压力影是指围绕一个大的单晶或者硬质点的两端区域填充低粘度相物质的一种地质构造现象。野外地质观察发现，压力影在大陆地壳变质岩中广泛发育。朱振明(2009)指出岩石在地壳中等深度、温度较高的地质环境中，在压力和定向压力作用下，岩石中硬度较小的矿物或较脆的矿物发生糜棱岩化形成糜粒，而硬度较大的矿物发生碎裂而出现裂隙。在压力持续作用下，矿物糜粒化或活化，重结晶并填充于低压的裂隙或沿着最大张力方向发生流动，从而形成大的“脉体”和流纹状构造。

地幔是地球的重要组成部分，近年来地幔介质的各向异性的研究成为科学界关注的热点，Hess(1964)发现地震波在垂直洋中脊方向的传播速度比平行洋中脊方向快0.2~0.7km/s，并解释造成这种地震波各向异性的现象是由于地幔主要矿物(橄榄石和辉石)在塑性固体流动过程中形成的晶格优选方位(Preferred Lattice Orientation，简称PLO)或组构所致。Crampin et al.(1984)指出当剪切波以一定角度通过各向异性介质时会发生横波分解为快横波和慢横波先后两个波。介质的各向异性也会影响到表面波的偏振方向。Christensen(1984)、Nicolas and Christensen(1987)和Salishury and Christensen(1985)等分别对世界6个典型阿尔卑斯造山带中橄榄岩体的野外地质测量结果表明，在方辉橄榄石和纯橄榄岩岩体近100km²的露头上，广泛而均匀发育宏观组构，这些岩体中地震波速的各向异性值可达4%~7%，这与上地幔大尺度范围的各向异性结果一致。Karato(1987)和Anderson(1989)等也对上地幔各向异性的特征、成因、理论和应用做了详细的论述。金淑燕(1993)总结了导致地震波各向异性的7个原因，包括矿物晶格优选方位、部分熔融比例、差异流动应力不稳定性、矿物形态、组成及含量、脱水反应、矿物水弱化效应和微裂隙排列方式及张闭程度，目前的研究成果可以认为其中的至少前三个原因是和压力影有关的。

Davis and Reynold(1996)认为绝大部分压力影都只能在显微镜下看到，少数能用肉眼看到，其长度大多数都在1cm之内。王俊等(2012)在内蒙古自治区中部白云鄂博地区韧性剪切带考察，发现大量发育的宏观压力影构造，其中椭圆形石英岩砾石长轴直径最大可达20cm。在北京周口店本溪组下部，压力影构造发育，单体长达2~3cm，在阿尔卑斯一块手标本里也可见长达3cm的黄铁矿压力影(凌小惠，1989)。地震波的传播速度在2~5km/s范围内，一般随着深度的增加而增加。另一方面，地震信号优势频率主要在50~20Hz变化，并且随深度而降低。因此，典型地震波长在40~250m范围内，且一般随深度而增加(钱荣钧，2010)。根据Rick(1953)提出的地震波分辨极限0.214m，得到地震波能够分辨的构造尺度大约在米的量级。从地震波分辨率的角度来分析，能够使地震波产生各向异性的组构尺度至少应该在厘米量级。压力影构造通过连续的尺度、在一定的地质条件下可以延伸到宏观范围，可能对地震波各向异性有影响。

迄今为止，许多学者对固体相压力影构造进行了几何学、运动学及动力学等多方面的研究(郭洪方和黄志安，1996)。Elliott(1972)提出通过压力影中晶体纤维的生长方向可以判断岩石应变历史；凌小惠(1985)等从压力影构造应力场有限元分析得到一种压溶作用的形成机制；张荣阁和徐和聆(1985)分析了压力影的特征并从压力影的热力学、化学和动力学方面分析了压力影的形成机制；Berton et al.(2006)、McKenzie and Holness(2000)、Etchecopar and Malavieille(1987)等从扩散蠕变的角度模拟了纤维固体相压力影的生长。Berton et al.(2011)通过在扩散蠕变时，相界面和晶粒界面使用不同的扩散系数来模拟纤维固体相压力影的生长，发现增加界面扩散系数可以使纤维压力影的生长速度加快，压力影的生长速率也随着核心矿物尺度的减小而增加。Masuda and Mizuno(1995)指出纤维固体相压力影的生长速率随着相界面和颗粒边界扩散系数的增加而增加。

压溶作用过程从定义上讲是指在相对低温下应力驱动的物质扩散-迁移机制，近年来研究发现在相对高温的情况下，熔融物质在力的驱动作用下进行重新分布也会形成压力影，目前只有少数研究熔融相的压力影形成过程的成果，Dijkstra et al.(2002)指出在眼球形、细粒橄榄石和斜方辉石的混合物中，大斜方辉石类碎斑周围有熔融相压力影的存在。McKenzie and Holness(2000)用两相流体控制方程得到刚体球周围压实流体的流场解析解。Masuda and Mizuno(1995)从理论上模拟了纯剪切力作用下，刚性球周围不可压流体的流场，并发现了熔融相压力影。与以上的理论和数值模拟不同，本文是用物理实验的方法在高温高压条件下，研究含部分熔融的橄榄石集合体在扭转大变形作用下熔融相压力影的形成过程。实验结果表明，橄榄石在高温高压的条件下刚性球附近存在低粘度的物质受到挤压作用时会产生压力梯度，部分熔融在压力梯度的作用下，在低压区富集，在高压区表现为熔融贫乏形成熔融相的压力影，且这种熔融相的压力影在核心矿物周围呈对称分布，定性上，与上述理论研究结果基本符合。

实验所用的岩石样品由重量百分比为95%的细粒圣卡罗橄榄石粉末和重量百分比为5%的来自大西洋中脊含硅质玄武岩组分的洋中脊玄武岩(MORB)混合物制作而成(Cooper and Kohlstedt， 1984)，具体的合成过程包括以下三个步骤：

混合物制备：将经过分选后的圣卡罗橄榄石单晶的晶体研磨成橄榄石粉末，粉末的颗粒尺寸大约为2μm。为了去掉水份和有可能在研磨的过程中引入的含碳杂质，在样品冷压之前将研磨后的橄榄石粉末在温度为1373K条件下烘干10h，烘干过程中的氧逸度控制在镍-氧化镍缓冲区附近，然后将烘干的圣卡罗橄榄石粉末与粒度大小为8μm的MORB粉末均匀混合。

样品冷压：将以上经过烘干制备的混合物冷压进一个镍管，冷压过程中，将8粒直径为1mm的圣卡罗橄榄石珠(刚性球)或直径1mm的氧化锆珠放在圆柱体细粒圣卡罗橄榄石粉末+MORB粉末试件的中间水平层面上(图 1)，刚性球的相对位置在扭转变形过程中没有改变，放在样品的外缘的刚性球可以用来标定沿直径放置的刚性球的位置。在镍管的外表面沿轴向刻上一个凹槽，作为指示样品的外表面产生应变的标志。为防止在扭转变形过程中样品和垫片界面上的相互滑动，用天然粗粒纯橄榄岩做成的垫片与粉末一起冷压封住镍管两端，从而提供无化学反应的边界(赵永红等，2008)。最后将样品，氧化铝垫片，活塞和氧化锆活塞封闭在一个铁套筒中，具体细节描述见Paterson and Olgaard(2000)。

图 1

Fig. 1

图 1 经过冷压和热压后刚性球在样品中的分布 Fig. 1 The distribution of beads in sample after cold press and hot press

样品热压：将装配好的冷压粉末样品，在气体介质实验机内热压3小时使其致密得到含融熔和刚性球的橄榄石集合体扭转变形试件。由于橄榄石主要分布在地球的下地壳上地幔，结合使橄榄石处于稳定域的温压条件(橄榄石类质同象体的熔融温度分布在1474~2174K)和地球内部橄榄石分布的实际地质条件，本实验的样品热压温度为1473K，压力为300MPa。热压后样品直径为~8.9mm，高~5.5mm，橄榄石的颗粒尺寸约为10μm。

在高温高压条件下对岩石样品进行扭转大变形实验是近几年发展起来的新技术(赵永红等，2008)。在对岩石进行扭转大变形实验时，受力是单纯的在剪切面上的剪应力，也就是纯剪切受力，克服了简单剪切受力条件下变形量受限制和受力复杂的局限性，扭转变形实验的变形量可以达到12(Paterson and Olgaard， 2000)。

本文的扭转变形实验在美国明尼苏达大学岩石和矿物物理学实验室进行，Paterson气体介质变形装置和典型的试 件包装细节可参阅文献(Paterson，1990; Paterson and Olgaard， 2000)。

在变形实验前对热压试件进行了显微结构分析，其中橄榄石和玄武岩熔融是均匀和各向同性的分布在热压样品中。在经过3h的试件热压之后，橄榄石颗粒尺寸大约为10μm(初始粉末的颗粒尺寸大约为2μm)，对其中的熔融进行统计得到，熔融在刚性球周围和远离刚性球的区域都是均匀分布的，所占的面积的百分数为~0.05。可以看到颗粒大小为1~10μm的熔块遍及样本，大部分熔块处于橄榄石颗粒边界或者三联点，没有观察到熔融分布的定向排列。除了小量的熔融分布的局部变化，可以认为在变形实验前，样品中熔融为均匀分布。

对热压后的样品在高精度Paterson内伺服气体介质变形装置上进行扭转变形实验，压力和温度在大约4h的试验过程中分别保持恒定，温度为14731K，围压为300±2MPa，沿着样品轴向的温度梯 度<0.2K/mm。采用常角速度加载，初使试验数据是扭转角度和扭力随时间的变化，由这些初始数据计算得出在样品外边缘的剪切应变率为≈1×10^-4s^-1，试验结束时在样品外边缘产生的累计剪切应变为γ≈4。

变形试验结束后，保持与结束时刻相同的扭矩，以大约2K/s的速率降低温度以保持变形产生的显微结构，当温度降到1300K时，去掉扭矩后将温度和压力逐渐降到室温和常压。将试件从变形装置取出后，去掉样品外部的铁套和镍管包装，样品的剪应变通过测量剪应力方向和应变标志方向的角度来进一步精确确定。

根据刚性球标记对变形后试件进行切片，利用剪切剖面来观察压力影。如图 2所示，沿着半径方向切出5个平行于圆柱样品轴的纵剖面，纵剖面上对应的几何和变形等信息列于表 1，有的切片包含一个刚性球，有的不包含但是观测面上的熔融分布受到了邻近区域内刚性球的影响，产生了不均匀的熔融分布。在这些切面对应于样品半径方向的部位，得到的变形近似于简单剪切。将切面在从粗粒到细粒的一系列金刚石研磨片上研磨后，再进行抛光清除划痕来突出颗粒边界和熔融块，用反射光学显微镜观测，得到刚性球及其周围熔融分布的显微结构图像。

图 2

Fig. 2

图 2 沿圆柱状样品轴向切出的对应于不同半径的纵剖面 每个切面对应不同的剪应力、剪应变率和剪切变形 Fig. 2 Sections are cut parallel to the axis of the sample Each section contains a zirconia bead in its center. On the plane at the center of these sections, the deformation approximates to simple shear

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 熔融分布的实验数据 Table 1 Data of melt distribution from experiments r(mm) γlocal local (10-4s-1) φ (×100) φhigh (×100) φlow (×100) 0.68 0.6 0.15 5 5 5 1.66 1.5 0.38 5 10 2 4 3.6 0.9 5 30 1 4.45 4 1 - - - Note: r is the distance from the center of the sample to the tangential section. γlocal and local are local shear strain and strain rate at the tangential section that we examined. φ is average melt fraction throughout the image taken around the bead. φhigh and φlow are average melt fractions of melt-enriched and melt-depleted regions, respectively

表 1 熔融分布的实验数据 Table 1 Data of melt distribution from experiments

将一系列光学反射显微照片连接在一起用来覆盖剪切剖面的每个刚性球周围区域。连接成的图像在MATLAB中用高斯滤波器做降噪处理。然后使用边缘检测方法产生熔融为黑色的二值图(Canny，1986)。二值图用一个代表区域为50μm×50μm大小划分为网格(网格尺寸选择是要在宏观尺度下小到足以定义一个点的属性，又能在微观尺度上大到足以包含许多个熔融块)。熔融的黑色区域的面积分数通过对每一个代表区域做计算得到。然后，为了显示熔融富集和熔融贫乏区域，将每一网格的熔融部分画在一个伪彩色图上来说明刚性球周围的熔融分布。

朱振明(2009)总结了压力影核心矿物形变的四种情况:其一，核心矿物保持其晶形；其二，核心矿物晶体形变；其三，核心矿物晶体为碎裂状；其四，核心矿物发生蚀变。在实验结果中观测到的氧化锆刚性球作为核心矿物仍然保持其完整的球形，没有发生碎裂。

在热压样品中除了熔融部分的小量局部变化以外，无论是围绕还是远离刚性球，熔融体是均匀和各向同性分布的(Qi et al., 2013)。遍及样本可以观测到大小变化从1μm到10μm不等的熔融体。在没有观察到熔融定向分布的橄榄石中，大部分熔融体分布位于三联点和颗粒边界。热压过程中没有形成熔融集聚和熔融定向分布的显微结构，因此，以下给出的结构是在变形过程中产生的。

通过详细观察变形样品剪切剖面的变形部分和熔融分布，得到的结果包括熔融分布的图像，熔融富集和熔融贫乏区域的尺寸和比例。在刚性球外半径径向位置测定剪切应变和剪切应变速率之比得到每个剖面的局部剪切应变γlocal和局部剪切应变率local。

用Matlab程序对图像进行平滑滤波处理，用边缘检测方法产生熔融为黑色的二值图(Canny，1986)，网格为20μm×20μm大小(网格尺寸选择是要在宏观尺度下小到足以定义一个点的属性，又能在微观尺度上大到足以包含许多熔融块)，通过对每一个代表区域做计算得到熔融的黑色区域的面积分数，得到的不同剖面上刚性球周围熔体分布图像分析结果总结于表 1中。

与热压后的岩石显微观测结果比较可以看出，样品经过剪切变形后，刚性球附近的熔融分布是不均匀的，在样品080612中观察到刚性球附近的不均匀熔融分布，形成熔融富集带和熔融贫乏区，从而得到了压力影构造。

图 3显示样品080612外边缘的含氧化锆刚性球的切面上反射光学显微照片，该切面距离样品中心轴大约4.0mm，对应的剪应变为3.6。熔融富集带和熔融贫乏区域的熔融分布有以下几个明显的特征，首先，在整个切面上都有由于剪切变形引起的熔融富集的成带分布，随着观测位置从切面的两边到中间，这个带与剪切面方向从~20°增大到~30°角，与剪切方向相反，与Holtzman and Kohlstedt(2007)描述的相似。其次，在氧化锆刚性球附近，熔融分布的不均匀性非常明显，在熔融富集和熔融贫乏区之间有一个边界，边界上的熔融含量为0.05，即样品的平均值。刚性球的右上和左下区域是拉伸应力区，两个熔融富集区域的形状近似于与刚性球相切的椭圆，长轴指向刚性球的圆心，影响范围大约是刚性球的一个直径范围，在这个带熔融比例是0.05~0.30，整个样品的熔融含量的平均值是0.05，离刚性球越近，集聚的熔融含量越高。刚性球的左上和右下区域是压缩应力区，两个熔融贫乏区域的形状近似于与刚性球相切的三角形，影响范围大约是刚性球的一个半径范围，在这个带熔融比例是0.01~0.05，该区域的边界由两个方向相差50~60度的熔融富集带包络形成。进一步仔细观察，还会发现，即使在熔融富集和熔融贫乏区域中，熔融的分布也不均匀，熔融的富集程度随着离开刚性球的距离的增加而减小，同时，在区域内部，熔融还有成带分布的特点。

图 3

Fig. 3

图 3 反射光学显微照片 切面中部是一个白色的氧化锆刚性球，橄榄石是浅灰色，熔融体是深灰和黑色. 剪切方向上右下左 Fig. 3 Reflected light optical micrograph At the center of the section is the zirconia rigid bead. Olivine is gray. Melt pockets are dark gray or black. The sense of the shear is top to right

图 4是经过二值化处理后的熔融分布图像，处理过程是将浅灰色的橄榄石和中心位置上的氧化锆刚性球显示成白色，将深灰和黑色的熔融体显示成黑色，经过二值化处理，刚性球周围熔融积聚形成的压力影及其精细结构可以更清楚地被观察到。在样品的轴向外边缘切面中，椭圆阴影区域是熔融积聚区，三角区域是熔融贫乏区，熔融富集和熔融贫乏区域的位置大致对称。熔融富集区域相对于刚性球为近似北偏东30度方向和南偏西30度方向，在远离刚性球方向扩展大约一个刚性球直径的距离，熔融贫乏区域近似为北偏西30度方向和南偏东30度方向，在远离刚性球方向扩展大约一个刚性球半径的距离。熔融富集或者熔融贫乏区域的平均熔体比例是在20μm×20μm网格区域内以一个标准偏差为误差的熔体分数的平均。在熔融富集区域熔体比例φ_high，从0.05到0.30，在熔融贫乏区域熔体比例φ_low在0.01和0.05之间。

图 4

Fig. 4

图 4 经过二值化处理后的熔融分布图 椭圆阴影区域是熔融积聚区，三角区域是熔融贫乏区 Fig. 4 Melt distribution from reflected micrograph after binary process Elliptic area is melt rich region and triangle area is melt deplete region

不同切面上刚性球周围的熔融分布由图 5显示。在图 5a中，样品切面距离样品中心轴大约0.68mm，对应的应变为~0.6，刚性球周围的熔融近似于均匀分布，观察不到刚性球周围有熔融积聚区和熔融贫乏区；在图 5b中，样品切面距离样品中心轴大约1.66mm，对应的应变为~1.5，刚性球周围的熔融呈现出非均匀分布，可以观察到刚性球周围有明显的熔融积聚区和熔融贫乏区；在熔融富集区域熔体比例φ_high从0.05到0.10，在熔融贫乏区域熔体比例φ_low在0.02和0.05之间，熔融富集区域在远离刚性球方向扩展大约一个刚性球半径的距离，熔融贫乏区域近在远离刚性球方向扩展大约半个刚性球半径的距离。

图 5

Fig. 5

图 5 不同切面上刚性球周围的熔融分布 (a)切面距离样品中心大约0.68mm，剪切应变大约为0.6，刚性球周围的熔融近似于均匀分布；(b)切面距离样品中心大约1.66mm，剪切应变大约为1.5，刚性球周围的熔融呈现出非均匀分布 Fig. 5 The melt distribution on different sections (a) the melt distributes homogeneously around bead on the section about 0.68mm from the center of the sample; (b) the melt distributes non-homogeneously around bead on the section about 1.66mm from the center of the sample

将不同切面处的样品显微图像进行比较可知熔融的不均匀分布程度是与扭转作用产生的变形量有关，同时，也和刚性球产生的扰动有关。

与图 3和图 4显示的样品边缘处的轴向切面上的熔融积聚区和熔融贫乏区的分布特征相比较，可以观察到对应于不同的切面，因而剪切应变不同，熔融积聚区和熔融贫乏区的范围和熔融积聚强度都不相同，接近样品中心处，对应的剪切应变小于1，没有压力影的形成；随着观测点的位置向着样品的边缘移动，剪应力和剪应变增大，压力影的范围逐步增大，熔融积聚区和熔融贫乏区的熔融积聚强度也逐步增大。

对含有氧化锆刚性球结构的圣卡罗橄榄石和洋中脊玄武岩(MORB)混合物样品进行的高温高压扭转大变形试验后的样品沿柱体轴向切片，对不同部位的切面上拍摄的反射显微图像进行观测和图像处理得到的二值化的熔融分布图，显示出当应变达到1以上时，含氧化锆刚性球的样品受到扭力作用在刚性球周围的压力梯度使样品内部的熔融组分重新分布，在氧化锆刚性球周围形成了熔融富集带和熔融贫乏带即压力影构造。本文的高温高压实验证明了压力影对应变敏感这一论点。对部分熔融岩石中应力驱动熔融分凝现象的研究表明，熔融富集带的发展是由于熔融比例的初始扰动(Stevenson，1989)。Katz et al.(2006)指出熔融富集带的生长速率与初始扰动的幅度有关。Holtzman et al.(2003)进行了一般剪切实验，King et al.(2010)进行了扭转变形实验，他们认为是压力作用驱动熔融富集带的形成。如果样品厚度大于或约等于压实长度可以观察到熔融富集带产生。McKenzie(1984)通过二相理论预测到应力驱动分凝形成熔融富集带和压力影。朱振明(2009)认为压力影受岩石性质、应力性质及强度和矿含溶液等因素控制，主要分布在压、扭性断裂带的中间过渡性的构造岩石带中。

实验观察到的熔融分布和McKenzie and Holness(2000)的理论预测在定性上是一致的。尽管试验中的样品大小，颗粒大小，温度和应变率等条件与自然的条件不相同，但宏观和微观结构的相关性使我们有可能根据实验结果的外推来得到自然条件下的结果。压力影构造可以作为韧性剪切带中的剪切指向标志(Etchecopar and Malavieille， 1987)。郭洪方等(1996)以辽宁某韧性剪切带为例通过不同形态特征的压力影判断剪切指向。凌小惠(1989)通过对压力影构造的成因学、运动学和动力学初步分析，认为压力影构造的研究，以微见大，可以获得区域范围乃至更大范围的构造信息，用来分析构造环境，探索地壳运动。依靠高温高压实验、构造地质与地球物理学科之间的交叉合作研究，得到熔融相压力影构造的形成理论，更可以为查明地幔各向异性、地震波各向异性，以及岩石圈各种岩石矿物的变形历史提供依据，这种学科之间的交叉研究也将为各种地球内部的构造现象提供更加科学合理的解释。

本文用高精度Paterson气体介质变形装置对含有氧化锆刚性球结构的圣卡罗橄榄石和洋中脊玄武岩(MORB)混合物样品进行了高温高压扭转大变形试验。通过实验，我们得到扭转大变形产生压力影的过程和特征包括：

(1)样品在持续扭转力的作用下，产生剪切变形且应变达到一定程度时，样品内部的熔融组分重新分布，在刚性球附近得到不均匀熔融分布，形成熔融富集带和熔融贫乏区，从而得到了压力影构造。

(2)对应于不同的切面，因为剪切应变量不同，熔融积聚区和熔融贫乏区的范围和熔融积聚程度都不相同，剪切应变小于1时，没有压力影的形成；剪应力和剪应变增大时，压力影的范围也逐步增大，熔融积聚区和熔融贫乏区的熔融积聚程度逐步增大。

(3)在熔融富集和熔融贫乏区域中，熔融的分布也不均匀，熔融具有成带分布的特点。