孫麗靜 趙中寶 潘家偉 梁鳳華 張磊 張進江

1. 中國地質科學院地質研究所，自然資源部深地動力學重點實驗室，北京 100037

2. 北京大學地球與空間科學學院，北京 100871

3. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州)，廣州 511458

位于青藏高原東緣的鮮水河斷裂帶，是中國大陸內部地震活動性最強的大型左行走滑斷裂帶，自1700年以來鮮水河斷裂帶發(fā)生了5.0級以上地震50余次，其中7.0級以上地震8次，最大震級為1786年康定7.75級地震，距今最近的一次強震為2014年11月22日發(fā)生的康定Ms 5.9級地震(李大虎等, 2015)。近些年來附近大地震的頻發(fā)，使鮮水河斷裂帶康定段的庫倫應力明顯增大(Shenetal., 2005; Wangetal., 2009, 2011)，發(fā)生破壞性強震的概率增強，而康定段的分支斷裂雅拉河斷裂無歷史強震記錄，是其本身的特殊性而無強震的條件，還是臨近孕震周期的表現，已成為人們關注的焦點，尤其是其深部應力和應變狀態(tài)等相關的孕震環(huán)境是認識鮮水河康定段強震危險性的關鍵。

在印度板塊與歐亞板塊的碰撞擠壓作用下，鮮水河斷裂帶表現出高應力累積的特征，是易發(fā)生大地震的高風險地區(qū)(Yietal., 2005; Wenetal., 2008)。鮮水河斷裂帶晚第四紀至現今的走滑速率約為8.8～18mm/yr，平均～10mm/yr(Baietal., 2018)，這與現今GPS觀測獲得的8.8～17.9mm/yr的左行走滑速率一致(Zhengetal., 2017; Qiao and Zhou, 2021)。古地震研究顯示鮮水河斷裂帶近300年就記錄有9次7級以上的大地震，例如：西段玉樹-甘孜斷裂帶上發(fā)生了2010年的玉樹大地震(Ms 7.1)，東段鮮水河斷裂帶上發(fā)生了2014年康定大地震(Ms 6.3)(李東雨等, 2017; Lietal., 2020)。有學者進一步指出道孚-康定段的應力聚集沒有被完全釋放，未來仍有誘發(fā)Ms 7.0地震的潛在風險(Yietal., 2015)。因此，鮮水河斷裂帶具有較高發(fā)育大型地震(Ms≥7.0)的風險(李海兵等, 2021)。

目前為止，關于鮮水河斷裂帶的變形行為研究多聚焦于其地形地貌演化、活動速率檢測，(Jietal., 2020; Lietal., 2020; Qiao and Zhou, 2021)，對于斷層內部的變形機制、破裂行為、巖石物理學等的研究尚不足，然而斷層內巖石學研究才能佐證地表監(jiān)測的結果，并且對于探討斷裂帶的發(fā)震機制具有重要意義。本論文擬從巖石物理學的研究入手，觀察斷層帶內巖石的變形記錄，分析其應力應變歷史，計算其強度變化等，通過這些初步的研究試圖厘清鮮水河斷裂帶的變形及破裂機制，為未來的地震預測提供第一手的巖石物性資料。

1 區(qū)域構造背景

約350km長的鮮水河斷裂帶是青藏高原向東南逃逸的東邊界，也是東緣左行走滑斷裂帶中最活躍的斷層(Tapponnieretal., 1986, 1990; Wenetal., 1989)(圖1)。該斷裂帶位于巴顏喀拉地體和雅江褶皺造山帶之間，是兩個次級構造單元的構造邊界(Jietal., 2020)，根據其幾何結構特征可分為三部分(圖1)：西北段由爐霍段、道孚段和乾寧段三條次級斷層呈左階羽列排列而成，幾何結構較為單一(梁明劍等, 2020)；惠遠寺以南，分裂成三條次級斷裂，即長約31km的雅拉河斷裂、80km的色拉哈斷裂、30km的折多塘斷裂，此三條斷裂組成康定段。最近在色拉哈斷裂和折多塘斷裂之間發(fā)現了長約24km的木格措南斷裂(潘家偉等, 2020)；康定以南呈單一S狀幾何結構延伸的摩西段(梁明劍等, 2020)(圖1、圖2)。

圖1 鮮水河斷裂帶及鄰區(qū)構造簡圖(據Zhang et al., 2017修改)

圖2 鮮水河斷裂帶雅拉河段斷裂幾何與運動學(據Zhang et al., 2017修改)

研究顯示鮮水河斷裂帶每一分段的巖性及構造特征具有明顯差異，這可能暗示了不同巖性段具有不同的變形行為和變形機制(Zhengetal., 2017; Qiao and Zhou, 2021)，具體體現為鮮水河斷裂帶不同分段其構造加載速率、閉鎖深度具有差異(Qiao and Zhou, 2021)。據InSAR觀測數據研究顯示，鮮水河斷裂帶構造加載速率約為8.8～17.9mm/yr，不同段閉鎖深度范圍為7.6～18.5km；其中道孚段淺部非震滑移速率為3.3～3.5mm/yr；乾寧段淺部非震滑移速率為5.3～7.8mm/yr，康定西部淺部非震滑移速率為16.3～19.8mm/yr?？刀ㄎ鞫尉哂腥绱烁叩乃俾士赡芘c2014康定Ms 5.6和Ms 5.9震后釋放有關(Qiao and Zhou, 2021)。

與鮮水河斷裂帶北段相比，雅拉河段明顯不同之處在于出露以韌性剪切變形為主的糜棱巖(圖3)，寬約幾百米至1～2km(Li and Zhang, 2013)，野外露頭可見韌性變形S-C組構及脆性破裂(圖3)。在鮮水河斷裂帶康定巖體段雅拉河斷層的糜棱巖的面理走向為北西向，與鮮水河主斷裂帶的走向一致，因此推斷其為鮮水河斷裂帶深部活動的產物，而后在鮮水河斷裂帶持續(xù)的活動及抬升過程中被剝露至地表，因此其可能記錄了鮮水河斷裂帶演化的全過程。野外的露頭觀察顯示這些糜棱巖面理發(fā)育，且順著糜棱面理發(fā)育一系列的微破裂，被綠泥石或者細石英脈充填(圖3)，這些巖石學證據顯示其經歷了韌性變形、脆韌性變形及晚期脆性破裂的疊加變形。本次研究的樣品采集于這條花崗質糜棱巖帶上，且據糜棱巖的變形程度差異，依次采集了9個樣品(圖1、圖2)。

圖3 雅拉河斷裂帶糜棱巖露頭構造特征及采樣位置(YL-3～YL-6)

2 實驗方法

為了探究鮮水河斷裂帶康定雅拉河段發(fā)震機制，本研究在雅拉河分支斷層的糜棱巖帶采集了9塊定向樣品，并開展進一步的顯微構造研究。主要通過掃描電鏡(SEM；scanning electron microscope)、電子背散射衍射技術(EBSD；electron backscattered diffraction)、電子探針(EPMA；Electron Probe Micro-Analysis)等實驗方法展開。

2.1 定向薄片采集、顯微鏡及SEM觀察

為了觀察到最大應變橢球面，獲得更為精確的形變信息，我們在精細測量糜棱面理及線理的基礎上采集了定向樣品，平行于線理垂直于面理切制定向薄片，進行微觀分析。在顯微鏡觀察基礎上，選取特定的區(qū)域開展掃描電子顯微鏡(SEM)分析，SEM實驗開展于中國地質科學院地質研究所，儀器為場發(fā)射掃描電鏡(FEI VERSA 3D)，加速電壓15kV，電鏡工作距離10mm，工作電流4.5nA。

2.2 石英組構及礦物顆粒特征的EBSD分析

EBSD即電子背散射衍射技術，可通過電子顯微鏡掃描獲取礦物的晶體學信息(Zaefferer, 2004)。為了獲得更精確的礦物組構信息，在EBSD實驗前需要對樣品表面進行金剛砂拋光，然后在連續(xù)的25nm、10nm、5nm二氧化硅膠體(pH 9.8)懸浮液中進行30～45分鐘的化學機械拋光，以消除礦物顆粒表面的機械損傷及制片導致的超微形變。

樣品YL-4和YL-5于中國地質科學院地質研究所進行實驗，EBSD測試探頭為牛津儀器的Nordlys Max2商業(yè)相機，工作加速電壓為20KeV，電子束流為1.1nA，樣品傾角70°，工作距離3.2mm，步長為5μm。樣品YL-6的EBSD掃描于牛津儀器(北京)實驗室完成，實驗室配備高速(1244×1024像素)CMOS數字相機，最新symmetry S2探頭，加速電壓為20kV，電子束流為1.1nA，工作距離為2.8mm，測試步長為1.5μm。EBSD實驗數據的處理軟件為牛津儀器配備的全自動解譯軟件Aztec及HKL CHANNEL5，利用這些軟件可以開展降噪、極密、粒度統計等初步分析。

EBSD數據處理和分析，應用MATLAB中的MTEX工具箱，開展了顆粒識別、粒度統計、晶粒取向分布(GOS；grains orientation spread)觀察、礦物結晶優(yōu)選方位(CPO; crystal preferred orientation)及取向差計算、方位分布函數(ODF；orientation distribution function)(10°高斯半直徑寬計算)等數據處理，同時CPO強度采用M指數表征(Skemeretal., 2005)。重結晶顆粒的標準是相鄰顆粒晶體的取向差大于10°，重結晶顆粒的粒徑計算采用了(Crossetal., 2017)提供的算法，可對重結晶顆粒及母顆粒通過顆粒取向分布加以區(qū)分。為了避免同一大顆粒進行多次統計對極密權重的影響，統計方法為單顆粒單點。具體選區(qū)見電子版附件一。

2.3 石英中Ti元素的EPMA測量及Ti溫度計

電子探針分析儀EPMA(Electron Probe Micro Analyzer)實驗于西北大學(西安)地質學系完成，儀器為日本電子(JEOL)生產的JXA-8230，測試電壓為15keV，高電子束200nA，電子束直徑為10μm，標樣石英為Andreas Audetat(Bayerisches地質研究所)(Audétatetal., 2015)提供。具體實驗結果見電子版附件二。

石英的Ti溫度計是通過測定Ti飽和體系下石英中Ti的濃度，來計算石英變形時的溫度條件。Ti元素在石英中的濃度和擴散速度，與石英的結晶或者變形溫度具有很好相關性，所以早期學者通過觀測石英中Ti的濃度，構建了溫度與石英中Ti濃度的關系(Wark and Watson, 2006)。由于壓力的升高，會導致石英中Ti含量系統性地降低，新的研究經實驗矯正了石英Ti溫度計中Ti含量與壓力的關系(Thomasetal., 2010; Huang and Audétat, 2012; Zhangetal., 2020)。為了對比三種溫度計的差異，本文將采用此三種公式(1)、(2)、(3)依次對實驗所得Ti濃度進行溫度計算，結果見附件二：

P(kbar)+RTlnaTiO2

(1)

logTi=-0.27943·104T-660.53·

(P0.35T)+5.6459

(2)

(實驗于TiO2活度=1，1～10kbar，600～800℃展開，Ti為Ti在石英中的濃度(×10-6)，T溫度(K)，P壓力(kbar)(Huang and Audétat, 2012))

(3)

3 糜棱巖的顯微構造特征及實驗分析結果

為了探究鮮水河斷裂帶康定雅拉河段的變形機制及變形過程，定量化糜棱巖的變形行為，本文重點選取了樣品YL-4、YL-5、YL-6開展顯微鏡觀察描述和EBSD組構分析、EPMA元素含量測定等精細研究。顯微鏡下觀察發(fā)現糜棱巖樣品中的主要礦物成分為石英、斜長石、鉀長石、黑云母及少量的白云母，副礦物可見金紅石、鋯石、綠泥石、磁鐵礦等，具體薄片中各種礦物所占的比例有所差異(圖4)。由于其經歷了同樣的變形過程，因此其顯微形變結構具有諸多相似性，具體表現為石英集合體中部顆粒比較大(以GBM為主要機制)，向集合體外部面理發(fā)育的地方，顆粒大小逐漸減小，定向性增強(變形機制發(fā)生轉變，發(fā)育以SGR、BLG為主要機制變形)(圖4)。

3.1 糜棱巖的顯微構造特征

糜棱巖的顯微構造現象可以反映其經歷的變形機制，也能反推巖石變形的溫壓條件(Passchier and Trouw, 2005)。本文選取的三個薄片的共同特點是石英集合體的中部為大顆粒具有波狀消光的石英，向外直至破裂面逐漸細粒化為<10μm的細小石英顆粒(圖4a)。詳見以下四類變形機制顯微構造現象。

在石英集合體的中部，大顆粒石英的整體定向性不強，且粒徑較大，可達0.2～0.3mm，顆粒內部可見由位錯蠕變導致的波狀消光，其顆粒邊界多呈葉片狀及港灣狀(圖4b)，證明大顆粒石英的主要變形機制為GBM(Stippetal., 2002)。變形機制為顆粒邊界遷移(GBM)重結晶高溫韌性變形，主要發(fā)生在500～700℃的變形溫度范圍內(Passchier and Trouw, 2005)。偶見棋盤狀亞顆粒消光(圖4b)，這預示著柱面滑移系及底面滑移系共同活化形成的亞晶界(Passchier and Trouw, 2005; Wallisetal., 2019b)，指示了近700℃的高溫形變。長石在樣品YL-4中多以大塊旋轉殘斑出現，并且在殘斑內部可見長石位錯蠕變形成的蠕英構造(Simpson, 1985)(圖4c, d)，這也指示了相對高溫的變形(Passchier and Trouw, 2005)。

在大顆粒石英的外圍發(fā)育明顯的變形定向性，石英發(fā)育定向拉長的集合體，長軸與面理呈小角度相交，這很好地指示了剪切方向，同時粒徑降低至10～30μm(圖4e)。在亞顆粒旋轉(SGR)變形機制下，石英受拉長定向控制，具有多邊形化，亞顆粒邊界逐漸形成，同時石英條帶邊部兩側的長石不再以高溫韌性變形為主，而是表現為早期韌性變形形成的重結晶長石顆粒與細粒石英的混合(圖4a, b)，并且在大顆粒長石內部可見微破裂，同樣指示變形溫度的降低(圖4d)(Passchier and Trouw, 2005)。石英的SGR機制主要發(fā)生在400～500℃的溫度范圍內(Passchier and Trouw, 2005)，由GBM變形機制向SGR變形機制轉變，預示了隨著形變的持續(xù)變形溫度的降低，及可能伴隨的折返。

在定向性強的石英顆粒外圍，發(fā)育有新生的細小石英顆粒帶(圖4f、圖5)。通過進一步的SEM觀察發(fā)現此類顆粒是由大顆粒經韌性變形邊部凸出發(fā)育形成的，因此判定其變形機制為膨凸重結晶作用(圖6a)(Passchier and Trouw, 2005)。大規(guī)模膨凸重結晶(BLG)的發(fā)育代表350±50℃的變形溫度(Passchier and Trouw, 2005)，這個過程使得礦物顆粒粒徑大大減小，應變局部化發(fā)生在細顆粒的集合體內(圖6b)(Xia and Platt, 2018)。由于粒徑的減小，在應變局部化部位或微破裂部位，易形成細?；瘲l帶，導致巖體強度大大降低，形成細粒流薄弱條帶(圖5、圖6c)(劉俊來, 2017)。

圖4 雅拉河斷裂帶糜棱巖(樣品YL-4、YL-5、YL-6)顯微構造特征

圖6 雅拉河斷裂帶糜棱巖(樣品YL-6)的顯微構造特征(SE二次電子成像)

YL-6內部應變局部化導致石英殘斑發(fā)育剪切帶及S-C組構(Papeschi and Musumeci, 2019)(圖4f、圖6)，同時剪切帶中層狀硅酸巖帶方向平行于糜棱巖面理(圖4f)，形成軟弱網絡，作為斷層和剪切破裂的雛形(Papeschi and Musumeci, 2019)，有助于脆性破裂沿此發(fā)育。故在此薄片中記錄了從深部韌性變形向淺部脆性變形，發(fā)育脆韌性轉化結構，記錄了巖石所受不同深度的溫壓條件及差應力大小，可據此估算地殼強度(Behr and Platt, 2011, 2014)。

根據以上四類顯微構造特征觀察，我們推斷康定段糜棱巖早期發(fā)育韌性變形、后經抬升過程中，依次經歷了脆韌性轉化及脆性破裂事件(圖4、圖5、圖6)，而這些顯微結構記錄了康定段雅拉河斷層巖從深部至淺部的變形全過程。從整體上看我們認為康定雅拉河糜棱巖變形主要受位錯蠕變控制，隨著變形溫度的降低，形成石英顆粒的細?；瘞?，導致應變局部化引起破裂發(fā)生。

3.2 石英組構分析

顯微構造觀察發(fā)現樣品YL-4、YL-5及YL-6均發(fā)育三類不同變形機制的顯微構造：大顆粒核部以高溫GBM韌性變形為主；中顆粒幔部以中溫SGR韌性變形為主；小顆粒邊部以BLG低溫變形為主的形變特征。同時顯微破裂多發(fā)生在細顆粒石英域，這反映了糜棱巖經歷了韌性變形、脆韌性轉換變形以及脆性變形的多階段變形的疊加，也即樣品從深部抬升至淺部的持續(xù)變形過程。為了探討斷層帶深部和淺部的變形機制差異，我們選取三個薄片內數個顯示不同變形機制的石英集合體開展組構學分析，EBSD分析區(qū)域見圖4a, b, f。EBSD數據的處理及描述將選取不同石英顆粒粒徑大小的區(qū)域，具體選區(qū)見附件一。

經EBSD面分析實驗后，進一步通過MatLab中mtex工具箱(Crossetal., 2017)篩選出實驗區(qū)域內所有重結晶顆粒。由于在動態(tài)重結晶過程中，不僅滑移系會發(fā)生變化，粒徑會發(fā)生更為顯著的變化(Behr and Platt, 2011, 2014; Xia and Platt, 2018)。為了更加精確的區(qū)分出不同動態(tài)重結晶機制的顆粒，根據粒徑分類可以清晰分別出不同變形機制的礦物顆粒。根據實驗結果(圖7)可見：YL-4粒徑范圍4.73～149.62μm，具有多種滑移系，包括柱面({m}<0001>)，柱面({m}<110>)，菱面混底面；YL-5粒徑范圍3.98～53.07μm，主要以菱面({r}<012>)為主；YL-6粒徑范圍2.372～63.10μm，發(fā)育柱面({m}<0001>)，菱面及底面({z}<0001>)滑移系。根據以上結果對所有子區(qū)域進一步按照不同機制對應的粒徑進行分類，以開展不同粒徑CPO滑移系所反映的變形機制及變形環(huán)境的討論(圖7)。

3.2.1 GBM石英區(qū)域的EBSD數據分析結果

在動態(tài)重結晶顆粒中，GBM重結晶顆粒粒徑較大(Hirth and Tullis, 1992; Stippetal., 2002; Kilianetal., 2011)。針對微區(qū)選定的所有石英大顆粒(GBM)區(qū)域進行了顆粒粒徑大小分布圖、極圖和反極圖對比分析(圖7、電子版附件三)發(fā)現：粒徑范圍為15.84～22.39μm；晶體內部變形的CPO極圖及反極圖具有柱面混柱面({m}<0001>)的滑移系，且以柱面為主。綜合對比三個區(qū)域的動態(tài)重結晶石英粒徑及CPO極圖模式及反極圖發(fā)現，隨粒徑減小，CPO模式揭示滑移系從柱面過渡至柱面，甚至開始具有向菱面的過渡趨勢(圖7)，與石英的顯微結構及變形機制的觀察相一致(圖4、圖7)。據以上信息可知，以GBM變形機制為主的康定糜棱巖，在變形過程中粒徑范圍為15.84～22.39μm，發(fā)育以柱面({m}<0001>)為主的滑移系，確定此機制變形溫度范圍為550℃～570±50℃(Hirth and Tullis, 1992; Stippetal., 2002; Passchier and Trouw, 2005; Langilleetal., 2010; Law, 2014)。

3.2.2 SGR石英區(qū)域的EBSD數據分析結果

樣品YL-4石英顆粒顯示出拉長定向，形成顯著的形態(tài)優(yōu)選定向(SPO)，粒徑范圍為4.73～13.34μm(圖4e)；由于礦物在變形過程中可能受多種變形機制控制或影響(Hirth and Tullis, 1992; Stippetal., 2002)，在極圖及反極圖中表現為既繼承了GBM的柱面({m}<0001>)CPO，又使SGR典型的菱面({r}<012>)滑移系活化(Passchier and Trouw, 2005)，表現為柱面({m}<0001>)混菱面a({r}<012>)的特征，所以SGR在變形過程中可能殘存了GBM的母晶晶體學信息，據以上可知變形機制為SGR的康定段糜棱巖粒徑整體減小，大于100μm的顆粒不再出現。CPO極圖及反極圖具有柱面({m}<0001>)與菱面({r}<012>)的特征，據此估算康定段糜棱巖的韌性變形溫度為450±50℃，以SGR重結晶為主。

3.2.3 BLG石英區(qū)域的EBSD數據分析結果

在樣品YL-6中，石英細?；@著，細粒石英域的主要變形機制表現為BLG(圖4f)。石英域的石英粒徑分布小于10μm，集中在3.35～7.94μm的范圍。極圖及反極圖特征顯示多滑移系共存，主要為菱面({r}<012>)滑移和底面({z}<0001>滑移。局部區(qū)域的細粒石英顆粒CPO模式表現較為離散(YL-6-5、YL-6-6)，與發(fā)生SGR和GBM重結晶的石英顆粒組構強度相比較而言，顯著降低(圖7)，這可能是由于顆粒較細小，導致顆粒邊界滑移機制的啟動(Rutter, 1995)上述顯微構造和CPO特征指示康定段糜棱巖發(fā)育細?；瘻囟葹?80～400℃(Hirth and Tullis, 1992; Stippetal., 2002; Passchier and Trouw, 2005; Langilleetal., 2010; Law, 2014)。

根據EBSD分析三類不同粒徑大小、SPO分布特征及對應的變形機制石英集合體，通過粒徑分布方式、極圖與反極圖投圖，可知在石英的變形過程中，隨著溫度的降低(576.67±50℃降至280～400℃)，石英顆粒的粒徑在逐漸減小(15.84～22.39μm降至3.35～7.94μm)，石英位錯蠕變的重結晶機制也隨之發(fā)生了轉變(GBM-SGR-BLG)。這一現象與糜棱巖溫度的降低與地殼抬升有關，其粒徑大小及CPO極密受變形溫壓條件的控制，也即變形的環(huán)境控制石英的變形機制，我們的觀察結果顯示其發(fā)生系統性的改變(圖7)。因此，我們推斷說明康定雅拉河段糜棱巖抬升過程中，隨著變形溫度的降低，變形機制也發(fā)生了轉變，導致石英顆粒細?；?，進而發(fā)生應變局部化(Xia and Platt, 2018)，在應變集中的細粒化顆粒域為中部地殼快速摩擦滑移與高應力釋放提供了依據(劉俊來, 2017)，可能進一步引發(fā)微地震在康定雅拉河段的發(fā)生。

圖7 雅拉河斷裂帶花崗糜棱巖樣品中動態(tài)重結晶石英顆粒粒徑和CPO特征(樣品YL-4、YL-5、YL-6)

3.3 石英Ti溫度計的分析結果

石英Ti溫度計可定量化確定巖石韌性變形過程中的變形溫度，精度可達±5℃(Wark and Watson, 2006)，EPMA可用來測量石英中Ti的含量(Zhangetal., 2020)，這大大拓寬了石英Ti溫度計的應用范圍。石英中Ti的濃度不僅受控于溫度，TiO2的活度(αTiO2)對溫度計算結果也起到制約作用，因樣品中金紅石的出現，表明Ti元素已達到飽和，此時αTiO2近似為1(Kidderetal., 2012)。此外，隨著壓力的升高，石英中Ti的含量會系統性降低(Wark and Watson, 2006)，所以使用石英Ti溫度計需要對糜棱巖所處的壓力進行估算。巖石圈中地溫梯度、物質組成等在空間和時間上具有復雜多樣性，然而系統的研究顯示巖石圈中的地壓梯度近似為靜巖壓力(胡寶群等, 2003)，因此當上地殼密度為2700kg/m3，假設變形發(fā)生在地殼10～20km深處，地壓力約為2.7～5.5kbar。

經過系統的測試得出樣品YL-4中石英Ti濃度從10.19×10-6～56.94×10-6不等(圖8、附件二)，根據公式(Zhangetal., 2020)，估算溫度范圍為455.90～658.53℃。大量發(fā)育細?；腨L-6樣品，其Ti濃度含量從11.37×10-6～16.16×10-6(圖8)，變形溫度范圍為464.06～646.14℃，誤差范圍為20℃。

圖8 雅拉河斷裂帶糜棱巖GBM重結晶石英顆粒原位Ti濃度分析

前人的研究顯示發(fā)育GBM變形的石英顆粒才能采用石英Ti溫度計計算變形溫度(Law, 2014)。本研究通過精細的石英顆粒大小統計和對應的石英中Ti元素的含量發(fā)現(附件二)：我們測試的顆粒粒徑約在45～437μm之間，對應的Ti的含量17×10-6～56×10-6，整體上呈近似正相關性。為了對比不同溫度計的差異，我們對三種Ti溫度計進行投圖(圖9)，最終估算GBM的變形溫度在520～620℃之間，與滑移系及CPO估算的變形溫度相近。據前人獲得康定地區(qū)地溫梯度約～30℃/km(Zhangetal., 2017)，因此最終確定康定段花崗質糜棱巖高溫GBM變形深度為18～22km。

圖9 雅拉河斷裂帶糜棱巖(樣品YL-4、YL-6)溫度-壓力-Ti濃度-粒徑統計(據Thomas et al., 2010; Huang and Audétat, 2012; Zhang et al., 2020)

3.4 石英的古應力計計算結果

石英在變形過程差應力和新生石英粒徑具有負相關性，據此提出了石英重結晶顆粒尺寸壓力計(Luton and Sellars, 1969)。在過去十多年的研究當中，學者們通過EBSD實驗測量的重結晶粒徑來定量化計算古應力大小(Twiss, 1977; Stipp and Tullis, 2003; Stippetal., 2006; Shimizu, 2008; Holyoke and Kronenberg, 2010; Crossetal., 2017)。但是該壓力計僅適用于位錯蠕變導致的細?；氖㈩w粒的差應力計算，即穩(wěn)態(tài)變形過程中的動態(tài)重結晶顆粒的計算(Crossetal., 2017)。本文采用的計算的公式為(Crossetal., 2017)(公式4)：

D=104.22±0.51·σ-1.59±0.26

(4)

石英的粒徑為EBSD數據處理后得到的粒徑，本文分別統計了選區(qū)內的最大粒徑、 最小粒徑和峰值粒徑， 其中峰值粒徑計算的差應力為中心值，最大最小粒徑為誤差(圖7)。值得注意的是，當粒徑<10μm時，細密顆粒常發(fā)生顆粒邊界滑移(Rutter, 1995)，這一作用可能導致計算的古應力誤差較大。數據顯示石英大顆粒區(qū)域(GBM)的石英顆粒粒徑的峰值在15.84～22.39μm的范圍內，對應的峰值差應力在63.82～79.34MPa之間，中顆粒區(qū)域(SGR)的石英顆粒粒徑的峰值在3.35～7.94μm的范圍內，對應的峰值差應力在88.40～169.69MPa之間，小顆粒區(qū)域(BLG)的石英顆粒粒徑的峰值在3.35～7.94μm的范圍內，對應的峰值差應力在122.51～210.80MPa(平均值為166.66MPa)之間。

3.5 地殼強度剖面及破裂莫爾圓

本文通過對糜棱巖EBSD精細掃描及數據處理，獲得了重結晶顆粒的粒徑、差應力大小(圖10)、變形溫度，最終得到不同應變區(qū)域重結晶石英顆粒的差應力及溫度條件(見附件三)。投圖結果顯示隨著新生石英顆粒粒徑的減小(差應力的增大)，其記錄的變形溫度也在相應的降低(圖10)。利用這些參數，應用石英流變學公式(公式5，表1為流變學參數)(Hirthetal., 2001) 定量化計算了康定雅拉河段糜棱巖的深部流變律特征、獲取該地區(qū)地殼強度剖面(圖11)，應力強度剖面可進一步用來計算區(qū)域的脆韌性轉化峰值應力、上地殼的彈性強度(Behr and Platt, 2011)以及下地殼的石英粘性流變學行為(Carteretal., 1976)。

表1 流變學參數

圖10 雅拉河斷裂帶糜棱巖(樣品YL-4、YL-5、YL-6)石英粒徑與剪切變形溫度曲線圖

圖11 雅拉河斷裂帶地殼應力與深度剖面

(5)

上地殼的巖石無先存破裂面時，其強度遵循庫侖(Coulomb)摩擦破裂準則，剪應力(τ)通過摩擦系數(μ)與有效正應力線性相關(公式6)(Sibson, 1983)，當有現存破裂面時遵循拜爾萊定律(ByerLee’s Law)(見公式7)，未變形花崗巖的摩擦系數為0.85(Byerlee, 1978)。上地殼的應力與深度的關系我們參考地質力學所實測剖面(任洋等, 2021)，由于地殼應力測量只有<2km的數值，因此本文對其測量值進行了線性外延，根據實測上地殼應力深度實際值SH=22H+4.47(SH上地殼地應力，單位MPa，H地殼深度，單位km)符合線性變化，由此得到康定雅拉河上地殼地應力曲線(圖11)。

τ=σ0+μσN

(6)

庫侖破裂摩擦準則。τ剪應力，σ0材料內聚強度，μ摩擦系數，σN有效正應力。

τ=tanφ·σN

(7)

拜爾萊定律。τ剪應力，φ滑動摩擦角，σN有效正應力。

下地殼的巖石為塑性變形，巖石強度受控于應變速率，溫度和石英晶粒大小，與變形機制有關(例如位錯蠕變、擴散蠕變)(Brace and Kohlstedt, 1980)。圖10采用10-15～10-12(s-1)應變速率進行投圖，詳見公式(5)。將石英集合體不同應變機制下，即不同變形深度及溫度的數據點投圖，最終構建康定雅拉河段糜棱巖地殼強度剖面(圖11)。經計算發(fā)現康定段糜棱巖應變速率范圍6.08×10-13～1.62×10-11s-1，平均為10-13s-1左右(圖11)且與不同上地殼滑動摩擦系數曲線交于不同深度及差應力處(表2)。通過差應力-變形溫度投圖發(fā)現(圖11)，我們獲得差應力并未達到拜爾萊提出的μ=0.85摩擦系數的破裂所需的差應力大小，這可能存在花崗巖的弱化。并且通過圖示可知康定段雅拉河斷裂帶應變速率約為10-13s-1，脆韌性轉化帶地殼強度約為145.45MPa，處于12.51km深度。

表2 地殼應變速率10-14～10-12s-1與地殼摩擦滑動系數μ=0.85、0.383直線相交于不同差應力及地殼深度

4 討論

經歷韌性到脆性持續(xù)變形的巖石，可以為我們提供真實的地殼應力剖面，從而幫助我們提供韌脆性轉換帶的差應力信息、理解巖石弱化機制及深部發(fā)震機制等(Behr and Platt, 2011)。本文選取鮮水河康定雅拉河段糜棱巖帶開展精細的巖石物理學研究，通過利用斷層的實測滑移速率對比流變學計算的應變率，來討論康定段糜棱巖巖石強度；進而通過破裂點的計算來約束斷層帶的脆性破裂行為，例如斷層的實際摩擦系數等，這些基本的參數對斷裂帶的發(fā)震機制研究具有重要的價值。

4.1 鮮水河康定雅拉河段的脆韌性轉換深度

鮮水河斷裂帶康定雅拉河段具有最高無震滑動速率10～19.8mm/yr(Baietal., 2018; Qiao and Zhou, 2021)。假設康定雅拉河段的活動斷層寬度為0.1～1km，那么可知其走滑的應變速率為5×10-13～6.3×10-13s-1?？刀ㄑ爬佣瓮ㄟ^InSAR數據和地貌與通過流變率計算獲得的應變速率基本在一個數量級上(10-13s-1)，這說明我們通過巖石記錄獲得的差應力及溫度關系在合理的范圍值內(圖11)，也即巖石薄片中觀察到應變機制可以代表鮮水河斷裂帶康定雅拉河段深部的應變機制。

根據康定段巖體地殼強度曲線可知康定段應變速率范圍為6.08×10-13～1.62×10-11s-1，與拜爾萊定律(μ=0.85)交于地下8.80～12.50km，206～266MPa，與實測地應力剖面(μ=0.383)交于地下11.11～14.25，129～161MPa(表2)。據此可以看出，巖體發(fā)生弱化，使得巖體強度降低，脆韌性轉化帶深度增大，最終確定康定段巖體脆韌性轉化帶深度為12.5±2.5km。與世界上其他類似方法計算獲得的數據相比較，指示的脆韌性轉化帶的剪切應力約為100～110MPa(地溫梯度為30～40℃/km時，μ=0.85)，所處深度約為8～12km(Behr and Platt, 2014)，這與本文獲得的康定雅拉河巖石強度理論值為206.06MPa，處于9.80km，剪應力115.15MPa可類比(計算過程見電子版附件五)。

此外通過流變律投點發(fā)現，實際數據值沒有像預期一樣沿著一條單一的應變速率曲線演化，而是橫跨了幾條應變速率曲線。有前人研究也曾發(fā)現在變質核雜巖中，脆韌性轉換帶附近巖石強度上升，溫度降低，應變開始更多地發(fā)生局部化，應變速率高，導致在越來越窄的區(qū)域聚集越來越多的應變，最終形成脆性斷層(Gessneretal., 2007)。我們推測鮮水河斷裂帶康定雅拉河段糜棱巖也發(fā)生了類似的冷卻過程，從深部低差應力高應變速率演變到淺部更大的差應力和更低的應變率，即巖石在剝蝕上升的過程中，可能由于地溫梯度的改變(Liuetal., 2017)，導致巖石的差應力和應變所處的溫度的比值發(fā)生改變，進而導致應變速率的改變。

4.2 鮮水河康定雅拉河段的弱化證據及機制

圖12 雅拉河斷裂帶破裂摩爾圓

4.3 鮮水河斷裂帶康定雅拉河段弱化對發(fā)震的啟示

對于康定段糜棱巖來說，深部巖體以位錯蠕變變形為主(圖4d, f)，糜棱巖的抬升過程中，由于溫度的降低，動態(tài)重結晶作用導致了大顆粒石英的細?；?，SPO逐漸增強，礦物呈拉長定向(圖4b, e)，偶見石英條帶，在石英顆粒最細小的區(qū)域，發(fā)育顯微破裂，這記錄了典型的應變局部化(劉俊來, 2017)。地殼層次上應變局部化，常常伴隨著巖石強度的降低、高的應變積累以及局部化應變速率的提高(Read, 1984)。由于細粒化作用為中地殼巖石重結晶作用的結果，是糜棱巖化過程中最為重要的特點，也是引起應變局部化和弱化的主要因素(Xia and Platt, 2018)。所以根據顯微構造記錄我們認為康定段糜棱巖因位錯蠕變引起的細?；饔?，最終導致的巖體弱化可能為康定段摩擦系數較低的主因。

據中國地震臺網測定，2014年11月22日16時55分的6.3級康定地震的震源深度為14.6km(USGS)，1972年4月8日康定5.2級地震震源深度為15km(見電子版附件四)，這兩次地震和我們計算的脆韌性變形轉換深度12.5±2.5km相吻合。由此推測康定雅拉河段糜棱巖位錯蠕變向脆性變形的過渡帶是該區(qū)域發(fā)震帶，由于較低的變形溫度，位錯蠕變導致的細粒化使得巖石強度降低，導致應變在糜棱巖的細粒化部位發(fā)生局部化，使得應力失穩(wěn)，無法聚集較大的差應力，康定雅拉河段可能不易發(fā)生Ms 7.0以上的強震。

5 結論

依據精細的糜棱巖薄片顯微構造觀察及巖石物理學計算，我們獲得了鮮水河斷裂帶康定雅拉河段的以下幾點結論：

(1)通過差應力-深度剖面，區(qū)域應變速率及通過流變學反推的應變速率量級均為10-13s-1，

(2)實測的地應力剖面線與10-13s-1應變速率交點于145.45MPa，12.51km，顯示雅拉河斷裂脆韌性轉化帶巖石強度約為145.45MPa，這符合石英古應力計估算的結果。

(3)巖體的臨界庫倫摩擦角為20.98°摩擦系數為0.383，與拜爾萊定律摩擦系數為0.85相比康定雅拉河段糜棱巖發(fā)生了明顯的弱化，導致高應力無法累積，這可能和位錯蠕變導致的細粒化有關。

(4)應變速率10-13s-1對應的脆韌性轉化帶深度約為12.5±2.5km，對比康定地區(qū)2014年地震平均深度(14.8km)發(fā)現理論計算得出的脆韌性轉換的深度和InSAR計算的閉鎖深度以及發(fā)震深度相吻合。

致謝感謝中國地質科學院地質所李海兵研究員、李超博士、吳瓊博士，中國地質大學(北京)韓寧博士、張巖巖碩士在野外和室內工作中給予的諸多幫助；衷心感謝西北大學董云鵬教授、北京大學張波副教授及本刊編輯對本文提出的寶貴建設性建議及意見，使本文質量得以提升。

Behr WM and Platt JP. 2011. A naturally constrained stress profile through the middle crust in an extensional terrane. Earth and Planetary Science Letters, 303(3-4): 181-192

Cross AJ, Prior DJ, Stipp M and Kidder S. 2017. The recrystallized grain size piezometer for quartz: An EBSD-based calibration. Geophysical Research Letters, 44(13): 6667-6674

圖1 YL-4-1顯微構造及YL-4-1 Ti濃度顆粒

2.YL-4-2、YL-4-3、YL-4-4實驗選區(qū)

圖2 YL-4-2、YL-4-3、YL-4-4顯微構造

3.YL-5實驗選區(qū)

圖3 YL-5顯微構造

4.YL-6實驗選區(qū)

圖4 YL-6實驗區(qū)域

附件二 Ti濃度及不同溫度計計算所得溫度

注：溫度1，2，3分別據Zhang et al. (2020)；Huang and Audétat (2012)；Thomas et al. (2010)溫度計

附件三 粒徑大小及溫壓環(huán)境數據

樣品號粒徑應力應力誤差溫度溫度誤差深度深度誤差(μm)(MPa)(℃)(km)應變速率YL-4-47.9122.581.2350.050.011.71.72.5×10-13YL-5-25.6152.2106.2350.050.011.71.76.1×10-13YL-6-44.0189.1109.8330.070.011.02.36.1×10-13YL-6-56.7136.638.0380.050.012.71.71.3×10-12YL-6-63.4210.8112.2350.050.011.71.72.2×10-12YL-5-113.388.431.1450.050.015.01.72.5×10-12YL-5-34.7169.759.8450.050.015.01.73.4×10-11YL-5-47.9122.985.8450.050.015.01.79.4×10-12YL-6-19.4109.976.6500.0100.016.73.32.6×10-11YL-6-24.7169.7112.4450.050.015.01.73.4×10-11YL-6-311.298.665.3430.050.014.31.72.1×10-12YL-5-313.388.442.4450.050.015.01.72.5×10-12YL-4-122.463.842.3580.0100.019.33.32.1×10-11YL-4-218.871.247.2550.050.018.31.71.6×10-11YL-4-315.879.360.0550.050.018.31.72.5×10-11

附件四 震源深度統計表

發(fā)震時刻經度(°)緯度(°)深度(km)震級(Ms)發(fā)震時刻經度(°)緯度(°)深度(km)震級(Ms)1973/2/7100.931.42051973/2/6100.731.3117.91972/9/29101.830.4185.71972/9/29101.730.5165.61972/9/27101.730.4155.61972/4/8101.929.5205.22014/11/25101.7530.2165.92014/11/22101.6830.29206.42011/4/10100.831.28105.42010/4/27101.4530.6852008/2/26102.0430.13224.92003/12/2101.2930.873252002/11/2599.8230.9304.82002/8/899.8330.84295.42001/2/23101.1429.552462001/2/14101.1529.43334.91989/6/9102.3829.34951989/3/1102.4931.51351989/1/18100.130.06315.21988/6/2101.4930.61951986/8/6100.8529.3115.51981/1/23101.1131.01126.91975/1/15101.829.5256.21974/6/1599.931.61351973/9/9100.131.6205.81973/2/7100.531.6206

附件五 計算公式及代碼

1.走滑型斷裂帶上地殼強度計算

Byerlee’s Law:τ=μ×σn

σ2=ρgh(1-λ)

σ1-σ3=2σ2sinφ

2.中上地殼流變律計算

logA(MPa-3·s-1)Qdis(J·mol-1)R(J·mol-1·K-1)ndisfH2O(MPa)mρ(kg/m3)-11.2±0.6135±158.314437MPa12700

Origin代碼：((-1.35*10^5/(ln((1/37)*(x^-4)*(10^-3.8))*8.314))-273.15)/25

3.破裂摩爾圓

Matlab代碼：

1%%繪制理論值應力摩爾圓

x0=177.552;

y0=0;

r=115.15;

theta=0:pi/50:2*pi;

x=x0+r*cos(theta);

y=y0+r*sin(theta);

axis square;

hold on

%%繪制Byerlee’s定律

x1=0:0.100:500;

y1=0.85*x1

plot(x1,y1)

%設置Y軸的數據顯示范圍

hold on;

2%設置實際值應力摩爾圓

x2=202.662;

y2=0;

r=72.725;

theta=0:pi/50:2*pi;

x=x2+r*cos(theta);

y=y2+r*sin(theta);

axis square;

hold on

%%繪制實測摩擦系數

x3=0:0.100:500;

y3=0.383*x1

plot(x3,y3)