Akito Tsutsumi Toshihiko Shimamoto
（Earthquake Research Institute,The University of Tokyo,1-1-l Yayoi,Bunkyo-ku,Tokyo 113,Japan）
摘要 我们进行了一系列闪长二长岩和花岗岩的高速度摩擦实验，高速度（到1.3m/s）、大位移（97～1433m）和低正应力（到1.5MPa），目的是为了测量沿模拟断层的温度上升和摩擦力。温度上升是用PR和CA热电偶以及辐射温度计测量的。沿模拟断层测量的平均温度在摩擦熔融时闪长二长岩约为1070～1190C、花岗岩约为1130～1145℃，恰好高于黑云母的分解温度（650C）。这一温度与在实验产生的假玄武玻璃中几乎完全没有黑云母碎屑相一致。因此摩擦熔融是一个选择熔融作用。闪长二长岩样品的测量温度与用有限元方法计算的温度分布一致。
摩擦的初始强度峰值随增加实验的初始位移而在摩擦中逐渐被延迟。但是，当断层被加热时摩擦开始增加，经历一个宽缓的峰值并且最终达到稳态。模拟断层到达稳态温度分布的时刻与断层面力学上达到稳态的时刻一致。可见的摩擦熔融在靠近摩擦第二个峰值时开始发生，因此恰好在稳态温度分布达到之前发生。
关键词 岩石摩擦 假玄武玻璃 摩擦熔融 摩擦生热
1 引言
沿着剥露断层出现的假玄武玻璃揭示地震断层运动产生丰富的热量足以导致摩擦熔融（例如文献[20]）。Tsutsumi和Shimamoto[24]最近证实摩擦生热和摩擦熔融明显改变模拟断层的摩擦性质，如Mckenzie和Brune[11]所述。岩石的力学性质对温度相当灵敏，以致于沿断层的温度值的计算基本能确定断层在高速度时的基本性质，而且可以了解基底的力学作用。
有些科学家在实验室测量了稳滑和粘滑模式滑动沿模拟断层的温度上升[8,22,26,27]。粘滑事件中滑动速率为每秒几十厘米，即发震速率[6,16]。但是，粘滑中的位移不足以产生沿模拟断层的大量摩擦熔融。我们这里叙述的结果来自我们沿模拟断层的温度测量值，模拟断层具有高速率和大位移，有利于摩擦熔融。
2 仪器和实验方法
全部实验利用我们学院的旋转－剪切、高速摩擦试验机[18]，对于直径25mm、无约束位移且带有空气驱动的传动装置轴向力为10kN的圆柱形样品（对于此样品正应力达到20MPa），它可以产生1.3m/s的滑动速率。实验中样品整齐地切成两段，一边保持固定不动，而另一边被具有最大转速1500r/min的7.5kW伺服电动机直接旋转。圆柱形样品，其滑动速率在中心是零且在圆周为最大。我们引入“等效滑动速率”。ve，定义如下：若断层上摩擦系数恒定，则ve乘以断层面的面积S就正比于摩擦功率[18]*。
用于实验的岩石样品是很好的粒状闪长二长岩（未知来源）和很好的粒状Inada花岗岩，它来源于东京东北的筑波。所有样品是等粒的且不具有面状结构。闪长二长岩由钾长石、斜长石、辉石、黑云母和磁铁矿组成，且平均粒径约0.3mm。Inada花岗岩由石英、钾长石、角闪石、白云母和黑云母组成，且平均粒径约1.5mm。即，模拟断层，固体圆柱形样品的端部表面是由100#格网硅－碳化物砂轮磨制的。
样品的非轴向强度以高于两个数量级的幅度降低是由于热破裂与摩擦熔融有关[12]。实验因此是以低正应力（σn）1.5MPa、总位移大于97m而进行。为了模拟地震断层运动，位移可以出现与事实很大的不符。但是，根据摩擦功相似原理，若摩擦系数相同，σn=1.5MPa、100m位移相当于σn=150MPa、1m位移。因此为了模拟深部的断层运动，我们的实验不必与实际相符。
热电偶（CA和PR）和辐射温度计（MINOLTA,TR-630A）用于测量温度。PR热电偶和CA热电偶的直径分别为0.25mm和0.1mm，被安放在1到4号孔中，孔是以到固定一边的样品长轴为40°～60°的角度钻得的（图1）。对于PR热电偶和CA热电偶，孔的直径分别为1.5mm和1mm。热电偶被埋放在含有氧化铝粉末的孔中并且被出口处具有热阻抗胶结物所胶结。由于断层泥和/或摩擦熔融被挤出模拟断层，样品的长度随位移增加而减少。因此，热电偶和滑动面之间的距离在实验运动中减少，并且当它遇到滑动面后热电偶很快失效。热电偶失效之前的瞬间，热电偶可以接触并探测熔融生成物的温度。靠近滑动面的热电偶被放置在离滑动面0.5到2mm位置，以便热电偶在几分钟内遇到滑动面。因为滑动面上滑动速率从中心向外增加，热生产率是在圆周部分达到最大值。另一方面，热是从样品的表面损失的，所以料想最高温度在圆周和中心之间的地方。因此热电偶被放置在离圆周约2～5mm的地方。这一位置靠近最大温度值的位置，刚好后来被数值模拟证实。
图1 摩擦熔融实验样品部件草图
辐射温度计是通过测量表面发射的辐射能来测量物体表面温度的仪器。在此研究中用的温度计可以测量表面的平均温度，面积小到0.4mm2、距离为0.2m、温度范围为550～3000℃。表1总结了实验条件和实验结果。
表1 摩擦熔融实验结果一览表
注：＊实验进行中热电偶未达到滑动面；di为闪长岩；gr为Inada花岗岩；PR为PR热电偶ICA为CA热电偶；Rd-Therm为辐射温度计；σ为正应力；滑动速率是等效的速率ve；总位移指的是圆柱形样品外边缘上的位移。
3 实验结果
对于闪长二长岩温度测量以热电偶或辐射温度计进行，而花岗岩只用了辐射温度计，因为含有石英的岩石的热破裂非常严重致使用热电偶相当困难（表1）。同时运用4个CA热电偶和辐射温度计对闪长二长岩进行温度测量的典型结果示于图2b中，图中温度是用摄氏度表示，与过去的时间相对照。为了比较，实验进行中摩擦系数和样品的轴向缩短也被示于同一图中。
初始强度峰值（图2a中a）随着实验开始时增加位移而在摩擦中被逐渐延迟。但是，当断层被加热时摩擦开始增加（图2a中b到c），经历一个宽缓的峰值并且最终达到稳态（图2a中接近e）。可见摩擦熔融在靠近摩擦第二个峰值时开始发生（图2a中c）。当达到稳态摩擦时缩短速率接近常数（图2a）。
在约28s时可见摩擦熔融开始发生之后（图2a），滑动面和热电偶之间的距离减少。通过离滑动面最近的热电偶（CA-1）测量的温度初始快速增加，然后逐渐增加（图2b）。CA-1热电偶遇到滑动面并且在约59s过后失效（总的圆周位移＝91.7m）。用此热电偶测量的最大记录温度是1090℃。在此实验进行中其他热电偶未遇到滑动面。用辐射温度计测量的温度初始快速增加，然后在约43s过去后温度接近常数约1150℃（图2b，总的圆周位移＝66.8m）。用辐射温度计测量的温度有很大变化是由于滑动面的解体，因为温度计被握在我们手中。用辐射温度计测量的最高温度是1190℃。因此，用辐射温度计测量的温度值恰好与用热电偶测量的温度值一致（表1）。
图2
a—摩擦系数（μ）与时间，以及轴向缩短与二长闪长岩（HFR135）高速摩擦实验的时间记录图；b—4个CA热电偶和辐射温度计测量的温度上升与a中显示的实验时间图。热电偶CA-1、CA-2、CA-3和CA-4的初始距离分别是0.4mm、5.3mm、6.8mm和9.4mm，“fm”表示摩擦熔融开始的时刻
图3 辐射温度计测量的滑动面平均温度与Inada花岗岩（HFR076）的实验时间图
测量温度的大变化是由于滑动面上的温度计的离焦，因为实验中我们用手握着温度计
4 讨论和结论
最近假玄武玻璃成分的化学和岩相学研究表明，含水的铁镁矿物的部分熔融对于形成假玄武玻璃产物的成分是可信的[1,7,9,21]。在此上下文中，经典的假说认为假玄武玻璃熔融是通过围岩的部分熔融均衡和全部熔融均衡形成的，这一假说对于摩擦熔融作用似乎不合理。假玄武玻璃形成中温度上升的估算是以假设矿物的熔融是由熔融均衡控制为基础的，因此估算是无效的。
摩擦熔融中测量的模拟断层上的温度是：闪长二长岩达1070～1190℃，花岗岩达1130～1145℃（表1）。这些结果与玻璃基质中近乎完全缺乏黑云母一致，因为此温度刚好高于大气压力下黑云母的分解温度（650℃，文献[3]）。闪长二长岩的玻璃基质中斜长石和单斜辉石是次棱角状到圆形（图2b,Tsutsumi和Shimamoto[24]），同时表明熔融中矿物的溶解。由于闪长二长岩（中长石和普通辉石）中含有的斜长石和单斜辉石的熔融温度在大气压力下分别约1200℃和1280℃[14]。熔融中实际温度至少局部超过1280℃。此外，花岗岩玻璃质基质成分表明干石英熔融[17]并且此温度必须局部甚至超过石英的熔融温度（1713℃）。熔融温度为1590℃的磁铁矿碎屑大部分是棱角状的，所以大部分熔融的温度必须在此熔融温度之下。这些结果表明：①断层带内非均质温度分布；②选择熔融作用。这一点也不惊奇，因为现在我们认识到摩擦熔融是快速、非均衡作用[例如，17]。
我们在样品中引入温度分布的数值分析的目的是为了检测是否可以以分析来预示观测温度（图4）。依照Shimoseki和Fujinuma发表的有限元法计算机程序按线性轴向对称问题进行计算[19]。假设全部摩擦功是以热消耗并且来自样品圆柱体表面的冷却遵循牛顿冷却定律[2]。热损失是由于滑动面摩擦熔融不断减少，在计算中也考虑到这一点。例如，计算中：μ（摩擦系数）＝0.48（图2a中稳态摩擦）；k（热导率）＝2.9288W/（m·℃）（样品）和50.208W/（m·℃）（样品支架[3]）；R（转速）＝20r/s；σn（正应力）＝1.5MPa;h（标本－空气的表面热传导系数）＝83.68W/（m2·℃）。
图4
a—在闪长二长岩（HFR135）摩擦熔融的实验条件下计算的样品稳态温度分布。这里只说明了一半样品和样品支架。温度是用有限元方法以轴对称问题进行计算的。等温线的间隔是100℃。b—在这一研究中计算中所用的网有494个节点和890个单元。c—样品b的放大图
图2中测量的温度绘于图5，图5以热电偶离断层面的距离为横轴，计算的稳态温度为纵轴。为了估算实验进行中热电偶距滑动面的距离，我们进行如下假设：样品的每一半是以样品的每一半的最终缩短率来损失。例如，图2中实验的终端，样品固定一边的最终缩短是整个缩短的60%。所以在进行每个热电偶深度降低的计算时，我们假设样品固定一边是以此速率损失的。虽然分析中有些位置的温度被过高估计，计算的稳态温度分布与81s时间过去后样品的温度分布一致（图5）。图5中显示的结果表明，在81s时间过去后断层面达到稳态温度分布。模拟断层达到稳态温度分布的时刻与断层面力学上达到稳态的时刻一致（图5）。
可见的摩擦熔融在靠近摩擦第二个峰值时开始发生，恰好在稳态温度分布达到之前发生。我们的温度计算是以恒定的摩擦系数为基础，并且实验进行中变化的摩擦在分析中没有被体现。沿断层的摩擦、摩擦生热和温度之间存在复杂的相互作用，并且目前的工作首先被当作高速的非线性相互作用。
图5 由4个CA热电偶（图2中的实验）测量的温度与距滑动面的距离图实线为图4a中计算的稳态温度分布
尽管仍然有一些是推测的，我们认为摩擦力增大早于（或块状）摩擦熔融的出现（图2a中b到c），这是因为由局部熔融和后成固化所产生的表面鼓泡压固的原因。由于摩擦生热，表面鼓泡在接触中联合生长加快，这可能是摩擦随位移增加而增加的另一个起作用的因素。但是，我们不认为这是一个主要原因，因为这样大的摩擦峰值当摩擦熔融未发生时，在滑动速率分步变化中从未被观察到。当超过摩擦峰值之后，摩擦向稳态摩擦不断降低（图2a中c到e）。随位移增加摩擦降低显然是因为沿断层熔融增加的原因。高速断层的这一普遍特性对于地震的初始作用具有很大的关联性[25]。摩擦阻力的明显增加（图2a中b到c）必须对断层滑动进一步加速起屏障作用。但是，一旦这个屏障被克服，断层突然失去其摩擦阻力导致断层戏剧性失稳。增加摩擦熔融引起的摩擦丧失，结合快速的滑动速率下稳态摩擦的存在，表明可以得出由摩擦熔融作用产生的临界滑动弱化距离（Dc）。断层面的粗糙度和断层泥厚度被认为是Dc的主要控制参数[4,5,10,13,15]。摩擦熔融显然是影响Dc的另一个因素，Dc是控制断层运动稳定性的一个非常重要参数。
（郝重涛译，叶洪校）
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