首先粉碎采自四川攀枝花的辉长岩样品, 然后进行矿物相分离, 再用200目筛进行筛分, 得到粒度中值为62.5μ m的斜长石颗粒。 围岩为直径20mm、 高40mm的辉长岩圆柱, 在围岩样品中间切一个水平断面, 在断层面之间加入2mm厚的斜长石粉末断层泥。 为了保证整个断层面上具有均匀的孔隙水压, 从上部围岩的下端面钻出互呈120° 的3个孔, 并使其会集于其上的竖孔(图1), 在下部的每个斜孔内塞入铜网, 以防止斜长石颗粒沿通道挤出, 同时可以保证孔隙的高透水性; 下部围岩采用完整的辉长岩以阻止孔隙水压的损失和并使其保持密闭性。

图 1

Fig. 1

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	图 1 上部围岩平面图和立体结构图Fig. 1 Upper country rock in plane and 3-D view.

实验样品的装样方法如图 2所示。 将加有断层泥的围岩、 碳化钨和刚玉依次装入铜管内, 上、 下端用O形圈密封, 装入加热炉内。 在铜管和加热炉内壁之间尽可能多地填入碳化硼粉末, 以防止热对流, 保证上、 下段样品温度的均匀。

图 2

Fig. 2

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	图 2 实验装样图Fig. 2 The sample assembly.

实验在气体介质高温高压三轴实验系统下完成。 该系统用氩气增加围压, 可通过计算机系统实现自动控制, 最大可加至410MPa; 孔隙水压由ISCO泵自动控制, 最大可达135MPa; 温度由YAMATAKE DCP30型控温仪控制, 通过可控硅调节加温炉的功率, 最高可达650℃。 为了消除高压气体对流引起的轴向温度不均匀性, 本实验采用双段炉体分别加温的方式以保证上、 下温度对称分布。 实验中的温度为热电偶测量的围岩样品顶部的温度, 需要根据炉体温度标定结果将每个实验的温度校正为围岩样品中心处的温度值。

实验以获取斜长石的静压压溶过程为目的, 将温度设定为400℃和500℃, 有效压力范围为60~120MPa, 围压为90~150MPa, 孔隙流体压力为30MPa, 以实现超临界水条件。 采用去离子纯净水作为孔隙水, 抽真空放入水中使孔隙饱和之后加压。

所有样品均在围压为90MPa、 孔隙流体压力为0.1MPa的排水条件下进行0.5h的冷压压实, 使其具有可重复的初始孔隙度, 同时可减小热压实验阶段(60~120MPa)因颗粒重组和接触点破裂产生的应变。 冷压后将围压增加到100MPa, 用ISCO泵将孔隙水压增加并保持为95MPa再进行加温, 以保持低有效压力, 尽可能限制加温过程中产生的压溶过程。 ISCO泵在实验中能保证孔隙压力在设定值± 0.02MPa的范围内, 用于测量孔隙流体体积变化量的计量泵的精度为0.1μ l, 可精细地跟踪由于压溶等过程引起的体积变化。 达到实验所需的温度后, 再将实验围压和孔隙压调整到所要求的值, 此后正式开始等压等温条件下的压溶过程记录。 压溶实验正式开始前(冷压及升温后), 在上述过程的平行实验中, 正式测量前可卸样, 利用样品的体积变化和烘干前后的质量变化进行计算及通过X光、 CT扫描的方法来确定样品的初始孔隙度。 在压溶过程中, 孔隙不断减小, 用计量泵实时测量样品排出的流体体积, 以1Hz为采样率将该数据实时记录于磁盘中。 当孔隙体积变化量随时间变化非常缓慢或变化趋缓, 且总时间超过45h时结束实验。 实验结束后, 对样品以约30℃/min的速率进行降温, 之后将样品与围岩一起取出, 并沿样品轴切片进行显微观察。

由于实验设备测量的体积变化分辨率很高, 故实验室环境温度波动对实验过程的影响不可忽略。 为了对室温变化的影响进行改正, 增设了高精度室温监测仪, 将温度探头置于计量泵外侧以测量控制器环境温度的变化, 精度可达0.02℃。 在不加实验样品的情况下, 实时测量室温波动对ISCO泵探测器的影响, 详细记录了探测器测得的水量-室温曲线, 其总体呈线性变化趋势(图3)。 对该结果进行了线性回归分析, 得到体积对温度的敏感系数为0.038i7/℃。 在正式实验过程中, 对室温变化进行同步实时记录, 以在后续数据分析中对室温波动效应进行校正。

在对实验数据进行处理时, 首先根据室温波动数据对体积波动进行校正, 即利用图 3中的温度敏感系数计算并扣除室温引起的体积波动。

图 3

Fig. 3

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	图 3 ISCO计量泵测得的体积-室温曲线及其线性回归模型Fig. 3 Volume-temperature curve measured by ISCO metering pump and linear regression model.

除此以外, 体积变化本身也需进行相应校正。 由于实验样品处于高温高压环境, 而计量泵处于室温环境, 实验产生的高温环境下的体积变化在低温环境中被测量和记录。 因此, 在低温环境中测得的体积变化需换算为高温环境下的体积变化。 假设样品的体积变化为V₂, ISCO泵探测器测得的体积变化为V₁, 则根据挤出水体的质量守恒可知:

ρ1V1=ρ2V2(1)

其中, ρ ₁和ρ ₂分别表示室温和高温下水的密度, 故此式(1)可变形为

V2=(ρ1/ρ2)V(2)

式(2)可用于计算实际体积的变化量。 通过查阅公开发表的水的状态方程 可获取不同温度和压力下水的密度值。

2.1.1 有效应力为90MPa时的体积变化特征

实验温度为400℃、 500℃, 围压为120MPa, 孔隙水压为30MPa, 以达到90MPa的有效压力。 共进行了2个实验; 孔隙排出水量随时间的变化曲线如图 4所示。

图 4

Fig. 4

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	图 4 有效应力为90MPa时孔隙水变化量-时间的原始曲线 a 样品Sppl-01; b 样品Sppl-03Fig. 4 The raw data of the volume change of pore water under effective stress of 90MPa plotted against time.

从图 4中可以发现, 在实验的前几个小时内斜长石断层泥的孔隙排出水的速率较快, 具有随时间逐渐减小的趋势, 随后孔隙排水速率减缓并趋于稳定, 表明在斜长石断层泥内部有流变过程的进行和演化。 在水压恒定的条件下, 排水量的增加意味着颗粒边界的流变过程挤压了孔隙空间。 初始阶段的快速排出表明流变的初始速率较高, 但随后逐步降低。 尽管在本研究中难以对初始的孔隙体积进行原位测量, 但是从其相对变化可知, 初始孔隙的快速减小量占总体变化的73%~87%。 然而, 高占比并不代表大部分孔隙被挤压, 因为卸样后测量的最终孔隙度仍在很高的水平(26%~33%)(图8)。 除了上述的总体趋势, 这些曲线都包含了一些波动。 下文将分析表明, 这些波动主要与室温的变化有关。

2.1.2 温度为500℃时的力学曲线特征

实验围压分别为90MPa、 120MPa和150MPa, 孔隙水压为30MPa, 共进行了3个实验; 孔隙排出水-时间的关系曲线如图 5所示。

图 5

Fig. 5

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	图 5 温度为500℃时样品孔隙水变化量-时间原始记录曲线图 a 样品Sppl-02; b 样品Sppl-03; c 样品Sppl-04Fig. 5 The raw data of the volume change of pore water under effective stress of 500℃ plotted against time.

同样, 在图 5中, 斜长石断层泥孔隙排出水的速率均呈现出先快后慢的趋势, 同时也存在室温变化引起的波动。 由图可见, 随着有效压力的增加, 体积的变化量也越来越大。

2.1.3 室温变化效应的校正

本研究对上述实验均进行了室温变化效应的校正。 以温度为500℃、 有效应力为90MPa的条件为例, 其校正前后的曲线特征如图 6所示。 对比实验原始记录曲线和校正后的曲线可以发现, 校正后的数据值小于原始数据, 这是由修正后的室温在总体上增加所造成的。 修正后的曲线表明, 因温度波动造成的缓慢变化得到了很好的校正, 但是这种粗略校正无法反映短周期的快速变化, 导致校正后出现了一些脉冲式变化, 已确认其来源于控制器对温度响应的滞后效应。 除这些不正常的脉冲式变化外, 仍可以确定体积变化量在上升过程中有微小的平移式下降变化, 如图 6箭头所指位置所示。

图 6

Fig. 6

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	图 6 室温变动校正后温度为500℃、 有效应力为90MPa时孔隙水变化量-时间曲线图(样品Sppl-03)Fig. 6 The discharge of pore water vs. time after correcting the effect of room temperature variation(temperature and effective normal stress are 500℃ and 90MPa, respectively, in the experiment, sample Sppl-03).

2.1.4 内外密度校正后的数据

斜长石断层泥孔隙的排水速率经过高温高压和室温之间的密度校正后, 最终得到了实验条件下的孔隙体积变化, 如图 7所示。 这些排出水量的增加对应着孔隙的挤压缩小, 反映了样品整体的压缩量。

图 7

Fig. 7

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	图 7 密度校正后样品孔隙水变化量-时间曲线图 a 样品Sppl-01; b、d 样品Sppl-03; c 样品Sppl-02; e 样品Sppl-04Fig. 7 The amount of pore water vs. time after correcting the density effect.

在温度序列实验中, 温度为400℃时斜长石断层泥孔隙的排水速率总体较低; 比较同一持续时间温度为400℃和500℃时斜长石断层泥孔隙的初始排水速率, 发现500℃时的速率高于400℃的情况。 在压力序列实验中, 有效压力为60MPa时孔隙的排水速率总体较小, 对比同一持续时间下有效应力分别为90MPa和120MPa时斜长石断层泥孔隙的排水速率, 发现后者高于前者, 并且在有效应力为120MPa时斜长石断层泥孔隙的初始排水速率大于其它有效应力条件下的值。

沿样品轴向并垂直于断层面的方向对实验后的样品进行切片, 然后用扫描电镜观察样品的显微结构。 从宏观上初步发现, 在同样的温度条件下, 随着有效压力的增加, 颗粒破裂的程度越来越明显, 而且颗粒之间的孔隙也越来越小(图8); 温度序列实验显示, 斜长石断层泥的压实程度随着温度的提升越来越高(图9)。

图 8

Fig. 8

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	图 8 温度为500℃, 有效压力为60MPa、 90MPa和120MPa时斜长石颗粒分布形貌对比Fig. 8 Comparison of different structures in plagioclase gouges as effective pressures increased from 60, 90 to 120MPa in the experiments(temperature: 500℃).

图 9

Fig. 9

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	图 9 有效压力为90MPa, 温度分别为400℃、 500℃时斜长石断层泥的压实程度对比Fig. 9 Comparison of compaction degree of plagioclase gouges deformed at an effective pressure of 90MPa and temperatures of 400℃, 500℃, respectively.

在有效压力为90MPa、 孔隙流体压力30MPa、 温度为400℃的实验条件下, 利用扫描电镜观察样品(图10), 发现斜长石断层泥的平均厚度在实验后约为1.19mm, 斜长石颗粒接触界线清晰及不清晰的现象并存(图11b), 且颗粒接触处破裂非常严重(图10c, 11c)。 大尺度图像显示颗粒边界棱角分明且形态无明显定向排列; 基于2次电子成像的高倍图像中可见很多呈层状析出的细小颗粒附着于原有的较大颗粒上, 并部分填充了孔隙(图10a— d, 11a— d)。 呈模糊状态的接触点似有融合的形态, 但具体结构细节还有待进一步观察。

图 10

Fig. 10

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	图 10 温度为400℃、 有效应力为90MPa时斜长石断层泥(样品Sppl-01)的SEM微观图Fig. 10 SEM micrographs of plagioclase gouge sheared at temperature of 400℃ and an effective stress of 90MPa(sample Sppl-01).

图 11

Fig. 11

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	图 11 温度为400℃、 有效应力为90MPa时斜长石断层泥(样品Sppl-01)其它位置的SEM微观图Fig. 11 SEM micrographs of other locations of the plagioclase gouge sheared at a temperature of 400℃ and an effective stress of 90MPa(sample Sppl-01).

最高温度的实验条件是围压为120MPa, 孔隙水压30MPa(有效压力为90MPa), 在扫描电镜下观察发现, 颗粒之间接触破裂现象明显, 颗粒边界不清晰, 在高倍镜下观察到析出的斜长石层状堆积的现象, 表明颗粒之间发生了强烈的压溶现象, 其程度明显高于温度较低的情况。 与低温条件相同, 接触点位置呈模糊状态, 似有融合的形态, 但具体结构细节还有待进一步的观察。

图10a和b为样品Sppl-01的背散图像; 图10b为图10a中红色方框区域放大后的2次电子像; 图10c为图10a再放大后的2次电子像(图中箭头所指的位置由于压溶作用使得接触点的形态呈模糊状态, 似有融合的形态); 图10d为图10c再放大后典型的2次电子像。 从图中可清晰地看出, 由于析出, 原来相对简单的断裂面上增加了很多细小的颗粒, 使所看到的斜面成为层叠状。

图11a为样品Sppl-01其它位置的背散图像; 图11b为图11a中红色方框区域放大后的2次电子像; 图11c为图11b中红色方框区域放大后的2次电子像; 图11d为图11c中红色方框区域放大后典型的2次电子像。 从图中可清晰地看出, 由于析出, 原来相对简单的表面上增加了很多细小的颗粒, 使所看到的斜面成为层叠状。

本文的初步结果表明, 斜长石在水热条件下确实会产生明显压溶过程, 且温度和有效压力的升高都会增强这一过程。 其主要特点包括:

(1)孔隙排出水量-时间曲线图在上升过程中有微小的平移式向下变化, 其变化量约为5μ l。 经确认这种变化并非由温度波动引起, 可能的原因是斜长石颗粒突然破裂引起原有固体中的封闭孔隙被突然打开, 从而造成孔隙容积微量增加, 但这一猜测需要进一步微观观察来验证。

(2)温度为500℃、 有效压力为120MPa的条件下, 在实验过程中孔隙排水体积在8i000~10i000s发生了突然变化, 其原因是实验温度的大幅波动。 在接下来的研究中, 需要通过进一步的实验来探究其原因, 以获取无扰动的力学数据。

(3)接触点压溶的基本蠕变方程可表述为(He et al., 2013)

ε·x≅CxdqexpVmσtrRT(3)

其中, σ _tr为颗粒接触点3的真实应力, V_m为摩尔体积, C_x为压溶蠕变过程中的温度参数方程, d^q为压溶蠕变过程中颗粒大小的指数型影响(本研究不涉及颗粒大小的影响, 因此暂不考虑该影响因素), T为温度, R为气体常数。 下一步的工作中, 将通过压溶的理论方程对实验结果作进一步分析, 并反演出方程中的力学参数。 在温度为500℃的条件下, 尝试求出不同围压条件下的初始应变速率, 并拟合出初始应变速率与围压的关系, 求出接触点真实压力与有效围压的关联系数, 从而求得接触点的真实压力。

基于大陆地震震源深度主要分布在中、 上部地壳内(Chen et al., 1983)的事实, 通常认为中、 上部地壳的力学行为是摩擦控制的脆性变形, 而下地壳的力学性质则受流变过程控制。 然而, 21世纪以来, 一些逐步发表的新数据表明下地壳不一定是流变的, 且在一些区域已有确切的证据。 与青藏高原形成碰撞推挤的印度西隆高原下部的下地壳内就发生过地震(Maggi et al., 2000), 这是对该区域内的深部波速结构有了更详细了解之后得出的结果; 而在中国大陆内部, 韦生吉等(2009)详细分析并发现2003年赤峰M_W5.2地震也发生在约25km深的下地壳内。 近年来, 在圣安德烈斯断层区域的下地壳范围内也发现了震颤的发生(Shelly et al., 2010), 表明下地壳中的断层有不稳定滑动产生。 另外, 2001年以来在北美Cascadia地区以及日本西部的大洋俯冲带相继发现了慢滑移(Dragert et al., 2001)和震颤(Obara, 2002)现象, 且二者常常相伴发生(Rogers et al., 2003; Obara et al., 2004)。 这些慢滑移和震颤都发生在产生地震的闭锁段以下、 俯冲海洋板片的俯冲带界面上, 对应于大陆岩石圈的地幔楔附近, 因此其力学性质可能与基性岩有关。

断层在不稳定滑动过程中将产生碎屑物质, 而碎屑物质在剪切错动中的摩擦滑动力学性质决定了断层错动的性质, 故若想深入了解下地壳地震现象的机制, 就需要对下地壳岩石的力学性质, 尤其是其摩擦滑动的力学性质有所了解。 斜长石作为下地壳的主要造岩矿物, 对下地壳力学性质具有重要影响。

以往实验研究表明, 在有效正应力为200MPa、 孔隙水压为30MPa及温度为100~600℃的条件下, 斜长石的摩擦滑动实验均显示其发生了不稳定滑动(罗丽等, 2009; He et al., 2013)。 在100MPa的较低有效应力和温度为200~600℃的条件下, 斜长石的摩擦滑动行为也是不稳定的(姚胜楠等, 2016)。 不稳定滑动在摩擦本构关系理论中对应于速度依赖性参数(a-b)< 0, 即摩擦愈合效应大于对速率的直接效应, 因此对摩擦愈合效应机制的讨论至关重要。

理论研究表明, 摩擦愈合效应与接触点的压溶过程直接相关, 并且该观点也在斜长石摩擦实验的力学数据中得到确认(He et al., 2013)。 然而, 由于摩擦滑动中接触时间太短且接触点不断切换, 实现对压溶痕迹的微观观察存在困难, 目前还未见在摩擦实验中得到的微观观察证据。 本研究在斜长石静压实验过程中观测到的流变曲线以及获得的压溶过程中析出的微观图片, 均证明斜长石在实验室的时间尺度内会发生压溶。 因此, 在整个地壳温度范围内斜长石都难以产生接触点塑性变形的背景下(Huang et al., 1985), 如果下地壳在特定的条件下(如高孔隙压力下)以摩擦滑动为主要的宏观变形模式, 则粒间的压溶过程是斜长石产生速度弱化的惟一原因, 其可引起下地壳深度范围内的不稳定滑动。