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10-2010-19m2）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10-1810-14m2）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, 2004)。流体（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，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 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-ken Nanbu (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)。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2.0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 Funaki露头在Funaki，Nojima断裂带的东南部由一条断层泥带（约0.10.15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平。角砾岩带与破碎花岗岩之间的接触是渐变的。图2 Funaki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0.050.25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 Funaki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）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 Nojima断裂带断层岩实验结果概要3.2 Hirabayashi露头如同在Funaki的露头一样，Nojima断层在Hirabayash的露头也有三个带组成：一条断层泥带（0.50.95米宽），一条断层角砾岩带（约2米宽）以及破碎的花岗闪长岩质围岩(图4)。Osaka组的砂岩见于断层的西北部。断层泥带由四种断层泥组成：一条宽约0.050.8 米的褐色断层泥带、宽约0.030.1米的深褐色粘土质断层泥、宽约0.10.15米的灰色断层泥带以及宽约0.10.15米的灰蓝色断层泥带。不同类型的断层泥其厚度沿断层发生变化。断层泥的颜色说明：褐色和深褐色的粘土质断层泥源于砂岩，而灰色和灰蓝色的断层泥源于花岗闪长岩。深褐色粘土质断层泥中的叶理是通过白色条纹的粗粒的长英质碎屑以及粘土矿物优选方位界定的(图5a)。褐色断层泥包含有弱的叶理，由杂基中的黑色条纹界定(图5b)。围岩砂岩显示出一种碎屑支撑的结构，没有明显的层理(图5c)。槽沟南部灰色断层泥中的黑色岩层经报道为假玄武岩玻璃(Otsuki et al.,2003)。然而，槽沟北部地层包含的是花岗岩质碎裂岩，而不是黑色岩层。灰色断层泥中的碎屑要比其他断层泥中的小且数量也少得多(图5d)。杂基颗粒非常细小，这一特性意味着用光学显微镜在交叉的偏振光下观察时，它会呈现黑色。图4 （a）Hirabayashi露头区自西南方向观察图 （b）Nojima断层在HiHirabayashi区断层岩分布图图5 Hirabayashi露头区岩样微观图（a）暗褐色粘土质断层岩；（b）褐色断层岩；（c）砂岩；（d）灰色断层岩；（e）花岗岩质碎裂岩；（f）灰蓝色断层泥；（g）断层角砾；（h）破碎花岗闪长岩（a）：交叉偏振光；（b-h）平面偏振光在花岗质碎屑岩中，围岩的原始结构可以被中尺度的保存下来，然而原始结构中的显微结构没有保存下来(图5e)。叶理可通过杂基中的带色条纹以及在碎屑流中被排列成行的破碎颗粒来界定。灰黑色断层泥中的叶理可通过杂基中薄而延伸的暗色矿物岩层来界定(图5f)。在角砾岩带，围岩的中型构造不可见，结构主要以大碎屑中充填细小杂基为特征(图5g)。在破碎花岗闪长岩中，围岩的构造被保留，且大量断裂被细小的破碎颗粒充填(图5h)。用于渗透性测量的岩样采集于槽沟中的断层泥带、断层角砾岩带和破碎的花岗岩带。另外，岩样GR118 (见表格1)是从破碎花岗闪长岩带中的一个微型剪切带采集的。4. 实验步骤渗透性测量是对两处露头的断层泥、断层角砾岩、破碎花岗岩岩样实施的。对于易碎的断层泥，柱状岩样是通过将一铜管（内径约20毫米）或不锈钢管（内径约25毫米）敲入露头得到的。对于坚硬的岩石，柱状岩样是在实验室取芯的。所有柱状岩样的轴都与以下三个方向的其中之一相一致。方位一平行于断层面的滑动方向；方位二平行于断层面且垂直于其滑动方向；方位三垂直于断层面。在进行渗透性测试时，首先要将柱状岩样（直径为2025毫米，长为530毫米）置于85下烘干至重量不再发