花岗质岩石由多相矿物组成，各矿物在不同温压条件下显示出不同的强度和变形机制^[1-3].-些研究者运用各单相矿物集合体的流变规律和变形行为拟合了两相矿物集合体流变的经验模型，这些方法一般假设多相矿物集合体强度与单相矿物的强度是相同的，另外还假设随着应变的增加没有形成组构，这与天然变形花岗岩的微观结构不一致，说明这些假设并不能满足定量确定复杂组分和特殊流变性的花岗岩流变学的需要.前人对花岗岩^{[1-2, 4-9]}和细晶岩(由长石和石英构成的花岗质岩石)^[10]进行的流变学实验丰富了岩石流变学数据，但因其变形受多种因素(流体、岩石成分、样品粒度)的影响，尤其是组构对岩石流变的影响没有充分考虑，因此实验数据的重复性较差，需要大量的实验获取更为精细的花岗岩流变学实验数据^[11].

在这些由多矿物组成的花岗岩流变实验中，都采用均匀细粒的天然样品，对于具有层状组构或各向异性的多矿物岩石流变学研究非常少，虽然也有少量实验已经涉及到了组构对流变的影响^[12-13]，但这些实验结果还很不充分.早期有关各向异性的云母片岩和片麻岩变形实验研究表明，岩石强度受岩石面理与压缩方向之间的角度控制^[12-21].压缩方向与岩石面理呈45°方向的样品强度比压缩方向平行或垂直岩石面理方向的岩石强度要弱1.5~4倍^{[12-13, 22]}.云母片岩样品变形实验结果显示，压缩方向平行面理和垂直面理样品的岩石强度是基本一致的^{[13, 22]}，但片麻岩样品变形实验表明，压缩方向垂直面理的样品，其强度最高^[12]. Ji等^[23]通过对合成石英-钙长石均匀混合体和层状组构岩石的流变实验，比较了组构对岩石强度的影响，结果表明层状组构的样品要比均匀混合样品和单相矿物的强度大，同时还发现岩石强度同矿物层的直径和厚度的比值(横纵比D/h)有关，层状结构中的D/h值大的岩石强度要比D/h值小的岩石强度高.近期也有少量实验研究涉及到了组构对变形的影响，如刘贵等^[24-25]初步开展了组构对糜棱岩流变影响的实验，结果显示，压缩方向平行于糜棱岩面理的实验样品强度比垂直于面理的样品强度低.Keulen等^[26]研究了实验条件和天然变形的花岗岩及层状片麻岩矿物粒度的分布.Druiventak等^[27]的实验比较了垂直面理和平行面理组构的天然变形的撖榄岩的岩石强度，结果表明了这2个方向的岩石强度变化不显著. Matej等^[28]有关花岗质断层泥的半脆性变形实验和Rabmowtz等^[29]开展的沿糜棱岩面理45°方向的变形实验，都强调了初始组构对变形的影响.上述实验结果显示，组构对岩石强度和变形方式都有影响，但不同实验结果显示，组构的影响比较复杂，特别是对于垂直面理和平行面理组构的层状岩石的流变参数和变形行为仍然不很清楚.于2012年8月16日-19日在哈佛大学举办的“实验岩石变形一科学与技术需求”高级研讨会上，明确提出来要开展先存组构和各向异性岩石的流变实验.

与流变实验普遍采用的均匀样品比，层状结构和各向异性是地壳岩石的普遍特征，尤其经历变质变形的岩石，具有强烈的非均匀组构，这种组构对地壳拆离断层形成具有控制作用.如刘俊来等^[30]通过对晚中生代华北克拉通岩石圈减薄期间地壳的伸展、拆离与减薄在不同地区的宏观、微观构造及地壳流变学等方面的研究，提出了区域性的伸展作用是岩石圈减薄的主要动力学因素，而地壳拆离是深部岩石圈减薄在中浅部地壳的一种重要响应，深部岩石的组构与流变特性对地壳拆离作用具有制约作用.因此深人开展组构对岩石流变影响的实验研究是认识地壳真实流变必要的手段之一.

为了进一步研究先存组构对岩石变形的影响，本文选择了华北克拉通北部辽东拆离断层中具有明显片麻理组构的花岗片麻岩，开展高温高压流变实验，在获得流变参数的基础上，重点分析面理组构对岩石流变的影响.

实验样品采自华北克拉通北部辽东拆离断层中的花岗片麻岩，块状结构，片麻状构造，其中，面理主要由线状排列的细长鳞片状黑云母和与此平行的石英集合体条带构成(图 1(a,b)).在面理内部，石英集合体颗粒压扁拉长形成条带状分布，石英粒度为150~400 μm，轴比在1.2~1.5之间，颗粒边界呈不规则的锯齿状和港湾状(图 1c)，普遍具有波状消光，大颗粒石英之间有细粒石英，粒度15~56 μm.这些结构为典型的亚颗粒化和动态重结晶结构.黑云母拉长呈细长片状出现在石英和长石之间.在面理之外的区域，矿物相对变形较弱，颗粒边界规则，呈圆弧状或平直状(图 1d).其中石英粒度为100~250 μm, 呈等轴状，轴比在1~1. 2之间，局部具有波状消光; 长石短柱状，粒度为210~510 μm，局部出现脆性微破裂，部分长石具有机械双晶(图 1d).

图 1

Fig. 1

图 1 花岗片麻岩原岩的微观结构，红色箭头为钻取方向(Bi-黑云母，Q-石英，P1-斜长石，Kf-钾长石，Ch-绿泥石) (a)-(b)细粒石英集合体条带及定向分布的鳞片状黑云母构成面理(S0)，左图为单偏光，右图为同一位置的正交偏光.右下角的照片是岩石样品的宏观特征，红线代表面理(S0)，根据面理方向(S0)和实验的压缩方向(红色箭头)，加工垂直面理和平行面理的实验样品；(c)面理内石英出现锯齿状和港湾状，局部含有细粒石英(正交偏光)；(d)面理外石英、长石变形相对较弱，颗粒边界规则，呈圆弧状或平直状，长石局部微破裂和机械双晶；(e)-(f)扫描电镜下确定的各矿物相，其中黑云母条带中镶嵌有绿泥石. Fig. 1 Microstructures of the starting granitic gneiss, the red arrows show drilling direction of the cylinder samples (Bi-biotite, Pf-plagioclase, Kf-feldspar, Ch-chlorite) (a)-(b) Fine-grained quartz bands and dark minerals constituted the foliation (S0), the small images at the right corner of photos are the macro-image of starting samples, the red lines display the foliation (S0). The experimental samples were prepared with compression direction perpendicular (PER) to the foliation and parallel (PAR) to the foliation (Single polarizers in left image and crossed polarizers in right image); (c) The zoomed image inside of foliation, quartz boundaries are jagged and serrated, very fine-grained quartz were found (crossed polarizers); (d) The zoomed image outside of foliation, micro-cracks and mechanical twins were found in feldspar, (e)-(f) The mineral phases dlentified under SEM in starting samples, chlorite and hornblende inlaid in biotite bands.

通过偏光显微镜、扫描电镜分析(SEM)和能谱成分分析，确定主要矿物有斜长石(26%~29%)、钾长石(17%~21%)、石英(37%~40%)、黑云母(8%~10%).其中黑云母条带中伴有细粒绿泥石(3~10 μm)、角闪石(15~40 μm))图 1(e,f))和微量磁铁矿条带(图 1(e,f)).岩石的全岩化学成分为：SiO₂ (68. 2%)，TiO₂ (0.3%)，AI₂O₃ (15.2%)，Fe₂O₃ (2.7%)，MnO (0.05%)，MgO (0.6%)，CaO (2.6%)，Na₂O (3.87%)，K₂O (3.52%)，P₂O₅ (0.15%).

为了研究组构对花岗岩流变的影响，把实验样品分为两组，即分别在天然花岗片麻岩样品上沿平行和垂直面理的方向钻取圆柱状样品(图 1(a,b))，作为压缩方向平行面理组构(简称平行面理)和垂直面理组构(简称垂直面理)的实验样品.圆柱状样品抛光磨圆到直径3 mm、高度6 mm.样品在装样前放人烘箱内在15℃下干燥48h，以脱去样品吸附的自由水.烘干后的样品放人干燥瓶备用，装样前用镍箔包裹密封样品.

对实验样品原岩花岗片麻岩进行的电子背散射(EBSD)分析显示，石英颗粒的半球投影极图上(图 2)，垂直面理样品的石英组构〈c〉轴极密区近似位于Z轴附近，主要的滑移系为底面〈a〉滑移，对应的形成温度为300~400℃.而平行面理样品的石英组构〈c〉轴极密区也近似位于Z轴附近，与垂直面理的样品基本一致，都属于低绿片岩相^[31-33].

图 2

Fig. 2

图 2 花岗片麻岩原岩EBSD分析-石英〈c〉轴组构极图，N-测量点数，Min-最小密度 Fig. 2 EBSD analysis (c-axes fabric) of the starting granite gneiss, N-measuring points, Min-minimum density, Max-maximum density

实验在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室自主研制改进的Grggs型3GPa熔融盐固体介质三轴高温高压实验系统上进行.实验压力容器装样如图所示(图 3).在设备投人使用前对压力容器进行了温度和围压标定^[34-35]，在每次实验开始前对系统的轴压摩擦力进行标定^[36].从实验记录的样品不同部位的温度值，本实验仪器给出的温石变形实验中^[27]，样品装样方式与本实验基本相度精度高于国际同类设备，如在新发表的低温橄榄同，但给出的样品温度差远大于本实验结果.

图 3

Fig. 3

图 3 实验的装样结构图 Fig. 3 Sample assembly in the pressure vessel

实验围压800~1200 MPa，温度为600~840 ℃，应变速率1×10^-4s^-1，1×10^-5s^-1和2.5×10^-6s^-1.

实验采用等应变速率控制加载.为了求得应力指数，在固定围压、温度条件下进行多个等应变速率台阶.实验首先以应变速率10^-4s^-1加载，在达到稳态流变后，改变应变速率到10 ^-5s^-1，再次达到稳态后，降低应变速率到为2.5×10^-6s^-，继续进行实验.大部分实验进行了3个应变速率台阶流变实验.为了取得激活能，部分实验在3个应变速率台阶的基础上提高温度，然后继续分别以10^-5s^-1，10^-4s^-1应变速率完成2个台阶的流变实验.实验条件和力学数据列于表 1.

表 1(Table 1)

表 1 实验条件与流变参数 Table 1 Experimental conditions and rheological parameters

表 1 实验条件与流变参数 Table 1 Experimental conditions and rheological parameters

实验的应力与应变速率关系采用稳态流变方程(1)表达：

(1)

其中，为应变速率(s^-1)，A为物质常数(MPa^-n · s^-1)，n为应力指数，σ为差应力，Q为激活能(kJ · mol^-1) R为气体常数，T为绝对温度.

为了得到样品变形真实的应力-应变曲线，对实验记录到的原始应力-应变曲线都经过了轴压摩擦力校正和面积校正.其中，在轴压摩擦力校正中，通过轴压活塞前进和后退来确定轴压杆和样品的压力接触点、轴压静摩擦力、轴压动摩擦力随位移变化的斜率.从压力接触点开始，根据轴压动摩擦力随位移变化的斜率，扣除动摩擦力，得到的曲线为样品变形的真实应力-应变曲线.在此基础上，对样品发生塑性变形引起的与轴压杆接触面积增加部分进行了校正.经过校正，最后得到的样品真实的应力-应变曲线如图 4所示.

图 4

Fig. 4

图 4 不同组构方向花岗片麻岩流变实验的应力-应变曲线(a)压缩方向垂直于面理; (b)压缩方向平行于面理. Fig. 4 The stress-strain curves of deformed granitic gneiss with two kinds of different fabrics (a) Compression direction perpendicular to foliation; (b) Compression direction parallel to foliation.

在相同围压和温度条件下，随着应变速率减小，样品强度随之降低.在围压800 MPa时，样品在600~700 ℃时强度比较高，随着温度升高到800 ℃，强度明显降低.这与样品的变形机制转化有关，在600~700 ℃时实验样品表现为半脆性破裂; 在800~840 ℃时为塑性变形(参见后面的微观结构研究).

样品强度随温度和应变速率出现规律性变化, 随温度增加或应变速率减小，样品强度降低(图 5a).实验围压对样品强度的影响不显著，在800 ℃时实验围压从800 MPa增加到1000 MPa时，两组样品的强度变化不大，而从1000 MPa增加到1200 MPa，同时温度从800 ℃增加到840 ℃时，两组样品的强度略有降低(图 5b)，显示在塑性变形域，温度的影响比围压的影响更显著.

图 5

Fig. 5

图 5 在实验应变速率条件下样品强度与温度的关系(a)以及强度与围压的关系(b) Fig. 5 (a) Differential stress of deformed samples versus temperature; (b) Differential stress of deformed samples versus confining pressure

根据方程(1)，在双对数坐标中，样品的差应力和应变速率具有线性关系，拟合出的直线斜率是应力指数(图 6a).图 6a显示，垂直面理和平行面理的样品应力指数基本相同.图 6b给出应力指数随温度变化关系.温度在600~700 ℃之间，两组花岗片麻岩的应力指数平均值6~7左右，表明在低温阶段为半脆性流动；而在800~84℃，应力指数平均值为2, 其中，垂直面理的样品变化范围在1.2~2.8, 平行面理的样品变化范围在1.8~2.2, 这表明样品在800~840 ℃以位错蠕变为主.

图 6

Fig. 6

图 6 花岗片麻岩的应力-应变速率关系(a)和温度-应力指数的关系(b) Fig. 6 (a) Stress versuss rain rate of deformed granite gneiss samplesin log-logs cale; (b) Stress exponent versus temperature

根据应力指数在800~840 ℃时的平均值n=2, 求取激活能.垂直面理2个样品(S55和S100)拟合得到的激活能为Q=380.0 kJ/mol，而平行面理的3个样品(S59，S93和S101)拟合的激活能为Q=246.4 kJ/mol.

根据应力指数n和激活能Q，求出物质常数A的值.其中垂直面理和平行面理的值分别为A=8.62 × 10⁸ MPa^-n · s^-1和8. 75 × 10⁸ MPa^-n · s^-1;

在800~840 ℃时

其中，为应变速率，R为气体常数，T为温度.

从实验的力学数据上来看，组构对脆塑性转化没有影响，垂直面理和平行面理的样品在600~700 ℃时处于半脆性变形域，而在800 ℃以上，岩石进人了塑性变形域.

在相同的应变速率和温度条件下，垂直面理的样品强度明显比平行面理的样品强度要高，但两个方向的样品得出的应力指数基本相同，而强度较高的垂直面理样品，其激活能比平行面理样品大.显然，样品组构对岩石半脆性-塑性变形的力学强度和激活能有显著影响，但对变形机制影响不大，即组构只能影响岩石变形难易程度，不影响岩石变形机制.

把实验变形样品沿压缩方向切开，磨制成薄片，在偏光显微镜和扫描电镜下分析样品的微观构造.根据实验样品变形程度，样品分为弱变形区和应变集中区，其中弱变形区出现在样品上下端部，应变集中区出现在样品中部与样品两侧，与高温高压实验中普遍出现的应变分区^[37]相同.在实验变形样品中，普遍存在卸载阶段出现的拉张破裂，这在固体介质压力容器实验中不可避免，在其它实验结果中也普遍存在^{[27, 38-39]}.

在600 ℃(S49)条件下，弱变形区保持了样品原有的面理结构，而在应变集中区原有面理被破坏，取而代之的是新形成的石英变形条带与原有面理斜交，变形条带由石英细粒集合体组成(图 7a).变形条带局部出现与压缩方向近垂直的“水平”台阶，表明变形带局部继承了原有面理.700 ℃(S50)条件下，发育有明显的X型剪切破裂(图 7b)，为典型的脆性破裂特征.破裂带把原有的石英条带构成的面理破坏，在破裂面附近出现石英细粒集合体条带，与破裂面方向平行(图 7b)条带状黑云母沿破裂面分布，出现部分脱水现象；长石发育有晶内微破裂.这些特征表明，样品宏观上出现脆性破裂，但石英和黑云母发生了塑性变形，而长石以脆性破裂为主.显然，样品在600~700 ℃条件下为半脆性变形，这与应力指数比较高是吻合的.

图 7

Fig. 7

图 7 垂直面理组构样品的微观结构, 白色箭头代表最大主应力方向, (Bi-黑云母, Q-石英, Pl-斜长石, Kf-钾长石, Ch-绿泥石). (a)红色线条内的区域为石英的细粒集合体(正交偏光)白色线代表原有的面理(S0) (b)红色线条内的区域为沿破裂带形成的石英细粒集合体，黑云母部分脱水，右上角小图为实验样品完整图，红线为剪切破裂带(正交偏光)；(c)黑云母的扭折(扫描电镜)；(d)黑云母条带中的角闪石团块和绿泥石条带(图c中白色方框的局部放大部分); (e)受长石颗粒阻挡，黑云母沿长石边缘弯曲拉长，局部黑云母脱水(单偏光脱水的黑云母条带出现暗化边，石英的细颗粒集合体与压缩方向斜交(正交偏光)；(g)钾长石和斜长石破裂，黑云母扭折(扫描电镜)；(h)黑云母条带中的角闪石和绿泥石，以及熔体边(扫描电镜)；(i)微粒角闪石和绿泥石，石英边缘的初熔体(图h中白色方框的局部放大部分，扫描电镜).在扫描电镜图像中出现的大裂缝是实验结束后卸载时产生的拉张裂缝. Fig. 7 Microstructures of deformed granitic gneiss with the compression direction perpendicular to foliation (PER) The white arrows show compression direction (Bi-biotite, Pf-plagioclase, Kf-feldspar, Ch-chlorite). (a) Area within the red lines are fine-grained aggregates of quartz (crossed polarizers), thewhite line referred to the foliation (S0); (b) The area within the red lines are fine-grained aggregates of quartz along the fractures. Biotite is partially dehydrated. The small image at right upper corner of photo is the whole deformed experimental samples. The red lines show the shear fracture zone; (c) Kink of biotite (SEM); (d) The clumps of hornblende and chlorite aggregates in biotite bands (fig. (d) is the magnified area of the white square in fig. (c)); (e) Biotite curved and elongated along plagioclase. Some biotite dehydratedCSingle polarizers); (f) Dark rims appeared at dehydrated biotite bands. Fine-grained aggregates of quartz oblique to the compression direction (crossed polarizers); (g) Micro-fractures occurred in both plagioclase and feldspar. Kink is observed in biotite (SEM); (h) Hornblende and chlorite in biotite bands, mett in rims of biotite bands (SEM); (i) Article hornblende and chlorite, the initial mett m the edge of quartz (fig.(i) is the magnified area in the white square in fig. (h)). The large cracks appeared in the SEM are tensile cracks during unloading the samples.

在800 ℃(S55)条件下，扫描电镜显示，黑云母、角闪石和绿泥石带状分布，中间镶嵌有细粒石英集合体，大颗粒长石和石英中产生了破裂(图 7c)，有些破裂穿过暗色矿物条带(黑云母、角闪石和绿泥石集合体).黑云母在应力的作用下发生塑性变形，形成扭折带(图 7c); 石英变形形成新的条带，把原有的组构破坏；角闪石呈团块状，团块大小约2~14 μm (图 7d).在暗色矿物条带中镶嵌的石英边缘出现初熔现象，熔体呈亮白色环带分布于石英颗粒的周围(图 7d)，能谱分析显示熔体成分接近角闪石，这表明角闪石发生了脱水熔融.这些变形特征显示样品在800 ℃条件下处于脆塑性转化域，黑云母和石英以位错滑移为主，斜长石和钾长石及部分大颗粒石英以脆性变形为主，局部出现角闪石脱水熔融.

在840 ℃(S100)条件下，变形样品外形完整，没有明显的破裂面，长石中局部存在晶内微裂隙(图 7(e, f, g)).样品中原有的暗色矿物条带在实验变形中出现扭折(图 7g)，部分黑云母脱水形成暗化条带，这些变形条带和脱水条带与最大主应力方向斜交，置换了原有面理，形成了新的条带状组构(图 7(e,f) ).局部受长石颗粒阻挡，新形成的暗色条带沿长石颗粒边界弯曲，围绕长石拉长(图 7(e, f)).通过在扫描电镜下详细分析发现，暗色矿物条带内含有条带状黑云母、粒状角闪石和条带状绿泥石，三者镶嵌分布构成条带(图 7(h, i)).在暗色矿物变形条带中，镶嵌有石英细粒集合体，石英出现亚颗粒化(图 7(f,i)).在石英边缘出现初熔现象(图 7i)，能谱分析这些熔体成分接近角闪石钾长石和斜长石变形普遍较为微弱(图 7(g，h)).这些变形特征表明，样品以石英、黑云母、绿泥石的塑性变形为主，角闪石发生了脱水熔融现象，而长石以脆性破裂为主.

因此，垂直面理的样品，在变形过程中把原有的面理破坏，形成了新的变形条带.其中，600~700 ℃，半脆性破裂带与压缩方向斜交，但局部破裂继承了原有的破裂.800~840 ℃条件下，塑性变形主要集中在石英细粒条带与暗色矿物条带(黑云母、角闪石和绿泥石集合体)内，形成了新的剪切带并与原有的面理大角度斜交.

与垂直面理的实验样品相比，平行面理的实验样品在微观结构方面存在明显的不同：在600 ℃ (S41)和700 ℃(S43)条件下，变形样品没有出现高角度X型剪切带，而是以单斜的高角度破裂为主.在600 ℃(S41)时，样品在实验后产生了沿原有面理滑动的脆性滑动面(图 8a)，沿滑动面石英产生定向分布的石英细粒集合体; 在700 ℃(S43)时，样品没有出现明显的破裂，出现与压缩方向小角度相交的细粒石英条带，石英波状消光显著(图 8b).石英条带终止于长石颗粒，在长石内形成脆性破裂(图 8b).显然样品在600~700 ℃条件下以半脆性变形为主.

图 8

Fig. 8

图 8 平行面理组构样品的微观结构(白色箭头代表压缩方向) (a)绿色箭头指示石英细粒集合体，黄色箭头指示高角度破裂面，石英波状消光，长石晶内破裂(正交偏光)右上角小图为实验样品完整图，红色线条为高角度破裂面，白色方框为图(a)显示范围；(b)红色线条内的区域为变形形成的石英细粒集合体，长石脆性破裂(正交偏光)；(c)暗色矿物拉长条带与扭折(扫描电镜)；(d)暗色条带中的黑云母条带、角闪石团块和绿泥石条带，以及镶嵌的石英颗粒(扫描电镜)；(e)暗色矿物条带中的石英颗粒，以及角闪石与黑云母脱水产物分布于石英与和黑云母边缘，图e为图d白色方框的局部放大部分(扫描电镜)；(f)脱水的暗色矿物条带与压缩方向高角度斜交(单偏光)；(g)钾长石和斜长石的晶内破裂(扫描电镜)；(h)-(i)暗色条带中的黑云母、角闪石和绿泥石与条带边缘定向分布的石英颗粒(扫描电镜)，其中，图i为图h白色方框的局部放大部分(扫描电镜).在扫描电镜图像中出现的大裂缝是实验结束后卸载时产生的拉张破裂. Fig. 8 Microstructures of deformed granite gneiss with the compression direction parallel to foliation (PAR). The white arrows show compression direction (a) The green arrows refer to fine-grained aggregates of quartz, the yellow arrows show high-angle fracture zone, undulatory extinction in quartz, mico-fractures in plagioclase (crossed polarizers), the small image at right upper corner of photo is the whole deformed experimental samples. The red lines show high-angle fracture zone. The white solid square s the area of fig. a; (b) Area within the red lines are fine-grained aggregates of quartz, brittle fractures in plagioclase (crossed polarizers); (c) The dark mineral bands elongated and kinked (SEM); (d) The clumps of hornblende and chlorite aggregates in biotite bands, mosaic of quartz (SEM); (e) Quartz in the dark mineral bands, dehydration production of hornblende and biotite distributed in the rim of quartz and biotite, fig. (e) is the magnified area of fig. (d) (SEM); (f) Dehydrated dark mineral bands oblique to the compression direction (Single crossed polarizers); (g) Microfracture in plagioclase and feldspar (SEM); (h-i) Deformed dark bands of biotite, hornblende and chlorite, as well as orientated quartz aggregates distributed in the rim of deformed dark bands (SEM), fig. (i) is the magnified area of fig. (h). The large cracks appeared in the SEM are tensile cracks during unloading the samples.

在810 ℃(S93)条件下，通过扫描电镜分析显示，暗色矿物条带内(黑云母、角闪石和绿泥石集合体)定向拉长，与压缩方向呈小角度相交(图 8(c，d))，局部发生扭折变形；少量暗色矿物条带中镶嵌有细粒的石英颗粒，石英以星点状分布于暗色矿物条带内，黑云母和角闪石的脱水产物呈条带状或团块状分布于角闪石、黑云母和石英的边缘(图 8(d，e)).这些变形特征表明，样品中的石英、黑云母以及角闪石等矿物以塑性变形为主，长石的塑性变形不显著，实验样品已经进人塑性变形域，而且变形主要集中在构成原有面理的暗色矿物条带与石英条带内.

在840 ℃(S101)条件下，样品形成了2条高角度斜交于压缩方向的暗色矿物条带(黑云母、角闪石和绿泥石集合体)(图 8f)，条带内角闪石、黑云母脱水显著(图 8f).在扫描电镜下，斜长石和钾长石出现晶内破裂(大的穿晶破裂是卸载阶段产生的拉张破裂)(图 8(g，h))；暗色条带脱水产物呈团块状，能谱分析显示，成分介于角闪石和黑云母之间(图 8i).暗色条带边缘的石英定向分布.这些变形显示样品以塑性变形为主，黑云母和角闪石发生了脱水熔融，变形主要集中在构成原有面理的暗色矿物条带与石英条带内.

因此，平行面理的样品在实验变形过程中形成的变形带主体继承了原有组构，变形主要集中在构成原有面理的暗色矿物条带与石英条带内.在600~700 ℃时，变形形成的破裂面与原有面理呈小角度相交或沿原有面理滑动.800~840 ℃条件下，塑性变形主要沿原有的石英和黑云母、绿泥石、角闪石条带进行，显然原岩组构影响了实验变形微观结构发育.

由于实验样品在实验前石英就具有明显的塑性变形，本文对实验前和实验变形后样品中石英进行了组构分析.分析样品包括花岗片麻岩原岩和840 ℃条件下沿垂直面理组构和平行面理组构变形样品，组构分析在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室的Hitachi S-3400-n扫描电镜(SEM)和电子背散射(Nordlys EBSD Model NL-n探头)上进行，加速电压15 kV，工作距离18. 4 mm.

对经过高温实验变形后样品中出现的新变形石英颗粒进行EBSD组构分析，得到的结果如图所示(图 9).垂直面理的样品在840 ℃(S100)时，石英组构〈c〉轴极密近似为X轴极密，表现为柱面〈c〉滑移，与花岗片麻岩原岩中石英组构的方向不一致，体现了实验变形后，岩石组构发生了明显的变化，改造了花岗片麻岩初始的石英组构.而平行面理的样品在840 ℃(S101)时，石英组构〈c〉轴极密近似为Z轴极密并伴有少量的Y轴极密，表现为底面〈a〉滑移和柱面〈a〉滑移，这种滑移系介于花岗片麻岩原岩的石英组构和垂直面理的变形样品之间，表明平行面理的实验样品的组构在保留了花岗片麻岩原岩组构的基础上，形成了新的组构.这显示垂直面理的样品的石英变形改造比垂直面理的样品更彻底.这种石英组构〈c〉轴X轴极密柱面〈c〉滑移是高温变形的产物^[40].

图 9

Fig. 9

图 9 花岗片麻岩在高温实验变形后样品的EBSD分析-石英〈c〉轴组构极图N-测量点数，Min-最小密度，Max-最大密度. Fig. 9 EBSD analysis (c-axes fabric) of the experimental deformed granite gneiss N-measuring points, Min-minimum density, Max-maximum density.

在前人有关长英质岩石的流变实验中，给出流变参数的实验样品有：Westerly花岗岩^{[8, 41]}, 细晶花岗岩^[42]，Enield石英闪长岩^[43-44]，部分熔融花岗岩^[8].在这些实验温度范围内，变形机制经历了从低温半脆性流动到高温位错蠕变的转变.在高温塑性变形域，应力指数和激活能与大部分花岗岩类样品的结果接近(图 10).本文实验的垂直面理的花岗片麻岩的激活能Q=380 kJ/mol高于平行面理的花岗片麻岩的激活能Q=246.4 kJ/mol.

图 10

Fig. 10

图 10 高温高压实验得出的花岗质岩石的n值(a)和Q值(b) Hansen l983(干的Westerly花岗岩)，Hansenl983(湿的Westerly花岗岩)，Rutter 95(部分溶融的Westerly花岗岩)，Shelton 81(细晶花岗岩)，Hansen82(Enfleld石英闪长岩)，Zhou09(周口店石英闪长岩)，PER (垂直面理的花岗片麻岩)，PAR (平行面理的花岗片麻岩). Fig. 10 (a) Stress exponent n, (b) activation energy Q Hansen 1983 (dry Westerly granite), Hansen 1983 (wet Westerly granite), Rutter 95 (partial melting Westerly granite), Shelton 81 (fine-grained granite), Hansen 82 (Enfield quartz diorite), Zhou 09(Zhoukoudian quartz diorite), PER (granite gneiss with compression direction perpendicular to foliation, PAR (granite gneiss with compression direction parallel to foliation).

与石英和长石的变形机制相比，在相同的实验温压条件下长英质岩石的变形机制要复杂的多^[10].其中长石的脆塑性转化发生在800~900 ℃，而石英的脆塑性转化发生在700~800 ℃.因此在低温下(600~700 ℃)，石英和长石以碎裂为主，部分石英出现塑性变形特征，样品整体表现出半脆性变形; 在800~840 ℃条件下，花岗片麻岩中的石英和长石变形机制不同，决定了样品的变形方式，其中石英出现显著的位错蠕变，而长石的变形较为微弱，局部出现晶内破裂和少量塑性变形.此外，在高温下(800~840 ℃)，花岗片麻岩中的角闪石和黑云母的塑性变形和脱水熔融也显著地控制着样品的变形.

实验样品矿物粒度对岩石流变的影响主要体现在变形机制方面.在高温变形实验中，长石和辉石从扩散蠕变向位错蠕变转化的粒度以50 μm为界限^[11].但根据实验室得到的石英、长石和辉石的流变参数，外推到自然界应变速率条件下得到的变形机制图^[45-46]中，石英、长石、辉石扩散蠕变与位错蠕变的粒度分界线随温度、应力、含水量等变化，温度升高、含水量增加，或应力降低，都会引起扩散蠕变与位错蠕变转化的粒度增大，但其粒度上限为120 μm，这明显大于实验室得出的50 μm.

Ji等^[23]在研究石英和钙长石层状组构和均匀样品对岩石流变影响的实验中，钙长石平均粒度2.1 μm，石英平均粒度46 μm.实验得出石英的流变强度高于钙长石的强度，且钙长石和石英以动态重结晶控制的位错蠕变为主.本文使用的样品中，石英粒度(20~50 μm)与Ji等^[23]样品接近，但是长石粒度(150~200 μm)要比钙长石的粒度大很多，本研究得出石英以重结晶位错蠕变的塑性变形为主，长石以半脆性变形为主，这与Ji等^[23]样品中矿物的变形机制不同，显然粒度大小影响了长石的变形机制.另外Ji等^[23]的层状样品是热压合成的，其层间结构较为均匀，而本实验采用的是天然花岗片麻岩样品，其粒度、结构都存在非均匀性，会不同程度地影响岩石强度，尤其是大颗粒长石对变形的影响较为突出^[47-49].

在均匀多相矿物组成的岩石中，各造岩矿物近乎均匀的分布，应力在各矿物之间的分配主要取决于它们的体积分数，可以根据端元组分的流变参数，估算各种混合比例的多相矿物流变^[48].对于基性岩，当某个端元组分体积分数小于2 0 %，其对流变的影响很有限^[50]，但对长英质岩石而言，当石英含量达到20%，石英基本控制了岩石的流变，而且角闪石和黑云母含量超过1°%，也显著地影响岩石流变^[44].

对于含先存组构的非均匀样品，除了矿物体积分数的影响外，层状组构和粒度非均匀都对流变强度有影响等^[23]通过研究合成石英-钙长石均匀混合体和层状组构岩石的流变实验，得出层状组构的样品要比均匀混合样品和单相矿物的强度大.刘贵等^[24-25]初步开展了组构对糜棱岩流变影响的实验，结果显示压缩方向平行于糜棱岩面理的实验样品强度比垂直于面理的样品强度低.Rabmowitz等^[29]通过沿糜棱岩面理方向剪切变形的半脆性变形实验与均匀结构的英云闪长岩变形实验对比，结果显示破裂面和熔体(假玄岩)主要沿糜棱岩原有面理分布.这些结果与本实验得出的结果类似.云母片麻岩变形实验显示^[12]，压缩方向垂直于面理的样品，其强度最高，压缩方向平行面理的样品强度次之，而压缩方向与面理呈45°方向时，样品的强度最低.云母片岩变形实验表明^{[13, 22]}，云母的含量、分布均匀程度也直接影响样品强度，样品强度随云母含量增加而降低，在相同云母含量条件下，云母集中分布与局部条带的样品，其强度显著低于均匀分布的样品^{[13, 22]}.这与本实验得出的云母条带控制了样品的变形是相同的.

本研究中样品以石英和长石为主，黑云母含量在8%~10%.在相同的应变速率和温度条件下，垂直面理的样品强度明显比平行面理的岩石强度要高，但两组样品得出的应力指数和变形机制基本相同.在微观结构上，垂直面理的样品，在实验变形过程形成新的变形条带，把原有的面理破坏；而平行面理的样品，在实验变形过程中形成的变形带主体继承了原有组构.而且黑云母含量虽然不高，但由于云母集中构成面理条带，其变形对新的变形带形成起到重要作用.另外，实验变形引起石英〈c〉轴定向发生了显著变化，垂直面理的样品石英变形改造比平行面理的样品更彻底.显然实验样品的非均匀组构对样品强度和石英〈c〉轴定向等具有显著影响，但对样品的脆塑性转化和塑性变形机制没有实质影响，即组构只影响岩石变形的难易程度，不影响岩石的变形方式.由此推测，岩石的流变参数和变形机制是由矿物组成与含量控制的，但岩石的强度与矿物，特别是石英和黑云母的晶体定向受样品非均匀组构控制.

华北克拉通晚中生代岩石圈减薄的重要浅部构造响应在于地壳的拆离，表现为广泛分布于华北克拉通不同部位的低角度拆离断层带、变质核杂岩和断陷盆地构造^[30].前人确定了华北克拉通各个地区的拆离与伸展构造的存在，但侧重伸展构造的几何学、运动学和年代学的研究^[51-56].Liu等^[55]研究揭示华北地区晚中生代岩石圈减薄发育的拆离断层主要切过中上地壳，但变质核杂岩主拆离断层带往往切过中下地壳.拆离断层在地壳深部的发展受岩石流变控制.拆离断层带的主拆离断层面依次发育断层泥(假玄武玻璃)一碎裂岩(微角砾岩)一角砾糜棱岩一糜棱岩一糜棱片麻岩一片麻岩系列构造岩，这些岩石组构的发育对中地壳拆离断层的形成与中地壳的减薄具有重要影响^[30].

本实验得出的组构对花岗片麻岩变形影响的实验结果，可对理解拆离韧性剪切带中岩石强度的变化和拆离断层的发育具有参考价值.岩石中的先存变形组构方向与所受到的最大主应力的方向一致或呈小角度相交(本实验中平行于面理组构)，岩石强度随温度的增加明显降低，有利于拆离断层发育; 岩石中先存变形组构的方向与所受到的最大主应力方向呈大角度相交(本实验中垂直面理组构)，由于矿物晶粒阻碍细颗粒的位错滑移，增强了岩石强度，不利于拆离断层发育.结合前人的实验结果，先存变形组构与拆离断层拉伸方向交角在0~45°范围，才有利于拆离断层的持续向深部发展.

(1) 在600~700 ℃，应力指数平均值为6~7, 长石脆性碎裂为主，石英沿破裂面形成定向的细粒集合体，为半脆性流变；在800~840 ℃，应力指数平均值为2, 垂直面理样品的激活能Q=380kJ/mol，平行面理样品的激活能Q=246.4 kJ/mol，钾长石和斜长石晶内破裂和局部塑性变形；石英以塑性变形为主; 黑云母塑性变形显著，表现为拉长定向；部分角闪石和黑云母出现脱水熔融.

(2) 垂直面理的样品在实验变形过程形成新的变形条带，把原有的面理破坏；而平行面理的样品，在实验变形过程中形成的变形带主体继承了原有组构.

(3) EBSD分析表明，实验变形引起石英〈c〉轴定向发生了显著变化，实验初始样品花岗片麻岩中，石英〈c〉轴极密区位于Z轴附近，为底面〈a〉滑移；垂直面理方向压缩变形样品的石英组构〈c〉轴极密区位于X轴附近，为柱面〈c〉滑移；平行面理方向压缩样品的石英组构〈c〉轴极密区位于Z轴附近，伴有少量的Y轴极密，底面〈a〉滑移和柱面〈a〉滑移.这表明垂直面理的样品石英变形改造比平行面理的样品更彻底.

(4) 非均匀组构对样品强度和石英〈c〉轴定向具有显著影响，但对样品的脆塑性转化和塑性变形机制没有实质影响.

熔融盐固体介质三轴高温高压实验设备研制与使用中，刘树山和赵树清付出了极大的努力，对他们的辛勤付出致意诚挚的谢意；感谢韩亮和刘照星在实验技术上的帮助与讨论；感谢中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室的甘浩楠和张若愚在EBSD分析上给与的帮助.感谢两位审稿人提出的建设性意见与建议，对提高论文质量有很大的帮助.