日本西南部Nojima断层的内部构造和渗透性要点

1、日本西南部 Nojima 断层的内部构造和渗透性原 文 作 者 : Kazuo Mizoguchi,Takehiro Hirose,Toshihiko Shimamoto, Eiichi Fukuyama摘要：我们对从 Nojima 断层带采集到的有代表性的断层岩石及其围岩岩石 进行了渗透性测量。Nojima断层带是在1995年的Kobe大地震中开始触发 活动的，各向的围压均高达 180兆帕斯卡。研究结果表明， Nojima 断层带 是由一个低渗透性的断层泥带(在180 MPa下渗透率为10-20 10-19m2)和一个高渗透性的断层角砾岩和破碎围岩的受损害带(在180 MPa下渗透率为10-

2、18 10-14m2)组成。对于流体流经该断层的情况，该断层泥带作为阻 隔层，而周围的破碎带则起到流体通道的作用。 这种被提出使用的渗透结构 模型的性质与在深度为0.6和1.8公里处的Nojima断层收集到的岩芯样品进 行实验得到的结果是一致的。 因此，我们提出，对于一个断层的渗透率来说， 从暴露地表的断层岩石测量得到的结果可以用来代表此断层深度直至 2 公 里处的结果。基于已经得到的渗透率的数据，我们也对Kobe地震中发生在Nojima断层上的热增压的可能性进行了检测，发现Kobe地震中的摩擦生热 会导致在深度 4 公里以下的孔隙压力有所增加， 从而进一步导致作用于断层 的摩擦阻力有显著的减

3、少。关键词：Nojima断层；渗透性；地表样品；热增压1. 引言在模拟流体在岩石中的流动时， 渗透性是一个很重要的液压参数。 结晶 岩石和沉积岩的渗透性已经紧张的测试了近一个世纪(Schon,1996),且沿天然断层分布的断层相关岩石的资料也于近期报道出来 (Evans et al., 1997; Seront et al., 1998; Kitagawa et al.,1999; Lockner et al., 2000; Wibberley and Shimamoto, 2003; Tsutsumi et al., 2004;Uehara and Shimamoto, 200。4)流体 (

4、例如：水)对断层性能的影响与地震活动 (Healy et al., 1968; Ohtake, 1974; Zoback and Harjes, 1997)以及地震断层运动伴生的热增压 (Sibson, 1973; Lachenbruch, 1980; Mase and Smith,1985, 1987密) 切相关。 基于从自然断层获 取的有关渗透率的数据 (Noda and Shimamoto,2005; Wibberley and Shimamoto, 2005; Bizzarri and Cocco, 2006a,b; Rice, 2006，) 最近关于热增压 的分析已经引起极大的关注，

5、 因为其机制可以用来解释地震活动中观察到的 断层的动态弱化行为。 这种行为在实验室条件下的摩擦试验中是难以观察到 的。因此，它对于调查自然断层的渗透构造是非常重要的。渗透率通常用以下三种方法中的一种进行测量： (1)用钻孔进行的原地 注水试验； (2)岩芯样品的实验室试验； (3)地表露头样品的实验室试验。原 地测量提供了研究区环境温度和压力条件下的渗透率数据。 然而，在这种情 况下得到的渗透率代表的是钻孔周围数百米范围体积的岩石的平均值。因 此，当断层包含有一个复杂的内部结构时， 如含有一个断层核部、 一个断裂 带和周围的围岩，实地测量用于鉴定断层渗透结构时就会有其局限性 (Caine et

6、 al.,1996)。在这种情况下，实验室试验会是一个更合适的方法。为了调查深部断层的渗透性， 有必要对从深处获得的岩样进行渗透率测 量。然而，大多数测量都是用地表露头的岩样进行的， 因为它们可以以很低 的价格轻而易举地得到。 使用地表岩样可以对各种条件 (例如：温度、压力、 变形)下的渗透特性进行精确测量， 但是， 地表岩样可否用于调查深部断层 的渗透结构仍然需要进一步的确定。 尽管已经对结晶岩石的深处岩样和地表 岩样渗透率进行了比较 (Morrow and Lockner, 1994)，但对于断层相关岩石， 这种研究还有待于进一步开展。在目前的研究中，我们描述了从两处露头观察到的日本西南部

7、 Nojima 断层的内部结构 (Funaki and Hirabayashi; 图 1)，并对此区段的断层相关岩石 在高压和室温下进行了渗透率测量。 Nojima断层是在1995年的Hyogo-ke n Nan bu (Kobe)地震中被启动的，震源深度为16.0公里。地震之后，实施了一个横穿断裂带的钻井项目，通过钻孔注水试验 (e.g., Kitagawa et al., 1999和 岩心样品的实验室测定(Lockner et al., 2000)对断裂带的渗透性进行了测量。 通过将我们的结果与前人的研究对比，我们可以论证，在推测深部断层带的渗透结构性质时地表岩样的使用具有其有效性。基于已

8、得到的渗透率资料， 我们还对Kobe地震中作用于Nojima断层的热增压的可能性进行了研究。2.地质背景Nojima断层长约9公里，近北东一南西走向，向东南方向陡倾，沿日本 西南部的Hyogo区的Awaji岛边缘伸展。形成了 Rokko-Awaji断裂系统(一条 长约60公里的断层活动带)的一部分。(e.g., Huzita, 1967, 1969)图1)。从地 质学上讲，断裂发生的地区主要由白垩纪的花岗岩和花岗闪长岩组成，上覆有中新世的Kobe组(砂、砾、砂质泥)和上新世 一更新世的Osaka组(粉砂粘土、砂、砾)。Nojima断层的东部隆起，将花岗质岩石带入断裂，与上 覆沉积物相接触。依据

9、从钻井资料构建出的垂直地质横剖面估算，总的垂直迁移至断层之上的第四系约500米(Murata et al., 1998)Nojima fauttNXaiiaNojima FaultHirabayashiAlluviurnGrew liusccerwGraniie iCFewacuA)Group图1 Awaji岛上的活动断层图以及沿 Nojima断层迹线的地质图（据Awata和Mizuno,1998 ）在当前研究中分析的Nojima断层露头位于Hirabayashi和Funaki （图1）。 在Hirabayashi,与1995年Kobe地震相关的地表断层断裂纪录的最大横向和垂 直位移分别为2.

10、0和1.4米（Awata and Mizuno, 1998）。在断层的西南部，地表 断层破裂于Nashimoto产生分叉。支断层在Funaki附近终止，记录的水平和 垂直位移分别为0.08和0.06米。3. Nojima断裂带的构造3.1 Funak i 露头在Funaki, Nojima断裂带的东南部由一条断层泥带 （约0.1 0.15米宽）， 一条断层角砾岩带（约2米宽），和断裂的花岗围岩组成（图2）。在断裂带的 西北部，Osaka组的砾岩走向平行于断层，向西倾约40砾岩中的层理面沿 着被粘土质断层泥灌注的较小断裂发生错断。砾岩与断层泥带的接触高度不 整合。断层泥带与角砾岩带的接触清晰而水

11、平。 角砾岩带与破碎花岗岩之间 的接触是渐变的。N1+卩-_Southern wallConglornEiraNojima fault GrenitE 图2 Fun aki地区槽沟中的北（上）盘和南（下）盘素描图，槽沟深约2米，走向和倾向如下：N1,N64E61S;N23W80W;N3,N83W59S;S,N81W61S,断层角砾岩带中未标注的区域为角砾岩杂基断层泥带是由弱的薄层状淡灰绿色粘土质断层泥组成（图3a）。围岩的构造已经被断层泥带冲刷掉了痕迹， 结构主要是杂基支撑。叶理由粘土矿物的 优选方向和带色的条纹界定。条纹沿里德尔剪切方向错断，记录了一个由顶 部向右迁的剪切指向。断层泥由0.0

12、5 0.25毫米粒级的棱角到次棱角状的石 英、碱性长石以及斜长石碎屑组成。杂基颗粒则是石英和粘土矿物（蒙脱石、 高岭石等）占优势。角砾岩带包括一部分花岗岩质角砾岩和一部分细小的杂基。 围岩的中型 构造在花岗质角砾岩部分中被保留， 而不是在杂基部分中。此带的显微构造 以相关的较大花岗岩碎屑被微裂隙网络环绕为特征（图3b）。角砾岩杂基中微 裂隙的密度和宽度要比花岗质角砾岩中的大。在破碎的花岗岩中，围岩的构造是完整的，而且在矿物颗粒中，粒内或 粒间的裂隙很明显。裂隙和微裂缝的密度朝断层方向呈增长趋势。图3 Fun ak i露头处灰绿色粘土质断层泥（a），断层角砾岩（b），破碎花岗岩（c），花岗岩（d

13、）样品微观照片。（a）:交叉偏光；（b-d）:平面偏振光。Qz:石英，Bt: 黑云母，Kf :碱性斜长石，Pl角闪石。箭头表示里德尔剪切围岩（Toshigawa花岗岩），主要由石英、斜长石、碱性长石组成，以及少量普通角闪石和黑云母。粒间裂隙在这些颗粒中很少见（Mizuno et al.,1990）（图3d）。长石呈乳白色，石英相对较透明，普通角闪石和黑云母颗粒 散布在较大的石英和长石晶体之间。用于渗透率测量的岩样是从一条挖掘沟 道的断层泥带、断层角砾岩带、破碎花岗岩带中采集的。破碎花岗岩样是从 距断层迹线10米处采集的，新鲜花岗岩（围岩）是从距断层迹线100米处采集到的（见表格1）。表格一 N

14、ojima断裂带断层岩实验结果概要kKqMirTiwinl 咒F*【I帕叶I勺由fiwiipartiUKihraJFtiilL |曲i.i : - -GK1U# iRjkhl GRIIM 和阳两 GHD&3 Ci BP*1R2I ORIJ1 CiH-ITT CMTb GFO传(iHldb CjKIOT GHI4O flRI*i GRI I占 CiHIOI GRIW Gki 11EEHlulEifBiH 一(jj.*1 邛吁CjHuaikbiu)匸1导匸丁 pvqEi GHcai-Uliirair vl时电丫 讯*0 Onwliii hwtci*Ooutii,* hnirUjCjaadUiL-B

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19、公式）当Pe由10升至180Mpa时，断层泥的渗透率（图7中a、c的实心符号）比 其他岩样的下降速度快，在46个数量级之间。当Pe为180 Mpa时，可达 10-2010-19 m2。粘土质断层泥（淡灰绿色粘土质断层泥和暗褐色粘土质断 层泥）在所测的断层泥中渗透率最低（在 Pe= 180Mpa时，小于10-19 m2）。在减压过程中，断层泥趋于记忆它们在最高Pe时的渗透率值。在减压路 径中，断层泥在Pe= 180Mpa时的渗透率要比在静水压力载荷中小 3个数量 级。垂直于叶理的岩心样品（GR049）的渗透率与平行叶理的岩样渗透率相似。当Pe从 10Mpa增大到180Mpa时，断层角砾岩的渗透率

20、（图7a中的空心 符号和图7c中的灰色符号）减小了 1 3个数量级。在180Mpa时，达到 10-1710-14 m2。从Funaki的断层角砾岩带采集的岩样中，断层角砾岩岩样 显示出的变化程度比断层泥岩的大。 花岗质角砾岩的渗透性要远远高于角砾 岩杂基的。破碎花岗岩的渗透率（图7b中的空心符号）与断层角砾岩一样，对压力 的反应很迟钝，在Pe= 180Mpa时，为10-1810-16 m2。从距离断层3米处采 集的岩样要比从距10米处采集的渗透率高很多。破碎岩样（GR118 ）的渗透率 类似于断层泥岩样的渗透率。 从显微构造上来说，岩样GR118主要是杂基支 撑，围岩构造已无法辨认。这些现象表

21、明，岩样采于断层泥，位于断裂带中 发育的一个次级断层中。未破碎的花岗岩（图7b中的实心符号）对压力也不敏感，在Pe= 90Mpa 时，记录的渗透率为10-20 m2。砂岩的渗透率（图7c中的空心正方形符号） 对压力的反应相当迟钝，在Pe= 180Mpa时，约10-16 m2 。粘土质断层泥（GR035）和角砾岩杂基（GR056）的渗透率是在两个周期的 围压之上测量的（图 8）。在第一个和第二个未围限的路径中测得的渗透率 基本上没有差别。 因此，周期性压力的作用在这个测试中不是很明显。 此结 果表明，岩样在围压达到最大值时发生的是弹性变形。6.解释说明6.1 微构造与渗透性之间的关系对Nojim

22、a断裂带中的三种断层相关岩石 （断层泥、断层角砾岩、断裂花 岗岩）的细微观察结果表明：每种类型的岩石具有不同类型微孔洞（裂缝、 孔隙），作为流体流动的通道。在破碎的花岗岩中，以粒内和粒间裂隙为主（图3c）。而在断层泥中被塞满的矿物格架里则含有孔隙和气孔（图3a和图5a,b,d,e,f。断层角砾岩中不仅包含大碎屑中的裂缝，还有细粒杂基中的孔 隙（图3b和图5g）。W1410*0501 001 50200Effective pressure MPa10*13W20图8对粘土质断层泥和角砾岩质杂基进行循环压力测试时所得到的渗透性资料图。三 角形代表粘土质断层泥（GR035），圆圈代表角砾岩质杂基（G

23、R056），渗透性起到 有效压力的作用；空心符号代表第一循环，实心符号代表第二循环。这两种类型的微孔洞对于控制断裂带的流体流动起重要作用。 本研究结 果显示，尽管三种类型的岩石在低pe时具有相近的高渗透率，但断层泥带在 Pe升高时所出现的渗透率下降的现象是与断层角砾和破碎花岗岩有关。 这一 发现表明，裂缝对压力变化的敏感度要小于对孔隙变化的敏感度。然而，贯穿Nojima断裂带的流体流动的活动通道，在浅地表处有孔隙和裂缝，在深处 却只有裂缝。6.2地表的渗透构造Nojima断裂带在Funaki的渗透构造见图9。暴露于Funaki槽沟中的Osaka 组砾岩的渗透率未被测量，因为我们难以采集到原始状

24、态的岩样。断层泥和花岗质围岩的渗透率很低，小于10-19 m2，阻止流体穿越断层，此结果与先 前研究报道的断层泥岩样渗透率测量结果一致(Chu et al., 1981; Morrow etal.,1981, 1984; Faulkner and Rutter, 2000; Wibberley and Shimamoto, 2003)相 反的，断层角砾岩带和破碎花岗岩质围岩具有较高的渗透(10-18 10-14m2)，起到流体通道的作用。这样，断裂带就具有一个各向相异的渗透构造，平行于断层的高渗透率，垂直于断层的低渗透率。这一发现表明，流体趋于平行 断层运移，而不是穿越断层，如同先前关于其他断

25、层的报道(e.g., Eva ns et al., 1997; Seront et al., 1998; Wibberley and Shimamoto, 2003; Tsutsumi et al., 2004)。01.010 1DQDistanca from fault mDifitance from fault m19图9 Funaki ( a)以及Hirabayashi (b)区Nojima断层的渗透构造图用灰色圆圈表示的样品渗透率大于在Pe=90Mpa时的渗透性作为远离断层轨迹的作用。10-14m2,用空心圆圈表示的样品渗透率小于10-20m26.3 地表岩样、岩心岩样以及原地测量的渗

26、透率结果比较自1995年Kobe大地震之后，Kyoto大学的灾难预防研究所(DPRI)在 Funaki地区打了三口钻井，深度分别为500、800、1800米。另外，日本的地 球科学与灾难预防研究所(NIED)以及日本的地质勘查局(GSJ)也分别在 Hirabayash哋区的1838、747米处打了钻井，接近于Nojima断层的中心部分。 GSJ打得钻井在624米处横切Nojima断层，NIED的钻井在1140、1320及 1800 米处横切与断层相关的变形带。 断裂带被钻井横切的地方， 上下两盘均由花 岗闪长岩组成， 有一个很窄 的富粘土的或细粒的核部和由极破碎岩石组成 的周围破碎带 (Loc

27、kner et al., 2000)。他们用水作为孔隙流体，测量了从GSJ和NIED钻孔处采集来的核部岩石 的渗透率，所得到的断层核部渗透率值在Pe= 50Mpa时为10-1910-18 m2。这 一值与当前研究的地表粘土质断层泥(Fu nak i的灰绿色粘土质断层泥和 Hirabayash i的暗褐色粘土质断层泥)的值相似。断裂带深处的渗透率在Pe=50Mpa时为10-1710-16 m2，与我们估计的地表破碎花岗岩带的值相近， 但比地表断层角砾岩的渗透率小 2个数量级。然而，值得注意的是， Lockner et al. (2000)的结果是以水作为孔隙流体得到的， 而今我们是以气体作为孔隙

28、 流体。气体的渗透率要比水的渗透率高， 对于富粘土的岩石所差最大值是一 个数量级 (Brace et al., 1968; Faulkner and Rutter,2000; Tanikawa and Shimamoto, 2006)。考虑到两次研究中因所选孔隙流体不同而引起的渗透率 差异，地表的最低和最高渗透带的渗透率比在深处的分别低一个数量级和高 一个数量级。Nojima断层在地表的渗透构造，由一个不渗透带环以高渗透带组成， 与 所估计的深处的相一致。 需要强调的是， 两次研究中报道的一个数量级的渗 透率差异存在于沿断层的每一条带。 这也暗示地表的渗透结构与深处的存在很大的一致性。许多先前

29、的原地测量的研究报道中，Nojima断裂带在深度从0.5增加到3 千米时，渗透率近似的由 10-12降至10-16 m2（Kitagawa et al., 1999; Kiguchi et al.,2001; Murakami et al., 2001; Tadokoro et al., 2001。） 假定为静水压力， 这一 深度区间与10到45Mpa范围的有效压力相对应。在这些低压条件下的实验 中，我们得到的断层角砾和破碎花岗岩带的渗透率值为10-1610-13 m2。即使考虑到孔隙流体的作用， 原地实验的结果仍可通过流体流过断层角砾岩带 和破碎花岗岩带来解释。基于所记录的资料和岩样， 对当

30、前实验结果与先前的进行比较， 结果表 明，Nojima断层的地表渗透率与深处的相似。据此，我们可以通过分析地表 岩样来估测一条断层深达几千米处的渗透率。 这表明先前研究报道的其他断 层的渗透率 （e.g., Evans et al., 1997; Seront et al., 1998; Wibberley and Shimamoto,2003; Tsutsumi et al., 2004可） 以可靠的用于推断深达 2千米处的 渗透率。对于Nojima断层来说，用地表岩样所的岩样讨论浅地表处渗透构造的空 间差异性也许是可能的。 然而，地表岩样所得资料在用于推断地震带中断层 深处（10千米）渗透

31、性时是否有用还未确定，这将与地震发生过程的研究 有关。未来必须钻一口穿过断层的深钻井。 它也许可以测试出可用地表岩样 进行渗透率分析的深度极限。6.4 Nojima断层的热增压我们这里要用本研究中所得到的渗透构造作依据，检测在Kobe大地震中发生在Nojima断层上的热增压的可能性。我们期望低渗透率的断层泥能阻 止水被从断层泥带逃逸所产生的滑动摩擦加热。从而导致孔隙压力的升高， 作用于断层上的剪切力减弱，转而造成与高滑动速率相关的动态弱化。在垂直与断层方向上， 我们考虑了一个一维的热体流和流体流模式。 在 此模式中起重要作用的三个参数分别是：水力扩散系数（Dh），热增压系数（r）和热增压的特征

32、时间(W)(1)-妙)0” -百(2)(3)其中k是断层泥的渗透率，n是流体的动态粘度，伍是断层泥的存储能力，是断层泥的孔隙度，a是水的热膨胀系数，a是矿物的热膨胀系数，af是孔隙介质的热膨胀系数，p是岩石密度,C是岩石的具体受热能力，Wo.5是 断层泥带的宽度的一半，V是相关的滑动速度(Lache nbruch,1980;Mase a ndSmith,1987; Wibberley and Shimamoto,2005 如果水力扩散长度 Lh=(Dh W)1/2 小于W0.5,我们可以假设大规模地震断裂时，断层泥带损失的流体是忽略不 计的(Wibberley and Shimamoto,2005)。在没有流体损失的前提下，剪切抵抗 力的指数性递减是因为热增压：T=uJ(crn-pJ)cxp其中帀是作用于断层的正常压力，R是最初的孔隙压力，d是位移量。用表二中的数值，我们发现，当KV4.78 10-16 m2时，Lhv W0.5的情况得到 满足。将上面这一关系应用于本研究中，得到 Nojima断层的渗透率数据。当Pe 超过60Mpa时，热增压发生。假设静岩压力下的坡