安宁河断层地震成核条件研究——来自天然花岗岩断层泥摩擦实验的启示

雷蕙如,周永胜,姚文明,马玺,何昌荣,党嘉祥,苗社强,戴文浩

中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室,北京 100029

0 引言

川滇地块东边界是我国南北地震构造带中段重要组成部分，属于I级活动地块边界带，主要由鲜水河、安宁河、大凉山、则木河和小江断裂等多条左旋走滑断裂组成，是中国大陆晚第四纪构造变形和强震活动最强烈的地区(邓起东等，2002；张培震等，2003；冉勇康等，2008)，该区具有长达数百年的地震记载历史.Wen等(2008)对历史地震研究表明，仅在过去500多年里，川滇交界东部地区就至少发生了12次7级以上的地震，其中2/3(8次)的7级以上地震发生在鲜水河断裂上，而安宁河断裂自1536年后、则木河断裂自1850年后、小江断裂自1833年后均未发生过 7 级以上地震.这种大型活动断裂带上存在长时间没有发生大地震的段落被称作地震空区(Fedotov,1965;Sykes,1971;Khattri,1987)，可积累更高的应力和弹性应变能，是未来大地震发生的危险地段.闻学泽等(2008)通过分析1977—2006年的地震资料得出，安宁河断裂已具备地震空区特性，随着20世纪90年代以来稀疏的小震活动，“安宁河断层地震空区”逐渐演化成两个尺度小一些的小震空段，即“冕宁以北空段”和“冕宁—西昌空段”，长度分别为65km和75km，最晚大地震的离逝时间为527和471年，由累计的地震矩估计出这两个断裂段潜在地震的最大可能震级均为7.4级.易桂喜等(2004)基于不同地震活动参数值的组合判定出安宁河断裂冕宁段现今正处于较高应力下的闭锁状态，最大闭锁深度为5～25 km左右，并且该空区可能正在趋于发震条件“成熟”.因此，研究该区域的发震潜力对于科学指导抗震救灾具有极为重要的现实意义，同时，也可以为其他地震空区的危险性研究提供借鉴,如鲜水河断裂带的道孚—康定段空区(Guo et al.,2020)等.

安宁河断层以堆积昔格达组河湖相地层为主，沿着花岗岩体滑动(冉勇康等，2008).以往对安宁河断层地震空区的地震危险性研究是基于速度结构变化、形变测量和应变率积累及释放、地震活动性与b值变化、古地震活动等(Wang et al.,2015;Li et al.,2018;Diao et al.,2018；郑勇和郭汝梦等，2021;Shao et al.,2022)，缺少针对孕震断层的物理-力学性质和发震机理研究；此外，除了安宁河断裂带，哀牢山—红河断裂带以及龙门山断裂带均切过花岗岩体或者沿早期的花岗质糜棱岩带再活动(陈玮等，2018；牛露等，2018；李晓慧等，2018).花岗岩作为大陆浅源强震的震源主要岩石，研究花岗岩断层泥的摩擦强度与滑动稳定性有助于认识地震成核条件.本文采用安宁河断裂带拖乌附近采集的天然花岗岩断层泥(图1)开展摩擦实验研究，希望探究下列问题：(1)安宁河断裂带原位花岗岩断层泥的摩擦特性是否有其特殊性？(2)安宁河断裂带典型花岗岩断层泥的摩擦强度和滑动稳定性随深度(温度压力、孔隙压)的变化规律；(3)“安宁河地震空区”在中地壳是否具备地震成核的可能性，以及断层的闭锁程度如何？讨论上述问题有助于评估安宁河断裂带未来发生破坏性地震的可能性，为确定断层可能的发震带提供岩石物理和岩石力学判别依据.

图1 则木河—安宁河—大凉山断裂及MS>6.5历史地震震中分布图图中五角星处为样品采集地点.Fig.1 Map showing active faults and epicenters of MS>6.5 historical earthquakes around Zemuhe-Anninghe-Daliangshan FaultThe star is the location where our granite sample was collected.

1 实验样品

安宁河断裂带总体走向NS，倾向东或西，倾角为60°～80°，石棉—拖乌的北段以左旋走滑为主，同时伴有挤压逆冲的特征，晚更新世至全新世滑动速率2.8～3.7 mm·a-1，拖乌—冕宁的中段为左旋走滑，滑动速率4.5 mm·a-1，冕宁—西昌的南段以左旋走滑为主，兼正断层特征，滑动速率5.5 mm·a-1(唐荣昌和韩渭滨，1993；冉勇康等，2008；闻学泽等，2008).

本次研究所用的天然花岗岩断层泥采自安宁河断裂带北段拖乌北侧2 km处，采样断层剖面在出露的脆性花岗岩断层中(28.83°N，102.26°E)，该花岗岩断层位于根据地貌确定的两支安宁河活动断层中间的基岩中，花岗岩西侧为安宁河主活动断层，东侧被红色新近纪地层和灰白色坡积物覆盖，在新近纪地层中发育有断层陡坎，推断为安宁河活动断层的一小分支断层.地表出露的花岗岩破碎带和断层带450 m宽，发育花岗质角砾岩、断层泥(见图2a).其中，花岗岩破碎带近160 m宽，主要由相邻的白色花岗岩断层泥(约厚60 cm)(见图2b)和花岗质角砾岩(平均约厚46 cm)组成(见图2c).

图2 (a)采样处花岗岩断层带剖面图，黄色五角星是本研究的采样点；(b)和(c)是断层核部白色新鲜断层泥和断层角砾岩照片Fig.2 (a)Profile of outcrop and surrounding contact of granite fracture zone.The yellow star is the location where our granite gouge sample was collected;(b)and (c)are fault gouges and fault breccia photographs of the fault core

在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室对1个白色新鲜花岗岩断层泥样品(22D02)、2个花岗岩角砾岩样品(22B02和22C01)、1个花岗岩围岩样品(22D01)进行X射线衍射(XRD)分析表明(见图3)，从围岩到角砾岩和断层泥，矿物组成和含量基本一致.断层泥样品X射线荧光光谱分析(XRF)和重铬酸钾滴定分析(在国土资源部武汉矿产资源监督检测中心)得到的断层泥样品化学成分如表1所示，误差为0.55%.结合XRD分析结果和扫描电镜能谱分析(在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室)，确定实验样品花岗岩断层泥的主要矿物组成与含量为石英(33.6%)、斜长石(34.9%)和微斜长石(26%)，以及少量绿泥石(2.5%)、白云母(2%)、绿帘石(1%)，其中斜长石以钠长石为主.将断层泥样品研磨，过200目筛，获得实验用的粉末样品.激光粒度分析(中国地震局地质研究所活动火山与灾害研究室)显示，天然断层泥粉末样品的粒度中值为77 μm(图4).

图3 花岗岩断层泥、角砾岩及围岩的XRD分析结果Fig.3 XRD analysis results of gouge,breccia and protolith of natural granite gouge

图4 天然花岗岩断层泥粒度分析结果Fig.4 Particle size distribution of natural granite gouge

表1 花岗岩断层泥全岩分析Table 1 XRF analysis results of natural granite gouge

2 实验方法

2.1 实验设备和流程

本研究中所有的摩擦滑动实验都在地震动力学国家重点实验室气体介质高温高压三轴压机上进行.该实验设备采用液压伺服控制系统，最大围压为420 MPa,在本实验中采用控制围压确保实验过程中的正压力保持恒定，围压控制精度为±0.5 MPa；温度通过可控硅调节加温炉的功率来控制，最高可达到700 ℃，温度控制精度为±2 ℃；最大孔隙水压可达200 MPa，控制精度为±0.3 MPa(He et al.,2006，2007).实验装样方式如图5所示，把高度40 mm、直径为20 mm的花岗岩圆柱沿与轴向夹角为35°的方向切开，作为断层滑动的围岩块，装样前用200目的金刚砂对围岩预切面进行打磨，控制其表面的粗糙度.并用350目砂纸对其棱角边缘进行打磨，避免在实验过程中围岩尖锐处戳破铜管，引起压力不稳定.为了保证花岗岩断层泥中孔隙水压的均匀分布，在断层泥上方的围岩上钻取一个与断层泥层相连通的小孔，作为实验过程中保持孔隙水压稳定的通道.将200目筛选后的花岗岩断层泥粉末加入一定量的去离子水，搅拌之后均匀涂抹到围岩的预切面上，使夹在两个岩块之间的断层泥初始厚度为1 mm，整个围岩和断层泥样品与碳化钨压块和刚玉柱都装在厚度为0.35 mm的铜管内，并在铜管和加温炉之间的空隙中填充氮化硼粉末，用于传热并阻止气体对流，使样品温度从上至下保持均匀.通过样品顶部小孔放置的热电偶测量温度.

图5 装样和加热炉示意图Fig.5 Schematic sample and furnace assembly

由于样品存在斜向预切面，在实验中，摩擦面的实际接触面积会随轴向位移的增加而减小，因此需要对围岩两端的轴向应力进行接触面积校正.另外，还需要对实验采集数据进行密封摩擦校正，以及铜管的剪切强度的校正.具体校正过程和数据处理详见文献(He et al.,2006,2007；兰彩云等，2010).

2.2 速率和状态依赖的摩擦本构关系

速率和状态依赖摩擦本构关系(式(1))是表征断层摩擦强度和滑动稳定性的基本理论(Dieterich，1978，1979；Ruina,1983),

(1)

(2a)

(2b)

其中，μ为摩擦系数(μ=τ/σ′n)，τ为剪应力，σ′n为法向应力减去孔隙流体压力Pp.μ0表示在参照滑动速率V0下的摩擦系数稳态值，a是表征摩擦强度的直接速率响应大小的本构参数，V是当前的速度，而b是表征摩擦强度随状态变量演化强弱的本构参数，dc是特征滑动距离，θ是根据方程(2a)(Dieterich，1979)或者方程(2b)(Ruina,1983)演化的状态变量.在我们反演的结果中，我们使用了 Dieterich 公式，但是对于公式(3)中 (a-b)的值，不论使用方程(2a)还是方程(2b)都会产生相同的结果.在稳态摩擦下，表征摩擦滑动稳定性的参数(a-b)可以改写为

(3)

对于准静态加载条件，仅当(a-b)<0时，称之为速度弱化，此时摩擦系数随速率的增加而减小，断层有发生不稳定滑动与地震成核的潜在风险；当(a-b)>0时，称之为速度强化，摩擦系数随着速率的增加而增加，此时不会在缓慢的构造加载作用下产生地震成核(Rice and Tse,1986;Dieterich and Linker,1992).因此，参数(a-b)对于区分断层黏滑和蠕滑至关重要.

基于速度-状态摩擦本构方程的理论框架，前人开展了石英(Chester and Higgs,1992)、花岗岩(Blanpied et al.,1991,1995;Lockner et al.,1986)、花岗糜棱岩(Zhang et al.,2016)、辉长岩(He et al.,2006,2007)等摩擦滑动稳定性实验，将实验结果用于地震成核、地震循环和慢地震模拟中.

3 实验结果

本研究中，加载的有效正应力为200 MPa、孔隙水压为30 MPa、温度为25～600 ℃.实验条件和结果见表2，摩擦系数μ和滑移位移关系曲线见图6和图7.实验开始时，以1 μm·s-1的初始加载速度进行加载，在初始的0～1 mm位移范围内，大部分实验曲线都显示了近似线性的加载过程，随着位移的增加，达到一个屈服点，并在此后进入位移强化的过程，最后达到稳态滑动.在此基础上，加载速度在高速1 μm·s-1、标速0.2 μm·s-1和慢速0.04 μm·s-1之间切换，通过速率切换获得摩擦强度和滑动稳定性随速率变化的特征.

表2 天然花岗岩断层泥的实验条件与结果Table 2 Experimental conditions and results of natural granite fault gouge

3.1 摩擦系数

实验中的摩擦系数用测得的剪切力τ和有效正应力σeff来计算，公式为μ=τ/σeff.为了保证摩擦系数能达到稳态值，摩擦系数值都取自滑动位移在2.5～3.0 mm处和滑移速率为0.2 μm·s-1时的稳态值,因为在此滑动位移下切换速率后摩擦系数能很快达到稳态滑动，不会因为速度弱化或强化造成较大误差(图6和图7).图8给出了本研究天然花岗岩断层泥摩擦系数随温度的变化趋势.在室温25 ℃下，花岗岩断层泥的摩擦系数最大，为0.714，随后逐渐降低，在100 ℃时降到最低0.663；在100～400 ℃，摩擦系数随温度升高而增大，从0.663到0.704，在400 ℃达到峰值；当超过400 ℃时，摩擦系数开始下降，500 ℃时出现第二个低值，在600 ℃时摩擦系数略有回升.

图6 花岗岩断层泥样品在25～300 ℃条件下的实验变形曲线(有效正应力为200 MPa，孔隙水压为30 MPa)Fig.6 Deformation curves of natural granite gouge under 25～300 ℃ temperature (The effective normal stress is 200 MPa and pore water pressure is 30 MPa)

图7 花岗岩断层泥样品在400～600 ℃条件下的实验变形曲线(有效正应力为200 MPa，孔隙水压为30 MPa)Fig.7 Deformation curves of natural granite gouge under 400～600 ℃ temperature (The effective normal stress is 200 MPa and pore water pressure is 30 MPa)

图8 天然花岗岩断层泥稳态摩擦系数随温度的变化趋势(有效正应力为200 MPa，孔隙水压为30 MPa)Fig.8 Steady-state friction coefficient of natural granite gouge versus temperature (The effective normal stress is 200 MPa and pore water pressure is 30 MPa)

3.2 摩擦强度的速度依赖性

本次实验的力学数据显示，在实验温度条件下，花岗岩断层泥都表现为稳态摩擦滑动行为，没有出现黏滑和震荡现象，因此只能通过速度依赖性参数(a-b)值的正负性来判断是速度弱化还是速度强化(表2，图9).在25～200 ℃条件下，大部分实验数据表现出稳定的速度强化(a-b>0)的摩擦行为，随着温度从25 ℃升到200 ℃，(a-b)值有降低的趋势，从0.0044下降到0.0003，其速度强化程度随温度增加而减弱.200 ℃的最后一个速度切换台阶(从1 μm·s-1到0.2 μm·s-1)出现轻微的速度弱化现象(a-b<0)，(a-b)的值为-0.00001.

在200 ℃以上，(a-b)值的正负性表现出对速率的依赖性.在300 ℃时，由慢速0.04 μm·s-1往高速1 μm·s-1和标速0.2 μm·s-1切换时为速度强化(a-b>0).最后一次切换中，由标速0.2 μm·s-1往慢速0.04 μm·s-1切换时(a-b)为-0.0016，呈现速度弱化；400 ℃时，由中、低速度(0.2 μm·s-1、0.04 μm·s-1)向中、高速度(0.2 μm·s-1、1 μm·s-1)切换时(a-b)>0，为速度强化，反之由标速0.2 μm·s-1往慢速0.04 μm·s-1和高速1 μm·s-1往标速0.2 μm·s-1切换时为速度弱化；在500 ℃和600 ℃时，除了从标速0.2 μm·s-1往高速1 μm·s-1切换时是速度强化(a-b>0)外，其他速度从高往低切换和从低往高切换都表现为速度弱化.

因此，图9和表2表明，在低于200 ℃时，花岗岩断层泥以速度强化和稳定蠕滑为主.随着温度升高，(a-b)出现有条件的负值，在300～400 ℃，向高速切换时(a-b)为正值，断层为速度强化和稳定蠕滑，向低速切换时(a-b)趋向于负值，断层具备速度弱化和不稳定滑动的条件；在500 ℃和600 ℃大部分实验趋于速度弱化和不稳定滑动.本研究首次发现向不同速度方向切换控制了断层的滑动稳定性.

图9 天然花岗岩断层泥速度依赖性随温度的变化趋势(有效正应力为200 MPa，孔隙水压为30 MPa)Fig.9 Velocity dependence of natural granite gouge versus temperature(The effective normal stress is 200 MPa and pore water pressure is 30 MPa)

4 讨论

4.1 与前人结果的对比

4.1.1 矿物成分对比

花岗质岩石摩擦滑动实验研究相对比较少，主要有Westerly花岗岩(Blanpied et al.,1991,1995，1998 )、花岗质糜棱岩(任凤文和何昌荣，2014)和层状硅酸盐花岗糜棱岩(Zhang et al.,2016;张雷等，2020).花岗糜棱岩是花岗岩经过高温剪切变形的产物，其矿物组成与花岗岩相似，都以石英，长石为主，含有少量层状硅酸盐矿物(Yonkee et al.,2003).为了对比本研究的花岗岩断层泥与其他三种花岗质岩石的摩擦性质异同，并讨论安宁河断裂带原地花岗岩断层泥摩擦稳定性与地震成核的特殊性，首先需要对比不同实验样品的矿物成分(表3).本研究所用的花岗岩断层泥、Westerly花岗岩和花岗质糜棱岩的石英和长石总量很接近，分别为94.5%、95%和92%，层状硅酸盐矿物在5%～8%之间；而层状硅酸盐花岗糜棱岩(Zhang et al.,2016)的石英和长石含量仅为39%，白云母和绿泥石总量为60%，与上述3种花岗质岩石样品有很大差别.本实验花岗岩断层泥样品的石英含量(33.6%)与微斜长石(26%)含量介于Westerly花岗岩中的石英(28%)和微斜长石(35%)与花岗质糜棱岩的石英(37%)与微斜长石(23%)之间.斜长石含量(34.9%)略高与其他2种样品(均为32%)，但差别很小.此外，本实验中的天然花岗岩断层泥的粒径中值为77 μm，Westerly花岗岩粉末粒径小于90 μm，花岗质糜棱岩粒径中值为59 μm，富含层状硅酸盐糜棱岩的中值粒径较小，为14 μm.

表3 花岗岩断层泥、花岗质糜棱岩、Westerly花岗岩和富含层状硅酸盐的糜棱岩的矿物组成对比Table 3 Mineral composition of natural granite gouge,granite mylonite,Westerly granite and granite gouge,phyllosilicate-rich mylonite

4.1.2 摩擦系数随温度的变化

图8给出了本实验的摩擦系数，与前人关于花岗质岩石摩擦实验的摩擦系数随温度变化对比(图10)发现，摩擦系数范围在0.663～0.714，与Byerlee定律给出的摩擦系数(0.6～0.8之间)基本一致(Byerlee,1978).然而，本实验获得的花岗岩断层泥摩擦系数在不同温度段有所变化，在25 ℃时高于Westerly花岗岩的摩擦系数，在100～450 ℃时低于Westerly花岗岩(相较于1 μm·s-1)和花岗质糜棱岩，但高于富含层状硅酸盐的糜棱岩，在450～600 ℃时高于Westerly花岗岩，低于其他两种糜棱岩.这种强度上的差别主要受石英和层状硅酸盐矿物含量、温度以及孔隙水压的控制，而其他实验条件(有效正应力、加载速率)在本研究中的影响很小(Den Hartog et al.,2013b).摩擦系数随着石英和长石含量增加而增大，随着层状硅酸盐含量增加而降低(Den Hartog et al.,2013b;Zhang and He,2013)，随着实验温度增加而增大，特别是富含层状硅酸盐的断层泥，摩擦系数随温度增加变化更加显著(Den Hartog et al.,2013b;Zhang and He,2016).

Blanpied等(1995)指出由于其实验设备可发生的位移很小，造成Westerly花岗岩的干燥实验和含水实验在低温下25 ℃测得的摩擦强度可能偏低.所以在图10中，除去在25 ℃摩擦系数的值，三类花岗质岩石在100～400 ℃时的摩擦系数从0.68增加至0.75，并在300～400 ℃达到峰值，在低温条件下摩擦系数逐渐增加是由加载过程中花岗岩断层泥的粒径和孔隙减小、断层泥逐渐压实引起的，这种压缩变化规律与断层泥体积应变一致(Marone et al.,1990;Scott et al.,1994).摩擦系数达到峰值后随着温度增加又逐渐降低，特别是Westerly花岗岩的摩擦系数在600 ℃时降到0.6以下，这是由于在高温和高孔隙水压下(100 MPa),石英在剪切变形过程中的压溶变形和热活化引起的晶体塑性导致其摩擦强度弱化(Blanpied et al.,1998;Chester,1994；Niemeijer et al.,2008).

图10 不同样品稳态摩擦系数随温度变化的趋势Fig.10 Steady-state friction coefficient of different samples versus temperature

与上述花岗质岩石不同，层状硅酸盐糜棱岩的摩擦强度随着温度升高持续增加，从0.52增加到0.68.在100～200 ℃，层状硅酸盐糜棱岩的摩擦强度较低，摩擦滑动主要受弱的层状硅酸盐矿物(云母和绿泥石)所控制(Logan and Rauenzahn,1987;Saffer and Marone,2003;Ikari et al.,2009;Tembe et al.,2010;张雷等，2020).随着温度增加，层状硅酸盐的强度增强(Van Diggelen et al.,2010;Lu and He,2014)，热活化作用使晶粒致密堆积，压实作用会造成断层泥颗粒之间的孔隙度降低，导致晶粒互锁(Morrow and Byerlee,1989)，颗粒间相互滑移需要克服更大的阻力，产生更大的摩擦强度.本实验最高温度(600 ℃)没有达到白云母、绿泥石的脱水温度，实验样品中白云母与绿泥石含量约4%～5%，其摩擦系数约0.3～0.4(Zhang and He,2014)，小于石英和长石的摩擦系数，考虑其含量很少，对花岗岩断层泥整体的摩擦系数基本没有影响.

通过上述对比得出，天然花岗岩断层泥摩擦系数的变化趋势与其他水热条件下花岗岩的摩擦系数大致相同，且峰值出现在300～400 ℃之间，峰值摩擦系数范围为0.7～0.75.富含层状硅酸盐的花岗糜棱岩在上地壳的强度相对较低，但在中地壳具有与花岗岩类似的强度.

4.1.3 影响花岗岩断层泥速度依赖性的因素

由图9可知花岗岩断层泥滑动稳定性参数(a-b)值的正负性表现出对温度和速率的依赖性，在低于200 ℃时，所有速率下花岗岩断层泥都表现为速度强化和稳定蠕滑，高于200 ℃时，向低速切换或慢速下开始出现速度弱化和不稳定滑动(图9).在相同数量级的滑移速率和相近实验条件下，与前人的结果相比较(图11)，Westerly花岗岩的速度弱化温度为100～350 ℃(Blanpied et al.,1991,1995，)，花岗质糜棱岩的速度弱化温度为200 ℃和400 ℃(任凤文和何昌荣，2014)，层状硅酸盐花岗糜棱岩的速度弱化温度为250～530 ℃(Zhang et al.,2016)，而在比上述更低的温度以及更高的温度下滑动稳定性都为速度强化.这种低温速度强化-中温速度弱化-高温速度强化的摩擦规律也发生在类似的层状硅酸盐-石英集合体(Den Hartog et al.,2013b)、含水石英(Chester and Higgs,1992)、辉长岩(He et al.,2007)等的摩擦实验中.本研究中天然花岗岩断层泥的速度弱化区间为200～600 ℃，还未完全进入上述高温速度强化阶段.随着温度增加，速度弱化程度明显增加，并且受滑动速率影响，这与上述其他花岗岩的速度依赖性具有显著差别.

图11 不同岩性的速度依赖性参数(a-b)随温度的变化Fig.11 Velocity dependence (a-b)of different samples versus temperature

在速度弱化阶段中，相较于其他三类花岗岩的实验曲线，本实验样品(a-b)值的正负性受滑动速率的影响十分明显，并且随着温度升高，速度弱化程度逐渐增强，具体表现为(a-b)<0的平均值随着温度的增加而增加(见图11和表1)，从-0.0016到-0.0091.在前人关于各种矿物的摩擦特性实验中也发现了加载速率的快慢对断层摩擦滑动稳定性有显著的影响(Higgs,1981;Den Hartog et al.,2013b;Lu and He,2018;Chen et al.,2020).在旋转剪切实验中观察到室温下Westerly花岗岩的速度依赖性随着加载速率增大(从速度<10 μm·s-1到速度>32 μm·s-1)，由速度弱化转变为速度强化(Blanpied et al.,1987)(图12).但在Westerly花岗岩的三轴剪切实验中并没有发现加载速率对速度依赖性的显著影响(Blanpied et al.,1995)，未观察到的原因可能是在较高有效正应力和流体压力(σeff=400 MPa,Pp=100 MPa)以及小位移实验中，速度对(a-b)的影响较小.根据本研究初步观察到水热条件下花岗岩断层泥的速度依赖性受加载速率的影响，在未来研究中应进行更宽速度范围的速度切换实验来进一步研究加载速率对花岗岩断层滑动稳定性的影响.

图12 花岗岩稳态摩擦的速度依赖性和加载速率的关系(Blanpied et al.,1987)Fig.12 Velocity dependence of steady-state friction of granite versus sliding velocity(Blanpied et al.,1987)

此外，除了花岗岩断层泥，Westerly花岗岩、花岗质糜棱岩和层状硅酸盐花岗糜棱岩的滑动稳定性都有从中温速度弱化到高温(500～600 ℃)速度强化的第三个阶段(图11)，而本研究的花岗岩断层泥直到600 ℃还没有出现速度弱化向速度强化(由第二阶段向第三阶段)的转变.这一差异可能受石英-斜长石的压溶、孔隙流体等方面的影响.理论和实验研究表明，速度依赖性参数a是速度变化的直接响应，而b是表征断层接触状态随时间演化的参数，在断层摩擦滑动过程中，断层实际接触面积受断层泥碎裂与愈合控制，其中凹凸体的高应力流变和含流体条件下的压溶引起的愈合效应都会导致实际接触面积增加，从而增大b值，导致(a-b)为负.因此压溶引起的愈合是不稳定滑动的微观物理机制(He et al.,2013).因此在本实验中，相对更低的滑动速率增加了石英和斜长石的压溶作用，促进了愈合过程.

孔隙流体压力的大小也会影响速度弱化-速度强化的变化趋势(Proctor et al.,2020)，高孔隙流体压力的存在会促进断层的稳定滑动(Bedford et al.,2021).Westerly花岗岩摩擦实验的孔隙水压为100 MPa，而本实验的孔隙水压为30 MPa.伊利石-石英断层泥摩擦实验的(a-b)值随着孔隙压力从100 MPa降低到30 MPa而减小，增加了速度弱化区域的温度范围(Den Hartog et al.,2013b).更重要的是，对石英断层泥水热条件下摩擦实验后的微观结构进行观察，发现温度高于300 ℃时，石英会发生溶解-沉淀现象，并且加载速度越慢越利于压溶作用的发生(Chester and Higgs,1992).当温度高于400 ℃，孔隙水压为30 MPa时，孔隙中的水处于超临界态(Liebscher,2010)，石英溶解度会显著下降接近零点(Akinfiev and Diamond,2009；Manning,1994)，力学数据显示与干燥条件下的Westerly花岗岩速度依赖性相似(Blanpied et al.,1995).总而言之，在500～600 ℃条件下，花岗岩断层泥出现显著的速度弱化，这可能受断层泥中石英和斜长石的溶解-沉淀机制控制.目前孔隙水压的大小对石英和斜长石的压溶速率的影响还未有相关的实验研究可供参考，因此这一机制解释还有待更进一步的实验研究.从本研究的结果来看，未来除了需要对加载速率对水热条件下花岗岩滑动摩擦稳定性做基础的研究工作外，还需在讨论断层的地震成核条件时同时加入孔隙水压这一重要影响因素.

4.2 花岗岩断层泥摩擦实验结果对安宁河断层地震空区的孕震启示

本研究结果为理解安宁河断层地震空区物理机制与断层闭锁深度和地震可能的成核深度提供了实验依据.根据川西地区地壳温度随深度变化曲线(周永胜和何昌荣，2009；Xi et al.,2018)以及Blanpied等(1995)关于地热梯度的计算结果，本文选取20 ℃/km的地温梯度，根据实验温度换算对应的安宁河断层深度，给出花岗岩断层滑动稳定性参数随深度的变化趋势(图13).滑动稳定性参数(a-b)<0对应于断层不稳定滑动，具备地震成核条件，而(a-b)>0对应于断层稳定滑动，不具备地震孕育条件.图13显示，在断层在小于～8 km的浅部，花岗岩断层滑动稳定性参数(a-b)>0，不具备发生大地震的条件；在断层深度大于8～10 km时，表现出无震蠕滑向不稳定滑动转变，断层开始具备成核条件.

前人对地震活动性以及形变分析的结果均反映安宁河断层的冕宁以北段(栗子坪—冕宁)和冕宁—西昌段是地震空区，断层可能处于闭锁状态，并且属于有显著应变积累的断层段(易桂喜等，2004；江在森等，2005；闻学泽等，2008)，并估计其潜在破裂平均深度为20 km(闻学泽等，2008).如果根据前人实验结果(Blanpied et al.,1995;任凤文等，2014)推测速度弱化和潜在地震成核深度不超过20km.本实验采用的花岗岩断层泥样品采集自拖乌北，代表了安宁河断层北段中上地壳的物质.本实验结果显示(图13)，在200～600 ℃的温度条件下(对应于大约10～30 km深度)，花岗岩断层泥的滑动稳定性参数(a-b)始终存在小于0的情况，所以断层不稳定滑动的深度包含并大于前人研究的安宁河地震空区的深度范围.据此推测，安宁河断层中北段的地震空区是断层处于闭锁状态的具体表现，在大约10～30 km深度都具备地震成核条件，存在较大的地震危险性.

图13 安宁河断裂带的速度依赖性随深度和温度的变化Fig.13 Velocity dependence of Anninghe Fault versus depth and temperature

5 结论

本研究对采自四川安宁河断层带中的天然花岗岩断层泥样品进行了水热条件下的摩擦滑动实验研究，获得花岗岩断层泥的摩擦强度随温度的变化趋势以及断层滑动稳定性随深度(温度)变化规律，结合前人对安宁河断裂地震空区的研究结果，对断层闭锁深度进行了讨论，得到以下结果：

(1)花岗岩断层泥的摩擦系数在0.663～0.714之间.在100～600 ℃时，与其他花岗质岩石的摩擦系数变化趋势大致相同，呈现两段式变化：温度低于300～400 ℃时，摩擦强度随着温度增加而增大，温度高于300～400 ℃时，随着温度增加而减小.摩擦系数的峰值范围为0.7～0.75，对应温度在300～400 ℃.

(2)花岗岩断层泥的摩擦滑动行为在200 ℃开始由速度强化转变为速度弱化，速度弱化行为随着温度升高而变强，直到600 ℃在高速向低速切换或者慢速下依然呈现很强的速度弱化现象；前人给出的花岗岩摩擦不稳定滑动的温度上限为350～400 ℃，本实验获得的安宁河断层中花岗岩断层泥不稳定滑动发生的温度区间(200～600 ℃)比其他花岗质岩石的范围更宽.其次，本研究首次发现加载速率的切换方向对水热条件下的花岗岩断层泥的滑动稳定性有显著的影响，在同一温度下，速度降低会促进花岗岩由稳定滑动向不稳定滑动转变.

(3)结合川滇地区地温梯度以及本研究的滑动稳定性参数(a-b)得出，安宁河断层中北段的地震空区是断层处于闭锁状态的具体表现，且地震成核条件对应的闭锁深度在10～30 km，因此，该地区的中-长期强震或大地震潜势值得注意和进一步研究.

致谢感谢陈建业和张雷在实验过程中的帮助；感谢3位审稿人对本文提出的宝贵建议.