熱水條件下黑云母斷層泥的摩擦強(qiáng)度與穩(wěn)定性

路珍，何昌榮

中國(guó)地震局地質(zhì)研究所，地震動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029

1 引言

黑云母是自然界中常見(jiàn)的層狀硅酸鹽礦物，普遍存在于巖漿巖和變質(zhì)巖中.其在巖石中的含量可從百分之幾到百分之幾十不等，例如在江西武山花崗閃長(zhǎng)斑巖中的黑云母只有7%～8%（東前等，2011），而在美國(guó)愛(ài)達(dá)荷州Riggins以北出露的黑云母片巖中其含量可達(dá)72%（Shea and Kronenberg.，1992）.作為云母族中的主要礦物之一，黑云母可出現(xiàn)在比其他云母更復(fù)雜的地質(zhì)環(huán)境中.在變質(zhì)巖中，可生成于很寬的溫度和壓力條件下，在很多接觸和區(qū)域變質(zhì)的沉積物中大量生成.在巖漿巖中，它大多在花崗巖、花崗偉晶巖、花崗閃長(zhǎng)巖、英云閃長(zhǎng)巖、閃長(zhǎng)巖、蘇長(zhǎng)巖、石英霞石正長(zhǎng)巖和石英二長(zhǎng)巖中生成（Deer etal.，1985）.在地下更深處，角閃巖相的條件下（300～1000MPa，550～750℃），黑云母可以通過(guò)重結(jié)晶等變質(zhì)作用生成，可見(jiàn)于片麻巖原巖經(jīng)受強(qiáng)烈的變形作用變質(zhì)為千枚糜棱巖的過(guò)程中（Bell and Etheridge.，1973）.另外，從前人關(guān)于黑云母的熔融實(shí)驗(yàn)結(jié)果中得出熔體出現(xiàn)的溫度大多都在700～800℃（Singh and Johannes.，1996；Brown and Fyfe.，1970；Vielzeuf and Montel.，1994；Pati?o Douce and Beard，1995）.這些數(shù)據(jù)顯示，黑云母能夠穩(wěn)定存在的溫度范圍很廣，至少在700℃以下是穩(wěn)定的.

野外應(yīng)力測(cè)量、熱流值觀測(cè)和斷層帶變形研究等結(jié)果顯示一些斷層具有弱斷層的特征，即可以在遠(yuǎn)小于Byerlee定律所估的摩擦系數(shù)值下滑動(dòng)（Holdsworth，2004；Faulkner etal.，2010）.例如蘇格蘭Outer Hebrides斷層區(qū)（Imber etal.，1997；Imber etal.，2001）、新西蘭馬爾堡地區(qū)走滑斷層（Balfour etal.，2005）、美國(guó)圣安德列斯斷層（Lockner etal.，2011；Chester etal.，1993）等，其中研究最多的是圣安德列斯斷層.探索弱斷層產(chǎn)生的原因也是多年來(lái)的研究熱點(diǎn)，到目前為止仍有爭(zhēng)議，主要集中在高孔隙水壓和弱礦物兩個(gè)方面.高的孔隙流體壓力可以導(dǎo)致滑動(dòng)所需的有效剪應(yīng)力減小，從而降低斷層強(qiáng)度.地球物理探測(cè)表明，在地震震源區(qū)存在波速降低、泊松比增大、電阻率降低等異?，F(xiàn)象（Zhao etal.，1996；Gupta etal.，1996；Eberhart-Phillips and Michael.，1993；Johnson and McEvilly，1995），如神戶地震震源區(qū)的地震層析成像結(jié)果表現(xiàn)為低的波速和高的泊松比，P波和S波波速平均比周圍巖石低3%～4%，泊松比高于周圍巖石6%（Zhao etal.，1996），而在Parkfield Middle Mountain下也有很大的低速異常區(qū)（Eberhart-Phillips and Michael，1993）.通常認(rèn)為，這些異常可以作為有地下流體存在的證據(jù).在假定高壓水存在的情況下，地下流體的來(lái)源也是難解的科學(xué)問(wèn)題.深部擠壓和脫水反應(yīng)過(guò)程中釋放的流體可以使局部流體壓力增加至高達(dá)靜巖壓力的水平（Hickman etal.，1995），但同時(shí)高的孔隙壓需要低的滲透率來(lái)保證，因此需要廣泛存在的層狀硅酸鹽或者圍巖的固結(jié)來(lái)作為阻礙流體散失的有效屏障（Faulkner and Rutter，2001）.Faulkner and Rutter（2001）假設(shè)地下15～20km范圍內(nèi)流體來(lái)源于層狀硅酸鹽礦物的脫水，且假設(shè)層狀硅酸鹽礦物含量達(dá)50%，那么其產(chǎn)生的高壓流體只能保持12ky，不足以導(dǎo)致大斷層在地質(zhì)歷史時(shí)期的弱化.可見(jiàn)，此機(jī)制還需要有合理的流體來(lái)源與補(bǔ)充源來(lái)支持，單獨(dú)用孔隙流體來(lái)解釋斷層大范圍長(zhǎng)期的弱化還存在很大的爭(zhēng)議.因而弱礦物即成為了探討弱斷層成因的另一個(gè)思考點(diǎn).

傳統(tǒng)地殼強(qiáng)度剖面是由可代表長(zhǎng)英質(zhì)巖石礦物的實(shí)驗(yàn)室數(shù)據(jù)估算而得（Scholz，1988；Kohlstedt etal.，1995），而用富含層狀硅酸鹽礦物進(jìn)行計(jì)算，所得的地殼強(qiáng)度會(huì)很低（Holdsworth，2004；Janecke and Evans，1988；Wintsch etal.，1995）.最近Van Diggelen等得到的白云母的實(shí)驗(yàn)室結(jié)果同樣低于Byerlee定律的估計(jì)值（Van Diggelen etal.，2010）.作為引起斷層強(qiáng)度長(zhǎng)期處于低值的可能原因（Faulkner etal.，2010），有關(guān)弱礦物的力學(xué)性質(zhì)引起了實(shí)驗(yàn)研究的廣泛關(guān)注.目前通過(guò)鉆探獲得最多的弱礦物主要是黏土礦物，如在圣安德列斯斷層科學(xué)鉆探的巖芯中發(fā)現(xiàn)蒙脫石、伊俐石、滑石、皂石等（Lockner etal.，2011；Tembe etal.，2009）.但很顯然，這些黏土礦物在深部是不能穩(wěn)定存在的（Velde，1993）.因此，如果弱斷層在深部同樣保持較低強(qiáng)度，用黏土礦物是不能加以解釋的.除黏土礦物外，實(shí)驗(yàn)研究表明云母等層狀硅酸鹽礦物的強(qiáng)度也較低，比石英、長(zhǎng)石等常見(jiàn)造巖礦物弱很多（周永勝等，2009）.Shea和Kronenberg（1993）的研究也得出當(dāng)變形和破裂沿著云母富集帶發(fā)生時(shí)，樣品的強(qiáng)度會(huì)隨著云母含量的增多而減小，延塑性則會(huì)增大.由于黑云母在地下深處的溫壓條件下可以穩(wěn)定存在，所以一旦其富集連通，可能會(huì)大大降低斷層帶的強(qiáng)度，成為弱斷層的原因.

因此可見(jiàn)，對(duì)黑云母剪切變形性質(zhì)進(jìn)行研究并獲取其摩擦系數(shù)和滑動(dòng)穩(wěn)定性方面的數(shù)據(jù)，對(duì)于更深入研究地殼強(qiáng)度、變形機(jī)制以及地震動(dòng)力學(xué)問(wèn)題有基礎(chǔ)性意義.但前人關(guān)于黑云母粒狀樣品的剪切研究并不多.Scruggs等對(duì)黑云母粒狀樣品在室溫、無(wú)孔隙水壓條件下進(jìn)行過(guò)長(zhǎng)距離旋轉(zhuǎn)剪切實(shí)驗(yàn)，在實(shí)驗(yàn)前樣品經(jīng)潮濕空氣處理為含水條件（Scruggs and Tullis，1998）.很明顯，已有的結(jié)果在實(shí)驗(yàn)條件上有一定的局限性，室溫和無(wú)孔隙水壓的條件與地殼深部條件相差甚大，難以適用.而在高溫高壓下已有的實(shí)驗(yàn)結(jié)果卻是以黑云母單晶為實(shí)驗(yàn)樣品的，將黑云母單晶的流變強(qiáng)度用于大陸地殼強(qiáng)度剖面的建立，得到了比其他硅酸鹽礦物更低的強(qiáng)度（Kronenberg etal.，1990）.雖然單晶的結(jié)果在實(shí)驗(yàn)條件上更有意義，但其只關(guān)注了完整樣品的變形強(qiáng)度，目前尚缺乏關(guān)于摩擦性質(zhì)的數(shù)據(jù).因此要更全面了解斷層深部的力學(xué)性質(zhì)有必要對(duì)黑云母在高溫高壓的實(shí)驗(yàn)條件下進(jìn)行摩擦實(shí)驗(yàn)研究.

目前人們普遍接受的地殼強(qiáng)度模型認(rèn)為淺部地殼的變形以脆性破裂為主，深部地殼的變形以晶體塑性流動(dòng)為主，而其中的過(guò)渡區(qū)域通常稱為脆塑性轉(zhuǎn)換帶.在該處的變形則認(rèn)為破裂模式轉(zhuǎn)化為脆延性，主導(dǎo)機(jī)制轉(zhuǎn)化脆塑性.脆塑性轉(zhuǎn)化帶還具有更重要的意義，即理論上通常將脆塑性轉(zhuǎn)化的深度與淺源地震深度的下限相對(duì)應(yīng).這個(gè)深度的截止范圍依賴于地?zé)岬葴孛妫虼嗽诓煌牡販靥荻认滤鶎?duì)應(yīng)的深度是不同的.很多地震觀測(cè)資料顯示這個(gè)深度通常集中在地殼十幾、二十多公里左右（張媛媛等，2012）.若粗略地選取地溫梯度為2～3℃／100m，則十幾、二十多公里左右的深度即對(duì)應(yīng)大概三四百攝氏度.

為了研究這一轉(zhuǎn)化帶的力學(xué)性質(zhì)，我們選擇了300℃和400℃作為研究的溫度條件.又由于在相同正應(yīng)力條件下，摩擦系數(shù)的大小即可反映剪切強(qiáng)度的強(qiáng)弱，因此文中用摩擦系數(shù)來(lái)對(duì)強(qiáng)度進(jìn)行衡量.本次工作主要關(guān)注黑云母在所研究溫度范圍內(nèi)的摩擦系數(shù)、滑動(dòng)穩(wěn)定性等摩擦性質(zhì)，希望在補(bǔ)充其摩擦性質(zhì)基礎(chǔ)數(shù)據(jù)的同時(shí)為弱斷層帶成因、脆塑性轉(zhuǎn)化帶力學(xué)性質(zhì)等問(wèn)題的探索提供數(shù)據(jù)參考.

2 實(shí)驗(yàn)方法

2.1 實(shí)驗(yàn)樣品

實(shí)驗(yàn)所采用的樣品是黑云母的粒狀樣品，采自河北省靈壽采石場(chǎng).樣品通過(guò)人工粉碎后用200目的篩網(wǎng)進(jìn)行粒度控制，最終粒度小于76μm.激光粒度分析顯示粒度中值為47μm，粒度分布見(jiàn)圖1.

圖1 黑云母激光粒度分析結(jié)果Fig.1 Particle size distribution of biotite gouge

2.2 實(shí)驗(yàn)裝置與條件

實(shí)驗(yàn)所用的儀器是氣體介質(zhì)高溫高壓三軸實(shí)驗(yàn)系統(tǒng)，可加圍壓420MPa，溫度用YAMATAKE DCP30型控溫儀，通過(guò)可控硅調(diào)節(jié)加溫爐的功率來(lái)控制，溫度可加到600℃，孔隙壓200MPa，軸向加載能力為100T.其他細(xì)節(jié)詳見(jiàn)相關(guān)文獻(xiàn)（He etal.，2006；He etal.，2007）.

圍巖樣品為圓柱狀，長(zhǎng)40mm，直徑20mm.中間有預(yù)制斷層面，與樣品軸向夾角為35°，為了提高斷層面上的滲透率采用帶有雙孔的輝長(zhǎng)巖作為上部圍巖，下部則用完整輝長(zhǎng)巖以阻止孔隙水壓損失.實(shí)驗(yàn)前在上、下斷層面之間加入1mm厚的黑云母粒狀樣品模擬斷層磨損物質(zhì)來(lái)進(jìn)行簡(jiǎn)單剪切實(shí)驗(yàn).整個(gè)樣品、碳化鎢壓塊以及剛玉柱都包在厚度為0.35mm的銅管內(nèi)，并在銅管和加溫爐之間的空隙中填充氮化硼粉末，用于傳熱并阻止氣體對(duì)流，使樣品的上下溫度保持均勻（圖2）.本實(shí)驗(yàn)采用兩段爐體分別加溫的方式，630℃以下樣品中部與兩端的溫度控制在14℃的范圍內(nèi).通過(guò)中心孔中插入熱偶來(lái)測(cè)量樣品的溫度，測(cè)溫點(diǎn)在圍巖頂部，溫度精度為±1℃.

實(shí)驗(yàn)在300℃和400℃的溫度下進(jìn)行，有效正應(yīng)力為200MPa且在實(shí)驗(yàn)過(guò)程中保持恒定，水壓包含10MPa和30MPa.實(shí)驗(yàn)過(guò)程中通過(guò)反饋控制保持正應(yīng)力和水壓恒定，而斷層泥樣品中的含水量則會(huì)隨著孔隙度的變化而變化，但始終處于飽和水狀態(tài).為了研究樣品強(qiáng)度的速度依賴性，實(shí)驗(yàn)采用變速率的方法，滑動(dòng)速度在1.22μm·s-1和0.122μm·s-1之間進(jìn)行切換.為了檢驗(yàn)雙孔輝長(zhǎng)巖是否具有足夠的孔隙滲透性，在300℃條件下利用多孔陶瓷作為上部圍巖進(jìn)行了補(bǔ)充實(shí)驗(yàn).

圖2 實(shí)驗(yàn)裝樣圖Fig.2 The sample assembly

在樣品受到均勻壓縮而沒(méi)有發(fā)生剪切變形之前，對(duì)樣品厚度進(jìn)行了測(cè)量，由此估計(jì)得到的樣品應(yīng)變速率為10-3～10-4s-1.

2.3 數(shù)據(jù)處理

加載于完整圍巖樣品的軸向應(yīng)力為圍巖兩端的壓力值與樣品橫截面的比值.然而，對(duì)于存在斜向剪切面的樣品，在三軸壓縮摩擦實(shí)驗(yàn)中，摩擦面的實(shí)際接觸面積會(huì)隨軸向位移的增加而減小.因此，需要對(duì)加載于圍巖兩端的軸向應(yīng)力進(jìn)行接觸面積校正.另外，由于樣品在剪切錯(cuò)動(dòng)過(guò)程中，銅管也會(huì)產(chǎn)生阻擋剪切的力，這使實(shí)際樣品的剪切力小于儀器所測(cè)得的剪切力，因此為了保證數(shù)據(jù)的準(zhǔn)確性，需要扣除銅管的剪切力.

對(duì)接觸面積和銅管剪切力的校正方法，詳見(jiàn)文獻(xiàn)（He etal.，2006；He etal.，2007；蘭彩云等，2010）.

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

實(shí)驗(yàn)得到了四組結(jié)果，力學(xué)曲線如圖3所示，詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)結(jié)果見(jiàn)表1.我們主要關(guān)注兩個(gè)方面的問(wèn)題，一個(gè)是摩擦系數(shù)，另一個(gè)是摩擦穩(wěn)定性.

3.1 摩擦強(qiáng)度

由圖3可以看出，黑云母在300℃和400℃摩擦系數(shù)整體不高，平均大概在0.36左右.取軸向非彈性應(yīng)變?yōu)?.5mm處的摩擦系數(shù)值進(jìn)行對(duì)比，如圖4所示.可以看出在相同的壓力條件下，400℃下的摩擦系數(shù)低于300℃下的值（樣品bio-b03和biob04），降低幅度在6%左右.而樣品bio-b04sub的實(shí)驗(yàn)結(jié)果可以看出黑云母在10MPa孔隙水壓條件下的摩擦系數(shù)大于30MPa下的（樣品bio-b04和biob04sub），且增幅在0.05左右，因此，可得在相同條件下，低孔隙水壓所對(duì)應(yīng)的摩擦系數(shù)較大，這和有效應(yīng)力原理保持一致.

值得注意的是，在300℃條件下，利用多孔陶瓷作為上部圍巖的摩擦系數(shù)實(shí)驗(yàn)結(jié)果低于相同壓力條件下雙孔輝長(zhǎng)巖的結(jié)果（樣品bio-b03和bio-c03），降幅在0.04左右（表1）.分析造成這種差別的原因可能是出于滲透性的影響，雖然雙孔輝長(zhǎng)巖在滲透性方面已經(jīng)做了改進(jìn)，但是水壓仍有可能會(huì)在局部不均勻，相比而言，孔隙度較高的多孔陶瓷更有利于水壓的均勻，因此參考這一對(duì)比，可為我們的實(shí)驗(yàn)結(jié)果提供一個(gè)偏差范圍，即在利用雙孔輝長(zhǎng)巖作為上部圍巖時(shí)，可能會(huì)對(duì)摩擦系數(shù)有一些高估（300℃為0.04，其他情況可能是類似的）.

3.2 摩擦強(qiáng)度的速度依賴性

為了了解樣品摩擦穩(wěn)定性方面的性質(zhì)，我們引入了速度與狀態(tài)依賴性本構(gòu)關(guān)系（Dieterich，1978；Dieterich，1979；Dieterich，1981；Ruina，1983），在此框架下計(jì)算了速度依賴性參數(shù).在穩(wěn)態(tài)條件下，摩擦系數(shù)的表達(dá)式為

表1 黑云母摩擦實(shí)驗(yàn)結(jié)果Table 1 The results of friction experiments on biotite gouge

圖3 黑云母摩擦系數(shù)和沿斜面位移關(guān)系曲線（a）樣品bio-b03，穩(wěn)滑，速度強(qiáng)化；（b）樣品bio-c03，穩(wěn)滑，微弱的速度弱化；（c）樣品bio-b04，黏滑，速度弱化；（d）bio-b04sub，黏滑，速度弱化.Fig.3 Friction coefficient of biotite gouge plotted as functions of displacement（a）sample bio-b03，stable sliding，velocity strengthening；（b）sample bio-c03，stable sliding，weak velocity weakening；（c）sample bio-b04，stick-slip，velocity weakening；（d）sample bio-b04sub，stick-slip，velocity weakening.

其中，μ為摩擦系數(shù)，V為滑動(dòng)速率，μ＊表示在某一參照速率V＊下的摩擦系數(shù)穩(wěn)態(tài)值，a為表征直接速度效應(yīng)的本構(gòu)參數(shù)，b為表征過(guò)渡過(guò)程強(qiáng)弱的本構(gòu)參數(shù).

由上述理論得到了速度依賴性參數(shù)a-b，表達(dá)式為

V1和V2分別為剪切滑動(dòng)速度變化前后的值和分別為速度V1和V2下對(duì)應(yīng)的摩擦系數(shù)穩(wěn)態(tài)值.此參數(shù)與滑動(dòng)穩(wěn)定性直接相關(guān)，即當(dāng)a-b＞0時(shí)，為速度強(qiáng)化，滑動(dòng)通常表現(xiàn)為穩(wěn)滑行為；當(dāng)a-b＜0時(shí)，為速度弱化，可產(chǎn)生不穩(wěn)定滑動(dòng)的成核，從而引發(fā)地震（Rice and Tse，1986）.

圖4 黑云母斷層泥摩擦系數(shù)隨溫度變化在相同實(shí)驗(yàn)條件下，摩擦系數(shù)隨溫度升高減小.且低孔隙水壓下的摩擦系數(shù)高于高孔隙水壓下的值.Fig.4 Friction coefficient of biotite gouge plotted against temperature At same conditions，the coefficient of friction decreased with an increase in temperature.And the coefficient of friction obtained under lower pore pressure is greater than that obtained at higher pore pressure.

本次實(shí)驗(yàn)得到的實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示，在300℃黑云母的摩擦滑動(dòng)為穩(wěn)滑行為，在400℃是為黏滑行為，而黏滑即對(duì)應(yīng)為速度弱化，為不穩(wěn)定滑動(dòng)的特征.對(duì)于穩(wěn)滑行為，采用公式（2）對(duì)速度依賴性參數(shù)a-b進(jìn)行計(jì)算.而對(duì)于黏滑行為，則采用Verberne等所述的方法（Verberne etal.，2010），這種方法是在系統(tǒng)剛度k和臨界剛度kcr相等的準(zhǔn)靜態(tài)震蕩的情況下進(jìn)行數(shù)值模擬，從而可以得出b-a的值與摩擦系數(shù)平均值的關(guān)系.基于慢度方程進(jìn)行模擬計(jì)算所得到的結(jié)果如下：

其中υ0＝V／V＊，其他符號(hào)與前相同.對(duì)于實(shí)驗(yàn)所得黏滑的情況，利用方程（3）得到的值應(yīng)是｜b-a｜的一個(gè)下限值，也就是說(shuō)實(shí)際a-b值會(huì)更低.a-b值的計(jì)算結(jié)果詳見(jiàn)表1和圖5.

由圖5所示，在相同實(shí)驗(yàn)條件下（樣品bio-b03和bio-b04），300℃所對(duì)應(yīng)的a-b值大于0，400℃所對(duì)應(yīng)a-b值小于0，表現(xiàn)出隨溫度增加而減小的趨勢(shì)，即隨溫度增加黑云母的摩擦滑動(dòng)向不穩(wěn)定轉(zhuǎn)化.由400℃孔隙水壓不同的兩組實(shí)驗(yàn)對(duì)比（樣品bio-b04和bio-b04sub）可得二者的速度依賴性差異不大，都表現(xiàn)為黏滑行為，a-b都為負(fù)且較接近，說(shuō)明水壓條件對(duì)速度依賴性影響不大.與摩擦系數(shù)相同，在300℃雙孔輝長(zhǎng)巖和多孔陶瓷分別作為上部圍巖的兩組實(shí)驗(yàn)中（樣品bio-b03和bio-c03）速度依賴性也略有不同，用雙孔輝長(zhǎng)巖為上部圍巖的情況為明顯的速度強(qiáng)化，而多孔陶瓷上部圍巖的情況則表現(xiàn)為很弱的速度依賴性，且具有微弱的速度弱化.由此可以看出，利用雙孔輝長(zhǎng)巖作為上部圍巖時(shí)，在速度依賴性方面有一些高估，因此在300℃應(yīng)是微弱的速度弱化，而由于400℃的結(jié)果是理論估計(jì)值故不受這一因素影響.

圖5 黑云母斷層泥速度依賴性參數(shù)a-b隨溫度的變化隨溫度升高，速度弱化的程度增強(qiáng).紅色虛框表示為利用數(shù)值模擬結(jié)果估算的a-b的上限值.Fig.5 Rate dependence parameter a-b of biotite gouge plotted against temperature The velocity dependence shows stronger velocity weakening as temperature increases.The values in red ellipse are the upper bound of a-bestimated by the results of numerical simulation.

3.3 變形樣品的顯微結(jié)構(gòu)

將樣品沿中心軸線垂直于預(yù)制滑動(dòng)面切割，磨制成薄片，對(duì)其進(jìn)行了掃描電鏡觀察.對(duì)變形組構(gòu)的定名沿用Logan etal.（1979）的論述.

圖6給出了典型的變形顯微結(jié)構(gòu)，從中可以看出，在300℃和400℃的變形樣品中都普遍發(fā)育局部化剪切帶，在斷層泥內(nèi)部可見(jiàn)R1剪切、Y剪切和P剪切，R1面是在剪切拉張的受力環(huán)境下形成的，P面是在壓縮環(huán)境下沿云母層間滑動(dòng)而形成的.在模擬斷層泥剪切帶中不同類型的剪切面往往不是獨(dú)立存在的，通常相互連接、貫通和交錯(cuò)，例如R1剪切和Y剪切經(jīng)常相連形成“Y”型剪切面；P和R1剪切相交從而形成“X”型剪切面；此外，局部可見(jiàn)剪切面延伸至邊界時(shí)和邊界剪切相連通，從而導(dǎo)致沿邊界分布的剪切滑動(dòng).斷層泥中廣泛發(fā)育局部化剪切帶表明斷層泥內(nèi)部經(jīng)歷了強(qiáng)烈的脆性剪切作用.

在斷層泥顯微結(jié)構(gòu)中，除了局部化剪切帶，還發(fā)現(xiàn)了云母礦物發(fā)生了滑移扭折變形.這是剪切滑動(dòng)受阻時(shí)，在黑云母晶體間產(chǎn)生的典型塑性變形結(jié)構(gòu).從局部放大圖片可以看出，扭折帶在變形樣品中廣泛分布，其在圖中為兩條扭折帶邊界之間所夾的一條窄帶，其相對(duì)云母頁(yè)理的延伸方向發(fā)生了一定量的滑動(dòng)和旋轉(zhuǎn)，扭折面與頁(yè)理方向所成的角度在50°左右.扭折帶寬度范圍不大，常見(jiàn)寬度為0.4～1.4μm之間，其中0.4μm量級(jí)左右的窄扭折帶較多.在圖6b放大圖中可見(jiàn)，在相同大小的視域內(nèi)，有些部位扭折帶可達(dá)4～5條，微小的扭折帶緊密排布相互交錯(cuò)，而另一些地方則只發(fā)育1～2條，說(shuō)明不同部位扭折帶的密集程度有所不同.除較窄的扭折帶外，還發(fā)育兩翼較長(zhǎng)的“V”型褶皺，當(dāng)多個(gè)“V”型褶皺并列發(fā)育時(shí)，則形貌上類似于棱角褶皺，“V”型褶皺的扭折面與頁(yè)理面夾角大約為42°～45°.在“V”型褶皺的翼部也會(huì)發(fā)育有局部小的扭折帶，表明樣品變形的復(fù)雜多樣化.在經(jīng)受變形的黑云母集合體中，沿黑云母層面發(fā)生了相對(duì)層間滑動(dòng)的同時(shí)出現(xiàn)了晶體（001）面的層間張開(kāi)位移，在扭折核部表現(xiàn)為一些三角形狀的孔隙（圖中白色圓圈）.縱觀整個(gè)黑云母模擬斷層帶，發(fā)現(xiàn)上述塑性變形結(jié)構(gòu)多在剪切帶之間發(fā)育，且扭折帶邊界可以指示剪切變形旋向，即斷層邊界與其呈銳角所指向的方向?yàn)榧羟凶冃涡?

圖6 變形樣品顯微結(jié)構(gòu)（A）樣品bio-b03，300℃；（B）樣品bio-b04，400℃.R1剪切、Y剪切和P剪切面都普遍發(fā)育，除了剪切帶也可常見(jiàn)扭折帶、“V”型褶皺、棱角褶皺（白色箭頭所示）.白色圓圈中所示為云母沿基面滑動(dòng)而產(chǎn)生的三角形狀孔隙.Fig.6 Fabrics of biotite gouge after shear deformation as seen in SEM images（A）sample bio-b03，300℃；（B）sample bio-b04，400℃.R1Riedel shears，P and Y shears are commonly developed.Kink bands，chevron type folds and accordion-fold can also be observed（shown with white arrows）.Boomerang-shaped dilatation openings created by detachment of adjacent（001）planes are common（shown with white circles）.

從變形樣品的顯微結(jié)構(gòu)可以看出，黑云母斷層泥在剪切滑動(dòng)過(guò)程中同時(shí)經(jīng)歷了脆性剪切和塑性扭折變形.脆性剪切變形表現(xiàn)為多條貫通的剪切帶，顯然是主要的變形機(jī)制之一.前述力學(xué)數(shù)據(jù)表明這種脆性剪切變形決定了大的宏觀力學(xué)性質(zhì)，而塑性扭折變形則是黑云母集合體為了適應(yīng)滑動(dòng)的進(jìn)行而發(fā)生的局部調(diào)節(jié)變形，是伴隨剪切帶發(fā)生的，在力學(xué)上不是起主要控制作用的變形機(jī)制.

4 討論

4.1 與前人結(jié)果的對(duì)比

實(shí)驗(yàn)所得黑云母在300℃和400℃下的摩擦系數(shù)平均值為0.36，均低于常見(jiàn)造巖礦物石英、輝石、斜長(zhǎng)石等（He etal.，2007；Blanpied etal.，1991；Blanpied etal.，1995；Chester etal.，1992；Chester，1994；羅麗等，2009）.Scruggs and Tullis（1998）得到的黑云母在室溫長(zhǎng)距離旋轉(zhuǎn)剪切條件下的摩擦系數(shù)僅為0.25左右.這種強(qiáng)度上的差別可能同時(shí)來(lái)自溫度和壓力兩個(gè)方面的影響因素.室溫的結(jié)果表現(xiàn)出黑云母在實(shí)驗(yàn)中所有的速度和位移條件下都表現(xiàn)為速度弱化，雖然在數(shù)值上有所差別，但是300℃及400℃的熱水條件實(shí)驗(yàn)，也都呈現(xiàn)了速度弱化.在Scruggs和Tullis（1998）的工作中，可見(jiàn)有一些個(gè)別云母顆粒受力后發(fā)生彎曲和扭折，說(shuō)明扭折對(duì)于云母來(lái)說(shuō)發(fā)生很普遍，在常溫下經(jīng)受一定力的作用，扭折就可以出現(xiàn).另外，他們還注意到黑云母和長(zhǎng)石中剪切帶的密集和局部化對(duì)應(yīng)著速度弱化，而白云母變形帶內(nèi)更均一的變形對(duì)應(yīng)著更加穩(wěn)定的行為.而在我們的高溫高壓實(shí)驗(yàn)中并未發(fā)現(xiàn)不同速度依賴性在顯微結(jié)構(gòu)上有明顯的不同.

前人對(duì)白云母也做了相關(guān)的研究，分別有室溫和高溫下的結(jié)果.在室溫下，白云母的摩擦系數(shù)的平均值為0.36，在實(shí)驗(yàn)中所有的速度和位移下都表現(xiàn)為速度強(qiáng)化（Scruggs and Tullis，1998）.Van Diggelen等在長(zhǎng)距離旋轉(zhuǎn)剪切的條件下得到白云母在400℃、孔隙水壓100MPa的條件下摩擦系數(shù)平均值為0.54（Van Diggelen etal.，2010）.Mariani等對(duì)白云母進(jìn)行三軸剪切實(shí)驗(yàn)得到其在300℃和400℃、孔隙水壓103MPa的條件下摩擦系數(shù)的平均值大約為0.4左右（Mariani etal.，2006）.這些均高于我們本次黑云母的結(jié)果.與本次工作相類似，在Mariani etal.（2006）的工作中白云母在400℃、孔隙水壓為34MPa、69MPa和103MPa的條件下也出現(xiàn)了黏滑.且在白云母的變形微觀結(jié)構(gòu)中同樣可以看到扭折結(jié)構(gòu)的出現(xiàn)（Van Diggelen etal.，2010）.同時(shí)，在Mariani etal.（2006）的實(shí)驗(yàn)中也可以看到白云母強(qiáng)度曲線出現(xiàn)應(yīng)變強(qiáng)化的特點(diǎn)，他們將這種現(xiàn)象歸因于云母顆粒不一致的排列阻礙了低剪切應(yīng)變下顆粒間的和沿剛性邊界的滑動(dòng).而實(shí)際上也可能是變形沒(méi)有達(dá)到穩(wěn)態(tài)的表象.

從與白云母的對(duì)比中可知，雖然同為云母族中的常見(jiàn)礦物，黑云母和白云母的力學(xué)性質(zhì)存在著差異，白云母的摩擦系數(shù)要高于黑云母.從生成環(huán)境和存在條件來(lái)說(shuō)，白云母主要出現(xiàn)于酸性巖漿巖中，中性巖和基性巖中較少見(jiàn)，而黑云母的產(chǎn)出更多樣化，基、中、酸、堿性巖中都有出現(xiàn)（趙珊茸等，2002），另外黑云母的熔融溫度也比白云母的高（Brown and Fyfe，1970），因此，在深部黑云母比白云母所能存在的環(huán)境更廣.

4.2 實(shí)驗(yàn)結(jié)果對(duì)斷層構(gòu)造活動(dòng)的啟示

在典型的地殼強(qiáng)度模型中，我們實(shí)驗(yàn)所選取的300℃和400℃對(duì)應(yīng)著脆塑性轉(zhuǎn)換帶的范圍（Kohlstedt etal.，1995；Sibson，1977；Sibson，1982）.在特定的地溫和巖石條件下脆塑性轉(zhuǎn)化帶會(huì)隨著變形速率和孔隙水壓的變化而上下移動(dòng)，當(dāng)變形速率增大或孔隙水壓增大時(shí)，脆塑性轉(zhuǎn)換帶會(huì)下移，原有的塑性區(qū)會(huì)轉(zhuǎn)變?yōu)榭赡茉姓鸬拇嘈詤^(qū)（Sibson，1982；Küster and St?ckhert，1999；Schaff etal.，2002）.那么，即使通常在野外被認(rèn)為反映了脆塑性或塑性變形的巖石（如碎裂巖和糜棱巖等）在變形速率和水壓的影響下，也可能會(huì)在塑性區(qū)經(jīng)歷地震破裂.我們有時(shí)候在野外看不到保留下來(lái)的脆性破裂結(jié)構(gòu)，可能是由于相應(yīng)結(jié)構(gòu)在后期的緩慢變形作用下沒(méi)有保留下來(lái)（Sibson，1977）.我們得到黑云母在300～400℃出現(xiàn)的速度弱化現(xiàn)象，是不穩(wěn)定滑動(dòng)的表現(xiàn)，在摩擦滑動(dòng)時(shí)可能引起地震成核.因此，若黑云母在斷層區(qū)深部存在，不排除其引起斷層的不穩(wěn)定滑動(dòng)從而引起地震的可能性.另外，如果考慮到主震的發(fā)生會(huì)提高斷層的應(yīng)變速率，那么黑云母在脆塑性轉(zhuǎn)化帶的存在也可能會(huì)增強(qiáng)余震發(fā)生的概率.

本次實(shí)驗(yàn)得到黑云母的摩擦系數(shù)在0.36左右，比Byerlee定律所估計(jì)的值小很多.由于其較低的摩擦系數(shù)，在富含黑云母的巖石中，特別是當(dāng)其定向排列并連通時(shí)，變形會(huì)集中發(fā)育在其富集區(qū)，地殼的局部強(qiáng)度可能會(huì)因其存在而變得較低.而要得到黑云母對(duì)應(yīng)的地殼強(qiáng)度剖面還需各溫度下更多的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù).黑云母較低的摩擦系數(shù)也可以應(yīng)用到弱斷層的成因分析上.Van Diggelen etal.（2010）將其得到的白云母的摩擦系數(shù)用于弱斷層的解釋上，得出白云母并不能作為解釋弱斷層形成的原因.而我們所得黑云母摩擦系數(shù)比白云母的低，因此在弱斷層的應(yīng)用上更有優(yōu)勢(shì).

5 結(jié)論

對(duì)黑云母模擬斷層泥樣品進(jìn)行了摩擦實(shí)驗(yàn)，實(shí)驗(yàn)條件為300℃和400℃，孔隙水壓為30MPa，有效正應(yīng)力為200MPa，實(shí)驗(yàn)過(guò)程中進(jìn)行了不同剪切滑動(dòng)速度的切換，應(yīng)變速率最低達(dá)10-4s-1.根據(jù)對(duì)實(shí)驗(yàn)結(jié)果進(jìn)行的分析對(duì)比和討論，得到以下結(jié)論：

（1）黑云母在實(shí)驗(yàn)條件下的摩擦系數(shù)平均在0.36左右，低于石英、長(zhǎng)石、輝石等常見(jiàn)的造巖礦物.速度依賴性隨溫度升高速度弱化有所增強(qiáng).在300℃下為穩(wěn)滑行為，速度依賴性為很微弱的速度弱化.而在400℃出現(xiàn)了黏滑現(xiàn)象，即很強(qiáng)的速度弱化.

（2）變形樣品中R1剪切、Y剪切和P剪切都大量發(fā)育，另外也發(fā)現(xiàn)了云母發(fā)生塑性變形時(shí)典型的扭折結(jié)構(gòu).扭折通常是在剪切帶之間發(fā)育，伴隨剪切滑動(dòng)產(chǎn)生.宏觀力學(xué)性質(zhì)仍體現(xiàn)脆性剪切變形性質(zhì).

（3）黑云母的存在可能會(huì)增強(qiáng)脆塑性轉(zhuǎn)化帶上地震成核的可能性.另外其低的摩擦系數(shù)在弱斷層形成的礦物學(xué)根源上比其他層狀硅酸鹽礦物更有優(yōu)勢(shì)，如果考慮巖石中弱礦物的富集可能會(huì)控制巖石圈局部的強(qiáng)度并使變形在弱條帶處優(yōu)先發(fā)生，則弱礦物的摩擦滑動(dòng)性質(zhì)就可以用于建立大陸地殼強(qiáng)度剖面.

致謝 感謝周永勝研究員和Chris Spiers教授在研究過(guò)程中的討論.感謝姚文明工程師在實(shí)驗(yàn)過(guò)程中提供的技術(shù)支持.本研究得到了國(guó)家自然科學(xué)基金（41274186）和地震動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室自主項(xiàng)目（LED2012A01）的資助.

Balfour N J，Savage M K，Townend J.2005.Stress and crustal anisotropy in Marlborough，New Zealand：evidence for low fault strength and structure-controlled anisotropy.Geophysical Journal International，163（3）：1073-1086.

Bell T H，Etheridge M A.1973.Microstructure of mylonites and their descriptive terminology.Lithos，6（4）：337-348.

Blanpied M L，Lockner D A，Byerlee J D.1991.Fault stability inferred from granite sliding experiments at hydrothermal conditions.Geophys.Res.Lett.，18（4）：609-612.

Blanpied M L，Lockner D A，Byerlee J D.1995.Frictional slip of granite at hydrothermal conditions.J.Geophys.Res.，100（B7）：13045-13064.

Brown G C，F(xiàn)yfe W S.1970.The production of granitic melts during ultrametamorphism.Contr.Mineral.and Petrol.，28（4）：310-318.

Chester F M，Evans J P，Biegel R L.1993.Internal structure and weakening mechanisms of the San Andreas fault.J.Geophys.Res.，98（B1）：771-786.

Chester F M，Higgs N G.1992.Multimechanism friction constitutive model for ultrafine quartz gouge at hypocentral conditions.J.Geophys.Res.，97（B2）：1859-1870.

Chester F M.1994.Effects of temperature on friction：Constitutive equations and experiments with quartz gouge.J.Geophys.Res.，99（B4）：7247-7261.

Deer W A，Howie R A，Zussman J.1985.An Introduction to the Rock-forming Minerals.U S A：Halsted Press.

Dieterich J H.1978.Time-dependent friction and the mechanics of stick-slip.Pure and Applied Geophysics，116（4-5）：790-806.

Dieterich J H.1979.Modeling of rock friction：1.Experimental results and constitutive equations.J.Geophys.Res.，84（B5）：2161-2168.

Dieterich J H.1981.Constitutive properties of faults with simulated gouge.／／Cater N L，F(xiàn)riedman M，Logan J M，etal.eds.Mechanical Behavior of Crustal Rocks.Washington：Geophys.Monogr.，103-120.

Dong Q，Du Y S，Cao Y，etal.2011.Compositional characteristics of biotites in Wushan granodiorite，Jiangxi province：Implications for petrogenesis and mineralization.J.Mineral.Petrol.（in Chinese），31（2）：1-6.

Eberhart-Phillips D，Michael A J.1993.Three-dimensional velocity structure，seismicity，and fault structure in the Parkfield region，central California.J.Geophys.Res.，98（B9）：15737-15758.

Faulkner D R，Jackson C A L，Lunn R J，etal.2010.A review of recent developments concerning the structure，mechanics and fluid flow properties of fault zones.Journal of Structural Geology，32（11）：1557-1575.

Faulkner D R，Rutter E H.2001.Can the maintenance of overpressured fluids in large strike-slip fault zones explain their apparent weakness？Geology，29（6）：503-506.

Gupta H K，Sarma S V S，Harinarayana T，etal.1996.Fluids below the hypocentral region of Latur earthquake，India：Geophysical indicators.Geophys.Res.Lett.，23（13）：1569-1572.

He C R，Wang Z L，Yao W M.2007.Frictional sliding of gabbro gouge under hydrothermal conditions.Tectonophysics，445（3-4）：353-362.

He C R，Yao W M，Wang Z L，etal.2006.Strength and stability of frictional sliding of gabbro gouge at elevated temperatures.Tectonophysics，427（1-4）：217-229.

Hickman S，Sibson R，Bruhn R.1995.Introduction to special section：Mechanical involvement of fluids in faulting.J.Geophys.Res.，100（B7）：12831-12840.

Holdsworth R E.2004.Weak faults-Rotten cores.Science，303（5655）：181-182.

Imber J，Holdsworth R E，Butler C A，etal.1997.Fault-zone weakening processes along the reactivated Outer Hebrides Fault Zone，Scotland.Journal of the Geological Society，154（1）：105-109.

Imber J，Holdsworth R E，Butler C A，etal.2001.A reappraisal of the Sibson-Scholz fault zone model：the nature of the frictional to viscous（“brittle-ductile”）transition along a long-lived，crustalscale fault，Outer Hebrides，Scotland.Tectonics，20（5）：601-624.

Janecke S U，Evans J P.1988.Feldspar-influenced rock rheologies.Geology，16（12）：1064-1067.

Johnson P A，McEvilly T V.1995.Parkfield seismicity：Fluiddriven？J.Geophys.Res.，100（B7）：12937-12950.

Kohlstedt D L，Evans B，Mackwell S J.1995.Strength of the lithosphere：Constraints imposed by laboratory experiments.J.Geophys.Res.，100（B9）：17587-17602.

Kronenberg A K，Kirby S H，Pinkston J.1990.Basal slip and mechanical anisotropy of biotite.J.Geophys.Res.，95（B12）：19257-19278.

Küster M，St?ckhert B.1999.High differential stress and sublithostatic pore fluid pressure in the ductile regime-microstructural evidence for short-term post-seismic creep in the Sesia Zone，Western Alps.Tectonophysics，303（1-4）：263-277.

Lan C Y，He C R，Yao W M，etal.2010.Frictional sliding of hornblende gouge as compared with plagioclase gouge under hydrothermal conditions.Chinese J.Geophys.（in Chinese），53（12）：2929-2937.

Lockner D A，Morrow C，Moore D，etal.2011.Low strength of deep San Andreas fault gouge from SAFOD core.Nature，472（7341）：82-85.

Logan J M，F(xiàn)riedman M，Higgs N，etal.1979.Experimental studies of simulated gouge and their application to studies of natural fault zones.／／Proc.Conf.VIII：Analysis of actual fault zones in bedrock，U.S.Geol.Surv.Open-File Rept.，305-343.

Luo L，He C R.2009.Frictional sliding of pyroxene and plagioclase gouges under hydrothermal conditions.Seismology and Geology（in Chinese），31（1）：84-96.

Mariani E，Brodie K H，Rutter E H.2006.Experimental deformation of muscovite shear zones at high temperatures under hydrothermal conditions and the strength of phyllosilicatebearing faults in nature.Journal of Structural Geology，28（9）：1569-1587.

Pati?o Douce A E，Beard J S.1995.Dehydration-melting of biotite gneiss and quartz amphibolite from 3to 15kbar.Journal of Petrology，36（3）：707-738.

Rice J R，Tse S T.1986.Dynamic motion of a single degree of freedom system following a rate and state dependent friction law.J.Geophys.Res.，91（B1）：521-530.

Ruina A.1983.Slip instability and state variable friction laws.J.Geophys.Res.，88（B12）：10359-10370.

Schaff D P，Bokelmann G H R，Beroza G C.2002.High-resolution image of Calaveras Fault seismicity.J.Geophys.Res.，107（B9），2186，dio：10.1029／2001JB000633.

Scholz C H.1988.The brittle-plastic transition and the depth of seismic faulting.Geologische Rundschau，77（1）：319-328.

Scruggs V J，Tullis T E.1998.Correlation between velocity dependence of friction and strain localization in large displacement experiments on feldspar，muscovite and biotite gouge.Tectonophysics，295（1-2）：15-40.

Shea Jr W T，Kronenberg A K.1993.Strength and anisotropy of foliated rocks with varied mica contents.Journal of Structural Geology，15（9-10）：1097-1121.

Shea W T，Kronenberg A K.1992.Rheology and deformation mechanisms of an isotropic mica schist.J.Geophys.Res.，97（B11）：15201-15237.

Sibson R H.1977.Fault rocks and fault mechanisms.Journal of the Geological Society，133（3）：191-213.

Sibson R H.1982.Fault zone models，heat flow，and the depth distribution of earthquakes in the continental crust of the United States.Bulletin of the Seismological Society of America，72（1）：151-163.

Singh J，Johannes W.1996.Dehydration melting of tonalites.Part I.Beginning of melting.Contributions to Mineralogy and Petrology，125（1）：16-25.

Tembe S，Lockner D，Wong T F.2009.Constraints on the stress state of the San Andreas Fault with analysis based on core and cuttings from San Andreas Fault Observatory at Depth（SAFOD）drilling phases 1and 2.J.Geophys.Res.，114（B11）：B11401，dio：10.1029／2008JB005883.

Van Diggelen E W E，De Bresser J H P，Peach C J，etal.2010.High shear strain behaviour of synthetic muscovite fault gouges under hydrothermal conditions.Journal of Structural Geology，32（11）：1685-1700.

Velde B.1993.The stability of clays.／／Price G D，Ross N L，eds.The Stability of Minerals.London：Chapman ＆Hall，329-351.

Verberne B A，He C R，Spiers C J.2010.Frictional properties of sedimentary rocks and natural fault gouge from the Longmen Shan fault zone，Sichuan，China.Bulletin of the Seismological Society of America，100（5B）：2767-2790.

Vielzeuf D，Montel J M.1994.Partial melting of metagreywackes.Part I.Fluid-absent experiments and phase relationships.Contributions to Mineralogy and Petrology，117（4）：375-393.

Wintsch R P，Christoffersen R，Kronenberg A K.1995.Fluid-rock reaction weakening of fault zones.J.Geophys.Res.，100（B7）：13021-13032.

Zhang Y Y，Zhou Y S.2012.The Strength and deformation mechanisms of brittle-plastic transition zone，and the effects of strain rate and fluids.Seismology and Geology（in Chinese），34（1）：172-194.

Zhao D P，Kanamori H，Negishi H，etal.1996.Tomography of the source area of the 1995Kobe earthquake：Evidence for fluids at the hypocenter？Science，274（5294）：1891-1894.

Zhao S R，Bian Q J，Ling Q C.2002.Crystallography and Mineralogy（in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House.

Zhou Y S，He C R.2009.The rheological structures of crust and mechanics of high-angle reverse fault slip for Wenchuan Ms8.0 earthquake.Chinese J.Geophys.（in Chinese），52（2）：474-484.

附中文參考文獻(xiàn)

東前，杜楊松，曹毅等.2011.江西武山花崗閃長(zhǎng)斑巖中黑云母成分特征及其成巖成礦意義.礦物巖石，31（2）：1-6.

蘭彩云，何昌榮，姚文明等.2010.熱水條件下角閃石斷層泥的摩擦滑動(dòng)性質(zhì)——與斜長(zhǎng)石斷層泥的對(duì)比.地球物理學(xué)報(bào)，53（12）：2929-2937.

羅麗，何昌榮.2009.熱水條件下斜長(zhǎng)石和輝石斷層泥的摩擦滑動(dòng)研究.地震地質(zhì)，31（1）：84-96.

張媛媛，周永勝.2012.斷層脆塑性轉(zhuǎn)化帶的強(qiáng)度與變形機(jī)制及其流體和應(yīng)變速率的影響.地震地質(zhì)，34（1）：172-194.

趙珊茸，邊秋娟，凌其聰.2002.結(jié)晶學(xué)及礦物學(xué).北京：地質(zhì)出版社.

周永勝，何昌榮.2009.汶川地震區(qū)的流變結(jié)構(gòu)與發(fā)震高角度逆斷層滑動(dòng)的力學(xué)條件.地球物理學(xué)報(bào)，52（2）：474-484.