花崗巖非穩(wěn)態(tài)流變實驗

牛 露 周永勝 姚文明 馬 璽 何昌榮

1)中國地震局地質(zhì)研究所，地震動力學國家重點實驗室，北京 100029 2)河北省地震局，石家莊 050021

0 引言

大陸地殼淺源地震密集分布層被稱為地震層(seismogenic zone)(Scholz，2007)，其深度處于石英脆塑性轉化帶(Hirthetal.，1994，2001；St?ckhertetal.，1999；Trepmannetal.，2013，2017；周永勝等，2014)，相當于低綠片巖相變質(zhì)溫度和壓力條件(Kochetal.，1992；St?ckhertetal.，1999)，其下為穩(wěn)態(tài)塑性流變層。地震層與其下伏塑性層的應力狀態(tài)、脆塑性轉化深度、變形機制、流體特征都隨著同震加載、震后松弛、間震期蠕變各階段應變速率的變化而發(fā)生變化(Trepmannetal.，2013；周永勝等，2014)。在同震過程中，高速滑動引起脆性地震層的同震應力釋放伴隨有下伏塑性層的準瞬態(tài)加載，塑性層的高應力加載導致脆塑性轉化的深度增加，余震分布深度也隨之增加(Schaffetal.，2002)，并伴隨地震破裂、斷層帶高壓流體釋放；而在震后松弛階段，應變速率逐漸降低，深部地殼發(fā)生緩慢的應力松弛并伴有淺部脆性斷層應力的逐漸加載(Scholz，2007)，導致脆塑性轉化深度逐漸變淺，隨著斷層半脆性非穩(wěn)態(tài)蠕變，斷層帶微裂隙和空隙逐漸被愈合，流體壓力緩慢增加；在間震期蠕變階段，應變速率和脆塑性轉化深度恢復到正常水平，深部地殼處于穩(wěn)態(tài)流變狀態(tài)，淺部脆性斷層處于閉鎖或緩慢蠕滑狀態(tài)(周永勝等，2014)。

與間震期蠕變相關的野外塑性變形和流變實驗研究非常多，而與同震加載和震后松弛相關的地殼深部脆塑性轉化和非穩(wěn)態(tài)蠕變研究則非常有限。大量韌性剪切帶和糜棱巖變形研究表明，間震期斷層脆塑性轉化帶的深度受石英位錯蠕變控制，石英以位錯蠕變?yōu)橹鳎纬删w優(yōu)選方位定向(CPO)，其變形溫度的低溫線為300℃(Dunlapetal.，1997；St?ckhertetal.，1999；van Daalenetal.，1999；Hirthetal.，2001；Stippetal.，2002)。在同震和震后松弛階段，在高應變速率條件下，脆塑性轉化帶處于高應力準瞬態(tài)加載狀態(tài)，石英以非穩(wěn)態(tài)蠕變?yōu)橹?，表現(xiàn)為機械雙晶、晶內(nèi)微破裂形成的碎裂與基質(zhì)韌性變形(Trepmannetal.，2001，2002，2003)。在某些剝蝕出露的動力變質(zhì)巖中，石英、長石、石榴石等礦物記錄了這種與同震加載和震后松弛相關的非穩(wěn)態(tài)蠕變特征(Küsteretal.，1999；Trepmannetal.，2001，2002，2003，2017)。紅河斷裂帶(Wintschetal.，2013；Caoetal.，2016)和龍門山斷裂帶(Hanetal.，2016)剝蝕出露的糜棱巖中存在高溫塑性變形—脆性破裂—低溫塑性變形的特征，代表了脆塑性轉化帶在間震期穩(wěn)態(tài)蠕變—同震破裂—震后松弛的非穩(wěn)態(tài)蠕變特征。其中，同震過程伴有斑晶碎裂與基質(zhì)低溫塑性變形，而震后松弛階段的非穩(wěn)態(tài)蠕變伴有低溫位錯滑移、壓溶、長石類礦物與水反應生產(chǎn)含水的環(huán)狀和層狀礦物等多種變形機制(Wintschetal.，2013)。

與間震期石英位錯蠕變相關的野外和實驗研究程度比較高，建立了經(jīng)典的穩(wěn)態(tài)流變方程，確立了3種不同類型的位錯蠕變機制、石英動態(tài)重結晶粒度與流動應力關系、CPO和石英c軸滑移與變形條件之間關系等(周永勝等，2003；劉貴等，2013；Liuetal.，2016，2017)。這些穩(wěn)態(tài)流變實驗結果為模擬間震期地殼形變提供了最為關鍵的實驗支持(Bürgmannetal.，2008)。模擬同震高應力以及震后松弛階段塑性最上層變形相關的實驗研究表明(Trepmannetal.，2007，2013；Druiventaketal.，2012)，石英和橄欖石在低溫高應力條件下的半脆性破裂基礎上疊加的低溫非穩(wěn)態(tài)蠕變的微觀結構特征與野外斷層帶觀測到的塑性層在同震到震后松弛階段的變形特征類似。采用大理巖模擬同震破裂和震后松弛階段微裂隙愈合的實驗表明，通過壓溶和動態(tài)重結晶作用可以愈合同震產(chǎn)生的破裂，為斷層帶內(nèi)部高壓流通形成機制提供了實驗依據(jù)(韓亮等，2013)。

因此，通過野外斷層韌性剪切帶變形特征與變形機制研究，初步確立了同震和震后松弛階段斷層脆塑性轉化帶的變形方式(Küsteretal.，1999；Trepmannetal.，2001，2002，2003，2017；Wintschetal.，2013)，為研究地震斷層的深部塑性層在同震變形和震后松弛階段的變形提供了地質(zhì)證據(jù)。然而，相關的實驗研究才剛剛起步，只是開展了石英和橄欖石低溫半脆性蠕變實驗(Trepmannetal.，2007，2013；Druiventaketal.，2012)和大理巖破裂與愈合實驗(韓亮等，2013)，仍未能通過高溫高壓實驗模擬出野外觀測到的與震后松弛相關的斷層深部主要的變形特征和變形機制，更缺少研究震后松弛階段斷層深部變形的半定量經(jīng)驗關系。而這些實驗數(shù)據(jù)和經(jīng)驗關系是研究震后地殼形變必需的參考和約束依據(jù)，特別是每次強震發(fā)生后，對通過GPS觀測數(shù)據(jù)獲得的地表斷層余滑和震后松弛形變資料進行分析時，急需相關的非穩(wěn)態(tài)蠕變實驗結果。

基于以上研究現(xiàn)狀，本文將采用汶川斷層帶的淺鉆細?；◢弾r開展其脆塑性轉化的顯微構造特征及變形機制研究。

1 實驗樣品和實驗條件

本實驗的樣品是采集自德陽金河磷礦地區(qū)淺鉆巖心中的細?；◢弾r，為新元古代彭灌雜巖的代表巖石之一(Duanetal.，2016)，與牛露等(2018)使用的樣品相同。樣品結構均勻，主要礦物組成為：斜長石(38%)、石英(33%)、微斜長石(11%)、綠泥石(11%)、云母(7%)。初始樣品在掃描電鏡下的顯微結構特征見圖1(牛露等，2018)。

圖1 實驗原始樣品顯微結構特征(牛露等，2018)Fig.1 Microstructure of the original granite sample observed under scanning electron microscope.pl 斜長石；qtz 石英；bt 黑云母

本實驗在中國地震局地質(zhì)研究所地震動力學國家重點實驗室的Griggs型3GPa熔融鹽固體介質(zhì)三軸高溫高壓實驗系統(tǒng)上進行。實驗設備、壓力容器、裝樣等參見文獻(韓亮等，2009，2013；劉照星等，2013；劉貴等，2013；Liuetal.，2016)。

實驗的壓力為250～750MPa，溫度為190～490℃。實驗的溫度和壓力條件模擬汶川地震區(qū)地殼10～30km深度的實際溫度和壓力設計，壓力按照埋藏深度換算，溫度根據(jù)地溫梯度18℃/km選取，該溫度梯度依據(jù)龍門山地殼的溫度隨深度變化模型(周永勝等，2009)估算。實驗采取等應變速率控制，應變速率為5×10-4s-1。

本實驗是牛露等(2018)工作的補充，牛露等(2018)將實驗分為2組，第1組實驗的溫度和壓力條件與本實驗完全相同，但應變速率比本實驗慢1個數(shù)量級，為5×10-5s-1。第2組實驗的壓力與本次實驗相同，應變速率為5×10-5s-1，但溫度按照30℃/km設定，用于模擬高地溫梯度條件。

為分析變形樣品微觀結構特征，將實驗變形后的樣品沿主壓縮方向切開并磨制薄片，分別在偏光顯微鏡和掃描電鏡下對實驗初始樣品和變形樣品進行顯微構造研究，樣品分析在中國地震局地質(zhì)研究所地震動力學國家重點實驗室完成。

2 實驗力學數(shù)據(jù)

實驗條件及實驗力學數(shù)據(jù)列于表1，所有樣品的總應變量在20.4%～31.1%范圍內(nèi)。實驗數(shù)據(jù)校正參考劉照星等(2013)、劉貴等(2013)、Liu等(2017)和牛露等(2018)的工作。經(jīng)校正后的應力-應變曲線如圖2 所示，本文獲得的高應變速率(5×10-4s-1)實驗的應力-應變曲線與牛露等(2018)的低應變速率(5×10-5s-1)實驗曲線特征相似。在地殼淺部低溫和低壓力條件下(190℃、250MPa和280℃、375MPa)，樣品的應力-應變曲線無明顯屈服點，表現(xiàn)出應變強化的特征；隨著實驗溫度壓力增加，樣品在360℃、500MPa，430℃、625MPa和490℃、750MPa條件下的應力-應變曲線出現(xiàn)較為明顯的屈服點，且隨著應變量增加，應力趨于穩(wěn)態(tài)。

表1 實驗條件與力學數(shù)據(jù)Table1 Summary of experimental conditions and mechanics data

圖2 花崗巖在應變速率5×10-4s-1 條件下的應力-應變曲線Fig.2 The stress-strain curves of granites with strain rate 5×10-4s-1.

溫度、應變速率、壓力對巖石強度的影響是判定巖石變形屬性的重要指標。由流動定律可知，當巖石樣品進入塑性域后，溫度與應變速率為巖石強度的主要影響因素，而壓力的影響較小。將本文的實驗數(shù)據(jù)與牛露等(2018)的2組實驗數(shù)據(jù)進行對比，可得到應變速率、壓力和溫度對花崗巖強度的影響(圖3，4)。圖3 顯示花崗巖的強度對應變速率的依賴程度不同。在地殼淺部低溫低壓條件下((190℃、250MPa)～(280℃、375MPa))，應變速率對花崗巖強度的影響很?。浑S著深度(溫度和壓力)增加，應變速率對強度的影響愈加顯著，在360℃、500MPa以上，相同溫度和壓力條件下樣品強度在5×10-4s-1條件下顯著高于5×10-5s-1時。應變速率對強度的影響表明，花崗巖在10～15km的深度條件下為脆性變形，在20km以深具有半脆性—塑性的變形特征。圖4 顯示在相同應變速率條件下，壓力對巖石強度的影響較??；而在不同壓力條件下溫度對于花崗巖強度的影響不同。當壓力<500MPa時，溫度對于花崗巖強度的影響較??；當壓力>625MPa時，溫度對強度的影響非常顯著。本研究和牛露等(2018)的實驗條件模擬了地殼實際溫度和壓力隨深度的變化，由于溫度的影響比較顯著，抵消了壓力變化的影響。壓力和溫度對強度的影響表明，在深度10～15km的溫度和壓力條件下，花崗巖處于脆性變形域，深度>20km時，花崗巖開始出現(xiàn)半脆性—塑性變形特征。因此，通過應變速率、溫度、壓力對強度的影響可知，花崗巖在15～20km的條件下具有脆塑性轉化特征。

圖3 相同溫度、壓力條件下應變速率對強度的影響Fig.3 The effect of strain rate on the strength of granite.

圖4 相同應變速率條件下壓力和溫度對強度的影響Fig.4 The effect of temperature and pressure on the strength of granite.

穩(wěn)態(tài)流變方程中的應力指數(shù)是判斷巖石是否處于穩(wěn)態(tài)流變的重要參數(shù)。圖5 給出了應力與應變速率的雙對數(shù)關系圖，其斜率即為應力指數(shù)。從圖中可以看出，在地殼淺部低溫低壓條件下(190℃、250MPa～280℃、375MPa)，應力與應變速率的對數(shù)關系中出現(xiàn)負斜率，表明花崗巖在此溫度和壓力條件下完全不具有流變特征。在360℃、500MPa，430℃、625MPa和490℃、750MPa條件下，應力指數(shù)分別為9.3、5.2、29.2，且應力指數(shù)并沒有遵循隨著溫度增加而降低的規(guī)律。大量實驗數(shù)據(jù)(Zhouetal.，2009)表明，石英、長石和花崗巖的穩(wěn)態(tài)流變應力指數(shù)在2～4之間，顯然，本實驗中的應力指數(shù)及其變化規(guī)律并不符合花崗巖的穩(wěn)態(tài)流變特征。綜合所有力學數(shù)據(jù)分析可知，本實驗的花崗巖變形屬于非穩(wěn)態(tài)流變。

圖5 花崗巖的應力-應變速率關系圖Fig.5 Stress versus strain rate of deformed granite in log-log scale.

3 實驗樣品的顯微構造特征

在偏光顯微鏡和掃描電鏡下對本文及牛露等(2018)共計3組實驗樣品進行了微觀結構分析，結果表明，隨著實驗溫度和壓力升高，3組實驗樣品經(jīng)歷了從脆性到半脆性、再到塑性域的轉變，其轉變條件與力學數(shù)據(jù)分析結果一致。

3.1 實驗樣品的脆性變形特征

在3組實驗的低溫低壓力條件下(190℃、250MPa和300℃、250MPa)均發(fā)育典型的脆性變形特征(圖6)。樣品整體破碎、顆粒內(nèi)—顆粒間脆性裂縫發(fā)育(圖6a—f)。長石比石英顆粒破碎嚴重，形成破碎帶(圖6c)，部分樣品發(fā)育穿晶共軛“X”型剪切破裂帶(圖6b)，破裂帶內(nèi)顆粒嚴重細?；?，破裂帶外普遍發(fā)育粒間和粒內(nèi)微破裂。

圖6 實驗變形花崗巖在掃描電鏡下的脆性顯微構造特征Fig.6 The microstructures of brittle deformation for granitic samples under SEM.a 長石顆粒破碎；b “X”型共軛剪切破裂帶；c 破碎帶；d 石英、長石顆粒內(nèi)裂縫發(fā)育；e 顆粒破碎；f 顆粒破碎及裂縫發(fā)育

3.2 實驗樣品的脆性—半脆性轉化變形特征

3組實驗中，隨著溫度、壓力條件升高(280℃、375MPa和360℃、500MPa)，各組樣品由脆性變形向半脆性變形轉化，變形特征如圖7 所示。樣品整體仍以顆粒破碎、顆粒內(nèi)及顆粒間脆性裂縫為主，但局部開始出現(xiàn)壓碎顆粒定向流動、云母顆粒塑性拉長變形及韌性剪切等特征。破碎的顆粒以長石顆粒為主，長石和石英顆粒普遍發(fā)育顆粒內(nèi)微破裂(圖7a—f)，云母被拉長且出現(xiàn)扭折特征(圖7d—f)，部分鉀長石顆粒沿大顆粒邊緣拉長(圖7a)，云母呈現(xiàn)“S”形韌性變形特征(圖7b，f)，這些特征均表明樣品碎裂和塑性變形共存，具有半脆性變形特征(Geraldetal.，1993；周永勝等，2002；牛露等，2018)。

圖7 實驗變形花崗巖在掃描電鏡下的脆性—半脆性轉化顯微構造特征Fig.7 The microstructures of brittle to semi-brittle transition deformation for granitic samples under SEM.a 長石顆粒破碎及顆粒內(nèi)微破裂發(fā)育，鉀長石沿顆粒邊緣拉長；b 長石顆粒呈“S”形定向發(fā)育；c 長石石英顆粒破碎；d 云母扭折；e 云母被拉長；f 云母呈“S”形韌性變形發(fā)育

3.3 實驗樣品的半脆性—塑性轉化變形特征

隨著實驗溫度、壓力條件升高(750℃、625MPa和490℃、750MPa)，樣品出現(xiàn)明顯的半脆性向塑性變形轉變的特征，在溫壓條件升高至900℃、750MPa時，實驗樣品(G10)出現(xiàn)塑性流動。

樣品仍發(fā)育脆性變形，表現(xiàn)為顆粒內(nèi)及顆粒邊界微裂縫(圖8a—f)，云母發(fā)生較為強烈的塑性變形(圖8a，d)，石英和長石顆粒部分邊緣不規(guī)則化，部分石英顆粒內(nèi)可見溶蝕孔，石英和長石顆粒仍有脆性變形特征，但石英顆粒邊緣發(fā)育細小的亞顆粒(圖8a—f)。以上特征均顯示樣品同時具備脆性和塑性變形特征，且以塑性變形為主，具有脆塑性轉化特征。

圖8 實驗變形花崗巖在掃描電鏡下的半脆性—塑性轉化顯微構造特征Fig.8 The microstructures of semi-brittle to ductile transition deformation for granitic samples under SEM.a 顆粒破碎及顆粒內(nèi)微破裂，云母塑性變形；b 顆粒內(nèi)及顆粒邊界微裂縫；c 石英顆粒微裂縫；d 云母塑性變形；e 顆粒內(nèi)溶蝕孔及亞顆粒發(fā)育；f 顆粒內(nèi)溶蝕孔及顆粒邊緣亞顆粒發(fā)育

4 討論

4.1 花崗巖樣品非穩(wěn)態(tài)流變的微觀結構和變形機制特征

前人采用花崗質(zhì)類巖石已經(jīng)開展了大量流變實驗研究(Hirthetal.，1994；Dell′Angeloetal.，1996；劉貴等，2013；Dangetal.，2016)。花崗巖的變形機制相對復雜，其由多相礦物組成，且各相礦物具有不同的強度和變形機制，因此花崗巖的非穩(wěn)態(tài)流變變形機制研究更為復雜。前人首先對單礦物的石英和長石進行了大量相關研究：Dell′Angelo等(1996)及Hirth等(1994)的高溫高壓實驗研究表明，長石在700～800℃處于脆塑性轉化域內(nèi)，為半脆性變形，900℃時則發(fā)生以重結晶作用為主的位錯蠕變；石英在600～700℃時處于脆塑性轉化域，為半脆性變形特征，700℃時即發(fā)生以重結晶作用為主的位錯蠕變，800～900℃時發(fā)育位錯攀爬的塑性變形。宋娟等(2008)研究得到石英巖在700～800℃時處于脆塑性轉化域，在900～950℃時開始進入塑性域；云母和綠泥石等較弱的層狀硅酸鹽礦物則更容易發(fā)生塑性流變。因此，不同礦物變形機制的不同步性使花崗巖的變形機制變得更為復雜，其進入脆塑性轉化域的溫度和壓力條件也會隨著石英、長石、云母等礦物成分的變化而變化。

根據(jù)本文實驗力學數(shù)據(jù)及微觀結構分析，在實驗溫度和壓力范圍內(nèi)花崗巖經(jīng)歷了脆性變形、脆性—半脆性變形、半脆性—塑性變形3種變形階段。在相當于地殼淺部15km以內(nèi)深度的溫壓條件下，花崗巖為典型脆性變形，樣品以顆粒破碎、碎裂帶發(fā)育等為主要特征；當達到地殼深度15～20km、花崗巖處于脆塑性轉化帶時，由多種變形機制共同作用，既發(fā)育顆粒破碎、裂縫等脆性變形特征，同時也將出現(xiàn)長石顆粒拉長、云母扭折及呈“S”形的韌性剪切、顆粒內(nèi)溶蝕孔、顆粒內(nèi)部及邊緣亞顆粒發(fā)育等塑性變形特征，因此非穩(wěn)態(tài)流變的主要變形機制有碎裂作用，同時激活了動態(tài)重結晶作用、位錯蠕變等塑性變形機制。推測顆粒溶蝕作用與水作用相關。由于花崗巖原巖成分含綠泥石，隨著壓力增大，綠泥石發(fā)生脫水反應的溫度會降低(高平等，1994)。因此，在一定的溫壓條件下，綠泥石將發(fā)生脫水反應，從而使樣品的巖石強度降低且更易于發(fā)育塑性變形。當樣品進入塑性域后，巖石強度一般會顯著降低，塑性變形則以晶內(nèi)微破裂和晶內(nèi)塑性變形為特征，基本以位錯蠕變和重結晶作用為主要變形機制(Dangetal.，2016)。本實驗得到的花崗巖非穩(wěn)態(tài)流變溫壓條件及變形特征與劉貴等(2013)采用花崗片麻巖、Dang等(2016)采用淺色花崗巖開展的高溫高壓實驗結果不同。劉貴等(2013)的結果表明，在溫度為600～700℃時，花崗片麻巖樣品為半脆性變形，長石以脆性破裂為主，石英形成定向細粒集合體；當溫度為800～840℃時，樣品整體以塑性變形為主，長石發(fā)育晶內(nèi)破裂和局部塑性變形，石英以塑性變形為主，云母發(fā)生顯著的塑性變形。Dang等(2016)的實驗結果表明，在300MPa低壓、溫度為850～950℃下，淺色花崗巖樣品為脆性的碎裂流動；當溫度>1i000℃時，樣品表現(xiàn)為半脆性變形。

以上實驗的結果之所以不同，主要原因包括：1)實驗圍壓條件不同。本文實驗的壓力為250～750MPa，遠遠高于Dang等(2016)實驗的壓力(300MPa)，同時也低于劉貴等(2013)實驗的壓力(800～1i200MPa)，進一步表明壓力對于花崗質(zhì)類巖石進入非穩(wěn)態(tài)流變的溫度壓力條件以及微觀結構和變形機制等具有顯著影響。2)實驗樣品存在差異。本文實驗的花崗巖樣品成分為斜長石(38%)、石英(33%)、微斜長石(11%)、綠泥石(11%)、云母(7%)；Dang 等(2016)實驗的花崗巖樣品成分為石英(36%)、微斜長石(34%)、斜長石(26%)、白云母(3%)；劉貴等(2013)實驗的花崗巖樣品主要成分為石英(37%～40%)、斜長石(26%～29%)、微斜長石(17%～21%)、云母(8%～10%)。以上樣品中微斜長石和斜長石的含量差異較大。Dang等(2016)認為微斜長石和斜長石進入脆塑性域的溫壓條件明顯不同，且微斜長石的強度高于斜長石和石英，如果花崗巖中微斜長石的含量增加，則脆塑性轉化的深度將增加。本文的花崗巖樣品中微斜長石的含量明顯低于Dang等(2016)和劉貴等(2013)的樣品，因此得到的非穩(wěn)態(tài)流變溫壓條件也明顯低于后者的實驗結果。

4.2 花崗巖非穩(wěn)態(tài)流變實驗對汶川地震的孕震條件和發(fā)震機制的約束

圖9 為本研究與牛露等(2018)進行的實驗樣品強度隨深度變化趨勢對比圖。對于不同的應變速率和地溫梯度，在相當于地殼15km以淺深度的溫壓條件下，樣品的強度幾乎不受溫度和應變速率影響；在相當于地殼15～20km深度的溫壓條件下，花崗巖的強度受應變速率和溫度影響顯著提升，在5×10-4s-1應變速率條件下花崗巖的強度明顯高于5×10-5s-1的實驗結果，強度最高可達998MPa；隨著溫度升高，花崗巖的強度有所降低。在地殼20km以深的溫壓條件下，花崗巖的強度受溫度和應變速率的影響顯著，逐漸進入塑性域。

圖9 花崗巖的強度隨深度的變化Fig.9 The strength of granite plotted against depth.

將本文高應變速率5×10-4s-1的實驗力學數(shù)據(jù)與牛露等(2018)相同實驗溫壓條件、相對低的應變速率5×10-5s-1的力學數(shù)據(jù)進行對比分析，并用應力莫爾圓表達結果(圖10)。圖10 中，黑色虛線為大部分圓包絡線，是通過庫侖準則給出的破裂強度曲線，同時給出了拜爾利摩擦曲線和花崗糜棱巖的摩擦強度曲線(Zhangetal.，2016)。2組實驗數(shù)據(jù)均表明，在由半脆性向塑性轉化的溫壓條件下，樣品的強度開始降低，因此應力莫爾圓的直徑小于巖石破裂強度包絡線。經(jīng)對比可知，加載高應變速率5×10-4s-1時，自地殼25km深處以深，花崗巖的剪切強度開始低于巖石破裂強度的包絡線，加載低應變速率5×10-5s-1時，自地殼20km深處以深，花崗巖剪切強度開始低于巖石破裂強度的包絡線。進一步分析巖石破裂強度與摩擦強度關系可知，加載高應變速率5×10-4s-1時，當壓力低于約440MPa時，斷層的摩擦強度低于巖石的破裂強度；加載低應變速率5×10-5s-1時，在壓力低于約500MPa時，斷層的摩擦強度低于巖石的破裂強度(牛露等，2018)。因此，在地殼深度15～20km的范圍內(nèi)，花崗巖處于脆塑性轉化域，其破裂極限強度接近摩擦強度，將發(fā)生同震非穩(wěn)態(tài)變形，此深度恰好與汶川地震的成核深度一致。

圖10 實驗力學數(shù)據(jù)應力莫爾圓(彩色虛線圓引自牛露等，2018)Fig.10 The stress Mohr circle presentation of experimental data and comparison with results of NIU Lu et al.(2018)and frictional data of Zhang et al.(2016).

對比本研究與牛露等 (2018) 獲得的彭灌雜巖強度隨深度變化結果，發(fā)現(xiàn)彭灌雜巖強度與應力的加載速率相關 (圖11)，但無論實驗加載應變速率為5×10-5s-1還是5×10-4s-1，彭灌雜巖的強度在深15～20km處均達到最大，此深度對應為花崗巖的脆塑性轉化帶，且隨著應變速率加快，脆塑性轉化帶的深度增加。彭灌雜巖達到最大強度的深度恰好與汶川地震的孕震深度19km一致(陳九輝等，2009)，也更加證明了龍門山斷裂帶高強度花崗巖的非穩(wěn)態(tài)流變對汶川地震的孕育和發(fā)生具有一定的控制作用。

圖11 龍門山斷層帶彭灌雜巖強度隨深度變化圖Fig.11 The earthquake nucleation conditions inferred from the strength of the Pengguan Complex.

5 結論

本文在固體壓力介質(zhì)三軸實驗系統(tǒng)上采用汶川地震震源區(qū)的彭灌雜巖中具有代表性的細?；◢弾r樣品，開展了溫度為190～490℃、壓力為250～750MPa、應變速率為5×10-4s-1的相關實驗研究，對花崗巖強度及影響因素、顯微構造特征及變形機制進行了研究，結論如下：

(1)花崗巖樣品的力學數(shù)據(jù)表明，在相當于地殼淺部10～15km的低溫和低壓力條件下(190℃、250MPa和280℃、375MPa)，曲線無明顯屈服點，表現(xiàn)出應變強化的特征；隨著實驗溫度壓力增加，在相當于地殼20～30km的溫度和壓力下(360℃、500MPa，430℃、625MPa和490℃、750MPa)，曲線出現(xiàn)較為明顯的屈服點，隨著應變量增加，應力趨于穩(wěn)態(tài)。本實驗中的應力指數(shù)及其變化規(guī)律并不符合花崗巖穩(wěn)態(tài)流變特征，因此，綜合所有力學數(shù)據(jù)分析認為，本實驗的花崗巖變形屬于非穩(wěn)態(tài)流變。

(2)花崗巖樣品的顯微結構特征及變形機制分析表明，在低溫低壓力條件下(190℃、250MPa和300℃、250MPa)樣品為脆性變形；隨著溫度、壓力條件升高(280℃、375MPa和360℃、500MPa)，樣品開始由脆性域進入半脆性域；當實驗溫度、壓力條件進一步升高(750℃、625MPa和490℃、750MPa)，樣品開始進入半脆性—塑性變形域；直至溫壓條件升高至900℃、750MPa，樣品呈現(xiàn)塑性流動。樣品處于半脆性域時發(fā)生非穩(wěn)態(tài)流變，主要變形機制為碎裂作用，同時激活了動態(tài)重結晶作用、位錯蠕變等塑性變形機制。

(3)花崗巖樣品在地殼15～20km深處達到最大強度，處于脆塑性轉化域，在地殼20～30km深處強度降低，巖石開始由半脆性域進入塑性域?；趹δ獱枅A分析，在高應變速率5×10-4s-1和低應變速率5×10-5s-1條件下，花崗巖在相當于地殼15～20km深度范圍內(nèi)的破裂極限強度接近摩擦強度，此深度發(fā)生同震非穩(wěn)態(tài)變形，恰好與汶川地震的成核深度較為一致，表明發(fā)育高強度彭灌雜巖是汶川地震孕育和發(fā)生的必要條件。