海原断裂带断层通道波观测与破碎带宽度刘明军。李松林，张先康，樊计昌，宋占龙中国地震局地球物理勘探中心，河南郑州450002原8.6级地震地破裂带布设2条测线，接收测线之间人工爆破激发的断层通道波。每条测线由14台3分量数字地震仪组成，靠近破裂带台间距30，4，远离破裂带台间距增大至23，25，1.对测线1的台站接收到的炮遍直道地，波数扼进丁了0.14.0频段的滤波果。明14波到时之后存，多1强振幅低频中波链的断层通道波。由断层通道波揭不的海原断裂带在西安州附近的断裂破碎带宽度约为25，1.
断内部结构是认识地震破裂的关键在地震危险性预测中，个极为重要的问是地震破裂发生在断历的哪段，破裂段从哪里开始，如何传播。
终止尸何处，破裂，致地振动的影响在空间的分布如何1.期以来，研允破裂段的方法主，是地质填，探，斤挖地震勘探及层析成像。fQ控制破裂知。断层在几何结构和活动性方面的时空不连续性将影响地震的破裂其中断层的内部结构可能是认识地震破裂物理过程的关键断结构的时空变化知识将帮助预测将来地震的行为。
近年来，国外将通道波用于断裂带内部结构的研究取得了许多实际成果。当低速薄层夹在高速介质之间时，在完全内反射条件下，在低速薄层中会出现种沿着之字路径传播的波，这种波中的定频卓成分定的波会发生相长下涉形成种看起来沿层传播的波，而且波在传播过程中强度基本上不减小，这就是所谓的通道波。如勒夫波，煤层中的槽波等。在断层带内传播的通道波即为断层通道波瓜12071.於1.6，为区别于压反1和剪切波可用。通过对断层通逍波的观测，断层细结构得到更好的认识。因为通道波产生于低速断层带和高速围岩之间的边界相千多重反射。其振幅和频率强烈依赖于断层的儿何形态和物理性质，所以这些波能够高分辨地探测断裂带内部结构。等用迎道波研允美加州；虹4，8地震破裂带人1附近的5册6断层带和日本神广地诣破裂带的细结构和连续性6.
我国断层通道波研宄起步较晚，近两年才开始进行野外观测实验。2001年，中国地震局地球物理勘探中心在地震科学联合基金责点课断层震相与地壳盲断层的维成像的资助下，用人工爆破源在1920年的宁夏海原8.6级地震破裂带上进行了断层通逝波观测。2002年对201年阽西8.1级地震的破裂带通过余震和爆破观测了断层通道波。笔荇就海原断裂带断层通道波观测做探讨。
1构造简介海原断裂带为青藏高原地块与鄂尔多斯地块相交的弧形构造区西南边界断裂1.弧形构造区由南西向北东发育系列弧顶指向北东的弧形断裂带。主要有海原断裂香山天设山断裂烟句山断裂和牛首山断涔，单条断裂平面上呈反5形，汴以向东北凸出段为主体。从横切断裂的横剖面上看，山地与盆地相间分布，呈波状起伏。
海原断裂带在宁殳境内又称为西华山六盘山断裂带西起雷公山南簏向南东东经毛毛山老虎山西华山南华山六盘山，向宝鸡方向邝申，走向北西西北北西，长5501肌倾向多为1哲西。该断裂规模大，结构复杂，是青藏高原块体的东北边界断裂。它在第纪以前为逆冲断裂第纪后由于区域应力场的改变而形成逆左旋走沿断宽遍反射手形付资料叽，原断裂错断兑氏血1.192年海原6级地店就发生在该断裂带上，2野外观测在海原断裂的断层通道波观测的野外试验中，在西安州附近，横跨1920年8.6级地震的地破涔布置了2条测线接收由爆破产生的地震波2.
每条测线布设了14台16位的0入2数字地震仪，每台地震仪配置的3分量检波器有1个垂直道和2个互相垂直的水平道，其中1个水平道方向与断层走向平行。横跨海原断裂地破裂的测线布置在海原县西安州附近2，测线1长1.37站1犯地衣破裂附近台站间距较小远离断裂的台站间距较大。
测线12的台站接收了位于2条测线之间在海原断裂上进行的多次爆破，爆破深度25，最大次爆破的炸药量为50 1巧。该断裂处在山地与盆地的交界部位，由于钻井施工困难，实际炮点并未在地两安州拚蝙3初步结果从识别断层通道波的角度来看，获得的地震记录质量相差很大，其原因是爆破能量的差异炮检距地破裂的测线1接收到的次爆破的地震记录截面作展，并对其结果做初步分析。
炮点距测线1约4.31炸药量501.横轴为观测点号和距离，而距离中的，位置处于1920年海原地震地破裂处。纵轴为，间轴。
3原始垂直道地震记录；1滤波后的地震记录测线1接收到了较好的断层通道波震相。
33明测线1的，波在时间轴的位置约1.88处，5波约为2.58.31是33的地震记录经频段0.1 4.0的滤波之后得到的，采用这样的滤波处理是由试验确定的，目的是为了压制，波3波，提取厂2波。试验明，本次野外观测到的，波3波频率均大于4.0而小炸药量的爆破也难于激发小于1犯地以波。
在4中，对33中的震相进行了进步分析。从4中可以看到，在观测点1050之间，在时间轴58处组震幅不是很大的震相，但时间轴6.54在4组强振巾低频率的谥相供测戍号震相入几乎同时出现在观测点5，之间9 9.53处，而其间的8号观测点位于1920年海原±也震地破裂处，这组震相在观测点5，之外到达不同，80个震相具有双曲线的走时特征。研究友明1断层迪道波1现波的到，之后，有相对大的振幅低的频率和长持续时间的波链，在断破碎上接收点的通逍波振1时较大，随着接收点远离断以带其迎逍波最人振幅迅速减小。
因此，对比研究可知，4显的观测点1050之间，时间轴99.58处大震幅的震相就是断层通道波2，105与0号观测点间25，1长的距离即是断层通逍波反映的海原断裂带地1破碎带的宽度。观测点1050之间，时间轴598间的较大震幅的震相也应该是断层通道波，但80山震相双曲线的走时特征明距爆破源近的观测点走时短，反之则长，这3组震相可能受浅层松散覆盖层的影响，1使浅部断裂破碎带与浅部松散围岩从震相上未截然分开，因此这些震相都不如人震相那样更具典型的断层通道波的特征。综合上述分析可知，观测点50之间，时间轴53的多组较大震幅的震相为断层通道波；震相人震幅最大，断层迎进波的特征，为明显。到，较晚。反映断裂带较深部的信息七确而现宽度人咖的小要，震相化0并未将断裂带与围岩完全区分开，很可能是受浅部松散盖层的影响；多组震相的出现则反映来自不同深度的断层通道波。
上述是初步结果，我们将进。步求取断层带及附近地区的速度和，值等。以便能更精细地刻画4讨论用断层通道波研宄断层的细结构具有广阔的前设。从结构上来说，大的断层常常以汀儿米到儿公里宽度的低速带为标志，这些低速带被认为是由集中在断层附近的流体富粘土的断层泥增加的孔隙度和地过程中扩大的裂隙以种未知的组介形岩，断层通道波则是产生于断层带内夹持于高速围岩间由地震波在边界多次相干反射而形成的。因断层通逝波接来源，比带，故对其深入研宄，能够反映断层带内部的结构。断层通道波为断层细结构的研宄提供了种新的有效方法。
海原断裂带断层通道波观测对断裂破碎带宽度附近，海原断裂带由断层通道波揭的断裂破碎带产生的地破裂带的宽度。事实上，此断裂带具有很长的活动历史，而且探槽揭露了多次古地震事件所以有较宽的破碎带是+奇怪的当然，破碎带的宽度在不同的地段可能不同，这与断裂带在不同地段的现形式有关，如单条断层出现的地段与多条断层共同出现的地段或雁列断层交接地段的断裂破碎带宽度就会有较大的差异。
1丁国瑜，田勤俭，孔凡臣，等。活断层分段北京地震出版I7国家地震局鄂尔多斯周缘活动断裂系课组。鄂尔多斯周缘活动断裂系北京地震出版社，1998.
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