2020, Vol. 63
2. 广东省地震局, 广州 510070
2. Guangdong Earthquake Agency, Guangzhou 510070, China
岩石摩擦实验通过对各种岩石矿物的摩擦滑动特征分析，可以揭示与地震活动性相关的断层动力学特性，广泛应用于同震滑动的物理化学变化过程研究(姚路和马胜利，2013)以及原位条件下的断层摩擦滑动稳定性研究.其中，低速率下的岩石摩擦滑动的力学行为可以由速率-状态依赖性摩擦本构关系进行描述(Dieterich, 1978, 1981; Ruina, 1983).在这一理论框架内，根据摩擦系数对于剪切速度改变的响应，引入速度依赖性参数a-b，并将摩擦滑动行为分为速度强化(a-b>0)和速度弱化(a-b < 0).基于单自由度弹簧-滑块系统的稳定性分析(Ruina, 1983; Rice, 1983)表明，存在一个由摩擦本构参数确定的临界刚度值kcr，当系统刚度k(弹簧的弹性系数或断层上某位置的刚度)小于kcr值时，速度弱化(a-b < 0)会导致不稳定滑动.这种摩擦滑动失稳机制与断层面上的不稳定成核密切相关(Tse and Rice, 1986; Marone et al., 1990).因此，研究岩石、矿物在不同的温度和压力条件下的摩擦滑动性质，尤其是对其摩擦本构参数的获取，可以为研究地震成核过程及条件提供实验室数据依据.
近年来，对印度西隆高原(Maggi et al., 2000; Bai and Zhang, 2015)、圣安德烈斯断层(Shelly and Hardebeck, 2010)以及俯冲带(Obara, 2002; Roger and Dragert, 2003; Shelly et al., 2006; Peng and Gomberg, 2010; Gao and Wang, 2017)的研究发现，在下地壳深度范围的存在地震活动或慢滑移等不稳定滑动现象，上述研究工作需要对下地壳岩石矿物的摩擦滑动性质具有深入的了解.对下地壳中代表性岩石的辉长岩(He et al., 2007; Mitchell et al., 2015)和玄武岩(Zhang et al., 2017)在热水(或含水)条件下进行的摩擦实验发现，这两种岩石在较高的温度下表现出速度弱化行为，初步表明了下地壳具有不稳定滑动的物理基础.然而，这些研究没有对控制其速度弱化的因素和机制做详细的研究.岩石作为多种矿物的集合体，为了研究控制其力学行为的主要原因，需要对其主要矿物成分分别进行实验研究.He等(2013)在热水条件下对辉长岩和玄武岩的主要组成矿物辉石进行了摩擦滑动实验，发现在400~600 ℃温度范围，辉石表现出明显的速度弱化行为.尽管上述对辉石的摩擦滑动研究发现在一定的温压条件下其表现为速度弱化行为，但是由于当时对压力控制方法的限制造成实验曲线振荡，未能获得与速度弱化程度相关的摩擦本构参数.
本实验以透辉石为实验样品，在同样的温压条件下进行摩擦实验，通过采用更稳定的压力控制方法来对实验过程加以改进，以获取高质量的力学曲线，并对其进行数值拟合来获取摩擦本构参数；同时，通过对变形样品进行显微观测，研究与其摩擦滑动性质有关的剪切带变形特征，进而更深入地认识辉石矿物的摩擦滑动的宏观特征与显微组构的关系.
1 实验方法 1.1 实验样品透辉石是单斜辉石中的一种常见矿物，端员成分为CaMgSi2O6，广泛分布于基性与超基性岩中.本实验选用的透辉石晶体颗粒为宝石级单晶，统观呈现暗绿色，粒径在10~15 mm之间，晶体纯净，肉眼可见杂质较少.在实验前，首先对透辉石颗粒进行清洗，去除表面附着的可见杂质.然后对透辉石颗粒进行人工粉碎，并且使用200目标准筛网进行粒度控制(粒度小于76 μm)，从而获得透辉石粉末作为实验用模拟断层泥样品.对透辉石粉末的激光粒度分析(SEISHIN, LMS-30)结果显示，其粒度中值为12.6 μm(图 1)；X射线荧光光谱分析(X-Ray Fluorescence)结果显示，其主要氧化物成分为SiO2(54.82%)、TiO2(0.09%)、Al2O3(0.18%)、Fe2O3(1.76%)、MnO(0.06%)、MgO(17.67%)、CaO(24.8%)、Na2O(0.28%)、K2O(0.01%)P2O5(0.01%).
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图 1 透辉石模拟断层泥粉末的粒度分布结果 (其粒度中值为12.6 μm) Fig. 1 Grain size distribution of diopside gouge sample with a median size of 12.6 μm |
本实验所用的仪器为气体介质三轴实验系统，以氩气作为压力传导介质，利用伺服控制系统对围压进行控制, 可加最大500 MPa围压及200 MPa孔隙压力；温度由YAMATAKE DCP30型控温仪进行控制，可加最高600 ℃温度；轴向加载采用液压伺服装置控制，加载能力为100 T，可控应变速率范围为10-3~10-8 s-1.
实验所用围岩样品由辉长岩加工制成圆柱状，长度为40 mm，直径为20 mm，并在中间位置切割预制滑动面，与样品轴向夹角为35 °.使用200目金刚砂对滑动面表面进行打磨以保持一定粗糙度，防止在断层泥和围岩交界处发生滑动.在上部围岩的中心位置钻孔与滑动面连通，作为孔隙水的输送通道.将制备好的透辉石样品作为断层泥夹在上、下两段围岩之间，初始断层泥厚度严格控制为1 mm.整个样品上下两端由刚玉柱端块夹紧，一并包裹在厚度为0.35 mm的退火铜管内部，两端用O型圈进行密封，放置于加热炉中间位置.在铜管与加热炉内壁之间填充氮化硼粉末传导热量，以减小热对流效应(图 2).关于实验装置的其他细节信息可参见(He et al., 2006, 2007).
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图 2 实验样品及装置安装示意图 Fig. 2 Schematic diagram showing sample assembly in tests |
本实验以100 ℃为间隔，在100~600 ℃温度范围进行实验.压力控制方法采用围压恒定控制方法，即在整个实验过程中围压由伺服控制装置保持在127 MPa不变，相当于滑动面上约230 MPa正应力，同时加入30 MPa孔隙水压，以在较高的温度范围(400 ℃以上)实现超临界水条件.为了研究摩擦滑动的速度依赖性特征，选取1 μm·s-1和0.1 μm·s-1(相当于滑动面上1.22 μm·s-1和0.122 μm·s-1的剪切速率)两种不同的轴向加载速率，进行10倍速率阶跃摩擦滑动实验.
实验结束后，对变形样品进行注胶保存处理，在样品中心位置，沿垂直于滑动面的方向进行切割并制备薄片，以在扫描电镜(SEM)下对断层泥样品的变形特征进行显微观测.
1.3 实验数据处理在轴向加载过程中，上下两块围岩发生错动导致的滑动面接触面积减小以及剪切过程中挤压铜管发生的变形都会对实验结果产生影响，需要对其进行校正，具体校正方法可以参见He等(2006, 2007)和兰彩云等(2010).另外，实验中热电偶测量的温度为样品顶端的温度，需要对其进行温度校正，本文以下标注的温度均为校正后样品中心位置的温度.
2 实验结果 2.1 实验曲线在经过对实验数据的校正和处理后，可以得到位移-摩擦系数曲线(图 3)，实验的总剪切位移在3.7 mm左右.在初始阶段，实验样品首先发生弹性变形.经过约0.8 mm的弹性加载后，轴压克服摩擦阻力在预制滑动面上发生剪切错动，随后经过0.5 mm左右的剪切变形，摩擦系数达到稳态.
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图 3 透辉石在约200 MPa有效正应力条件下的位移-摩擦系数曲线 Fig. 3 Displacement-friction coefficient curves of diopside under about 200 MPa effective normal stress |
根据不同温度下的摩擦滑动特征，可以将透辉石的实验结果分为三个范围.在102~200 ℃范围，透辉石为稳定滑动，表现出典型的速度强化特征(图 3中Diw201和Diw202)，并且速度强化的程度随着温度的增加而降低；在310 ℃，透辉石仍为稳定滑动，但开始出现速度弱化行为(图 3中Diw203)；在413 ℃，当滑动速率由慢速切换到快速时，实验曲线出现周期性振荡(图 3中Diw204).值得注意的是，对于310 ℃和413 ℃两个实验，随着剪切位移的增加，在第四个阶跃(约3.0 mm)后，力学曲线不再是典型的摩擦滑动曲线.在310 ℃下实验曲线的第六个阶跃、413 ℃下实验曲线的第五、六个阶跃位置，实验曲线仅表现出对速率切换的直接响应，而没有表现出演化效应.通过在相同温压条件下进行的补充实验Diw207和Diw208(图 4)，确认了这一摩擦滑动特征转变的可重复性；在509~618 ℃范围，透辉石在弹性加载后便开始发生持续性黏滑行为，随着温度的升高，黏滑产生的应力降从约13 MPa(慢速段)和约9 MPa(快速段)增加到约18 MPa(慢速段)和约12 MPa(快速段).
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图 4 透辉石在约200 MPa有效正应力条件下补充实验的位移-摩擦系数曲线 Fig. 4 Displacement-friction coefficient curves of diopside from supplementary tests under about 200 MPa effective normal stress |
为了确定温度对摩擦系数的影响，选取各曲线轴向非弹性位移1.5 mm处的稳态摩擦系数进行比较.对于509 ℃和618 ℃的黏滑情况，选取该位置附近一个黏滑周期的平均值作为透辉石在该温度下的稳态摩擦系数.
在本实验的压力条件下，透辉石的摩擦系数受温度影响较小(图 5)，保持在0.725±0.005范围，除在200 ℃处的突跳外，总体随温度的增加缓慢升高.与同样的有效正应力条件下辉石(罗丽和何昌荣，2009)的实验结果相比，总体偏低0.02左右.
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图 5 在约200 MPa有效正应力条件下透辉石的稳态摩擦系数随温度变化趋势图 Fig. 5 Friction coefficient at steady-state of diopside varying with temperature under about 200 MPa effective normal stress |
为了描述摩擦滑动的力学特征，利用包含正应力变化影响的慢度本构方程(Linker and Dieterich, 1992)，对实验数据中各个速度阶跃处的力学曲线进行数值拟合，其形式为
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(1a) |
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(1b) |
其中，σeff为有效正应力，V为滑动速度，μ*为在某一参数速度V*下的稳态摩擦系数，a为表征对于速度改变的直接响应参数，b为表征对于速度改变的演化效应参数，θ为状态变量，Dc为状态演化的特征滑动距离，θ*为在参考速度下的状态变量稳态值，α为描述正应力变化的无量纲参数.
利用式(1a)和(1b)，通过设定不同的本构参数进行大量正演计算并与实验曲线进行比较，将拟合残差最小的正演结果作为最优解(图 6)，其对应的本构参数即为数值拟合结果.对稳滑曲线的具体拟合方法可参见He等(2013, 2016)，对黏滑的具体拟合方法可参见Lu和He(2014).
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图 6 部分对透辉石力学曲线的数值拟合结果 Fig. 6 Numerical fittings of mechanical data for diopside |
在102 ℃，透辉石表现为典型的速度强化(图 7)，速度依赖性参数a-b值约为0.0059，与之前的辉石结果(He et al., 2013)差异较大.在200 ℃，透辉石表现为微弱的速度强化(a-b=0.0005).插值表明，速度依赖性由速度强化转变为速度弱化发生在约215 ℃处，并在310 ℃达到约-0.0034的最低值.随着温度继续升高，在413~618 ℃范围，a-b值随温度的增加没有明显变化，总体保持在约-0.0012附近，小于之前辉石实验对速度依赖性参数的估值.
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图 7 在约200 MPa有效正应力条件下透辉石的速度依赖性参数随温度的变化 Fig. 7 Rate dependence of diopside varying with temperature under about 200 MPa effective normal stress |
在310 ℃和413 ℃，随着剪切位移的增加，透辉石的摩擦滑动特征发生改变，演化效应参数b值变为0，实验曲线仅表现出对于速度阶跃的直接响应.所以仅对该温度下实验曲线的第二、三个速度阶跃进行分析比较(表 1).在本实验温度范围，直接响应参数a值和演化效应参数b值随温度没有表现出明显的单调变化趋势(图 8).在102~413 ℃之间，a值从102 ℃处的最大值约0.0136，随温度的增加迅速下降到413 ℃处的最低值约0.0039；随后，在509 ℃处略有增加；当温度升高至618 ℃时，a值再次降低到约0.0046.b值随温度的变化趋势更为复杂，在102~200 ℃速度强化阶段，与a值类似随温度升高而降低，从约0.0077下降到约0.0059；在310 ℃又增加到约0.0077；在413~618 ℃温度范围，b值表现出与a值相同的随温度变化趋势，这表明在此温度范围内，断层泥内部发生的变形过程同时影响着a值与b值.
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表 1 不同温度条件下透辉石的摩擦本构参数 Table 1 Friction constitutive parameters of diopside under different temperatures |
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图 8 在约200 MPa有效正应力条件下，透辉石的直接响应参数a值和演化效应参数b值随温度的变化 Fig. 8 Direct effect (a value) and evolution effect (b value) of diopside varying with temperature under about 200 MPa effective normal stress |
透辉石的特征滑动距离Dc值没有表现出对温度的趋势性变化(图 9).在310~413 ℃的速度弱化阶段，Dc值大于300 ℃以下速度强化阶段的Dc值；在509 ℃和618 ℃下，特征滑动距离Dc值迅速降低，在1 μm附近.在同等有效正应力条件下，Dc值的减小可以增加临界刚度kcr值，导致其发生不稳定滑动，这与透辉石在此温度范围表现出的黏滑行为相一致.
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图 9 在约200 MPa有效正应力条件下，透辉石的特征滑动距离Dc值随温度的变化 Fig. 9 Characteristic slip distance (Dc value) of diopside varying with temperature under about 200 MPa effective normal stress |
为了研究与不同摩擦滑动性质相关的微观变形特征，利用扫描电镜(SEM)对变形样品的显微组构特征进行观测(图 10).对于所有变形样品，根据断层泥颗粒粒度降低的程度可以划分为剪切程度较高的高度剪切区和与此相比程度较低的中度剪切区.在高度剪切区内部，断层泥的粒度明显降低，多剪切至亚微米与几微米之间；而在中度剪切区内部，仍常见有几十微米粒径的较大颗粒.由于剪切带内部细粒化程度较高，常在卸样时开裂造成断层泥内部的裂纹.沿用Logan等(1979)对变形组构的描述，本实验透辉石变形样品内部主要发育有低角度的Riedel剪切(R1)，沿断层泥-围岩边界的边界剪切(B)以及与滑动面平行的Y剪切.
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图 10 透辉石在不同温度下微观变形的显微观测图片 Fig. 10 SEM backscatter images of micro deformation in diopside sample under different temperatures |
在102 ℃的变形样品中，剪切发育主要以少量平行的R1剪切为主，其与围岩边界角度约为15°，各条高度剪切区中间是大面积分布的中度剪切区.在高度剪切区内部，裂纹贯穿整个断层带厚度，但曲折程度较高；在200 ℃下的变形样品内部，其变形特征与102 ℃的类似，也是以R1剪切为主，角度变化不大，但R1附近高度剪切区的宽度降低，同时R1剪切的数量略有增加，在断层泥中间偶见发育有Y剪切连接相邻的R1剪切，裂纹曲折程度与102 ℃相比明显降低；在310 ℃和413 ℃的变形样品内部，R1剪切角度较低，中度剪切区没有大面积集中，中间被多条穿插的细而短(< 1 mm)的剪切所分隔，在断层泥-滑动面边界发育有B剪切；509 ℃和618 ℃的变形样品在310~413 ℃变形特征基础上，剪切带局部化程度继续增加，包括有最多的可见剪切分布，边界B剪切发育明显，且其内部颗粒的细粒化程度较高.
3 讨论 3.1 速度依赖性与裂纹形态特征的讨论很多摩擦实验表明摩擦滑动的稳定性与Riedel剪切带的发育程度相关(Engelder et al., 1975; Byerlee et al., 1978).对于稳定滑动的样品，断层泥内部倾向于发育出多条贯穿连接两个断层边界面的R1剪切带(Gu and Wong, 1994)；而对于不稳定黏滑现象，常常伴随着断层泥内部剪切局部化带的分布(Logan et al., 1979)，且其与R1剪切带的角度α有关(Moore et al., 1988).
本实验在结束后卸除样品时，在剪切带内部粒度降低程度较高的位置发生开裂，形成显微观测时出现的裂纹，这些裂纹在一定程度上可以描述断层泥内部剪切局部化的程度.本文从两个方面对裂纹的形态特征进行描述，即(a)裂纹延伸时走向的曲折变化以及(b)裂纹偏离其线性发育的程度.
为了方便统计，引入两个参数θ和d来描述上述两个特征(图 11).在包括有裂纹的断层泥位置，沿剪切方向均匀划分网格对裂纹进行分段，将每段裂纹近似为直线段，计算第i段裂纹段的角度θi(图 11a)与该条裂纹的平均角度的差值δθi；对整条裂纹进行线性拟合，计算各网格内第i段裂纹段与其拟合直线之间的距离δdi(图 11b).计算δθ和δd的均方差：
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图 11 对于一条裂纹的第i段，描述裂纹在延伸时走向的角度变化(a)及描述裂纹偏离其线性的程度(b)的计算方法 Fig. 11 Calculation method of the angel representing the tortuosity degree (a) and the linear deviation of gouge layer cracks (b) for the i-th segment of one crack |
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(2a) |
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(2b) |
并对其进行归一化处理得到角度归一化参数σθ/θ和线性度归一化参数σd/D.其中，θ为每个变形样品所有裂纹的平均角度，D为每个变形样品所有裂纹的总长度.对所有变形样品内部的裂纹统计结果如表 2所示.
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表 2 变形样品内部裂纹的统计结果 Table 2 Statistics of gouge cracks of deformed samples |
在102 ℃，变形样品在R1剪切内有2条裂纹，与其长而曲折的裂纹形态(图 10)相对应的两个归一化参数平均值分别是5.15和3.48×10-3左右，均为两组参数的最大值，说明其曲折程度及偏离线性度的程度最高；在200 ℃，两个参数迅速降低到2.52和1.56×10-3左右，角度归一化参数仍维持在较高的水平，表明此时裂纹形态开始变得缓和，但仍沿着裂纹走向发生角度的曲折变化；在310~413 ℃温度范围，裂纹数量缓慢增加，除发育有与102~200 ℃类似的贯穿整个断层泥样品的裂纹外，在断层泥-围岩边界R1剪切与B剪切相互连接的位置，出现形态较为复杂的裂纹，其角度归一化参数处于较高的水平(图 12空心三角)，与R1剪切内部的裂纹有较大的差异(图 12实心三角)，表明其剪切变形分配的复杂性，这一明显特征可能与这个温度范围出现的摩擦滑动特征转变有关；在509~618 ℃温度范围，裂纹条数明显增多；509 ℃变形样品内的裂纹总长度为所有实验最高(15.8 mm)，R1剪切和B剪切内部的裂纹角度变化离散程度不高，此时裂纹的线性度归一化参数在较低的范围改变不大，裂纹多以短且平直的形态出现；618 ℃的变形样品内的裂纹总长度比509 ℃的情况有所降低，但具有最多的裂纹数量，此时虽然沿边界的裂纹角度归一化参数的离散程度最高，但裂纹的曲折程度较其他温度的变形样品最低.此时，沿R1剪切内部的裂纹相对比较集中，与310~509 ℃变形样品相近.
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图 12 不同温度下描述变形样品内部裂纹曲折程度的归一化参数(a)以及描述裂纹偏离其线性程度的线性度归一化参数(b) Fig. 12 Normalized parameters representing the tortuosity (a) and the deviation of linear (b) of gouge cracks under different temperatures |
在控制速度弱化的重要机制里面，已知的热活化过程有粒间接触点上的晶体塑性变形(Dieterich and Kilgore, 1994; Brechet and Estrin, 1994)和压溶作用(He et al., 2013)两种变形机制，这两种机制的启动都会使本构关系中的b值随温度的升高而有所增强.已有对斜长石(He et al., 2013)以及玄武岩(Zhang et al., 2017)的实验也表明，b值往往在较高温度下可以达到高于0.01的量级，但本实验的结果却出现了在整个温度范围内均低于0.01的情况，而且没有表现出随温度升高的趋势性变化.这种情况表明，对于透辉石，在其摩擦滑动过程中，粒间接触点上的微观力学过程不是典型的热活化过程，这可能是因为透辉石更容易碎裂而限制了接触点热活化过程的系统性表现.尽管如此，其300 ℃以上的速度弱化仍显示出一种与温度相关的过程在控制着速度弱化的出现，但是在变化规律上比较复杂.上述对显微组构的分析表明，温度的升高至少有利于摩擦滑动中变形的线性局部化增强，而上述这些对于微观组构的观察结果以及其与温度的对应关系可在今后野外样品的分析中加以借鉴.
另外，透辉石在310~413 ℃温度范围出现的摩擦滑动特征随着位移发生的转变以及演化效应的消失是以往实验研究中未描述过的现象，它的出现似乎与样品变形组构随着剪切位移增加而发生的改变有关.从显微观测发现，在310~413 ℃下的实验的变形局部化相对较弱，表现为R1剪切带很窄，周围并未形成明显磨碎的剪切带，说明剪切变形在后期并未在R1剪切上进一步发展；同时，作为与R1剪切相协调的边界剪切发育得也不明显.其变形后期出现的类似黏性流动的行为(表现为b=0)，宏观上大致为均匀变形的表现.特征滑动距离Dc值在此温度下的增大，可能意味着局部化的减弱以及剪切带的缓慢退化.图 10和图 12显示出的部分沿边界由R1剪切和B剪切相连接而形成的复杂可能是这一变化的标志，但是为何在这一温度范围出现这一现象仍然不明，需要今后对各种变形机制随温度的变化做进一步的分析研究.
4 结论通过在热水条件下对透辉石进行摩擦滑动实验，结合力学曲线、本构参数以及显微组构特征进行分析，得到以下几点结论与认识：
(1) 在约200 MPa有效正应力条件下，透辉石在300 ℃以上表现出速度弱化行为，并且速度弱化的程度受温度影响不大，速度依赖性参数a-b值基本保持在-0.0013附近.
(2) 根据对变形样品内部裂纹分布的显微观测，发现裂纹的形态特征与温度有关，对其统计分析结果表明总的裂纹长度在整个实验温度下没有较大差异，但随着温度的升高，变形样品内部的裂纹数量显著增加，相应地单条裂纹的长度减小并且变得更加平直.
(3) 在309~413 ℃温度范围，透辉石的摩擦滑动特征随着剪切位移发生改变，演化效应消失，仅表现出对速率阶跃的直接响应.根据对变形样品的裂纹分析，部分沿边界剪切形成的裂纹的复杂性可能有这一现象有关.
致谢 感谢姚文明工程师的实验技术支持，马玺博士的显微观测技术支持，张雷博士在实验过程中给与的指导和帮助.
Bai L, Zhang T Z. 2015. Complex deformation pattern of the Pamir-Hindu Kush region inferred from multi-scale double-difference earthquake relocations. Tectonophysics, 638: 177-184. DOI:10.1016/j.tecto.2014.11.006 |
Brechet Y, Estrin Y. 1994. The effect of strain rate sensitivity on dynamic friction of metals. Scripta Metallurgica et Materialia, 30(11): 1449-1454. DOI:10.1016/0956-716X(94)90244-5 |
Byerlee J, Mjachkin V, Summers R, et al. 1978. Structures developed in fault gouge during stable sliding and stick-slip. Tectonophysics, 44(1-4): 161-171. DOI:10.1016/0040-1951(78)90068-9 |
Dieterich J H. 1979. Modeling of rock friction:1. Experimental results and constitutive equations. Journal of Geophysical Research, 84(B5): 2161-2168. |
Dieterich J H. 1981. Constitutive properties of faults with simulated gouge.//Carter N L, Friedman M, Logan J M, et al eds. Mechanical Behavior of Crustal Rocks: The Handin Volume, Volume 24. Washington: American Geophysical Union, 103-120.
|
Dieterich J H, Kilgore B D. 1994. Direct observation of frictional contacts:new insights for state-dependent properties. Pure and Applied Geophysics, 143(1-3): 283-302. DOI:10.1007/BF00874332 |
Engelder J T, Logan J M, Handin J. 1975. The sliding characteristics of sandstone on quartz fault-gouge. Pure and Applied Geophysics, 113(1): 69-86. |
Gao X, Wang K L. 2017. Rheological separation of the megathrust seismogenic zone and episodic tremor and slip. Nature, 543(7645): 416-419. DOI:10.1038/nature21389 |
Gu Y J, Wong T F. 1994. Development of shear localization in simulated quartz gouge:effect of cumulative slip and gouge particle size. Pure and Applied Geophysics, 143(1): 387-423. |
He C R, Luo L, Hao Q M, et al. 2013. Velocity-weakening behavior of plagioclase and pyroxene gouges and stabilizing effect of small amounts of quartz under hydrothermal conditions. Journal of Geophysical Research, 118(7): 3408-3430. |
He C R, Tan W B, Zhang L. 2016. Comparing dry and wet friction of plagioclase:Implication to the mechanism of frictional evolution effect at hydrothermal conditions. Journal of Geophysical Research, 121(9): 6365-6383. |
He C R, Wang Z L, Yao W M. 2007. Frictional sliding of gabbro gouge under hydrothermal conditions. Tectonophysics, 445(3-4): 353-362. DOI:10.1016/j.tecto.2007.09.008 |
He C R, Yao W M, Wang Z L, et al. 2006. Strength and stability of frictional sliding of gabbro gouge at elevated temperatures. Tectonophysics, 427(1-4): 217-229. DOI:10.1016/j.tecto.2006.05.023 |
Lan C Y, He C R, Yao W M, et al. 2010. Frictional sliding of hornblende gouge as compared with plagioclase gouge under hydrothermal conditions. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 53(12): 2929-2937. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.12.016 |
Linker M F, Dieterich J H. 1992. Effects of variable normal stress on rock friction:observations and constitutive equations. Journal of Geophysical Research, 97(B4): 4923-4940. DOI:10.1029/92JB00017 |
Logan J M, Friedman M, Higgs N, et al. 1979. Experimental studies of simulated gouge and their application to studies of natural fault zones.//Proceedings of the ConferenceⅧ-Analysis of Actual Fault Zones in Bedrock. 305-343.
|
Lu Z, He C R. 2014. Frictional behavior of simulated biotite fault gouge under hydrothermal conditions. Tectonophysics, 622: 62-80. DOI:10.1016/j.tecto.2014.03.002 |
Luo L, He C R. 2009. Frictional sliding of pyroxene and plagioclase gouges under hydrothermal conditions. Seismology and Geology (in Chinese), 31(1): 84-96. |
Maggi A, Jackson J A, Priestley K, et al. 2000. A re-assessment of focal depth distributions in southern Iran, the Tien Shan and northern India:do earthquakes really occur in the continental mantle?. Geophysical Journal International, 143(3): 629-661. DOI:10.1046/j.1365-246X.2000.00254.x |
Marone C, Raleigh C B, Scholz C H. 1990. Frictional behavior and constitutive modeling of simulated fault gouge. Journal of Geophysical Research, 95(B5): 7007-7025. DOI:10.1029/JB095iB05p07007 |
Mitchell E K, Fialko Y, Brown K M. 2015. Frictional properties of gabbro at conditions corresponding to slow slip events in subduction zones. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 16(11): 4006-4020. DOI:10.1002/2015GC006093 |
Moore D E, Summers R, Byerlee J D. 1988. Relationship between textures and sliding motion of experimentally deformed fault gouge: application to fault zone behavior.//Proceedings of the 29th U.S. Symposium on Rock Mechanics. Minneapolis, Minnesota: American Rock Mechanics Association.
|
Obara K. 2002. Nonvolcanic deep tremor associated with subduction in southwest Japan. Science, 296(5573): 1679-1681. DOI:10.1126/science.1070378 |
Peng Z G, Gomberg J. 2010. An integrated perspective of the continuum between earthquakes and slow-slip phenomena. Nature Geoscience, 3(9): 599-607. DOI:10.1038/ngeo940 |
Rice J R. 1983. Constitutive relations for fault slip and earthquake instabilities. Pure and Applied Geophysics, 121(3): 443-475. |
Rogers G, Dragert H. 2003. Episodic tremor and slip on the Cascadia subduction zone:the chatter of silent slip. Science, 300(5627): 1942-1943. DOI:10.1126/science.1084783 |
Ruina A. 1983. Slip instability and state variable friction laws. Journal of Geophysical Research, 88(B12): 10359-10370. DOI:10.1029/JB088iB12p10359 |
Shelly D R, Beroza G C, Ide S, et al. 2006. Low-frequency earthquakes in Shikoku, Japan, and their relationship to episodic tremor and slip. Nature, 442(7099): 188-191. DOI:10.1038/nature04931 |
Shelly D R, Hardebeck J L. 2010. Precise tremor source locations and amplitude variations along the lower-crustal central San Andreas fault. Geophysical Research Letters, 37(14): L14301. DOI:10.1029/2010GL043672 |
Tse S T, Rice J R. 1986. Crustal earthquake instability in relation to the depth variation of frictional slip properties. Journal of Geophysical Research, 91(B9): 9452-9472. DOI:10.1029/JB091iB09p09452 |
Yao L, Ma S L. 2013. Experimental simulation of coseismic fault sliding-significance, technological methods and research progress of high-velocity frictional experiments. Progress in Geophysics (in Chinese), 28(2): 607-623. DOI:10.6038/pg20130210 |
Zhang L, He C R, Liu Y J, et al. 2017. Frictional properties of the South China Sea oceanic basalt and implications for strength of the Manila subduction seismogenic zone. Marine Geology, 394: 16-29. DOI:10.1016/j.margeo.2017.05.006 |
兰彩云, 何昌荣, 姚文明, 等. 2010. 热水条件下角闪石断层泥的摩擦滑动性质——与斜长石断层泥的对比. 地球物理学报, 53(12): 2929-2937. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.12.016 |
罗丽, 何昌荣. 2009. 热水条件下斜长石和辉石断层泥的摩擦滑动研究. 地震地质, 31(1): 84-96. |
姚路, 马胜利. 2013. 断层同震滑动的实验模拟——岩石高速摩擦实验的意义、方法与研究进展. 地球物理学进展, 28(2): 607-623. DOI:10.6038/pg20130210 |