构造应力对断层活动诱发微震事件力学模型研究
矿山动力灾害前兆规律及微震监测分析技术研究
矿山动力灾害前兆规律及微震监测分析技术研究Through the process agreement to achieve a unified action policy for different people, so as to coordinate action, reduce blindness, and make the work orderly.编制：___________________日期：___________________矿山动力灾害前兆规律及微震监测分析技术研究温馨提示：该文件为本公司员工进行生产和各项管理工作共同的技术依据，通过对具体的工作环节进行规范、约束，以确保生产、管理活动的正常、有序、优质进行。
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摘要:矿山动力灾害包括矿山开采与地下工程活动诱发的冲击地压、煤与瓦斯突出、突水等, 是国内外矿山特别是煤矿开采过程中常见的工程诱发灾害。
作者认为, 不管是非煤矿山的矿山动力灾害、冲击地压、矿震等灾害问题, 还是煤矿的煤与瓦斯突出或突水问题, 都是矿山开采过程中的应力场扰动所诱发的微破裂萌生、发展、贯通等岩石破裂过程失稳的结果。
微破裂前兆是冲击地压、突水、煤与瓦斯突出等矿山动力灾害的共性特征。
对于矿山动力灾害的监测预报而言, 在原有瓦斯、水信息监测的基础上, 更应从寻找诱发矿山动力灾害的本质机理和微破裂前兆规律入手, 开展矿山动力灾害分析预报方法的研究。
基于上述学术思想, 作者突破以瓦斯、水等表象信息监测为依据进行矿山动力灾害预报的传统思路, 提出从开采应力扰动诱发微破裂导致地质环境劣化的动力灾害本质出发, 以微震监测和大规模科学计算技术为手段, 以灾害孕育的内在动因和前兆规律研究为核心, 以矿山动力灾害的实时预报为目标, 为我国矿山日常安全管理提供一种有效的手段。
1.引言矿山动力灾害包括矿山开采与地下工程活动中诱发的冲击地压、煤与瓦斯突出、突水等矿山灾害, 是国内外矿山特别是煤矿开采过程中常见的工程诱发灾害。
断层演化过程中的周期和非周期地震滑移及非地震滑移——一维断层模型分析
断层演化过程中的周期和非周期地震滑移及非地震滑移——一维断层模型分析解孟雨;史保平【摘要】本文首先根据Dieterich和Ruina提出的含速率和状态的摩擦定律(Dieterich-Ruina定律),基于一维弹簧-滑块模型推导了地震复发周期的解析表达式,然后将该近似解与数值模拟结果以及Barbot等的相关研究进行了对比分析.此外,本文还利用数值模拟与理论分析研究了断层周期和非周期演化的力学成因机制以及非地震滑移形成的另类力学机制,并讨论了一维弹簧-滑块模型的优点及其局限性.结果表明:①震后滑移和自加速/成核阶段的持续时间在整个演化过程中不能被忽略;②在修正后的复发周期模型中,复发周期的长短除了与断层特征尺度、作用于断层面上的有效正应力和远场加载速率相关外,还受Dieterich-Ruina定律中摩擦参数的取值以及临界滑移距离的影响;③当给定各个物理参数和几何参数时,目前所得到的解析近似锯可以很好地估计地震的复发周期,其相对误差可小于5％;④在断层演化过程中,施加剪切应力加载会产生非周期的地震滑移,而在自加速/成核阶段后期或震后滑移阶段早期,施加较大的剪切应力加载,则会出现菲地震滑移.【期刊名称】《地震学报》【年(卷),期】2016(038)004【总页数】19页(P590-608)【关键词】含速率和状态的摩擦定律;地震循环;地震复发周期;非地震滑移【作者】解孟雨;史保平【作者单位】中国北京100049 中国科学院大学地球科学学院;中国北京100049中国科学院大学地球科学学院【正文语种】中文【中图分类】P315.3华北地区是中国大陆中强震多发地区之一，也是历史和现代仪器记录地震相对完整的区域．华北地震活动区主要包括4个地震带：郯城—营口地震带、华北平原地震带、汾渭地震带和银川—河套地震带．自公元1300年以来，M≥6的地震有49次，其中包括至少4次M≥8地震．京津唐地区位于自渤海湾至张家口NW--SE向的华北平原边缘，该地区曾发生过至少14次的M≥6破坏性地震，其中1679年三河-平谷M8地震是该地区发生的最大破坏性地震．20世纪以来，发生在该地区的最强地震为1976年7月28日唐山MS7.8地震，该地震对唐山及其周边地区造成了约24万的人员伤亡以及巨大的财产损失．唐山MS7.8主震之后约15个小时，滦县又发生MS7.1地震．1976年11月15日，宁河又发生MS6.9地震，进一步加剧了对唐山及其周边地区的破坏程度．鉴于华北地区中强震位置分布的复杂性(Liu et al，2012)，40年来关于唐山大地震的成因机制以及学术界和社会公众所关注的地震预测方法一直是学术研究的难题．事实上，由于缺乏必要的观测手段和对发震断层物理/力学过程的深入了解，目前有关地震预测的研究仍然处于初步探索阶段．从地质构造角度来讲，地壳内部构造地震的发生与断层内部的剪切形变相关．弹性回跳理论则给出了断层摩擦失稳的简单图像(Stein，Wysession，2003)：在长时间尺度的远场剪切应力加载下，断层两侧的剪切形变能不断累积，剪切应力也随之增加，当剪切应力超过断层本身的摩擦强度时，断层两侧突发相对滑动，部分形变能以地震波的形式传播至地表，从而造成相应的地表运动．当断层上的滑动停止后，剪切形变能再次逐步累积，形成了所谓的断层运动“黏滑机制”，该机制的提出建立在库仑(Coulomb)简单摩擦力学基础之上(Byerlee，1970，1978)．由此，Shimazaki和Nakata(1980)将地震重复发生(周期和非周期)的过程归结为3个理想化模型(图1)：周期模型、时间可预测模型和滑动可预测模型．图1中应力随时间的变化曲线给出了每个模型相对应的震前和震后的应力变化(静态应力降)．基于上述黏滑机制，对地震重复发生过程而言，现今广泛认可的控制因素可归结为：未来发震断层的构造剪切应力加载速率、断层本身的摩擦性质和周边地震对未来发震断层的影响(Stein，1999)．如果区域应力场出现了扰动(包含静态和动态应力变化及地壳内部流体压力变化等)，则断层上的应力加载或卸载会导致断层演化周期的改变或断层摩擦强度的变化，从而引起断层失稳时间的提前或推后．图2a给出了受静态应力扰动后的库仑模型断层失稳示意图．可以看出，当断层上累积的剪切应力大于或等于断层摩擦强度时，断层会突发失稳．因此，当给定远场剪切应力加载速率时，应力扰动后断层失稳时间(虚线)的提前或延后量Δt仅与库仑应力变化的绝对大小有关，而与扰动的加载时刻无关(Gomberg et al，1998; Harris，Simpson，1998; Perfettini et al，2003)．图2b指出了当断层摩擦强度下降时(虚线)，断层失稳也会出现时间上的提前．考虑到断层演化的复杂性，库仑模型对应力扰动下断层失稳时间的描述显得过于简单．例如，Harris和Simpson (1998)利用1857年加州M7.9地震和1906年旧金山M7.8地震的位错数据计算了库仑应力的大小，然后估计了应力影区的持续时间，通过对比两次地震之后地震发生的时间和空间信息，结果表明存在不符合库仑模型预测的地震，说明库仑模型并不能很好地确定地震的延后时间．对发震断层的演化过程，目前地震学家比较一致的认识是断层滑动至少经历了4个明显不同的阶段(Stein，Wysession，2003)：① 闭锁阶段；② 自加速/成核阶段；③ 同震相；④震后松弛/滑移阶段．受地震观测数据的限制，我们对每个阶段的断层摩擦动力学过程及其复杂性知之甚少．岩石力学实验表明，断层摩擦过程与断层内部的滑移速率和状态直接相关(Marone，1998)．含速率和状态的摩擦定律(rate- and state-dependent friction law，简写为RSF定律)目前已普遍用于对发震断层孕育、成核及发震深度约束的研究中(Scholz，1998)．在此定律的框架下，有关断层演化、地震复发周期以及触发地震成因机制的数值分析与理论研究已在全球范围内得到了广泛关注(Perfettini，Avouac，2004a，b; Kaneko et al，2010; Barbot et al，2012; Kame et al，2013a)．而关于静态应力扰动后断层失稳时间的提前或推后的论述则最早来自Dieterich (1992，1994)余震触发机制的解析模型．在对帕克菲尔德地震断层的时空演化特征研究中，基于RSF定律中的Dieterich-Ruina定律(Dieterich，1992，1994；Segall, 2010; Bhattacharya, Rubin, 2014)，Barbot等(2012)给出了地震重复周期计算的解析表达式，即式中：Δτs为应力降；η为描述断层面形状的几何参数，一般近似等于1(Dieterich，1992)；G为剪切模量；W为断层面的特征尺度，为断层长度的一半或断层面的半径(圆盘断层模型而言)；vpl为远场加载速率，通常取为常数；a 和b分别为Dieterich-Ruina定律中的参数；σ为作用于断层面上的有效正应力；vco和vint分别为断层的同震滑移速率和震间滑移速率．显然，式(1)可以很好地估算地震重复周期，但从下文的理论分析与数值模拟中可以看出，式(1)对于估算断层的完整演化时间显然是不完全的，我们将在下文对式(1)进行修正．本文首先利用Dieterich-Ruina定律，从一维弹簧-滑块模型出发，结合不同演化阶段所对应的近似描述公式，从理论上提出了计算地震复发时间的公式；然后利用四阶龙格库塔(4th-order Runga-Kutta)算法进行数值模拟计算，并对比验证该公式的可行性；另外，本文还将研究发震断层的周期和非周期演化的力学成因机制以及非地震滑移形成的另类力学机制．1.1 断层模型假设断层满足平面应变条件，给定断层上任意滑动位移分布为δ(x)，那么由此滑动位移所产生的剪切应力沿断层面上的分布τs(x)可表示为(Beeler，2004; Rubin，Ampuero，2005; Bhattacharya，Rubin，2014)式中，ν为泊松比．考虑到当给定远场剪切应力τ∞(x)时，作用于断层面上的剪切应力分布τ(x)可表示为对式(3)在时间域求导可得其中，为断层滑移速率．1.2 摩擦定律RSF定律是由岩石力学实验结果所总结出的经验本构关系，该定律定量地刻画了断层内部的摩擦规律，也从物理上阐明了断层内部摩擦的复杂性，已成为研究断层演化、地震成核、动态破裂过程等震源物理现象的基础，并被广泛用于描述震源行为的系统性变化(Marone，1998)．RSF定律中描述摩擦系数的一般性方程为(Gu et al，1984; Segall，2010)式中：τ为作用在断层面上的剪切应力；θi为状态变量(i=1，2，3，…，N)，是任何可以刻画接触面状态的变量，如颗粒大小、断层泥的孔隙度等(Segall，2010)；μ为断层面上的摩擦系数，与库仑摩擦过程不同的是，在RSF定律中，μ为断层滑移速率v和状态变量θi的函数．对于θi的演化，若保持正应力σ不变，则满足以下关系：式中，i=1，2，3，…，N．式(5)和式(6)组成了完整的RSF定律(Gu et al，1984; Segall，2010)．1.3 Dieterich-Ruina定律为使计算和分析更简单方便，通常采用单一状态变量θ的RSF定律．目前最常用的两个定律分别是Dieterich-Ruina定律和Ruina定律(Segall，2010; Bhattacharya，Rubin，2014)．在稳定状态或接近稳定状态时，两个定律的公式形式是一致的，但在其它状态下两者是不同的(Bhattacharya，Rubin，2014)．Dieterich-Ruina定律可以很好地解释滑动—约束—滑动测试中摩擦界面的愈合现象，但不能解释速度阶梯变化实验中应力演化到新的稳定状态时所需的位移与速率阶梯变化大小和正负符号无关；与之相反，Ruina定律则可以解释速度阶梯变化实验中的应力变化现象，但不能阐明上述愈合现象(Bhattacharya，Rubin，2014)．Nagata等(2012)针对Dieterich-Ruina定律提出了修正的摩擦定律，可以同时解释上述滑动—约束—滑动测试和速度阶梯变化实验中出现的现象．为便于讨论，考虑到摩擦定律的使用广泛程度，本文选用Dieterich-Ruina定律进行数值模拟与理论推导，其表达式为式中：vo为参考速率；μo为稳定滑动且滑动速率为vo时的摩擦系数；θ为凹凸体的平均接触时间，即凹凸体之间接触的平均存在时间(Scholz，2002)；Dc为临界滑动距离，即彻底改变断层接触面摩擦状态所需的滑动距离(Marone，1998)；a和b分别为实验常数，a为“直接影响”系数，决定速率变化所引起的摩擦强度变化，b为“演化影响”系数，控制状态演化所引起的摩擦系数变化(Bhattacharya，Rubin，2014)，一般来讲，a和b均大于0，且具有相同的数量级，其取值范围为0.005—0.01(Dieterich，1994)．在剪切作用下，假定作用于断层面上的正应力始终保持不变，对式(7)在时间域求导，可得当断层处于稳定状态滑移时定律表达式可写为显然，当a-b≥0时，断层的摩擦过程处于速度强化状态，此时断层的滑动是稳定的；而当a-b<0时，断层的摩擦过程处于速度弱化状态，断层的滑动可以是条件稳定，也可以是不稳定的(Scholz，1998)．结合式(4)与式(9)，断层摩擦过程的数学描述可表示为该式被广泛应用于断层成核和自发破裂过程的研究中．对于单一自由度的一维弹簧-滑块模型(图3)，滑块加载过程可由下式给出：式中：τ(0)为断层内部保留的初始应力；t为时间变量；k为弹簧的有效刚度系数，可表示为k=ηG/W．因此，对于一维弹簧-滑块模型，式(11)可简化为一维弹簧-滑块模型看似简单，但事实上包含了断层摩擦滑移破裂过程的3个基本要素：① 滑块的摩擦面，其代表了断层面；② 弹簧，k的取值代表了地壳的弹性性质和几何特征，弹簧用以积累弹性应变能，为断层自加速阶段提供必要的应变能；③ 稳定的远场加载速率，其模拟了稳定的板块运动，为断层应变能的积累提供动力来源(Segall，2010)．当 vpl 恒定时，给定初始的速度v(0)和状态变量θ(0)，通过联立方程(8)与(13)，并采用数值计算方法求解方程组，即可模拟断层在时间域内的演化过程，其中当v→∞时，断层发生破裂失稳．为了避免v→∞这一非物理现象的发生，通常在数值求解过程中加入辐射衰减项 (Segall，2010)，如对式(12)在时间域内求导并加入衰减项后可得：或式中：ζ为衰减项的系数，满足ζ=G/2β，其中β为S波速度；为远场剪切应力加载率，可表示为此外，为了使得断层发生宏观失稳，弹簧刚度系数k必须满足k<kc，其中kc为临界弹簧刚度系数，满足kc=(b-a)σ/Dc(Dieterich，1992)，并且b-a>0．结合式(8)与式(15)，采用四阶龙格库塔算法可以求出在给定不同参数条件下一维断层的演化特征．表1给出了模拟计算中所使用的参数值．图4给出了加入辐射衰减项后模拟得到的包括滑移速率和应力变化在内的断层演化过程．可以看出，在模拟计算开始的0—160年(从起始时刻至第一次失稳的时间段)内，计算结果与之后时间段的结果并不相同．在上述时间段内断层的演化受初始参量v(0)，θ(0)和介质参数的控制，所以改变v(0)和θ(0)会使得从起始时刻至第一次失稳时间段内的演化曲线发生明显变化，不过改变v(0)和θ(0)却不会影响之后时间段的演化情况．实际上第一次失稳后的演化仅受介质参数的影响，可以反映介质参数所控制的一维断层模型本身的演化特征，因此之后分析中不考虑0—160年内的演化情况．图4a给出了滑移速率的变化特征．可以看出，滑移速率随时间的变化呈现出明显的周期性特征，断层在失稳时刻的滑移速率可达0.14 m/s，图中曲线所呈现出的特征均与断层运动的黏滑机制一致．图4b给出了地震循环的4个主要阶段．模拟结果显示：断层闭锁阶段至少占总的演化周期Tr的70%，而自加速阶段、同震相和震后松弛/滑移阶段这3个阶段只占了30% Tr．图5为一个地震循环周期内的一维断层演化图．由图4和图5可以看出，断层演化在时间上由4个主要阶段组成，每个阶段的持续时间是不同的. 如果以Tint，Tpre，Tco和Tpost分别代表断层演化过程中闭锁、自加速/成核、同震相和震后松弛/滑移阶段所经历的时间尺度，那么完整的断层演化周期Tr可表示为显然，断层所处的闭锁阶段的持续时间远远大于其它3个阶段持续时间的总和(图4和图5), 而成核阶段和震后滑移阶段的持续时间基本相当，即Tpre≈Tpost．与其它3个阶段相比，同震滑移的持续时间Tco一般为几秒至几分钟．另外，对应于每个阶段，Ω=vθ/Dc值的大小表现出明显差异：当断层处于震后滑移和闭锁阶段时，vθ/Dc <1；当断层处于自加速/成核阶段时，vθ/Dc >1．如上所述，同震滑移在几秒到几分钟内完成，即Tco 相对很小，因此在地震复发周期的计算中Tco可以忽略不计．由此，地震演化周期Tr可写为3．1 解析近似解当断层演化处于自加速阶段并满足vθ/Dc ≫1时，则Dieterich-Ruina定律中的状态方程，即式(8)可近似为结合式(13)，则滑移速率的近似解为(Dieterich，1992，1994)式中：为特征时间；H为常数，满足H=b/Dc-k/σ．Beeler(2004)及Rubin和Ampuero(2005)针对自加速阶段速率的变化也给出了与式(19)相似的结果．一般而言，断层成核时间的量级与特征时间量级相同．Dieterich (1994)认为自加速/成核段的持续时间Tpre可近似为ta，而Beeler和Lockner(2003)则认为Tpre近似等于2πta，因此(ta，2πta)应该是Tpre可确信的界定范围(Beeler，2004)．由于自加速阶段开始时刻的速率为vint，而结束时刻的速率近似为vco(Rubin，Ampuero，2005)，vco=vplexp(Δτ/aσ)，Δτ为同震位移所产生的应力变化量，因此令式(19)中的v(0)=vint，v(t)=vco，则Tpre近似解析解为当断层处于震后滑移和闭锁阶段并满足时，有kv≪bσ/θ，则式(13)可近似为(Rubin，Ampuero，2005)震后滑移开始于同震滑移的结束，因此在震后滑移起始时刻，滑移速率v近似等于vco，θ近似等于θco(Rubin，Ampuero，2005)．如果设定震后滑移阶段始于t=0，则震后滑移和闭锁阶段的滑移速率随时间变化的近似解为(Rubin，Ampuero，2005)状态方程的解为图6比较了在不同a/b取值下，近似解(式(22)和式(23))与数值模拟结果的相似程度．数值模型参数来自表1．可以看出，当时，滑移速率取极小值，所对应的时刻t为式中，tp为震后滑移的持续时间尺度(震后滑移阶段始于t=0)，也是震后滑移的结束时刻和闭锁阶段的开始时刻．因此，我们称tp为断层演化过程中由震后滑移到闭锁阶段的转折点．震后滑移所持续的时间尺度可近似为当时，断层演化进入闭锁阶段．此时t满足t≫θco，因此忽略θco，式(22)可作进一步的近似(Rubin，Ampuero，2005)，则断层滑移速率随时间的演化表达式为当断层处于闭锁阶段时，若定义Tint=Dc/vint，即假定闭锁阶段的滑动距离为Dc，平均速度为vint，由于(即t≈θ)且vint按照Rubin和Ampuero(2005)给出的公式计算(θ=Dc/vint)，则式(26)也可写为对式(27)两边取对数后合并同类项，可得那么则有综合上述所得到的Tpre，Tpost和Tint，则断层演化周期的近似解可写为由于等(2012)给出的解析近似解(式(1))也可进一步改写为其具体过程请参见附录.比较式(30)与式(31)可以看出，Barbot等(2012)对地震循环周期的估计忽略了震后滑移和自加速/成核阶段所需的演化时间．在Dieterich(1994)的余震触发模型中，ta也为主震后余震的持续时间．Stein和Liu(2009)的研究也表明，在较小的加载速率下，例如大陆内部构造地震，余震的持续时间可能高达几百年．仲秋和史保平(2012)对1976年7月28日唐山MS7.8地震余震序列的分析表明，如果余震的触发机制可由Dieterich模型表示，那么该地震的余震持续时间ta大约为80—100年．在Dieterich-Ruina定律中，a和b的取值处于相同的数量级，如果断层能够完成自加速/成核过程，则必须有b>a，由此推断震后滑移阶段的持续时间Tpost可能会大于自加速/成核阶段的持续时间Tpre，且应处于相同的数量级．因此，式(31)等号右侧的第一、三项在断层演化周期的估算中是不能省略的．关于闭锁阶段滑移速率vint的估算，Rubin 和Ampuero(2005)给出了相应的近似解．对于一维断层模型，vint主要受k和kc的影响，一般来讲vint比远场加载速率vpl小2—3个数量级(Rubin，Ampuero，2005)．3.2 近似解与数值模拟结果的对比利用前文介绍的数值计算方法，选取表1中的参数作为计算所使用的参数，即可模拟计算出一维断层模型的周期演化过程，进而得到相应的循环周期Tr；然后按照地震循环中不同阶段的分界特征，可以得到不同阶段所对应持续时间的模拟计算值．具体而言，成核阶段与闭锁阶段的分界标志是滑移速率达到vint(Rubin，Ampuero，2005)，而滑移速率超过vco的时间段则对应于同震相；对于震后滑移阶段，实际观测表明震后形变速率随时间衰减(Ryder，2006)，因此选定加速度为零的时刻作为震后滑移阶段与闭锁阶段的分界标志．另外在计算过程中，为了解a，b值以及临界滑移距离Dc对地震循环周期的影响，我们计算了保持a不变，a/b值不同时所对应的近似解和数值解，同时计算了不同临界滑动距离下相应的近似解和数值解．选取的a/b值分别为0.4，0.5，0.6，0.7，0.8和0.9，而模拟计算时临界滑动距离的取值则为表1中Dc值的倍数，倍数值分别为10，5，2，1，0.5，0.2和0.1，相应结果如图7、表2和表3所示．从整体上看，式(30)得到的地震重复周期Tr与模拟值符合得很好，相对误差均小于5%，而且Tr主要受a，b值以及临界滑移距离的影响．对于闭锁阶段，可以发现近似解所算出的相应持续时间不随a/b值变化，这是因为在利用Rubin和Ampuero(2005)公式估算vint时，vint的值不随a/b的变化而变化．但与随a/b 的增大而减小的模拟值相比，式(29)给出的估计值仍然与模拟值符合得较好；同样，在不同值的情况下也是如此，表明近似解可以对闭锁阶段的持续时间给出合理估计．与模拟计算值相比，利用式(20)估计的成核阶段持续时间较小，不过其依然与计算值相符．另外，对比ta，2πta和Tr的数值可以看出，模拟计算值确实处于ta—2πta之间，这与Beeler和Lockner(2003) 以及Beeler (2004)得到的结论一致. 因此在利用式(30)估计断层的复发周期Tr时，可以通过估计相应的复发周期可信界定范围来定量化描述断层的复发周期Tr，而不必估算参数H值. 其中和分别为对于同震相，相应的持续时间仅有几秒，相比于其它演化阶段的持续时间要小得多，所以可以直接被忽略而不影响断层复发周期的估计．震后滑移阶段持续时间的数值解与近似解的比较结果与图6所显示的结果一致，即tp确实可以作为震后滑移阶段持续时间尺度的合理估计值．此外从表2、表3和图7还可以看出，当a/b值增大时，断层在闭锁阶段所处时间占整个演化周期的比例从80%降至40%，而仅改变并不会明显地改变这一百分比，说明断层演化中各个时间段的比例主要受a 值和b值的影响，而基本不受临界滑动距离的影响；也说明当a值与b值较为接近时，Barbot等(2012)仅以闭锁阶段的持续时间表征断层的完整演化时间是不完整的(式(1))，将会导致明显的低估．从表2和图7还可看出，a/b值的增大会导致震后滑移和成核阶段明显的延长并缩小速率和应力的变化范围．当断层在演化过程中受到应力扰动后，会使得断层运动加速或减速，进而产生非周期的地震滑移．以成核阶段为例(图8)，由于断层在该阶段满足vθ/Dc≫1，所以可利用式(8)和式(13)推导出当t0 时刻滑移速率为v0时，断层的失稳时间(未经应力扰动)为(Dieterich，1992，1994)而在t0时刻受静态剪切应力扰动后，断层的失稳时间为式中，Δτ为断层受到的静态剪切应力扰动. 失稳时间的提前或推后量为Δt=|T-Tv|．不难看出，只要施加在成核阶段的静态剪切应力扰动非零，那么一定会导致失稳时间的提前或推后，即成核阶段的持续时间会发生变化，进而产生非周期的地震滑移．而对于地震循环的其它阶段，若施加静态剪切应力扰动也会产生同样的现象，更为详细的讨论请参阅解孟雨和史保平(2016)文章．从静态剪切应力加载产生的非地震滑移图(图9)中可以看出，当断层随时间的演化过程接近于自加速/成核阶段的后期或震后滑移阶段的早期，且断层出现绝对值较大的剪切应力加载时，断层可以发生非地震滑移，从而也能打破断层演化的周期性．图9a给出了类似于脉冲的滑移速率扰动，其脉冲幅值远远小于同震滑移的速度值(0.14 m/s)，基本与远场加载速率vpl相当．图9b则分别给出了相应的状态变量随时间的变化．在非地震滑移发生之后，可以再次出现新的同震滑移现象，但所需的时间间隔远小于未经应力扰动时的演化周期(图9a)．图9c则以相图的形式给出了断层上剪切应力与滑移速率之间的演化关系. 图9c中出现的现象与Kame等(2013a)采用修正的RSF定律(Nagata et al, 2012)和一维弹簧-滑块模型得到的数值模拟结果一致．Kaneko和Lapusta(2008)利用随深度变化的摩擦本构关系，也得到了非地震滑移现象．Barbot等(2012)在对帕克菲尔德地震重复发生过程的数值模拟中也出现了重复的非地震滑移．不过这些非地震滑移现象的出现有违于Dieterich(1992，1994)近似解的预测．在Dieterich模型中，vθ/Dc≫1的假设给出了状态变量θ所满足的近似方程为从而导致θ=θ(0)exp(-δ/Dc)．因此，当v→∞(断层失稳)，有θ→0，但同时仍需满足vθ/Dc≫1．事实上，Dieterich模型可以很好地描述断层演化的自加速过程，尤其是对于正向的应力加载扰动(Δτ>0)失稳时间提前量的估算(解孟雨，史保平，2016)．但是当Δτ<0时，vθ/Dc ≫1这一条件可能会不成立．在RSF定律中，断层在自加速过程中任意时刻t0受到应力加载的扰动，其滑移速率的变化满足v1=v0 exp(Δτ/aσ)，其中v0和v1分别为应力扰动前、后的滑移速率；而状态变量θ则保持不变，即θ1 = θ0，其中θ0和θ1分别为应力扰动前、后断层的状态变量．因此，当断层演化至自加速阶段后期某一特定时刻t0(相应的滑移速率为v0，状态变量为θ0)时，为了保持自加速的继续，一定有v0θ0/Dc ≫1．若θ0接近于0，为了满足v0θ0/Dc ≫1，则v0取值会较大．但是，如果在t0时刻断层受到了一个较大的负向应力加载(Δτ<0)，则会导致v0≫v1，而如前所述扰动前后状态变量保持不变，即θ1 =θ0，于是在此情形下，v1θ1/Dc ≫1的条件将很有可能无法得到满足，从而使得断层演化的自加速过程偏离Dieterich(1992，1994)的描述．图9c显示出受应力加载的影响，滑移速率和剪切应力分别跳跃至vss和τss，其中τss ∝(b-a)lnvss．而当断层演化阶段处于稳定状态滑移时，有从而有v1θ1/Dc ≈1．随着远场加载的继续(时间的增加)，断层滑移速率从v=v1的状态继续增大，。
地震发生的地质原因
地震发生的地质原因地震是地球上一种常见的自然现象，它给人类社会带来了巨大的破坏和损失。
为了更好地理解地震的发生机制，我们需要深入了解地震发生的地质原因。
本文将从板块构造理论、断层活动和地壳变形等方面来探讨地震发生的地质原因。
板块构造理论板块构造理论是解释地球上地壳运动和地震活动的基础理论。
根据这一理论，地球上的岩石圈被分为若干个大板块，它们以不断运动和相互碰撞的方式影响着地球表面的地质现象。
当两个板块之间的应力积累到一定程度时，就会引发地震。
在板块构造理论中，有三种主要类型的板块边界：构造边界、转换边界和扩张边界。
构造边界是两个板块相互碰撞或挤压形成的，这种边界上的地震活动非常频繁且强度较大。
转换边界是两个板块相互滑动而不发生碰撞的边界，这种边界上的地震活动也比较常见。
扩张边界是两个板块相互远离的边界，这种边界上的地震活动相对较少。
断层活动断层是地壳中的一种构造破裂带，是地震发生的主要场所。
当板块之间的应力积累到一定程度时，断层上的岩石就会发生破裂，释放出巨大的能量，形成地震。
断层活动可以分为三种类型：正断层、逆断层和走滑断层。
正断层是指岩石沿着断层面上方向上升，造成地表上方向上升的地形。
逆断层则是岩石沿着断层面下方向上升，造成地表上方向下降的地形。
走滑断层则是岩石沿着断层面水平滑动，造成地表上水平位移的地形。
断层活动是地震发生的直接原因，它们通过释放能量来引发地震。
当应力积累到一定程度时，断层上的岩石就会发生破裂，能量释放出来，形成地震波传播到地表。
地壳变形地壳变形是地震发生的另一个重要原因。
当板块之间的应力积累到一定程度时，地壳就会发生变形，这种变形可以是弹性变形或塑性变形。
弹性变形是指岩石在应力作用下发生弹性回复的变形，当应力达到一定程度时，岩石就会发生破裂，释放出能量，形成地震。
塑性变形则是指岩石在应力作用下发生永久性的变形，这种变形通常发生在板块边界附近。
地壳变形是地震发生的间接原因，它们通过改变地壳的应力分布来影响断层活动。
微震事件时空分布影响因素与监测预警方法
型，说明周期来压期间工作面上覆岩层的破断不是一次完成的，顶板经历“失稳
（释放能量）-短暂平衡（积聚能量）-失稳（释放能量）”的过程。在周期来压
基本完成后微震活跃程度逐渐下降到最低点，煤岩体重新开始积聚能量进入下一
次循环。
由以上分析可知：401102 工作面的微震活动受周期来压影响较大，在大的
时间段内随周期来压有“M”型周期性，在周期来压期间随老顶能量释放存在小
天地科技股份有限公司 2019.7.23
微震事件时空分布影响因素与监测预警方法
微震监测系统主要针对井下因为采掘活动而引起的微地震进行监测，通过统 计已经发生的微震事件的发生次数、事件的能量以及事件发生的位置划定矿井的 冲击危险区域，并对冲击地压的发生做出预警。
1 微震事件的影响因素分析
1.1 采空区对微震事件分布的影响
重点关注微震事件聚集区，并分析微震事件聚集原因（如采掘影响，断层活 化，向斜背斜影响等）。微震事件的密集区应当在矿区平面图上圈定，并将该图 发放到各个井下作业单位。微震事件聚集区会随着采掘工作的进行而产生变化， 在聚集区域发生变化时，需在矿区平面图上进行及时的更改并通知各相关单位。
图 1 微震事件平面分布规律
图 2 微震事件剖面分布规
1.2 周期来压对微震事件与频次变化的影响
当微震事件的频次和能量出现明显变化时需要重点关注，寻找变化的原因。 若能量和频次曲线采用的是全矿井统计，此时必须针对每个微震事件聚集区做能 量和频次曲线，确定引起突变的是哪个区域；若该次事件不在以往的微震聚集区
危险等级 无 弱 中 强
2.3、综合预警法
综合预警法将工作面分为掘进巷道和开采工作面，分解根据能量范围和能量
最大值不同将危险等级分为：
地震震源机制
地震震源机制地震是地球上最常见的自然灾害之一。
它是由地壳中岩石断裂和相对运动引起的地震波所产生的地面震动。
地震的发生往往给人们生活和财产造成巨大的威胁，因此研究地震的震源机制对于地震预测和减灾非常重要。
地震的震源机制是指造成地震的断层滑动或破坏的方式和过程。
根据地震的震源机制可以将地震分为正断层型、逆断层型和走滑断层型。
正断层型地震发生在两个断层板块之间。
当地质构造应力使得地层发生断裂时，发生了局部压缩；而在断裂的地表附近地壳薄弱的位置，在地壳内形成的局部应力集中所造成的断层滑动，导致地震波产生并传播，进而引发地震。
逆断层型地震则是一种受到挤压的地壳断层滑动。
这种类型的地震主要发生在板块相互碰撞产生的收缩应力带，压缩应力使得板块上的地壳断层产生相对滑动，引发地震波的产生。
走滑断层型地震是一种相对运动方式呈水平滑动的地震。
地震波是由于地壳两侧相对运动带来的摩擦力的释放所产生的，大部分地震波是纵波，能够直接传播到大范围。
了解地震的震源机制对于地震预测和减灾非常重要。
通过研究地壳运动、构造应力和地震波传播等方面的数据，科学家们可以推测和预测地震发生的可能时间、地点和规模。
利用这些信息，人们可以采取相应的措施来减轻地震对人类生活和财产的影响。
在地震预测和减灾方面，科学家们还可以利用震源机制来研究地壳构造和板块运动。
通过了解地壳的运动规律和断层滑动的方式，人们可以更好地了解地球内部的动力学过程和板块运动的机制。
这对于研究地质灾害的发生机制、制定防灾措施、保护自然环境以及进行资源的开发和利用都具有重要意义。
总之，地震的震源机制是造成地震的断层滑动或破坏的方式和过程。
了解地震的震源机制对于地震预测和减灾非常重要。
通过研究地震的震源机制，我们可以更好地预测地震的发生时间、地点和规模，并采取相应的措施来减轻地震对人类生活和财产的影响。
此外，了解地震的震源机制还有助于我们更好地理解地球内部的动力学过程和板块运动的机制，从而进行更有效地防灾措施的制定和资源的开发和利用。
1974年和1979年溧阳两次地震同震库仑应力变化及其发震构造研究
1974年和1979年溧阳两次地震同震库仑应力变化及其发震构造研究作者：储飞王韶稳张毅谈昕袁泉徐如刚来源：《地震研究》2016年第03期摘要：1974年和1979年在苏皖交界的溧阳地区分别发生了两次破坏性地震，造成了大量人员伤亡和财产损失。
分别计算这两次地震引起的同震库仑应力变化，并与余震分布情况进行对比分析，认为两次地震的发震断层均为NW走向。
计算得出溧阳1979年地震震中位置处于1974年地震引发的静态库仑应力增加的区域，应力变化值约0001 MPa，表明1974年地震的发生对1979年地震的发生具有一定的积极影响，但由于应力变化值较小，未能造成直接的触发。
关键词：溧阳地震；库仑应力变化；震源机制解；苏皖交界中图分类号：P31572文献标识码：A文章编号：1000-0666（2016）03-0397-070引言1974年4月22日在苏皖交界的溧阳地区发生了MS55地震，震源深度16 km（贺楚儒等，1988），5年后的1979年7月9日几乎在同一位置又发生了MS60地震，震源深度12 km （贺楚儒，张德齐，1990）。
5年内原地重复发生两次破坏性地震的情况在中国东部的板内地震中非常少见（叶洪等，1980）。
溧阳两次地震造成了大量的人员伤亡和财产损失。
地震发生后专家们先后对其进行了大量研究分析。
对1974年MS55地震的发震构造问题，贺楚儒等（1983）、叶洪等（1980）和Chung等（1995）意见较为一致，认为其发震断裂应为NWW向断裂。
而对1979年MS60地震的发震断裂问题则一直没有较为统一的意见。
叶洪等（1980）应用零矢量方法研究了1979年MS60地震与其余震的震源机制解，分析认为该地震是在NEE向挤压应力作用下，沿着NE 向的茅山断裂带东支发生了右旋走滑兼有正断层性质的错动。
林邦慧等（1982）、刘万琴和黄家正（1982）分别利用P波频谱和瑞利波方向性函数对溧阳MS60地震进行研究，认为此次地震是NW向断层向SE方向发生的左旋走滑破裂。
断层带活化与冲击地压
3.1 项目研究的意义近年来，冲击地压灾害日趋频繁和普遍，冲击地压问题已经成为我国深部煤炭开采必须面对和解决的首要安全生产课题之一。
根据冲击地压发生规律的统计资料，地质构造发育的区域往往更容易发生冲击地压，其中断层便是一种重要的诱发冲击地压发生的构造形式[1-3]，由断层活化引起的冲击地压往往具有冲出煤量大、破坏性强、发生突然而猛烈的特点。
2005年阜新孙家湾煤矿发生“2.14”瓦斯爆炸事故[4]，造成214人死亡，事故发生前该区域先发生了冲击地压，冲击地压造成巷道通风不畅和瓦斯异常涌出，瓦斯积聚而最终引发大爆炸。
事故正是由于开采活动引起断层活化进而诱发冲击地压引起，属于典型的断层活化诱发型冲击地压。
2011年千秋煤矿掘进巷道发生了“11.3”特大冲击地压事故，巷道发生严重的挤压垮冒，将正在该巷作业的矿工封堵或掩埋其中，最终仍造成10人遇难，64人受伤，近400m巷道严重损毁，而贯穿整个矿区的F16逆冲断层以及工作面的数个小断层是引发此次冲击地压的重要地质构造因素，事故调查组认定事故直接原因为开采活动导致上覆砾岩层诱发下伏F16逆断层活化引发[5]。
因此，由断层活化诱发冲击地压问题的研究是十分必要和迫切的。
地质构造的形成过程存在着复杂的应力场演化，复杂的构造应力状态增加了断层相关问题研究的难度，对于断层方面的研究，地震学家们对各种形式的断层模型做了相关研究，也取得了一系列研究成果，但这些仅限于断层在地震学上的意义，并不涉及开采扰动或采场覆岩运动等对断层结构的影响以及开采扰动、断层活化、工作面冲击这三者之间的作用联系，对断层冲击地压发生机理的认识不足。
鉴于此，本研究着眼于开采扰动、断层活化、煤岩冲击失稳这三个看似独立实际却存在联系的过程，通过相似模型实验、煤岩组合结构实验等手段，研究开采扰动引起断层活化进而诱发冲击地压的过程，旨在揭示采动影响下断层活化的机理以及断层活化与煤岩冲击失稳之间的作用联系，研究成果服务于诸如义马矿区这类断层控制下的冲击地压的防范和治理。
煤矿冲击地压微震监测研究
煤矿冲击地压微震监测研究摘要:冲击地压是由于煤岩体内弹性变形能的突然释放而产生的一种以急剧，猛烈的破坏为特征的动力现象。
近年来，我国煤矿开采已逐渐进入深部开采，所以冲击地压问题也日益凸显。
冲击地压发生条件极为复杂，具有突发性，危害严重，所以在具体的工作中一定要加强对其管理。
本文就将对我国煤矿冲击地压微震的相关问题进行分析探讨。
关键词：煤矿；冲击地压；监测；措施现阶段，随着我国煤炭资源开采深度和开采强度的增加，矿井冲击地压等动力灾害日益加剧，严重地威胁着煤矿开采的安全。
冲击地压是矿山井巷和采场周围煤岩体在高应力作用下，由于变形能释放而产生的以突然、急剧、猛烈的破坏为特征的动力破坏现象，表现形式为大量煤岩体突然破碎抛向巷道，即出现岩爆现象。
冲击支护设备及附近工作人员，严重时会瞬间摧毁整个采场，对煤矿企业造成十分严重的损失，并可带来一系列矿井灾害，对冲击地压的防治重点是预测，如果可以获得准确的冲击提前预测，就可以提前做好各项应对措施，就可极大地减小冲击地压造成的危害。
目前，国内外预测方法大致有理论分析法以及现场实测法，来判断施工中有没有冲击可能性。
1、概述1.1、冲击地压的界定在煤矿工作的具体实施过程中，由于行业背景的差异，在我国水电交通隧道等行业将这种现象称之为岩爆，而在煤矿和冶金等采矿行业称之为冲击地压或矿震，全国科学技术名词审定委员会审定公布的3个术语的定义分别为：在煤矿工作的具体实施过程中，冲击地压是指井巷或工作面周围岩体，由于弹性变形能的瞬时释放而产生突然剧烈破坏的动力现象，常伴有煤岩体抛出，巨响及气浪等现象，它具有很大的破坏性，是煤矿重大灾害之一。
在煤矿工作的具体实施过程中岩爆是指地下工程开挖过程中由于应力释放出现围岩表面自行松弛破坏并喷射出来的现象。
在煤矿工作的具体实施过程中，矿震是指井巷或工作面周围煤岩体中突然在瞬间发生伴有巨响和冲击波的震动但不发生煤岩抛出的弹性变形能释放现象。
1.2、冲击地压的分类近年来，国内外学者从不同的角度提出了不同的冲击地压分类方法，比如在煤矿工作的具体实施过程中，按冲击地压发生位置可分为煤层冲击地压，顶板冲击地压和底板冲击地压；按冲击压力来源可分为重力型，构造型和重力构造型；按冲击能量大小可分为微冲击、弱冲击、中等冲击、强冲击和灾难性冲击类型等。
活断层和地震
①土的类型和性质；（疏松饱水的细砂、粉土）
3饱水砂土的埋藏分布条件；（越浅越厚）
4地震动的强度和历时（越强，历时越长）
8.场地工程地质条件对震害的影响
1.岩石类型，从软硬程度、松软土的厚度以及地层结构三个方面 来考察，基岩震害最轻，其次硬土，软土最重。
2.断裂 ①发震断裂，避开
②非发震断裂，若破碎带胶结较好，根据断裂带物质的 性质，按一般岩土对待即可，不应提高烈度。
我国规定潜在a
3.活断层对工程建筑物的影响：
1地面错动直接损害跨越该断层的地标建筑
2由此引发的地震所引起的危害
4.活断层的基本特征：
1活断层是深大断裂复活运动的产物。
2活断层的继承性和反复性
3活断层的活动方式 粘滑型：以地震方式产生间歇性地突然滑动。
第七章 活断层和地震工程地质研究
活断层
一．概述
1.地质学科领域内，将由活断层和地震活动所产生的工程地质问题， 称为“区域地壳稳定性问题”
2.地球的构造运动可使地壳和上地幔中积聚构造应力， 当构造应力增 大并超过介质强度时，往往表现为活断层的突然错动，释放应变能， 并以弹性波的形式在地壳表层传播而发生地震。
2.与工程活动的相关性 构造型诱发地震在一定的机制作用下，与工程活动有明显的正相 关性。
3.地震序列特征
2、烈度
衡量地震所引起的地面震动强烈程度的尺寸。 一次地震只有一个震级，但在不同地点，烈度大小可能不一样。 在震源和震中距相同的条件下， 坚硬基岩场地较之松软土场地烈度小 一些。
六．我国地震分布特点 分布广、频度高、强度大、震源浅。
我国的2条主要地震带：
（1）南北地震带（2）东西地震带 我国大致可划分为6个地震活动区：
地震的震源机制 了解地震产生的力学过程
地震的震源机制了解地震产生的力学过程地震的震源机制：了解地震产生的力学过程地震是地壳中产生的一种自然灾害，它的形成与地球内部的构造和物理过程密切相关。
地震的震源机制指的是地震发生时，地壳内部的应力状态发生破裂并释放能量的过程。
了解地震的震源机制可以帮助我们更好地预测地震并采取相应的防范措施。
一、地震的力学过程地震的力学过程可以分为应力的积累过程和破裂和释放过程两个阶段。
1. 应力积累过程地球的岩石是由各种板块组成，它们在不断地相互推挤、相互碰撞中，由于板块内部存在着各种巨大的应力，这些应力会一直积累。
在这个过程中，地壳的断层带承受了巨大的应力。
2. 断层破裂和能量释放过程当地壳内部的应力达到临界值时，断层带上的岩石开始发生破裂，导致地震的产生。
通过断层的破裂，地壳内部积累的应力能量得以释放，形成地震波向地球表面传播。
二、地震的震源机制地震的震源机制可以通过震源机制解译得到。
震源机制解译是通过分析地震产生的地震波形态以及地震的传播规律来确定地震破裂过程的状况。
1. 地震波形态的分析地震波形态是指地震波在地球表面检测到的具体形态。
通过对地震波的波形、振幅和周期等特征进行分析，可以推测地壳中的岩层破裂形式、震源位置以及破裂状况。
2. 地震传播规律的分析地震波在地壳中的传播速度和路径受到地壳结构的影响，该地震波的传播规律可以帮助我们判断地震的震源机制。
通过分析地震波在不同地点的到达时间、波形以及波速等信息，可以确定地震的震源位置和破裂方向。
三、地震的类型和震源机制地震的类型与地震的震源机制密切相关。
基于地震波形态和地震的传播规律，地震学家将地震的震源机制分为几类常见的类型，包括正断层破裂、逆断层破裂和走滑断层破裂等。
1. 正断层破裂正断层破裂是指地震产生时，两个板块相对推移的过程中，上板块相对于下板块向上突出，造成断层上方的地层抬升。
这种类型的地震往往伴随着大规模的地表破裂和地震波的传播。
2. 逆断层破裂逆断层破裂是指地震产生时，两个板块相对推移的过程中，上板块相对于下板块向下移动，造成断层上方的地层压缩。
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２０ ０ ８年全 国顶板事故 死亡 的总人数 已经超过 了瓦斯 ，
断层是岩体在构造应力作用下发生 的破裂 ， 是 沿 破裂 面两侧 的岩 体发 生显著 位移 或失 去连 续性 和
周亚菲
刘忠昌等 ： 构造应力对断层活动诱发微震事件力学模型研究
２ １ 年 ４月第 ４期 ０２
ｕ ④正应力为 ， ； 剪切应力为 ； ⑤断层与岩体之间 的摩擦系数为＿⑥岩体刚度为 Ｇ 弹性模量为 Ｅ 厂 ； ， 。
２ ２ 力学分 析 ．
断层数 学模 型受 力 分析见 图 １ 。
图 ３ 简化数学模型 ３
由数 学模 型 ３可得
Ｑ ＝ｋ Ｑ ＝ｋ（ ） ， Ａ ｆ Ｇ＋ （） ７
２】
断层的运动是构造应力释放的过程 ， 在数学模 型 １中， 假定断层在缓慢移动 ， 以可以看做是匀速 所 运动 。所 以在数学模型 ２中， 物块 的运动也是匀速 的 ， 力是 平衡 的。可 以把 上 述模 型转 化 成 模 型 ３ 受 ，
完整性 而形 成 的一 种构 造 形迹 。根据 断 层 面 （ 即岩 石 的裂 缝 和两块 岩石 运 动 过程 中产 生 的裂 缝 ） 置 位
的不同特征， 科学家将断层分为 ３ 种类型 ： 正断层 ， 逆 断层 ， 移断 层 （ 滑断 层 ） 。 平 走 Ｊ
构造 应 力对 断 层 作用 引 起 断层 的错 位移 动 ， 就 会 在断层 的附近 引起 大量 的微 震事 件 。
（ 中国矿业 大学（ 北京） 资源与安全工程学院）
摘 要 鉴于微震事件诱发机理不清楚 ， 在构造应力对断层活动诱发微震事件条件下， 建立 了 数学模型。在该模型的基础上， 研究推导微震发生的可能性并研究震源参数 ， 出在 断层上微震事 得 件 发 生的 力学 关 系。
关 键词 构 造应 力 断层 微震 力学模 型
忽 略夹层 。
中央高校基本科研业务费专项基金项 目（ 编号 ：ｏ Ｑ ｏ ） ２ ｎ Ｚ １ 周亚菲（ ９ ８ ）， ，００ ３北京市海淀区学院路丁 １ 。 １ ８一 男 １０ ８ １号
（） ２ 初始数据设定 ： 断层面积 Ａ ②断层 的垂 ① ； 线与 轴 的夹角为 ； ③断层上下盘错位位移量为
在模 型 ３中 ， 物体 在 拉力 Ｆ 正 压 力 、 擦 力 、 摩
＂ ｌ Ｏｘ
和重力 Ｇ的作用下匀速 向前运动了一段距离 “ ， 则：
Ｆ ＝ Ｇ＋ ）． 由动能定 理 得 ：
Ｆ Ｇ＋ ） ＝０． ｕ一
Ｕ ＂
（） ３
（） ４
图 １ 正 断 层 数 学模 型 １
免安 全事故 的发 生 。为了促进微 震监测 技术 的发展 ，
正断层与逆断层相似 ， 而平移断层更加简单 ， 所 以本文 只研 究正 断层 。 （） １ 初始假定条件 。① 只考虑断层上下 的错位 移动 ， 不考虑前后 两面所受的力 ； ②岩体是均质 的， 各向同性 ， 除断层外是连续的 ； ③断层缓慢移动 ，
：— ＋ — ＿ 一 Ｃ Ｓ Ｓ 下 ｓｎ ｓ ； ２ 一 ｉ２ ＯＺ ｌ
而微震就是其 中一种 ， 以微震事件 的能量就是 内 所 能增 加 的一部 分 。设微 震事 件 的能量 占增 加 内能 的 比例 为 ｋ ，
后＝ ． ㈣
式 中， Ｑ为微 震事 件 的能量 ； Ｑ为增 加 的 内能 。 Ａ
见 图 ３ 。
总第 ５ ６期 １ 这 就得 到 了微震 的能量 。
Ｑ 一ｙ ＋ Ｊ ｉ Ｊ ａ Ｏ ， ＝ ２ｆ 寺Ａ ｉ ｊ ｏ （ ． ｅ ｌ ｊ ＋ Ｊ ｕ ｆ 一ｕ ｎ △ ｔ ｉ ）
（） ６
件； 如果 丁 ， ≤ 断层不会发生移动， 不产生微震事
件。
式中 ，ｅ ｙ／为有效 表 面能 ， ｆ 它包括 总 的机械能 损失 （ 别是 非 弹性 功 ） 出 自断 裂 边 界 的热 流 ； 为 具 特 及 有位移 的断裂面积 ； 为最终 （ △ 事件结束时） 和 初始 应力 之差 ； 为 断裂 面 的法 向单位 矢 量 ；ｓ 震 ｔ为 ｃ 源时间区间； ｔ 为拉伸率。 ｒ 由上述 能量 公 式 可 以看 出 ， 震 不 是 一种 简 单 微 的机械波 ， 它的能量不能通过简单的计算得出 ， 很难 从 微 震发 生 的 过 程 中得 到 ， 是 这 里 并 没 有 否 定 ｋ 但 值 的存在。为确定 ｋ 的存在 ， 值 可以通 过微震监测 技 术 进行 试验 。
地 震 是 地壳 在 内 、 力 作 用 下集 聚 的构 造应 力 外
３ 应力与震源参数 的关 系
为研究 的简便 ， 断层力 学模 型 简化 ， 图 ２所 把 如
示。
图 ２ 简化数学模型 ２
上述模 型中， 在保 持物块不 动的情况下 ， 力 先使弹簧具有了一定的拉伸长度 ， 然后撤去 Ｆ， 保持 加 持力 Ｆ端 的弹 簧 一 端 不 动 ， 开 物块 ， 块 向前 松 物 运动一段距离 ， 此即是构造应力对断层 的作用过程。 根据分析， 物块 能否移动就会产生一个极限力 值 Ｆ ＝ （ ） 其 中面积 Ａ相同 ， 厂 Ｇ＋ ， 即有极 限应
ｗａ ｓａ ｌ ｈ ｄ ｕ ｅ ｈ ｃ ｎ ｉ ｏ ｏ ｔｕ ｔ ｒ ｌ ｓｒ ｓ ｎ ｆ ｕ ｔａ ｔｖｔ ｎ ｕｃ ｄ ｓ ｅ ｔ ｂｉ ｅ ｎｄ ｒ ｔ ｅ ｏ ｄ ｔ ｎ ｆ ｓｒ ｃｕ ａ ｔｅ ｓ ｏ ａ ｌ ｃｉｉｙ ｉ ｄ ｅ ｍｉｒ ｓ ｉｍ ｉｃ ｄ ｎｔ． ｓ ｉ ｃｏｅｓ ｎ ｉｅ ｓ
＝— ｌ ｏ２ ・ ： — 一 Ｓｎ Ｓ ＋丁ｃ ｓｓ． ｌ￣ ｉ２ 十丁 ｚ ｌ （） ２
假设 ｋ值是 一 个 只 与 介 质性 质 有 关 的变 量 ， 而 不 随 应 力 的 大 小 变 化 ， 过 大 量 的 实 验 可 以 获 得 通 （目前 没有 科 学 家 进 行 过 实 验 ） 。下 面 论 证 ｋ值 存 在 的可能性 。
场周 围岩层 的破裂与运动 。２０ ０８年 ， 我国煤炭产量完
１ 构造应力对断层作用诱发微震事件
在各 种 地壳 构 造 运动 作 用 力 的影 响 下 ， 壳 中 地 所 产生 的应力 称 为构 造应 力 ｊ 。
成 ２．６ ｔ居世界第一位， ７１ 亿 ， 然而， 煤炭行业 的死亡 人数也 占第一位 ， 中由冲击地压诱发的瓦斯爆炸 其 （ 如阜新孙家湾煤矿由冲击地压诱发的瓦斯爆炸一次 死亡达 ２４人 ） １ 和冲击地压直接 造成的死亡 人数 已经
由于 断层 是 缓 慢 移动 的 ， 以可 以把 断层 移 动 所
过程 中看做受力平衡 ， ： 则
∑Ｆ ＝ ０， ｎ 凡 ＝ ０ ；
其 中摩擦 力做 功转 化成 内能 ， 上式 可 以看 出 ， 从 力 Ｆ所 做 的功全 部转 化成 内能 。 内能有 多种 多 样 的表 现 形 式 ， 升 温 ， 如 辐射 等 ，
力值 ： ＝ｏ ． ｆ－ 如果 下＞＇ａ 断 层 会 发 生 移 动 ， 产 生 微 震 事 ／ｘ ＇ ， ｍ 会
突然释放 ， 产生震动弹性波 ， 从震源向四周传播引起 的地 面颤 动 。 地 震 能量 释放 是在 断裂 和滑 移期 间 由于 弹性应 变 能转 变成 非 弹性 应 能 引 起 的 ， 只 是 其 能量 的一 但 部 分 。如果 考 虑 用 表 示 单 一 断 裂 型震 源 能 量 的 ｊ 公 式 ， 用震 源 参数 表示 可为 ： 利
其 中近 １３是 由冲击灾害造成 的 ｊ ／ 。因此 ， 和研 监测
究岩层破裂 机理 是 非常重 要 的 。微 地震 是 岩石 材料
２ 微震事件 的力学模型和 力学分析
２ １ 力学模 型 ．
变形 ， 裂纹开裂及扩展过程 的伴生现象 ， 它与围岩结
构的力学行为有着密切的相关性 ， 中包含了大量 信号 的关于围岩受力破坏以及地址缺陷活化过程的有用 信息 。所 以， Ｊ 利用 微震 监测 技术 能 够提 前 预警 ， 避
Ａｂ ｔ ａ ｔ Ｉ ｉｗ ｏ ｎ ｌ ａ ｎ ｕ ｅ ｎ ｃ ａ ｉ ｏ ｃ ｏ ｅｓ ｉ ｃｄ ｎ ｓ ｓｒ ｃ ｎ ｖｅ ｆｕ ｃｅ ｒｉ ｄ ｃ ｍｅ ｔｍｅ ｈ ｎ ｓ ｆｍｉｒ ｓ ｉｍ ｎ ｉ ｅ ｔ ．ｍａｈ ｍａ ｉａ ｄ ｌ ｍ ｔ ｅ ｔ ｌｍｏ ｅ ｃ
Ｋｅ ｗｏ ｄｓ Ｔｅ ｔ ｎ ｃ ｓｒ ｓ ｙ ｒ ｃｏ ｉ ｔｅ ｓ，Ｆａ ｌ ，Ｍｉｒ ｓ ｉｍ ，Ｍｅ ｈａ ｃ ｌｍｏ ｅ ｕｔ ｃ ｏ ｅｓ ｃ ｎｉａ ｄ ｌ
随着 国民经济持续 、 稳定 、 速发展 ， 源和能 源 快 资
研究微震发生 机理是非常重要 的 。
的需求越来越多， 国内各大矿 山产量持续增长， 大批 矿山转入深部开采。因此 ， 深部采矿面临的岩爆 、 冒 顶 等灾害 日益严 重 。煤 矿许 多重 大灾 害 的根 源是 采
ｏ Ａ＋（＂ Ａ ｏａ ｓ ａ一（ ｄ ｃ ｓ Ｃ Ｓ － ｄ ７ｄ ｃｓ ）ｉ ｘ ｎ Ａ ｏａ） ＯＳ＋ （ ｄ ｓ ｓ ＣＳ 一（ｒ Ａ ｉｓ ｓｎ ＝０； Ａ ｉ ） ＯＳ ｎ ｏ ｄ ｓ ） ｉｓ ｎ ７ Ａ＋（＂ Ａ ｏｓ） ＯＳ一（ ｄ ｃ ｓ ｓ ｓ＋ Ｉ ｄ ７ｄ ｃ ｓ Ｃ Ｓ ｘ Ａ ｏｓ）ｉ ｎ （＂ Ａ ｉｓ ｓ ｓ＋（ ｄ ｓ ｓ Ｃ Ｓ ＝０． （ ） ７ｄ ｓｎ ） ｉ ｙ ｎ Ａ ｉ ） ＯＳ ｎ １
Ｂ ｓ ｄ ｏ ｈ ｓ ｍｏ ｅ ，ｔ ｅ ｃ ａ ｃ ｆ ｃ ｏ ｅｓ ｉ ｃｄ ｎ ｓｗａ ｅ ｉｅ ｎ ｏ ｒ ｅ ｐ ｒ ｍｅｅ ａ ｔ ｄ ｅ ａｅ ｎ ｔｉ ｄ ｌ ｈ ｈ ｎ ｅ ｏ ｒ ｓ ｉｍ ｎ ｉｅ ｔ ｍｉ ｓ ｄ ｒ ｄ ａ ｄ ｓ ｕ ｃ ａ ａ ｔｒｗ ｓｓｕ ｉ ｄ． ｖ ｍｅ ｈ ｎ ｃ ｌ ｅａｉ ｎ ｈ ｐ ｗａ ｒ ｗ ｅ ｗ ｅ ｈ ａ ｌ ａ ｔ ｉ ｎ ｃ ｏ ｅ ｓ ｉｃ ｄ ｎ ｓ ｃ ａ ｉａ ｌ ｔ ｓ ｉ ｓｄ ａ ｎ ｂ ｔ ｅ ｎ ｔ ｅ ｆ ｕｔ ｃｉ ｔ ａ ｄ ｍｉｒ ｓ ｉ ｒ ｏ ｖｙ ｍ ｎ ｉ ｅ ｔ．