定性方面的重要作用(Collettini et al., 2009; Niemeijer et al., 2010;Lu and He, 2014, 2018).摩擦實驗結果已被用來約束斷層強度和模擬野外斷層帶上的地震活動和地震成核現(xiàn)象(如Tse and Rice,1986; Blanpied et al., 1991; Evans and Meade, 2012; Hyndman,2013).

除了應用于斷層強度和地震過程的模擬,斷層滑動穩(wěn)定性實驗結果也可應用于斷層帶變形及地震活動特征的研究,這不僅需要了解斷層帶滑動穩(wěn)定性轉換及其機制,還需要了解這種轉換所對應的野外斷層可以觀測的小震活動等.實驗室與地震最為相似的觀測信號是聲發(fā)射,因此研究與斷層滑動方式對應的聲發(fā)射活動可為利用地震活動分析斷層活動方式提供借鑒.由于斷層摩擦滑動的速度依賴性實驗大多是在三軸高溫高壓實驗設備上進行的,而高溫下的聲發(fā)射觀測技術難度較大,因此利用在常溫下即可發(fā)生速度依賴性轉換的材料作為斷層物質,研究其摩擦活動過程中的聲發(fā)射活動是很有意義的.被視作硅酸鹽相似物的巖鹽可在室溫下觀察到由于壓力增加引起的速度依賴性轉換(Shimamoto,1986),因此我們曾利用巖鹽作為斷層泥開展雙軸摩擦實驗,研究其摩擦滑動方式轉換并觀測相應的聲發(fā)射活動(繆阿麗等,2012).但受限于聲發(fā)射觀測技術,我們僅在斷層發(fā)生黏滑(速度弱化域)時觀測到對應的聲發(fā)射,黏滑前以及穩(wěn)定滑動(速度強化域)時并未觀測到聲發(fā)射,因此難以進行對比分析.本文我們仍選擇巖鹽作為斷層帶介質,利用雙軸摩擦實驗對其在含水條件下摩擦滑動的速度依賴性進行研究,同時利用新的聲發(fā)射觀測技術觀測和研究不同滑動方式下斷層的聲發(fā)射活動特征并分析斷層帶的微觀結構,以期為利用小震活動推斷斷層變形性質和活動方式提供實驗依據(jù).此外,基于斷層的黏滑實驗,馬瑾和郭彥雙(2014)、馬瑾(2016)提出了亞失穩(wěn)模型,認為在亞失穩(wěn)階段斷層帶應變場、位移場、溫度場等的變化不同于亞失穩(wěn)階段前,由此提出探索地震短臨前兆的新思路.那么,在一次斷層黏滑循環(huán)中聲發(fā)射活動特征是否有變化,特別是亞失穩(wěn)階段的聲發(fā)射特征有何不同?這方面的研究剛剛起步(Zhuo et al., 2018),值得深入研究.本文將首先介紹實驗方法和數(shù)據(jù)計算方法,繼而展示實驗結果,最后將對黏滑失穩(wěn)過程中聲發(fā)射活動特征及其變化進行討論.

1 實驗方法和數(shù)據(jù)計算方法

1.1 實驗方法

實驗標本為花崗閃長巖,尺寸為300 mm×200 mm×50 mm,每個標本沿長方體一對角線預置一條與長軸呈30°夾角,厚度1 mm的斷層帶用巖鹽(48 μm<粒徑<76 μm)充填.實驗前將巖鹽樣品溶于水中,充分攪拌,然后取過飽和析出物作為斷層泥,由于標本結構是開放系統(tǒng),斷層帶中的水不具備孔隙壓力.實驗在中國地震局地震動力學國家重點實驗室雙向加載伺服控制裝置上進行(圖1a),載荷和位移通過一套分辨率為16 bit的數(shù)據(jù)采集系統(tǒng)記錄.標本表面布設聲發(fā)射傳感器(204b,Fuji,Japan),其峰值頻率為100 kHz.用16通道連續(xù)聲發(fā)射數(shù)據(jù)采集系統(tǒng)觀測標本在實驗過程中的微破裂,采樣頻率為3 MHz.標本結構和傳感器布局如圖1b所示.基于我們以前關于巖鹽的摩擦實驗結果(繆阿麗等,2012),從本文的目的出發(fā),確定實驗條件為σ2=3 MPa,加載點位移速率0.01～10 μm·s-1.實驗過程中,首先以相同的應力速率使σ1和σ2同步加載至3 MPa后,保持σ2恒定,而后在σ1方向上以1 μm·s-1的位移速率加載,在滑動趨于穩(wěn)定后,再改變加載點的位移速率,研究斷層滑動的速度依賴性,并在此過程中記錄聲發(fā)射事件.

圖1 實驗加載系統(tǒng)和標本結構(a) 雙軸液壓伺服控制加載系統(tǒng)示意圖; (b) 實驗標本結構、加載方式和聲發(fā)射傳感器布局圖,最大主應力σ1和最小主應力σ2的方向分別對應于Y軸和X軸,標本表面的小圓圈代表聲發(fā)射傳感器.Fig.1 Experimental loading system and specimen structure(a) Diagram of biaxial hydraulic servo control loading system; (b) Configuration of samples, loading mode and locations of acoustic emission transducers, the direction of the maximum principal stress σ1 and the minimum principal stress σ2 are correspond to Y axis and X axis respectively. The circle symbols on the surface of the sample denote acoustic emission transducers.

1.2 聲發(fā)射數(shù)據(jù)處理方法

1.2.1 聲發(fā)射能級

由于實驗室高速數(shù)據(jù)采集系統(tǒng)的動態(tài)范圍相對天然地震記錄較窄,又采用的是定長信號記錄,所以難以使用與天然地震相同的最大振幅或持續(xù)時間方法為聲發(fā)射“震級”定標.因此我們定義聲發(fā)射信號波上各點的應變能(W)增量之和的對數(shù)為聲發(fā)射能級MAE(劉力強等,1999),即

式中n為采樣點數(shù),U為傳感器的輸出電壓,E是標本的楊氏模量,C為常數(shù).

1.2.2 聲發(fā)射波形優(yōu)勢頻率

聲發(fā)射波形曲線是時間域的曲線,橫軸是時間,縱軸為幅度.通過傅里葉變換變成頻率域,橫軸為頻率,縱軸為幅度,也稱為幅頻曲線.在幅頻曲線上的峰值對應的頻率為峰值頻率或優(yōu)勢頻率.傅里葉變換公式如下:

傅里葉級數(shù)展開式為

(1)

式中

(2)

f(x)→{x0,x1,x2,…,xN-1}.

(3)

所以,公式(1)的離散形式為

(4)

式中

(5)

k=1,2,…,m

(6)

由該式可以看出,第k項為兩個周期函數(shù)之和,一為正弦函數(shù),一為余弦函數(shù),它們的頻率均為

(7)

(8)

利用公式(4)—(6)分離的各種頻率的波,即xi的第k項為k次諧波.k次諧波的頻率由公式(7)給出,周期由公式(8)給出.

將公式(4)中的求和號里的各次諧波利用三角函數(shù)轉換后,則有

(9)

式中

(10)

其中,ck表示k次諧波的振幅大小.

圖2a和圖2c為一次聲發(fā)射事件的波形曲線.我們取最先到達傳感器的通道波形做頻譜分析(如圖2a事件中的通道5).如果頻譜分析結果顯示單一峰值,則對應的聲發(fā)射事件有一個優(yōu)勢頻率,如圖2b所示.如果頻譜分析結果顯示多個峰值,則對應的聲發(fā)射事件有多個優(yōu)勢頻率,如圖2d所示.

圖2 一個典型聲發(fā)射事件的波形(a) 聲發(fā)射波形; (b) 圖(a)通道5聲發(fā)射波形的頻譜分析; (c) 聲發(fā)射波形; (d) 圖(c)通道5聲發(fā)射波形的頻譜分析.Fig.2 Waveforms of a typical acoustic emission event(a) Acoustic emission waveform; (b) Spectrum analysis of AE waveform of Chanel5 in Fig.(a); (c) Acoustic emission waveform; (d) Spectrum analysis of AE waveform of Chanel5 in Fig.(c).

2 實驗結果

2.1 力學性質與聲發(fā)射活動特征

圖3和圖4分別展示了含水條件下巖鹽斷層帶在σ2=3 MPa、不同滑動速率下摩擦滑動過程中的差應力-時間曲線、聲發(fā)射M-t圖及對應的聲發(fā)射波優(yōu)勢頻率.由圖3a和圖4a可見,以1 μm·s-1為界,隨著加載速率的增大,巖鹽斷層帶摩擦強度逐漸降低,黏滑應力降逐漸減小,表現(xiàn)為速度弱化的性質,隨著加載速率的減小,巖鹽斷層帶摩擦滑動趨于穩(wěn)定,摩擦強度降低,表現(xiàn)出速度強化的性質.這與我們以前的實驗結果(繆阿麗等,2012)完全相同.但與以前實驗中一次黏滑僅對應一個聲發(fā)射事件、穩(wěn)定滑動過程中未記錄到聲發(fā)射事件的結果不同,本次實驗中記錄到大量聲發(fā)射事件.由圖3b可見,一次黏滑事件除與其對應的大聲發(fā)射事件外,黏滑前后特別是黏滑前對應一叢小聲發(fā)射事件,這些聲發(fā)射事件能級很小,約為黏滑對應的聲發(fā)射事件能級的10-7～10-5.由圖4b可見,在速度強化控制的穩(wěn)定滑動條件下,也記錄到很多的聲發(fā)射事件,其能級與黏滑前的小聲發(fā)射事件能級在同一級別,而且聲發(fā)射活動受滑動速率的影響,滑動速率0.1 μm·s-1時的聲發(fā)射活動頻度明顯高于滑動速率0.01 μm·s-1時的聲發(fā)射活動頻度.

圖3 巖鹽斷層帶在滑動速率0.5～10 μm·s-1條件下的差應力-時間曲線、聲發(fā)射M-t圖及聲發(fā)射優(yōu)勢頻率F-t圖圖中的方框表示一次聲發(fā)射事件的波形優(yōu)勢頻率.Fig.3 Differential stress-time curve, M-t diagram of acoustic emission and F-t diagram of acoustic emission dominant frequency for halite gouge fault zone under the sliding rate of 0.5～10 μm·s-1 The square in the figure denotes the dominant frequency of an acoustic emission event.

圖4 巖鹽斷層帶在滑動速率0.01～0.1 μm·s-1條件下的差應力-時間曲線、聲發(fā)射M-t圖及優(yōu)勢頻率F-t圖圖中的方框表示一次聲發(fā)射事件的波形優(yōu)勢頻率.Fig.4 Differential stress-time curve, M-t diagram of acoustic emission and F-t diagram of acoustic emission dominant frequency for halite gouge fault zone under the sliding rate of 0.01～0.1 μm·s-1The square in the figure denotes the dominant frequency of an acoustic emission event.

圖3和圖4同時也展示了黏滑事件前后以及穩(wěn)定滑動階段記錄到的小聲發(fā)射事件優(yōu)勢頻率的分布.由圖3c可見,黏滑前后出現(xiàn)的小聲發(fā)射事件優(yōu)勢頻率可分3類:低頻(10 kHz左右)、中頻(100 kHz左右)和高頻(370 kHz左右).在穩(wěn)定滑動的兩種速度下,聲發(fā)射事件優(yōu)勢頻率大致相同,僅見低頻和中頻事件,缺少高頻事件(圖3b).

基于斷層亞失穩(wěn)模型(馬瑾和郭彥雙,2014;馬瑾,2016),一次黏滑過程中從峰值摩擦到動態(tài)滑動發(fā)生前這個階段被定義為亞失穩(wěn)階段.亞失穩(wěn)階段開始時間在應力-時間曲線上具體表現(xiàn)為曲線斜率由正值向負值轉換的交界點.為了分析亞失穩(wěn)階段聲發(fā)射活動特征,首先對圖3a中25個黏滑事件循環(huán)中的聲發(fā)射事件發(fā)生頻率和優(yōu)勢頻率進行了統(tǒng)計.圖5展示了其中兩個黏滑事件循環(huán)中的聲發(fā)射特征,其中給出了聲發(fā)射事件的累計頻度和高、中、低三種優(yōu)勢頻率聲發(fā)射事件的發(fā)生率(每2 s內的事件次數(shù)).可見,隨著應力水平增加,聲發(fā)射活動整體上表現(xiàn)為增強的趨勢,接近峰值摩擦時增強趨勢更為明顯;聲發(fā)射事件優(yōu)勢頻率涵蓋了低頻、中頻和高頻信號,但接近摩擦峰值時,高頻事件有減少、而中頻和低頻事件有增加的趨勢.其他黏滑事件循環(huán)均有相似的特征.

圖5 含水巖鹽斷層帶在滑動速率1 μm·s-1條件下兩次黏滑事件循環(huán)中對應的聲發(fā)射活動圖中N表示聲發(fā)射累計頻度, Fh代表高頻, Fm代表中頻, Fl代表低頻,↓對應的時間表示亞失穩(wěn)階段開始時間.Fig.5 AE activities during two stick-slip events of wet halite gouge fault zone under the frictional sliding rate of 1 μm·s-1N denotes cumulative frequency of AE, Fh represents high frequency, Fm represents intermediate frequency, Fl represents low frequency,↓shows the start of the meta-instability.

進一步分析了摩擦超過峰值進入亞失穩(wěn)階段后的聲發(fā)射事件特征,圖6給出了4個黏滑事件的結果.可見,進入亞失穩(wěn)階段后,聲發(fā)射事件的優(yōu)勢頻率普遍只有低頻和中頻,幾乎不再出現(xiàn)高頻信號.

圖6 含水巖鹽斷層帶在滑動速率1 μm·s-1條件下幾次黏滑事件亞失穩(wěn)階段對應的聲發(fā)射活動圖中Fh代表高頻, Fm代表中頻, Fl代表低頻.Fig.6 AE activities responding to a few meta-instability stage of stick-slip events of wet halite gouge fault zone under the sliding rate of 1 μm·s-1Fh represents high frequency, Fm represents intermediate frequency, Fl represents low frequency.

2.2 斷層帶微觀結構

關于巖鹽斷層帶不同條件下摩擦滑動的變形結構和變形機制,前期基于對實驗標本微觀結構的光學顯微鏡觀察進行過討論(繆阿麗等,2012).本次研究中我們聚焦聲發(fā)射事件的產生機制,通過中國地震局地質研究所地震動力學國家重點實驗室Zeiss Sigma掃描電鏡觀察斷層帶更精細的變形特征.實驗后,我們沿斷層帶方向橫切斷層面制成樣本薄片.這里仍參照Bartlett等(1981)提出的剪切帶內部結構術語來描述斷層帶內的變形(見圖7a).圖7展示了不同條件下經摩擦滑動后斷層帶在掃描電鏡下的微觀結構.在速度弱化條件下經歷了黏滑后的巖鹽斷層帶(圖7b—e),帶內發(fā)育R1、R2和P等次級剪切面,多數(shù)次級剪切面在局部區(qū)域發(fā)育或被其他次級剪切面截斷,但個別次級剪切面貫通了整個斷層帶(圖7b);斷層帶內顆粒破碎且大小不一,顆粒邊界清晰、形狀不規(guī)則、排列無序,大顆粒邊緣可見更細小的顆粒碎屑,大顆粒內部可見與次級剪切面平行的微破裂或存在呈階梯狀的裂縫(圖7c);也可以清晰地見到兩組破碎的巖鹽顆粒在近乎垂直的方向上排列呈階梯狀分布(圖7c,7d),反映了巖鹽顆粒在R2剪切和X剪切的作用下發(fā)生碎裂并沿這兩組次級剪切方向排列的變形過程;沿次級剪切R1的顆粒破碎現(xiàn)象顯著,巖鹽顆粒粒徑極為細小,剪切面凹凸不平,且存在大顆粒巖鹽被貫通切穿的現(xiàn)象.這些特征說明,斷層內以次級剪切面的發(fā)育和顆粒破碎作用為主,其中沿次級剪切顆粒高度破碎,表明其在控制斷層滑動中具有重要作用.

圖7f—h展示的是經歷了穩(wěn)定慢速摩擦滑動后巖鹽斷層帶的微觀結構.由圖7f—h可知,斷層帶內發(fā)育Y剪切帶,存在顆粒大小不一的特點,這是斷層帶在早期階段經歷黏滑過程形成的特征.后期斷層帶在速度強化條件下經歷了穩(wěn)定慢速摩擦滑動后,巖鹽斷層帶的微觀結構發(fā)生了改變,在原先脆性變形的基礎上疊加了反映塑性變形的S型構造、拖尾構造發(fā)育,類似于頁理狀的條帶構造呈波浪形覆蓋整個剪切帶(圖7f);類頁理狀構造的延伸方向在多數(shù)區(qū)域內與低角度的R1剪切帶和Y剪切帶平行(特別是靠近斷層帶和圍巖交界的區(qū)域),在有些區(qū)域內則與高角度的R2剪切帶平行;類頁理狀構造間隙內的巖鹽顆粒極為細小,顆粒粒徑非常均勻,且具有一定程度的定向性(圖7g);某些區(qū)域可以看到超級細的巖鹽顆粒(<1 μm)(圖7h)沿次級剪切帶分布,其邊界非常清晰,說明局部剪切帶上存在進一步的變形局部化.這些特征說明,巖鹽斷層帶總體已呈現(xiàn)出塑性變形的特征,但在類頁理狀構造帶上和次級剪切帶上巖鹽顆粒的碎裂流動也是重要的變形機制.

3 討論

(1) 本文利用雙軸摩擦實驗裝置在σ2=3 MPa條件下對含水巖鹽斷層帶的實驗結果表明,以1 μm·s-1為界,隨著加載速率的增大,巖鹽斷層帶摩擦強度逐漸降低,黏滑應力降逐漸減小,表現(xiàn)為速度弱化的性質,而隨著加載速率的減小,巖鹽斷層帶摩擦滑動趨于穩(wěn)定,摩擦強度降低,表現(xiàn)出速度強化的性質.這與我們以前的實驗結果(繆阿麗等,2012)完全相同.對斷層帶變形顯微結構的觀察已表明,由邊界滑動面和內部次級剪切面控制的局部滑動和脆性破裂是巖鹽斷層帶速度弱化域的主要變形機制,而包括晶體塑性和壓溶作用的塑性變形是巖鹽斷層帶速度強化域的主要變形機制(Shimamoto,1986;繆阿麗等,2012).本文利用掃描電鏡對斷層帶微觀變形結構的觀測表明,在速度弱化域沿斷層帶次級剪切面顆粒高度破碎、變形局部化顯著,說明次級剪切面的形成以及沿它們的滑動是控制斷層黏滑的主導因素;而在塑性變形占主導的速度強化域也可見次級剪切面及沿其上顯著的碎裂變形,說明斷層帶尚未達到典型的塑性變形條件,塑性變形尚不能完全吸收變形,需要脆性變形來調節(jié)變形,但脆性變形對斷層的整體滑動行為影響不大.

(2) 受觸發(fā)式聲發(fā)射觀測系統(tǒng)性能的限制,以前關于巖鹽斷層泥的實驗中僅觀測到黏滑對應的聲發(fā)射事件,黏滑前后和穩(wěn)定滑動過程中均未記錄到聲發(fā)射事件(繆阿麗等,2012).而本文在含水巖鹽斷層帶的實驗中記錄到大量聲發(fā)射事件,不僅在速度弱化域記錄到與黏滑對應的大聲發(fā)射事件和黏滑過程中發(fā)生的小聲發(fā)射事件,而且在速度強化域穩(wěn)滑過程中也記錄到小聲發(fā)射事件.黏滑過程中與穩(wěn)滑過程中的小聲發(fā)射事件存在共同之處,即兩者均表現(xiàn)為能級低.但黏滑過程中的小聲發(fā)射事件的優(yōu)勢頻率既有低頻(10 kHz左右)和中頻(100 kHz左右),也有高頻(370 kHz左右),而在穩(wěn)定滑動過程中,小聲發(fā)射事件的優(yōu)勢頻率僅有低頻和中頻,缺少高頻事件.巖石變形破壞中聲發(fā)射事件的頻譜與激發(fā)聲發(fā)射的微破裂尺度和巖性有關,微破裂尺度越小則聲發(fā)射頻譜越高,強度大且脆性強的巖石則易產生頻譜高的聲發(fā)射(如Sondergeld and Estey,1981;劉力強等,2001),后者實際上反映出聲發(fā)射頻譜與破裂速度相關,即頻譜與速度成正比.在斷層的摩擦互動中,凹凸體脆性破裂產生高頻信號,而斷層無震滑移則產生低頻信號(McLaskey and Kilgore,2013).速度弱化域發(fā)生黏滑的巖鹽斷層帶以脆性變形占主導作用,巖鹽顆粒的脆性破裂、不同尺度次級破裂面的形成、沿次級剪切面的滑動及其導致的巖鹽顆粒的進一步破碎等,使得斷層帶滑動過程中必然產生不同頻譜的聲發(fā)射事件.速度強化域發(fā)生穩(wěn)滑的巖鹽斷層帶總體上已呈現(xiàn)出塑性變形特征,雖然也產生發(fā)育了不同尺度的次級剪切面,且沿剪切面伴有碎裂流動,但這些破裂的速度必然低于典型的脆性破裂速度,因此僅會產生低頻或中頻聲發(fā)射信號,高頻聲發(fā)射信號缺失.巖鹽斷層帶在速度弱化域和速度強化域聲發(fā)射事件頻譜特征的差異可為基于小震活動判斷斷層的滑動方式提供參考,而速度強化域高頻聲發(fā)射信號的缺失可為理解震顫等慢地震現(xiàn)象的物理機制提供參考.

(3) 實驗表明,在斷層黏滑循環(huán)中聲發(fā)射活動隨應力水平提高有增加的趨勢,聲發(fā)射事件優(yōu)勢頻率涵蓋了低頻、中頻和高頻信號;接近摩擦峰值時聲發(fā)射發(fā)生率明顯增加,但高頻事件減少、中頻和低頻事件增加.進入亞失穩(wěn)階段后,聲發(fā)射只有低頻和中頻信號,幾乎不再出現(xiàn)高頻信號.這種變化與斷層帶變形方式密切相關.在臨近黏滑的高應力水平作用下,斷層帶內巖鹽顆粒脆性破裂的連接、次級破裂面的形成和擴展占主導地位,這不僅會導致聲發(fā)射活動的加速,且更易產生頻譜較低的聲發(fā)射信號.而進入亞失穩(wěn)階段后,應力開始釋放,斷層發(fā)生預滑,緩慢的預滑過程中沿滑動面的顆粒滾動占主導地位,必然導致更多的低頻聲發(fā)射信號.斷層進入亞失穩(wěn)階段意味著失穩(wěn)已不可逆,因此判斷野外斷層是否進入亞失穩(wěn)階段對于地震短臨預測很有意義(馬瑾和郭彥雙,2014; 馬瑾,2016),顯然,臨近黏滑前聲發(fā)射活動的加速,特別是峰值后聲發(fā)射低頻信號增加而高頻信號幾乎消失等現(xiàn)象,對于識別斷層是否進入亞失穩(wěn)階段具有參考意義.另外,實驗室聲發(fā)射活動可類比于野外天然地震,黏滑前的聲發(fā)射活動可類比大地震前的微震活動,因此,實驗結果為通過研究實際斷層微震活動性及其頻率變化分析強震前兆提供了新思路.

4 結論

本文利用雙軸摩擦實驗對含水條件下巖鹽斷層帶摩擦滑動性狀進行了實驗研究,觀測和分析了摩擦滑動過程中的聲發(fā)射活動,并利用掃描電鏡分析了斷層帶的微觀變形結構.結果表明,含水巖鹽斷層帶在伴隨黏滑的速度弱化域和伴隨穩(wěn)定滑動的速度強化域,摩擦過程中均產生了大量聲發(fā)射事件;黏滑過程與穩(wěn)滑過程中的小聲發(fā)射事件存在共同之處,即兩者均表現(xiàn)為能級低;但黏滑過程中的小聲發(fā)射事件的優(yōu)勢頻率既有低頻(10 kHz左右)和中頻(100 kHz左右),也有高頻(370 kHz左右),而在穩(wěn)定滑動過程中,小聲發(fā)射事件的優(yōu)勢頻率僅有低頻和中頻,缺少高頻事件.這種差異與兩者變形主導機制的不同密切相關,黏滑過程受斷層帶伴有顯著局部化的脆性變形和滑動所控制,而穩(wěn)定滑動過程受斷層帶塑性變形及局部碎裂流動所控制.在斷層黏滑循環(huán)中聲發(fā)射事件優(yōu)勢頻率涵蓋了低頻、中頻和高頻信號,接近摩擦峰值時聲發(fā)射發(fā)生率明顯增加,但高頻事件減少、中頻和低頻事件增加;進入亞失穩(wěn)階段后,聲發(fā)射只有低頻和中頻信號,幾乎不再出現(xiàn)高頻信號.這種差異與斷層帶變形方式的變化密切相關,接近峰值時斷層帶內脆性破裂的連接、次級破裂面的形成和擴展不僅會導致聲發(fā)射活動的加速且更易產生頻譜較低的聲發(fā)射信號,而進入亞失穩(wěn)階段后,斷層緩慢的預滑過程中沿滑動面的顆粒滾動導致更多的低頻聲發(fā)射信號.這些結果對基于小震活動判斷斷層的滑動方式、理解震顫等慢地震現(xiàn)象的物理機制以及識別斷層是否進入亞失穩(wěn)階段具有參考意義.