斷層帶中假玄武玻璃成因機制及非穩態流變意義

李文元，曹淑云

中國地質大學(武漢)地球科學學院，地質過程與礦產資源國家重點實驗室，武漢，430074

內容提要:假玄武玻璃呈玻璃質或隱晶質特性，常常與斷層帶相伴出現，其形成能有效地降低斷層摩擦強度，被認為是古地震快速滑動的化石紀錄。因此，對假玄武玻璃的研究對深入了解深部就位的斷層變形和地震成因機制等具有重要意義。盡管國內外學者對假玄武玻璃開展了長期的研究，也積累了豐富的資料，然而，由于天然假玄武玻璃非常少見或零星地被報道，再加上其形成環境和過程的復雜性，對假玄武玻璃的構造特征、形成環境和成因機制仍然存在諸多爭議及亟待解決的關鍵科學問題。研究表明，假玄武玻璃可以發育在大陸巖石圈不同深度范圍內，即中下地殼乃至上地幔以糜棱巖為主的韌性變形領域(>60 km)，或中上地殼層次以碎裂巖為主的脆性變形域(<12 km)。越來越多證據也顯示出在斷層帶的脆—韌性轉換域中形成的假玄武玻璃跟淺源地震活動直接關聯，也意味著中上地殼脆性變形和中下地殼塑性變形之間存在著更為復雜的耦合關聯，同時對不同深部巖石強度和力學行為提出了挑戰。對假玄武玻璃形成機制存在由斷層面上的摩擦熱導致的摩擦熔融體或僅僅是斷層面巖石超碎裂粉碎作用認識的爭議。而有研究認為干的環境有利于假玄武玻璃形成，因為流體的存在會降低斷層面的有效正應力，不利于熱量的積累以及摩擦熔融的進行；然而，另外一種觀點認為流體的存在可以降低礦物熔融溫度有利于斷層摩擦熔融及形成假玄武玻璃。本文從假玄武玻璃的形成機制、形成深度、流體影響、形成后對斷層強度的影響、以及保存與破壞機制幾方面進行了最新總結，并對假玄武玻璃中非晶態物質的成因、脆—韌性轉換帶之下巖石的變形機制以及對陸殼強度的影響和非穩態流變意義進行探討。

假玄武玻璃呈暗棕色、黑色玻璃質或隱晶質特性。巖石的外貌很像玻璃質火山熔巖中的玄武玻璃，故稱為假玄武玻璃(Pseudotachylyte，也有寫成Pseudotachylite)。其常常與斷層帶相伴出現，通常被認為是與地震斷層有關的高應變速率條件下的產物，因此也被譽為“地震化石”。對假玄武玻璃的認識可追溯到19世紀初。MacCulloch(1819)用“暗色巖石(trap rock)”來描述沿蘇格蘭西部島嶼東側太古宙片麻巖中分布的假玄武玻璃，并將這種暗色巖石描述為鑲嵌在玄武巖中由片麻巖和花崗巖碎片組成的礫巖。Clough(1888)和Clough等(1909)分別將英格蘭切維奧特山的花崗巖中和與蘇格蘭格倫科火山口沉陷有關的環形斷層中發育的假玄武玻璃描述為“堅硬壓碎巖(flinty crush rock)”。

假玄武玻璃這一術語是由Shand(1916)提出，用來描述南非Vredfort花崗巖群北部Parijs地區太古宙片麻巖中呈脈狀或網脈狀的暗色隱晶質巖石。這類巖石與玻狀玄武巖相似，但其物理和化學成因明顯不同，故稱假玄武玻璃。之后，國內外學者對假玄武玻璃的類型、野外產狀和形態分布、顯微構造特征、地球化學、實驗模擬等開展了不同程度的研究(e.g.,McKenzie and Brune,1972;Sibson,1975,1986;Wenk,1978;楊主恩等,1981;邵濟安等,1988;Passchier,1982;Magloughlin,1992;Swanson,1992;Lin Aiming,1994a,b;張進江和鄭亞東，1995；張桂林，1997；Cowan,1999;林愛明等，2002；劉建民等,2003,2005,2009;Rowe et al.,2005;Di Toro et al.,2006,2009;Spray,2010;Bestmann et al.,2011;Proctor and Lockner,2016;Hung Chiencheng et al.,2019)。國內學者們相繼對新疆二臺斷裂帶(史蘭斌等，1997；劉建民，2009)、賀蘭山地區(胡能高等，1995)、桐柏—大別造山帶(林愛明等，2002；劉建民等，2003，2004，2005)、嵩山登封大斷層(侯廣順等，2013)、蘭坪河西雪龍山巖群(沙紹禮和陳曉林，2013)、豫西雙龍剪切帶(靳立杰等，2014)、以及廣東河臺(張桂林和梁金城，1998；王歷星等，2019)的假玄武玻開展了野外產狀、化學成分、成因機制的研究，并探討了同震斷裂的破裂機制及地震學意義。

近年來，一些學者通過對龍門山斷裂帶中地表出露及鉆孔巖芯中的假玄武玻璃開展研究，認為龍門山構造帶形成演化過程中長期伴隨有地震活動，這為認識汶川地震的發生機制提供了重要科學依據(Li Haibing et al.,2013;王煥等，2013，2015；Wang Huan et al.,2015；Zheng Yong et al.,2016;李海兵等，2018；張蕾等，2017，2019；Zhang Lei et al.,2021;Dang Jiaxiang et al.,2021)。然而，由于天然假玄武玻璃非常少見或僅零星存在不同地區，再加上其形成環境和過程的復雜性，對假玄武玻璃和相關巖石的構造特征、形成環境和成因機制等目前仍然存在爭議，亟待持續開展深入的研究。下面對假玄武玻璃的形成環境、成因機制、流體(水)作用、對斷層滑移的影響以及形成后的保存與破壞等幾個方面分別進行了總結并對其地質意義進行了探討。

1 假玄武玻璃的形成環境

研究表明，假玄武玻璃可以形成于不同的構造環境中，如①隕石撞擊所形成的沖擊構造，如南非Vredfort地區中的假玄武玻璃(Martini,1992;Spray,1995)，認為是在撞擊點附近由于摩擦熔融或減壓熔融形成的熔體快速冷卻(Reimold,1995;Melosh,2005;French and Koeberl,2010;Reimold et al.,2017)；②斷裂帶的快速摩擦滑動，在斷層面或大型滑坡面附近，由于巖層快速滑動，巖石在滑動面發生碎裂化作用或摩擦熔融(Sibson,1986;Spray,1992;Sibson and Toy,2006;Lin Aiming,2008;Di Toro et al.,2009;Bestmann et al.,2011)。盡管最早對于假玄武玻璃的研究是基于沖擊構造展開的(Shand,1916)，但對假玄武玻璃的了解大部分來自于對斷層的研究，其斷層活動與地震過程緊密關聯(Spray,1995,2010)，因此，斷層構造成因的假玄武玻璃通常被視為古地震活動的“化石”記錄器(Sibson,1975;Cowan,1999;Rowe et al.,2005)。

基于野外觀察和實驗研究表明，假玄武玻璃的形成深度可分布在整個傳統發震帶(脆—韌性轉換帶及之上區域)甚至是韌性變形域(圖1a)，記錄了發震源區以及剝露過程的重要信息，是聯結實際地震破裂過程與地震成因理論的樞紐，對我們深入了解并探討斷裂發展過程、形成機制、地震活動脈動性、地震成因機制、預算地震能量、同震斷層滑動的熱歷史具有重要啟示意義(Sibson,1975;Magloughlin,1992;Di Toro et al.,2006,2009)。雖然近些年對斷裂系統的深入研究表明，一些其他的構造特征或指標也可記錄同震滑動的信息(王煥和李海兵，2019)，如脫揮發分結構(Han et al.,2007;Verberne et al.,2014)、有機質成熟度(Oohashi et al.,2011;Kuo Liwei et al.,2017)微量元素遷移特征(Ishikawa et al.,2008)、斷層鏡面構造(Kuo Liwei et al.,2016)、液化粒狀流(Otsuki et al.,2003;Kirkpatrick and Shipton,2009)、碎屑—皮層集合體(Boutareaud et al.,2008,2010;Boullier et al.,2009)、同震晶體塑性變形(John et al.,2009;Kim et al.,2010)等，但事實上假玄武玻璃仍是識別古地震最直接最有效的標志，是研究古地震的最好媒介。

圖1 走滑孕震帶構造剖面示意圖(據Swanson,1992;Lin Aiming,2008修改)Fig.1 Structural profile of strike slip seismogenic belt (modified after Swanson,1992;Lin Aiming,2008) (a)脆—韌性轉變、變形和粉碎機制隨地殼深度變化以及假玄武玻璃的分布。(b)碎裂巖相關假玄武玻璃產狀示意圖，假玄武玻璃與碎裂巖伴生，且通常切割巖石先存面理。(c)—(e)糜棱巖相關假玄武玻璃產狀示意圖：(c)假玄武玻璃形成后，在左行剪切作用下，假玄武玻璃發生變形—糜棱巖化；(d)地震破裂導致形成假玄武玻璃脈體，斷層脈通常與圍巖面理產狀一致，注入脈以高角度切割圍巖；(e)在深部韌性域中，巖石在左行剪切作用下發生塑性變形形成糜棱巖。(f)—(g)地震斷層擴展演化空間模式(據Swanson,1992修改)：(f)上地殼以脆性破裂摩擦為主的摩擦熔融模式；以假玄武玻璃—碎裂巖組合為基礎；(g)下地殼以韌性黏結摩擦為主的摩擦熔融模式，以假玄武玻璃—糜棱巖組合為基礎(a)Brittle—ductile transition,deformation and wear mechanisms change with crustal depth and the distribution of pseudotachylyte.(b) Formation of pseudotachylyte relates cataclastic rock usually cut the pre-existing foliation of rocks.(c)—(e) Formation of pseudotachylyte relates to mylonite:(c) pseudotachylyte was deformed to form mylonitic rock during left-lateral shearing;(d) seismic rupture leads to the formation of pseudotachylyte veins;fault veins are usually consistent with the occurrence of surrounding rock foliation,and the injection veins cut the surrounding rock at a high angle;(e) in the deep-seated ductile domain,the rock is plastically deformed under left lateral shearing to form mylonite.(f)—(g) Evolution of seismic fault propagation (modified according to Swanson,1992):(f) friction melting mode of the upper crust is mainly brittle fracture friction by pseudotachylyte cataclastic rock assemblage;(g) friction melting mode of the lower crust is dominated by ductile adhesive friction by the pseudotachylyte mylonite assemblage

根據假玄武玻璃脈體與斷層面產狀關系(Sibson,1975)，可以將假玄武玻璃劃分為斷層脈(斷層面上所形成的源脈)和注入脈(由斷層面上所產生的熔體及細粒碎屑注入到圍巖同震裂隙中所形成的單脈或網脈)(圖1b)?，F有研究表明在地殼不同深度條件下均可產生假玄武玻璃(圖1a)，不同深度產生的假玄武玻璃通常具有以下特點：①在脆性條件下形成的假玄武玻璃通常與碎裂巖伴生，假玄武玻璃通常切割巖石先存面理或層理，呈脈狀或網脈狀分布(圖1b)。②在韌性條件下形成的假玄武玻璃通常與糜棱巖伴生，在深部韌性域中，地震破裂通常沿薄弱面(如面理)進行傳播，通常形成脈體形狀相對簡單且與圍巖糜棱面理產狀一致的假玄武玻璃，但注入脈通常以大角度切割圍巖，當假玄武玻璃形成后，在后期剪切作用下假玄武玻璃發生塑性變形，導致脈體形態也受后期剪切變形控制(圖1c—e)。地震斷層是沿破裂前鋒發展的，造成不同深度假玄武玻璃產狀差異的原因可能是破裂前鋒的擴展方式不同，在淺部脆性域中，破裂前鋒帶形成R剪裂/張裂陣(圖1f)，在深部韌性域中，破裂前鋒帶受先存糜棱面理影響，形成平行于剪切面的Y剪裂陣(圖1g)(張進江和鄭亞東，1995)。

前人對假玄武玻璃的研究與爭議多聚焦在以下方面：①假玄武玻璃的形成機制，摩擦熔融或超碎裂粉碎(Sibson,1975;Wenk,1978;Magloughlin,1992;Spray,1995;Ozawa and Takizawa,2007;Pec et al.,2012b)。②流體在形成假玄武玻璃過程中的作用，無水斷層vs.富水斷層(Scholz et al.,1973;Magloughlin,1992;Rowe et al.,2005;Ferrand et al.,2017;Brantut,2020)。③假玄武玻璃形成對斷層滑移的影響，潤滑劑vs.黏性抑制劑(McKenzie and Brune,1972;Tsutsumi and Shimamoto,1997;Di Toro et al.,2004a,2006;Niemeijer et al.,2011;Kendrick et al.,2014;Hayward and Cox,2017;Wallace et al.,2019)。④在實驗室中通過摩擦熔融實驗，了解與斷層有關的假玄武玻璃形成的力學機制和熔融過程，來反演地震活動期間斷層的情況(McKenzie and Brune,1972;Spray,1995;Di Toro et al.,2006;Proctor and Lockner,2016;Hung Chiencheng et al.,2019;Papa et al.,2021;Zhang Lei et al.,2021)。⑤通過理論和實驗來計算產生假玄武玻璃所需要的能量和條件、震源參數、同震熔體壓力等(Di Toro et al.,2006,2009;Spray,2010;Ferrand et al.,2018,2021)。

2 假玄武玻璃成因機制和基本特征

對假玄武玻璃及相關巖石的形成機制爭論的焦點主要集中在摩擦熔融成因(melting-originated pseudotachylyte)(Sibson,1975,1980;Magloughlin,1992;Spray,2010)，還是摩擦粉碎/超碎裂作用(crushing-originated pseudotachylyte) (Wenk,1978;Weiss and Wenk,1983;Janssen et al.,2010)。

2.1 摩擦熔融成因

斷層面摩擦加熱導致礦物發生熔融，產生的熔體冷卻后同殘存的碎屑一起形成假玄武玻璃這一成因機制被學者所廣泛接受(Holland,1900;Clough et al.,1909;Shand,1916;Sibson,1975;Magloughlin 1992)。摩擦熔融是極端應變局部化的一種表現，通常被認為是在應變速率>10-2s-1和滑移速率>0.1 m/s(Spray,1992)。野外宏觀特征、顯微構造特征以及巖相學證據 (Sibson,1975;Maddock,1983;Maddock et al.,1987;Lin Aiming,1991,1994a,b;Ikesawa et al.,2003;Di Toro and Pennacchioni,2005;Rowe et al.,2005;Bestmann et al.,2011;Rowe et al.,2012;王煥等,2015)，并結合摩擦熔融實驗表明在一定深度范圍可以通過摩擦加熱導致礦物熔融產生假玄武玻璃(McKenzie and Brune,1972;Spray,1995;Tsutsumi and Shimamoto,1997;Lin Aiming and Shimamoto,1998;Di Toro et al.,2006;Niemeijer et al.,2011;Kendrick et al.,2014;Hornby et al.,2015;Proctor and Lockner,2016;Wallace et al.,2019)。

熔融成因假玄武玻璃的典型標志包括有：①由基質和碎屑兩部分組成，多以黑褐—灰黃—黃褐色脈狀或者網脈狀產出，穿插在斷層帶的巖石中，有時可以識別出多期假玄武玻璃脈體(年輕脈體切割并覆蓋了較老的脈體)，不同期次假玄武玻璃脈體之間的接觸邊界一般比較尖銳(圖2)。②基質主要由致密隱晶質—玻璃質物質組成(圖2c，f，g)(Toyoshima,1990;Lin Aiming,1994a)，且有時可見不同形狀的且只有高溫和快速淬火條件下形成的微晶或者球晶(圖2j)(Maddock,1983;Lin Aiming,1994b;Di Toro and Pennacchioni,2004;Wang Huan et al.,2019)；③存在氣泡和杏仁體(Maddock et al.,1987)；④流動狀構造(圖2g)(Di Toro et al.,2009)；⑤淬火的硫化物熔滴(Magloughlin,1992,2005)；⑥碎屑主要由大小不等(一般小于0.2 mm)，圓—次圓狀的石英、長石顆粒組成(圖2e—i)；⑦由礦物選擇性熔融導致的假玄武玻璃與母巖某些化學成分的系統性變化(Maddock,1992;Magloughlin and Spray,1992;Lin Aiming and Shimamoto,1998)；以及一些其他的證據如港灣狀的碎屑、冷凝/淬火邊(Philpotts,1964;Lin Aiming,1994a)、以及碎屑的圓度(>0.4)(Lin Aiming,1999)、高磁化率值或高剩磁強度特征(張蕾等,2019)。

圖2 假玄武玻璃宏觀—顯微構造特征Fig.2 Macroscopic and microscopic structural characteristics of pseudotachylyte (a)不同期次假玄武玻璃脈交切關系示意圖；(b)假玄武玻璃及圍巖宏觀手標本照片；(c)假玄武玻璃脈體斜切圍巖糜棱面理顯微照片；(d)不同期次假玄武玻璃脈體顯微照片，假玄武玻璃脈體周圍伴生有碎裂巖；(e)—(f)假玄武玻璃脈體顯微照片，基質呈玻璃質—隱晶質，脈體中含有石英碎屑；(g)與碎裂巖伴生的假玄武玻璃顯微照片，碎屑成分主要由長石和石英，具有流動結構；(h)假玄武玻璃與圍巖接觸邊界BSE圖像，假玄武玻璃注入到圍巖裂隙中；(i)網脈狀假玄武玻璃BSE圖像；(j)假玄武玻璃基質中針柱狀微晶BSE圖像；所有樣品采自東阿爾卑斯山Mur—Mürz斷層帶(a) Cross cutting relationship of pseudotachylyte veins in different stages;(b) macro hand specimens of pseudotachylyte and surrounding rock;(c) micrograph of mylonite foliation of oblique cut surrounding rock of pseudotachylyte vein;(d) micrograph of pseudotachylyte veins at different stages show that cataclastic rocks are associated around pseudotachylyte veins;(e)—(f) micrograph of pseudotachylyte vein,the matrix is glassy cryptocrystalline,and the vein contains quartz clasts;(g) micrographs of pseudotachylyte associated with cataclastic rocks;the clastic components are mainly feldspar and quartz,with flow structure;(h) BSE image of the contact boundary between pseudotachylyte and surrounding rock,and pseudotachylyte is injected into the cracks of surrounding rock;(i) BSE image of reticulated pseudotachylyte;(j) BSE image of needle columnar microcrystals in pseudotachylyte matrix.All samples were taken from the Mur—Mürzfault zone in the eastern Alps

化學成分分析表明，熔融成因假玄武玻璃脈整體化學成分從基性到酸性各不相同，但假玄武玻璃全巖(基質+碎屑)的主要化學成分與其母巖類似，而且稀土元素和微量元素總體含量也變化不大，說明假玄武玻璃是母巖原地熔融而成的(Wenk et al.,1982;Magloughlin,1989,1992;Lin Aiming,1994a,b;Lin Aiming and Shimamoto,1998)。而假玄武玻璃基質的化學成分與母巖有較為顯著的差異。如基質中SiO2含量相對較低，而Al2O3、FeO、MgO、TiO2的含量則相對偏高，K、Ca、Na具有不穩定性(Lin Aiming,1994a;Lin Aiming and Shimamoto,1998;Di Toro and Pennacchioni,2005;Wang Huan et al.,2019;王歷星等,2019)。學者們認為這種化學成分的改變是由母巖中含水礦物和鎂鐵質礦物(如云母、角閃石等，具有相對較低的單相熔點且伴隨H2O的釋放)的選擇性熔融引起的(O’Hara,1992;Jiang Hehe et al.,2015;Wallace et al.,2019)。最初學者們認為摩擦熔融過程是化學平衡過程，但平衡熔融需要足夠長的時間來完成不同礦物相之間的所有化學反應，而假玄武玻璃熔體的產生到冷卻是一個快速的過程(與假玄武玻璃生成有關的地震滑動事件被認為在幾秒或更短的時間尺度上發生)。隨著研究的深入，發現熔融成因的假玄武玻璃中殘留的礦物碎屑多是石英、長石，而云母、角閃石這類含水的鎂鐵質礦物含量很少，不符合平衡熔融的特征?，F在學者們已經從實驗和理論上證明，假玄武玻璃形成過程是一種非平衡絕熱熔融過程，涉及單個礦物相按照固相線溫度選擇性熔融，而不是全巖平衡熔融(Allen,1979;Maddock,1992;Magloughlin,1992;Lin Aiming,1994a;Lin Aiming and Shimamoto,1998;Di Toro and Pennacchioni,2004;Spray,2010;Wang Huan et al.,2019)。在一定程度上可以用摩擦熔體的成分演化來約束源區性質和滑動持續時間(Jiang Hehe et al.,2015)。在假玄武玻璃形成過程中，常見礦物的熔融順序一般是：云母(約650℃)、角閃石(約750～850℃)、輝石(約800～1425℃)、長石(約1100～1555℃)、石英(約1700～1730℃)(Spray,2010)。

2.2 超碎裂成因

超碎裂—粉碎作用是形成假玄武玻璃的另一種重要機制(Clough,1888;Wenk,1978;Ozawa and Takizawa,2007;Pec et al,2012b)。超碎裂成因假玄武玻璃在宏觀露頭與微觀顯微尺度上表現出與熔融成因假玄武玻璃相似的特征，也可以呈脈狀或者網脈狀形式出現(圖3a—c)，在普通光學顯微鏡下也是由碎屑和隱晶質的基質組成(圖3d)，甚至也可見流動狀構造(圖3e)(Ozawa and Takizawa,2007;靳立杰等,2014)。在更高放大倍數的電子顯微鏡下可以發現碎裂成因的假玄武玻璃基質主要由更加細粒的礦物碎屑組成，這些極細粒的礦物碎屑呈棱角狀—次圓狀(圖3f—g)。但在其形成過程中沒有發生熔融或生成的熔體量可以忽略不計(Wenk,1978;Ozawa and Takizawa,2007;Pec et al.,2012b)。一些研究也報導了自然界中存在的超碎裂成因假玄武玻璃，它們的典型特征是基質主要由極細粒的碎屑組成，只含有少量的非晶態物質，沒有典型的熔融結構(Clough,1888;Wenk,1978;Wenk and Weiss,1982;Lin Aiming,1996;Ozawa and Takizawa,2007;Janssen et al.,2010;靳立杰等,2014)。我們在滇西點蒼山發現的碎裂成因假玄武玻璃中也存在有少量的非晶態物質(圖3f)。這種成因機制強調機械粉碎而非摩擦熔融。高壓快速摩擦/剪切實驗也獲得了與宏觀下熔融成因假玄武玻璃相似的細脈，但其沒有經歷熔融，而是高度碎裂化—粉末化的細粒破碎物壓實形成的集合體(Weiss and Wenk,1983;Pec et al.,2012a,2016)。有學者認為這種假玄武玻璃的成因可歸因于地震斷裂過程中氣—固—液系統中細粒物質的流態化和注入作用(Lin Aiming,2019)。

圖3 碎裂成因假玄武玻璃宏觀—微觀特征Fig.3 Macroscopic and microscopic characteristics of pseudotachylyte of cataclastic origin(a)—(c)呈黑色脈狀的假玄武玻璃野外露頭照片；(d)細脈狀假玄武玻璃及其圍巖花崗質糜棱巖顯微照片，假玄武玻璃由基質和礦物碎屑兩部分組成；(e)假玄武玻璃顯微照片，脈體呈黃褐色，發育有流動結構的深褐色薄層(黑色箭頭)；(f)假玄武玻璃BSE顯微照片，碎屑主要由棱角狀—次棱角狀石英、鉀長石組成，基質由極細粒的礦物顆粒組成(<1 um)，在基質中可見非晶態(脈)材料；(g)假玄武玻璃HRSEM照片，可見棱角狀—次棱角狀的碎屑以及極細粒的基質；照片(a)、(d)、(f)樣品采自滇西點蒼山南部西洱河斷裂附近；照片(b)、(c)、(e)、(g)引自Ozawa and Takizawa (2007)(a)—(c) Field outcrops of pseudotachylyte in black veins.(d) Micrographs of veinlet pseudotachylyte and its surrounding granitic mylonite.Pseudotachylyte is composed of matrix and mineral clasts.(e) The pseudotachylyte vein is yellowish brown,and a dark brown thin layer with flowing structure (black arrow) is developed.(f) BSE image of pseudotachylyte.The clasts are mainly composed of angular or subangular quartz and K-feldspar.The matrix is composed of very fine mineral particles (<1 μm).Amorphous (vein) materials can be seen in the matrix.(g) In the HRSEM photos of pseudotachylyte,angular subangular fragment and very fine-grained matrix can be seen.Samples (a),(d) and (f) in photos were collected near the Xi’er River fault in the south of Diancang Mountains in western Yunnan.Photos (b),(c),(e),(g) is cited from Ozawa and Takizawa (2007)

判斷超碎裂成因假玄武玻璃的明顯特征：①假玄武玻璃基質主要由非常細粒且棱角狀碎屑組成，幾乎沒有摩擦熔融的跡象(Lin Aiming,1996,1999;Ozawa and Takizawa,2007)。②假玄武玻璃中碎屑的圓度一般小于0.4(Lin Aiming,1999)。③假玄武玻璃的整體化學成分與母巖相似或只有輕微的變化(Lin Aiming,1996;Ozawa and Takizawa,2007)。④如果存在非晶態物質，那么這些非晶態物質具有不規則的邊界，且表現出介于非晶態與礦物晶體碎片之間的過渡狀態(Yund et al.,1990;Ozawa and Takizawa,2007;Janssen et al.,2010)。根據不同類型假玄武玻璃所具有的顯微結構特征，可以較為容易區分超碎裂與摩擦熔融成因假玄武玻璃。然而當摩擦熔融成因的假玄武玻璃經過復雜地質作用改造后(如脫波化、塑性變形、重結晶作用、流體改造等)，原先玻璃質基質發生礦物生長或重結晶形成隱晶或超細粒晶體基質，只從微觀結構上很難與超碎裂成因假玄武玻璃區分。在這種情況下，可以通過假玄武玻璃基質與原巖中SiO2的變化規律來加以區分。有學者研究表明，熔融與碎裂成因假玄武玻璃基質/非晶態材料中SiO2含量與原巖變化規律明顯不同，熔融成因假玄武玻璃基質中SiO2含量低于原巖(石英熔點高于長石以及鎂鐵質礦物)，而通過地震滑動過程中粉碎作用形成的非晶態物質常伴隨著流體—巖石反應和礦物轉化，由于SiO2不容易被流體帶走，導致形成的非晶態物質SiO2含量通常高于原巖(Dang Jiaxiang and Zhou Yongsheng,2021)。

2.3 碎裂—熔融相關聯成因

除了上述兩種對立的觀點外，還有另一種認為假玄武玻璃形成與碎裂—熔融都直接關聯(Magloughlin,1992;Kirkpatrick and Rowe,2013)，即粉碎和摩擦誘導熔融是相關過程(Swanson,1992;Ray,1999;Fabbri et al.,2000;林愛明等,2002;Di Toro and Pennacchioni,2005;劉建民等，2005;侯廣順等,2013;王歷星等,2019)。Spray(1995)通過高速摩擦滑移實驗證明，摩擦滑動期間的晶粒尺寸減小是同震滑動期間摩擦熔融的必要前兆(Tsutsumi and Shimamoto,1997;Hirose and Shimamoto,2003)。Ray(1999)通過研究假玄武玻璃中的碎屑粒度分布，提出粉碎可能是完整巖石向假玄武玻璃轉化的過程之一。巖石的細?；c摩擦熔融是相輔相成的，而不是相互排斥的過程，粉碎或熔化的發生取決于滑動界面的能量，根本上是取決于應變速率(Spray,1995)。巖石和礦物的力學性質(這些性質包括屈服強度、剪切屈服強度、斷裂韌性和導熱系數)控制著粉碎過程(Spray,2010)。然而，很少有研究能直接證明自然界中假玄武玻璃的粉碎和熔化之間的關系，也很難定義詳細的微觀結構特征，以建立起兩者之間的聯系。

2.4 假玄武玻璃形成過程：非穩態流變和地震作用

地震過程往往伴隨著斷層不穩定滑動，產生強烈的應變局部化帶。實驗表明，在一定溫壓條件下當巖石處于半脆性域時可發生非穩態流變，在發生碎裂作用的同時也可發生動態重結晶以及位錯蠕變等塑性變形(牛露等，2021)。有學者發現同時存在摩擦熔體和重結晶細顆粒是大多數含假玄武玻璃斷裂巖的系統性特征，并通過對重結晶細粒石英和假玄武玻璃顯微結構及變形組構的詳細研究，揭示了脆—韌性轉換帶中假玄武玻璃形成是非穩態流變過程(Bestmann et al.,2011,2012)。在脆—韌性轉換帶中，形成假玄武玻璃將經歷以下4個階段(Bestmann et al.,2012)，并且在此過程中石英經歷了碎裂—動態重結晶—靜態重結晶(圖4a)：①同震破裂與碎裂巖形成，在滑動初期斷層摩擦較大，地震破裂傳播過程中在斷層帶附近產生大量同震破裂，斷層表面延伸出多組高角度裂縫，石英發生初始破碎，形成碎裂巖。同震滑動過程導致溫度上升，使得母巖中石英顆粒發育高位錯密度。②高應力位錯滑移，斷層面摩擦剪切加熱引起持續升溫發生熔融，形成的熔體沿斷層面分布并注入到圍巖裂隙中。溫度的升高促進了位錯的發展與重新排列，石英發生動態重結晶，形成亞顆粒(高應力和高應變率共同控制了亞晶粒和新晶粒的粒度)。③整個剪切滑移持續幾十秒，假玄武玻璃主體形成。與斷層滑動同時代的微剪切帶中重結晶的細粒石英集合體通過晶界滑動機制發生動態重結晶，導致持續晶體塑性變形和應變累積，圍巖裂隙開始發生愈合。④沿斷層面的剪切滑動停止，靠近摩擦熔體層的圍巖微剪切區可保持數十秒的高溫(T>800℃)，石英發生靜態重結晶，形成三聯點結構，并限制晶粒生長，以最大限度地降低石英集合體的表面能，大部分圍巖裂隙得到愈合。

圖4 沿地震斷層滑動過程中，斷層剪切強度隨時間演化的理想化模型及石英顯微結構特征(a) (據Bestmann et al.,2012修改)和地震不同階段地震層應力狀態、石英變形機制隨時間變化模式圖(b) (據周永勝和戴文浩，2021修改)Fig.4 Idealized model of time evolution of fault shear strength and microstructure characteristics of quartz during sliding along seismic fault (a) (modified after Bestmann et al.,2012) and the model of stress state and quartz deformation mechanism of seismogenic zones change with time in different stages of earthquake (b) (modified after Zhou Yongzhang and Dai Wenhao,2021&)

對震后松弛和非穩態流變研究表明，應變速率和流體控制著地震周期不同階段孕震帶的變形機制(圖4b)(戴文浩和周永勝，2019；周永勝和戴文浩，2021)。在間震期，孕震帶應力以及應變速率較低，在較高的流體壓力背景下往往發生穩態蠕變，此時孕震帶中長石的主要變形機制以碎裂為主，石英、云母等礦物的變形機制主要以塑性變形為主(如動態重結晶)。在同震破裂階段，孕震帶所受應力較大，應變速率達到最高，斷層脆—韌性轉換深度增加，伴隨強烈的地震破裂，且在較短的持續時間內，發生高速摩擦滑動并伴隨有較大的應力降與流體壓力降，此階段斷層帶中巖石變形機制多以碎裂作用為主，在斷層面附近可能形成有假玄武玻璃。而在震后松弛階段，所受應力逐漸降低，在該階段斷層脆—韌性轉換深度變淺，孕震帶發生半脆性非穩態流變，其中石英的變形機制以動態和靜態重結晶為主，在重結晶作用下地震裂隙開始被愈合，流體壓力也逐漸恢復(周永勝等，2014；戴文浩和周永勝，2019；牛露等，2021；周永勝和戴文浩，2021)。

研究表明非穩態流變的物理機制為礦物晶體內位錯過程顯著大于恢復過程，位錯纏結導致晶體強度隨應變增加，在持續高應力狀態下，微裂隙疊加于晶體塑性變形之上(周永勝和戴文浩，2021)。有學者認為，除了同震破裂過程中形成的假玄武玻璃外，非穩態流變過程中形成的碎裂巖(以及相互疊印愈合的微裂隙和重結晶顆粒)也可作為同震破裂及震后松弛變形的巖石記錄(Song Wonjoon et al.,2020;周永勝和戴文浩，2021)。戴文浩和周永勝(2019)對紅河斷裂帶糜棱巖中發育的碎裂巖研究表明，在震后松弛階段孕震帶的變形特征主要以脆性破裂、裂隙愈合以及裂隙中愈合礦物(如石英、方解石等)發生新的塑性變形為主。實驗研究表明，在震后松弛非穩態流變狀態下，斷層裂隙愈合程度對斷層強度有著顯著的積極影響，隨著愈合程度的增加，斷層強度逐漸增加，甚至可以恢復到完整巖石的強度(周永勝和何昌榮，2009；牛露等，2018；周永勝和戴文浩，2021)。

3 假玄武玻璃形成深度與地震成因

地震的發震深度受斷層帶強度以及滑動摩擦的穩定性控制(周永勝等，2014)，在地質時間尺度上，地震破壞經常發生在冷的脆性上地殼。與地震破裂相關的高差應力出現在大陸地殼巖石圈強度最大的區域，即脆—韌性轉換帶(周永勝和何昌榮，2009；張媛媛和周永勝，2012；劉俊來，2017)。脆韌性轉換帶一般位于地殼深度10～15 km之間，溫度約為300～450℃，剛好處于石英可以發生塑性變形而長石仍以脆性破裂為主的半脆性變形域中，溫度和壓力顯著控制著脆—韌性轉換過程及巖石強度(圖5)。脆—韌性轉換帶中巖石處于流變不穩定狀態，在溫度、壓力、流體作用控制下，易發生應變弱化，從而在地殼中形成弱化帶，導致地震、滑坡等地質災害的發生。與之對應的現象是，目前世界上所報導的假玄武玻璃大多形成于脆—韌轉換帶及其之上脆性地殼(<15 km，圖5，圖6a)。

圖5 脆—韌性轉換帶巖石抗剪強度及控制因素示意圖。深度值是以全球大陸平均地溫梯度30℃/km換算(據Sibson,1977修改)Fig.5 Schematic diagram of rock shear strength and control factors in brittle ductile transition zone.The depth value is converted by the global continental average geothermal gradient of 30℃ / km (modified after Sibson,1977)

圖6 大陸孕震層和假玄武玻璃的形成深度Fig.6 distribution of seismicity frequency and depth of continental seismogenic layer and formation depth of pseudotachylyte(a)大陸孕震層地震活動頻率和深度分布(Passelègue et al.,2021)。(b)形成于地球深部脆—韌性轉換帶之下假玄武玻璃的壓力—溫度(P—T)范圍圖(Orlandini et al.,2019)。右軸的深度值是以Cora Lake剪切帶溫壓條件并以25℃/km的地溫梯度換算的(a) Distribution of seismicity frequency and depth of continental seismogenic layer (Passelègue et al.,2021).(b) Pressure temperature (P—T) range diagram of pseudotachylyte formed under the brittle— ductile transition zone in the deep Earth (Orlandini et al.,2019).The depth value of the right axis is converted based on the temperature and pressure conditions of the Cora Lake shear zone and the geothermal gradient of 25 ℃ / km

地殼淺部(<6 km)富水條件下形成的假玄武玻璃通常發育有氣泡和杏仁體結構，而很難觀察到韌性變形條件下形成的位錯蠕變或擴散蠕變現象。有學者根據這些結構提出兩種估算其形成深度的方法：①根據氣泡形成時熔體的水含量與靜巖壓力之間的關系，反推形成深度(Toyoshima,1990;Lin Aiming,1991,1994a)；②通過保存在假玄武玻璃中氣泡和杏仁體所占的體積百分比來估算靜巖壓力，通過靜巖壓力反推形成深度(Maddock et al.,1987;Lin Aiming,1991,1994a)。

脆—韌性轉換帶之下的韌性區域中假玄武玻璃報導較少，原因可能有：①傳統上認為在脆—韌性轉換帶以下(～15 km)變形通常是由晶體塑性變形機制調節的，而地震是一種快速的脆性破裂活動，深部地震不應該發生或頻率相對淺源地震頻率低；以及②地球深部產生的假玄武玻璃在形成后以及在剝露過程中更加容易被隨后的變質變形所改造。但深部地震的卻存在，近年來隨著研究的深入，脆韌性轉換帶之下由斷層面摩擦熔融形成的假玄武玻璃的報導也逐漸增多(如Moecher and Steltenpohl,2011,約22～40 km;Clerc et al.,2018,約30～50 km;Orlandini et al.,2019,約24～28 km)，甚至有學者報導了上地幔深度所形成的假玄武玻璃(如Austrheim and Boundy 1994;>60 km;Lund and Austrheim,2003,>60 km;Scambelluri et al.,2017,60～70 km;Ferrand et al.,2018,約42±8 km)。如圖6b所示，在0.4～1.2 GPa(甚至2 GPa)，550～800℃條件下，仍有假玄武玻璃的分布(Orlandini et al.,2019)。這些假玄武玻璃的存在表明在高機械強度和典型孕震區之下也存在大量的地震行為，表明在古地震發震帶內不同深度都可能發生快速災難性位移(Clarke and Norman,1993;White,1996;Andersen et al.,2008;Rowe and Griffith,2015;Moecher and Steltenpohl,2011;Ferrand et al.,2017;Hawemann et al.,2019)。近些年的研究表明脆—韌性轉換帶之下的地球深部韌性域的局部弱化是導致脆性破裂產生從而形成假玄武玻璃的重要原因，但對深部高壓條件下地震傳播所需的同震弱化機制還存在很大爭議(本文7.2節)，這要求我們需要重新認識脆—韌性轉換帶之下巖石的變形機制。

總結來說，斷層相關的假玄武玻璃可以在不同的深度產生，從靠近地表的淺部地殼到下地殼的深部剪切帶，甚至是在淺部地幔內(60～70 km)。在脆—韌性轉換帶之下區域發現的假玄武玻璃為中、深尺度存在地震提供了有力證據(圖6b)，但地震如何發生在脆—韌性轉換帶之下的下地殼和上地幔深度至今仍是一個爭議的關鍵問題。

4 流體在假玄武玻璃形成過程中的作用

流體廣泛存在于地球的各個圈層，對巖石流變強度及變形機制有著顯著的影響(劉貴和周永勝，2012)。流體(水)在促發地震中的作用已經爭論了很久(Scholz et al.,1973;Sibson,1994)。已有大量證據表明，流體和孔隙壓力的演化可以影響地震破裂、影響地震的成核過程(Sibson,1986;Collettini et al.,2005;周永勝和何昌榮，2009)。有學者認為流體誘導引發的脆性破壞是深部地震的一個重要成因(Kirby et al.,1996;Hacker et al.,2003;Ferrand et al.,2017)。作為地震滑移的產物，通過研究流體在假玄武玻璃形成過程中扮演的角色，可以為地震的成因機制提供寶貴的見解。

雖然學者們進行了大量理論與實踐的研究，但關于流體在假玄武玻璃形成過程中的作用還存在很多爭議。早期一般認為干燥的斷層帶有利于假玄武玻璃的形成，因為水(流體)的存在會降低斷層表面的有效正應力，從而降低給定摩擦系數(μ)的剪切強度(τ)，不利于熱量的積累以及摩擦熔融的進行(Sibson,1973;Bizzarri and Cocco,2006a,b;Rice,2006;Viesca and Garagash,2015;Proctor and Lockner,2016;Acosta et al.,2018)。

地震滑移產生熱量q可以由公式計算：

q=τx

(1)

其中τ是斷層的平均剪切應力，x是斷層的位移。而斷層的平均剪切應力可以由公式計算：

τ=μ(σn-Pf)

(2)

其中μ是動態摩擦系數，σn是垂直于斷層面的正應力，Pf是流體孔隙壓力，在流體存在的情況下，巖石的剪切阻力(τf)一般小于干燥斷裂帶的剪切強度τ。由公式(1)、(2)組合可以得出：

q=μ(σn-Pf)x

(3)

由公式(3)我們可以發現地震滑移產生的熱量q與流體孔隙壓力有關，當流體孔隙壓力接近法向應力時，斷層面產生的熱量趨于零(O'Hara and Sharp,2001)。其次，流體也可能導致石英或其他硅酸鹽礦物發生水解弱化(Griggs,1967;Freiman,1984)，導致Si—O共價鍵被H—O鍵代替從而促進巖石塑性變形。Proctor和Lockner(2016)利用干樣品(干花崗巖)和濕樣品(濕花崗巖)進行的摩擦滑移實驗結果表明，濕花崗巖的熔融溫度雖然比干花崗巖低，但滑移表面產生的摩擦熔體較少。雖然滑移面上少量的水可以吸收幾焦耳的熱量，但這些熱量與滑移面摩擦產生的熱量相比很少，不足以抑制摩擦熔融，因此他們認為可能是由孔隙水在滑移事件期間通過熱增壓，促進滑動表面的膨脹，并抑制摩擦加熱和熔化“焊接”，同時水的熱增壓作用可以使濕樣品在較低的剪切作用下發生黏滑事件。

但也有學者認為流體(水)的存在下有利于斷層面的摩擦熔融，從而形成假玄武玻璃。因為流體的存在可以降低單礦物的熔融溫度，以及形成較低黏度的熔體(Ermanovics et al.,1972;Allen,1979;Maddock,1992;Lin Aiming,1994a)。而且Brantut和Mitchell(2018)已經證明，如果斷層面的流體可以及時發生遷移，孔隙流體的熱增壓機制可以被抑制，從而導致破裂面上發生快速摩擦熔融。事實上天然存在的假玄武玻璃可能是在濕斷層中產生的，不一定需要干的環境(Magloughlin,1992;Rowe et al.,2005;Griffith et al.,2010;Deseta et al.,2014b)。理論和實驗證明選擇性熔融優先發生在富水礦物中，如云母、角閃石等(Allen,1979;Lin Aiming,1994a;Maddock,1992;Spray,1992,2010)。Dixon和Dixon(1989)通過計算表明，假玄武玻璃基質中氣泡的存在是由于在摩擦熔體冷卻過程中夾帶有揮發份，因為冷卻過程沒有足夠的時間通過脫氣形成氣泡(Maddock et al.,1987)。此外摩擦熔融實驗結果也表明，摩擦熔體可以在富含水的環境中產生(Killick,1990;Kennedy and Spray,1992)，或者含水礦物的脫水反應可以觸發斷層帶的剪切破壞，有助于斷層面的摩擦熔融(Green,1995;Jung Haemyeong et al.,2004,2006;Ferrand et al.,2017)。豐富的含水礦物在高應變率變形過程中發揮了強大的流變控制作用，促進了熱觸發剪切不穩定性(Brantut et al.,2011;Deseta et al.,2014b;Yamashita and Schubnel,2016)。很多天然產出的假玄武玻璃的含水量一般比母巖高(Toyoshima,1990;Lin Aiming,1991,1994a)，假玄武玻璃或其圍巖中含有不同量的含水礦物，如透閃石、角閃石、藍閃石、蛇紋石、綠泥石、綠簾石(Griffith et al.,2010;Deseta et al.,2014b;Magott et al.,2020)，但值得說明的是目前仍很難確定假玄武玻璃形成時就含水量高還是形成后由于水巖反應吸收了水導致斷層帶中富集這些含水礦物。因為大位移走滑斷裂的同震產生的損傷區(斷層動態滑動面周圍高度破碎的巖石)可以延伸到孕震帶底部，影響斷層及周圍巖石滲透率，控制流體流動和流變變化(Song Wonjoon et al.,2020)。同震破碎帶的存在很容易使斷層帶巖石受外界流體干預，發生流體交代事件，甚至同震變形后的震后松弛階段的重結晶作用也可改變巖石流體包裹體豐度，從而影響水含量(Song Wonjoon et al.,2020)。

流體(水)的來源也是學者們比較關心的科學問題之一，通常需要考慮兩種不同類型的水，即它們是來自于含水礦物的脫水(Allen,1979;O’Hara,1992)，或者從外界進入斷層帶的孔隙水(Lin Aiming,1994a)。O’Hara和Sharp(2001)提出可以通過氧同位素組成變化來判斷假玄武玻璃形成過程中水的來源，含水礦物的脫水將在較高的溫度(如1000℃)下進行且會與假玄武玻璃相互作用，從而使熔體和水之間的同位素分餾很小，而孔隙水具有較低的δ18O值，能夠降低熔體的同位素值。但通過氧同位素判斷是從外界進入到斷層中的水時，要從宏觀和微觀及其他證據確定這些外來水是假玄武玻璃形成前就存在，還是假玄武玻璃形成后通過風化蝕變、水化作用進入到假玄武玻璃中。

流體(水)的存在對斷層面摩擦熔體的產生既有不利因素(降低斷層表面的有效正應力、降低剪切強度τ、促進晶體塑性變形)，也有有利因素(降低單礦物的熔融溫度、形成較低黏度的熔體、有利于斷層面滑移的啟動)，流體在假玄武玻璃形成過程中扮演什么樣的角色需要我們綜合考慮斷層帶所處的溫壓、應力狀態，以及斷層巖的物理性質，如熱容量、熱擴散率、孔隙儲存容量、水擴散系數、孔隙空間的熱膨脹性，以及滑動誘導的膨脹/壓實系數。

在地震破裂過程中必然存在某種弱化機制，在斷層滑動累積時迅速降低斷層的強度，否則在狹窄的斷層帶中溫度將迅速升高，顯著超過大多數巖石的固相線溫度而發生大規模的熔融。這與地質事實不符，因為斷裂帶中形成的假玄武玻璃的體積通常都很小。流體(水)存在所形成的熱增壓效應，是一種普遍接受的弱化機制(Rice,2006;Viesca and Garagash,2015;Brantut,2020)，并且流體可將巖石的熔融溫度降低到遠低于巖石的固相線溫度，從而確保熔融只在斷層面附近發生。當處于干斷層面環境時，斷層面不存在引起顯著熱增壓效應的流體，摩擦加熱所累積的溫度達到斷層面巖石的熔融溫度后，斷層面巖石發生選擇性熔融，當產生的熔體量達到一定程度時，也會引起斷層的弱化作用(Hirose and Shimamoto,2005)，使斷層帶的巖石不能發生大規模的熔融。

5 假玄武玻璃形成后對斷層強度的影響

當構造荷載引起的應力達到斷層破裂強度時，隨后就將發生地震。地震斷層發生剪切滑動過程中，當圍巖的熱擴散性較低時，熱量的積累會使斷層面溫度迅速升高，當溫度達到斷層面礦物的最低熔點時就會發生選擇性熔融，熔融產生的熔體夾帶著一定量的斷層碎屑快速冷卻形成假玄武玻璃(Sibson,1975;Spray,1992)。實驗研究表明摩擦熔融產生的熔體可以對斷層帶力學強度產生重要影響(Hirose and Shimamoto,2005;Di Toro et al.,2006;Niemeijer et al.,2011;Kendrick et al.,2014;Hornby et al.,2015)。在斷層滑動過程中摩擦熔體既可以充當潤滑劑，大幅降低滑動期間的摩擦阻力(McKenzie and Brune,1972;Tsutsumi and Shimamoto,1997;Hirose and Shimamoto,2005;Di Toro et al.,2006;Hung Chiencheng et al.,2019)，也可以充當黏性抑制劑，導致滑動速度減弱和地震滑動的終止(Koizumi et al.,2004;Kendrick et al.,2014;Proctor and Lockner,2016;Mitchell et al.,2016;Hayward and Cox,2017)。關于地震滑動時斷層潤滑效應還有非常多的模型來解釋，如閃熱(Rice,2006;Beeler et al.,2008;Goldsby and Tullis,2011)、粉末潤滑(Han et al.,2010;Reches and Lockner,2010)、硅膠潤滑(Di Toro et al.,2004)、熱分解(Han et al.,2007;Collettini et al.,2013)、彈性流體動力潤滑(Brodsky and Kanamori,2001;Cornelio et al.,2019)等方式。

斷層面上熔體的潤滑與抑制作用是動態變化的。當熔體形成后會導致斷層面摩擦強度顯著降低，熔體起到顯著的潤滑作用。但當斷層因熔體的潤滑作用而被削弱后，摩擦阻力不足以產生足夠的熱量來進一步驅動熔體產生時，熔融體會迅速冷卻并凝固形成假玄武玻璃，固結的假玄武玻璃可能會導致斷層強度的恢復，從而起到黏性抑制作用(Proctor and Lockner,2016)。為了詳細解釋摩擦熔體對斷層失穩的影響過程，學者們做了大量的摩擦熔融實驗。不同實驗條件下以及不同的實驗樣品會產生不同的實驗結果，但大多數實驗表明，斷層面巖石的摩擦強度演化都存在3個階段，初始弱化—強化—二次弱化(Hirose and Shimamoto,2005;Chen Xiaofeng et al.,2017)，或初始弱化—先加強后略微弱化—第二次加強后最終衰減向穩態值(Hung Chiencheng et al.,2019)。Chen Xiaofeng等(2017)認為最初的弱化是斷層帶表面粉末潤滑引起的，然后強化階段是由于初始熔體的體積膨脹以及黏性抑制作用，最后的弱化階段是熔體量達到臨界點后引起的熔體潤滑(圖7a)。而Hirose和Shimamoto(2005)認為最初的弱化與閃熱作用有關，第二次弱化與熔體形成熔融層導致的熔體潤滑有關(圖7b)。最近研究認為，初始階段的弱化是由于斷層面巖石表面的顆粒破碎和閃熱弱化所致、第二階段的斷層強化是由于高黏度(溫度較低，黏度較大)摩擦熔體的形成所致，第三階段初始斷層再強化與熔體黏度增加有關，主要是由于摩擦熔體的SiO2富集所致，最終的弱化是由于覆蓋整個滑動面的連續熔融層的形成以及熔體溫度升高而降低了黏度，形成熔體潤滑效應(圖7c)(Hung Chiencheng et al.,2019)。

圖7 結晶硅酸鹽斷層面表觀摩擦系數隨位移演化示意圖Fig.7 Evolution of apparent friction coefficient of crystalline silicate fault surface with displacement(a)花崗巖在1.22 MPa法向正應力以及0.048 m/s剪切滑移速度下，表觀摩擦系數隨位移演化示意圖(參考Chen Xiaofeng et al.,2017)；(b)輝長巖在1.5 MPa法向正應力以及0.85 m/s剪切滑移速度下，表觀摩擦系數隨位移演化示意圖(參考Hirose and Shimamoto,2005)；(c)花崗片麻巖在3 MPa法向正應力以及1.3 m/s剪切滑移速度下，表觀摩擦系數隨位移演化示意圖(參考Hung Chiencheng et al.,2019)；(d)含假玄武玻璃巖石破壞模式演化示意圖(參考Mitchell et al.,2016)。強度關系用帶有線性庫侖包絡線的摩爾圓示意圖表示；C1和C2分別代表Alpine斷裂(新西蘭)糜棱巖和Gole Larghe斷裂(意大利)英云閃長巖的粘結強度，C0代表兩種巖石在斷裂和無黏性時的粘結強度；τ為剪應力，σn為正應力(a) Evolution of apparent friction coefficient with displacement of granite under 1.22 MPa normal stress and 0.048 m/s shear slip velocity (Chen Xiaofeng et al.,2017);(b) apparent friction coefficient with displacement of gabbro under 1.5 MPa normal stress and 0.85 m/s shear slip velocity (Hirose and Shimamoto,2005);(c) friction coefficient with displacement of granite gneiss under 3 MPa normal stress and 1.3 m/s shear slip velocity (Hung Chiencheng et al.,2019)；(d) failure mode evolution of pseudotachylyte containing rocks (Mitchell et al.,2016).The strength relationship is represented schematically by a molar circle with a linear Coulomb envelope.C1 and C2 represent the cohesive strength of mylonite in Alpine fault (New Zealand) and tonalite in Gole Larghe fault (Italy),respectively,and C0 represents both rocks when faulted and cohesionless.τ is the shear stress,σn is normal stress

Mitchell等(2016)利用含假玄武玻璃的天然巖石(糜棱巖)進行摩擦熔融實驗，他們認為地震滑移過程中斷層粘結強度的演化包括4個階段(圖7d)，① 在巖石薄弱面上發生初始破壞；② 斷層穩定滑動，在黏滑條件下產生摩擦熔體并導致斷層弱化；③ 隨著摩擦熔體的冷凝，斷層強度逐漸恢復；④ 在隨后的剪切滑動作用下，(亞)平行于先前斷層面的新斷層滑動面上發生破壞。他們的實驗結果表明在冷且干燥以及相對較低的圍巖應力(即上地殼條件)條件下，假玄武玻璃會在同震滑動停止后迅速“焊接”斷層面，加強斷層強度。所以假玄武玻璃的形成是一種重要的動態弱化機制，但不是一種地殼斷裂帶中長期的弱化機制，因為凝固后的假玄武玻璃會使斷層強度恢復到未產生摩擦熔體的強度(Proctor and Lockner,2016;Mitchell et al.,2016)。

6 假玄武玻璃的保存與改造

假玄武玻璃作為地震事件的“化石”記錄已被學者廣泛接受，但與活動斷層中地震的頻率和分布相比，斷層帶中天然假玄武玻璃的報導是非常罕見的(Kirkpatrick and Rowe,2013)。尤其是超基性巖石中報導的假玄武玻璃非常少，在全世界范圍內目前只在這些地區曾報導過：Corsica(Andersen and Austrheim,2006,Deseta et al.,2014a;Maggot et al.,2016)、Balmuccia，Italy(Obata and Karato,1995;Ueda et al.,2008;Ferrand et al.,2018;Ueda et al.,2020)、Lanzo，Italy(Piccardo et al.,2010;Scambelluri et al.,2017)、Horoman，Japan(Morishita,1998)、Cerro del Almirez massif，Spain(Evans and Cowan,2012)。我們認為假玄武玻璃報導較少的原因主要有：① 地震過程中斷層摩擦熔融被抑制。在上節中我們簡單提到了地震斷層滑動時存在很多潤滑機制，以及熔體形成后也會產生熔體潤滑效應，這些潤滑效應導致斷層面很難生成熔體或生成熔體的量有限；② 在活躍斷層帶中假玄武玻璃形成后，由于后期地質事件的改造、風化剝蝕等原因難以保存下來(Sibson and Toy,2006;Kirkpatrick et al.,2009;Kirkpatrick and Rowe,2013)。

假玄武玻璃形成后很難保存也是目前假玄武玻璃較少地被發現或報道的重要原因之一。由于假玄武玻璃中存在亞穩態的玻璃或極細粒的基質，導致假玄武玻璃相比于圍巖更容易遭受后期改造(Kirkpatrick and Rowe,2013)。以下過程將導致假玄武玻璃的一些主要特征發生改變，變得不易識別(圖8)：①等化學靜態重結晶：由于假玄武玻璃含有玻璃質或隱晶質(非常細粒，處于亞穩態)基質，使得假玄武玻璃特別容易發生重結晶，用不同的晶體結構取代初始礦物或玻璃結構，同時保持全巖化學組成不變。在流體(水)存在下，先前形成的假玄武玻璃或微晶體結構很容易發生重結晶。②水化蝕變：水化不同于等化學重結晶，固相和流體相之間的陽離子交換會引起蝕變。常見的水化礦物有綠泥石、綠簾石、伊利石、蒙脫石。新形成的礦物可能部分或者完全覆蓋原始的微觀結構。有學者研究表明玄武質玻璃的水化是通過同成分的二氧化硅溶解實現的，硅被添加到流體中，在玻璃表面留下硅耗盡的硅酸鹽沉淀物(Crovisier et al.,1987;Morin et al.,2015)。③碎裂改造：將假玄武玻璃碎裂成更小的碎片，形成碎裂巖，使原始的結構被破壞，碎裂作用可導致假玄武玻璃的碎片分布在不同的斷層巖石組合中。④塑性變形疊加：塑性應變局部化會導致假玄武玻璃基質出現晶體生長、重結晶、晶體優選定向，假玄武玻璃中殘留的碎屑也可能受到改造，發生塑性變形(旋轉拉長，形成拖尾)。也許在脆—韌性轉換帶(存在廣泛的應變速率)中，碎裂巖、摩擦熔融體和塑性變形晶體在不同應變速率下反復交叉、疊印出現，而溫度、應變速率、壓力和流體控制著假玄武玻璃的演化路徑。由于假玄武玻璃極容易被后期地質事件改造，如晶體塑性變形、重結晶、水化蝕變、碎裂作用，使其變得較難識別。但進一步的研究表明，有些假玄武玻璃的識別標志可能不會隨地質改造以及時間的變化而消失，如假玄武玻璃的冷凝邊是由于摩擦熔體與圍巖之間極端的溫度梯度而形成，越接近圍巖粒度越細，脈體邊緣可能呈隱晶質或玻璃質，當經歷重結晶作用后，原始礦物的粒度會改變，但這種粒度的梯度可能會保留，或當經歷碎裂變形后，會保留有隱晶質—微晶質、玻璃質碎片，這些殘存的特征可以幫助更好的識別被改造的假玄武玻璃(Kirkpatrick and Rowe,2013)。

圖8 可能破壞假玄武玻璃的演化路徑流程圖(據Kirkpatrick and Rowe,2013修改)Fig.8 Flow chart for evolution path which may destroy the rock record of pseudotachylyte (modified after Kirkpatrick and Rowe,2013)(a)簡單的水化作用可能會使假玄武玻璃形成脫玻璃化的物質，它仍然可以被鑒定為以前的玻璃狀物質；(b)等化學靜態重結晶可能破壞假玄武玻璃脈體的微觀結構，但同時可以保留宏觀脈體的幾何形狀；(c)晶體塑性變形可能使假玄武玻璃初始顯微結構發生粗化和重結晶，以及使初始脈體的幾何形狀發生變形；(d)碎裂作用可以破壞假玄武玻璃脈體的宏觀結構，但仍可觀察到假玄武玻璃的顯微結構特征；(e)蝕變和過度生長可能會保留假玄武玻璃脈體的整體幾何結構，但會使原生顯微結構逐漸模糊以至于完全消失(a) Simple hydration may cause pseudotachylyte to form devitrified material,which can still be identified as previous glassy material;(b) isochemical static recrystallization may destroy the microstructure of pseudotachylyte veins,but it can retain the geometry of macro veins at the same time;(c) crystal plastic deformation may coarsen and recrystallize the initial microstructure of pseudotachylyte,and deform the geometry of the initial vein;(d) fragmentation can destroy the macro structure of pseudotachylyte veins,but the microstructure characteristics of pseudotachylyte can still be observed;(e) alteration and overgrowth may preserve the overall geometry of pseudotachylyte veins,but will gradually blur the primary microstructure and disappear completely

有一個很有意思的現象是世界上報導的假玄武玻璃多產自于結晶程度較好的巖石中，特別是在長英質侵入巖中，而玄武巖中關于假玄武玻璃的報導很少。但玄武巖是俯沖帶大逆沖斷層的主要組成部分之一，而俯沖帶是世界上最大的地震發生地，鮮有假玄武玻璃的發現是值得探討的問題。有學者研究表明假玄武玻璃的水化作用在俯沖環境中更容易發生，因為在俯沖環境中，沿著俯沖板片的脫水反應和沉積物的壓實作用，會產生穩定的流體供應(Hyndman and Peacock,2003;Ujiie and Kimura,2014)。最近，Phillips等(2019)認為玄武質成分的假玄武玻璃更容易發生水化蝕變，在理想條件下用層狀硅酸鹽交代玄武巖成分的假玄武玻璃所需的最短時間小于11 h，而交代相同厚度的流紋巖成分的假玄武玻璃則需要5年，與大多數地質過程相比，這種改造速率非?？?，這有助于我們理解為什么在俯沖帶中(特別是俯沖帶中的玄武巖中)很少保存有假玄武玻璃(Sibson and Toy,2006;Phillips et al.,2019)。另一個重要的原因是假玄武玻璃粒度非常細，顏色與玄武巖顏色相近，導致用肉眼很難在玄武巖中識別出假玄武玻璃巖脈，而長英質或其他淺色巖石與深色的假玄武玻璃巖脈顏色對比明顯，在野外更容易識別(Sibson and Toy,2006;Kirkpatrick et al.,2009)。

7 討論

7.1 碎裂成因假玄武玻璃中非晶態物質形成機制及影響

假玄武玻璃中的非晶態物質通常歸因于隕石沖擊或摩擦加熱導致的熔融(Philpotts,1964;Sibson,1975,1980;Passchier,1982;Magloughlin,1992)。然而，升溫和熱力學熔化并不是從晶態到非晶態轉變的唯一方法。非晶態物質可以通過多種方式產生，例如摩擦熔體的快速冷卻(Toyoshima,1990;Lin Aiming,1994a;Obata and Karato,1995;Incel et al.,2017)，化學反應(Rahier et al.,1996,1997;Duxson et al.,2007)，熱液蝕變(Henley and Ellis,1983)，增加壓力(Hemley et al.,1988;Tomioka et al.,2010)，以及碎裂/粉碎(Yund et al.,1990;Pec et al.,2016)。

地震破裂和摩擦熔融過程中形成的假玄武玻璃是斷裂帶中最常見的非晶態物質。但關于假玄武玻璃中的非晶態物質是在熔融過程還是碎裂/粉碎過程中形成存在不同的見解。大多數的非晶態物質歸因于地震滑動過程中的摩擦熔融(McKenzie and Brune,1972;Sibson,1975;Obata and Karato,1995;Hirose and Shimamoto,2005;Scambelluri et al.,2017)。但不能僅根據存在非晶態物質而將假玄武玻璃判斷為熔融成因或者形成過程中發生了熔融。近些年的研究表明碎裂成因假玄武玻璃中的非晶態物質可以通過碎裂/粉碎過程中機械能引起的機械—化學效應形成(Yund et al.,1990;Ozawa and Takizawa,2007;Janssen et al.,2010;Pec et al.,2012a,b,2016;Hayward et al.,2016;Marti et al.,2020;Dang Jiaxiang and Zhou Yongsheng,2021)。粉碎可以在機械應力(如剪切應力和沖擊應力)下誘導固態相變，使得晶體材料逐漸無序化，最終轉變為非晶態材料(Hemley et al.,1988;Wolf et al.,1990;Yund et al.,1990;Yip et al.,2005;Di Toro et al.,2004;Pec et al.,2012a,b,2016;Rowe et al.,2019;Marti et al.,2020)。而且有實驗表明，斜長石特別容易通過機械粉碎進行非晶化(Marti et al.,2020;Pec et al.,2012b)。例如，在高差應力下，斜長石晶體形成非晶態材料只需要幾毫米的位移量(Marti et al.,2020)。Ozawa和Takizawa(2007)也報道了天然碎裂成因假玄武玻璃中的非晶態材料，它們是由粉碎過程中的機械磨損而不是熔體的快速冷卻形成的。我們在滇西點蒼山變質雜巖體中發現的碎裂成因假玄武玻璃中也觀察到非晶態物質(AM)的存在(圖3f)，且而這些非晶態物質與斜長石存在密切關系。

雖然現在大多數地質學家都認同斷層成因的假玄武玻璃是古地震引起的斷層快速活動發生破裂—熔融的直接產物，其可作為古地震活動的直接證據。但自然界還存在一類非震斷層(蠕滑型斷層)，一般表現為連續緩慢地滑動，不誘發地震活動。變形實驗表明在一系列溫度、正應力以及位移速率下均可產生非晶態物質(Spray,1987;Yund et al.,1990;Goldsby and Tullis,2002;Di Toro et al.,2006;Niemeijer et al.,2011;Pec et al.,2012a,b,2016;Hayward et al.,2016;Marti et al.,2020)。有學者的實驗研究表明，非晶態物質可以在接近構造板塊速度(10-8m/s<位移速率<10-7m/s，比傳統地震斷層的滑移速率(～1 m/s)小了近8個數量級)在中地殼壓力和溫度的條件下產生(Pec et al.,2012b;Marti et al.,2020)。這些非晶態物質與自然界中產生的假玄武玻璃有許多相似之處。地震滑移是否為假玄武玻璃形成的唯一機制是值得重新思考的。有學者認為假玄武玻璃不僅可以在地震斷層快速滑移的環境下形成，還可以在中地殼的溫度壓力條件以接近板塊構造速度的慢速滑移條件下產生(Pec et al.,2012b;Aretusini et al.,2017)。

非晶態物質的形成對于理解假玄武玻璃的性質和斷層帶后續行為具有重要意義。本文第5章介紹了熔融成因假玄武玻璃在特定的階段可以大幅度降低滑動過程中的摩擦阻力和同震斷層強度(McKenzie and Brune,1972;Di Toro et al.,2006;Hung Chiencheng et al.,2019)。最近的研究表明，粉碎、非晶化作用也是斷裂帶重要的潛在弱化機制，可以促進斷裂帶的動態弱化和不穩定(Di Toro et al.,2004;Janssen et al.,2010;Pec et al.,2012a,b,2016;Marti et al.,2020；Dang Jiaxiang and Zhou Yongsheng,2021)。非晶態物質由于體積膨脹引起的“剛性突變”，使得晶格逐漸失去抵抗剪切應力的能力。而且非晶態物質沒有固定的熔點，在“玻璃化轉變溫度”(Tg)下非晶態物質可以表現出從固態玻璃化到黏性流體行為的流變轉化(Marti et al.,2020)。而玻璃化轉變溫度的典型估計值僅為熔融溫度的2/3左右(Debenedetti and Stillinger,2001;Pec et al.,2016)。由于非晶態物質的以上特征，使得非晶態物質在遠低于熔融溫度時，可以導致斷層強度顯著降低(Pec et al.,2012a,2016;Marti et al.,2020)。在中—快速摩擦滑移實驗中，石英可在遠低于石英熔點溫度下產生硅膠(非晶化水合二氧化硅,Di Toro et al.,2004)或非晶態納米粉末(Rowe et al.,2019)，產生的硅膠或非晶態納米粉末可顯著降低剪切強度。實驗研究表明，非晶態物質的強度隨著溫度的升高而降低，當溫度升高時(例如在地震斷層摩擦加熱過程中)，非晶態物質可能會對斷層巖石的強度產生重大影響(Pec et al.,2012a;Marti et al.,2020)。因此，假玄武玻璃中非晶態物質的存在對斷層和剪切帶的流變特性和力學響應有著深刻的影響。

7.2 脆—韌性轉換帶之下的深部地殼是否存在脆性變形

假玄武玻璃是局部高應變變形下巖石發生粉碎—摩擦熔融的產物，通常被認為是地震活動的可靠地質標志。雖然最初被認為主要發生在上地殼，但隨著研究的深入，越來越多證據表明在脆—韌性轉換帶之下也可以形成假玄武玻璃(本文第4章)。這些大陸深部地震往往傾向于沿著大陸碰撞帶或沿切割“厚”而“冷”的克拉通的斷層成核(Campbell et al.,2020;Zhong Xin et al.,2021)。這意味著中上地殼深度的脆性變形和中下地殼甚至地幔深度的晶體塑性變形之間存在著更為復雜的相互作用，對廣泛接受的地殼深部巖石強度和力學行為提出了挑戰(Orlandini et al.,2019)。

發育在糜棱巖中的假玄武玻璃吸引了地質—地震學家的關注。假玄武玻璃與糜棱巖的形成機制在一定程度上是相互排斥的。摩擦熔融通常與壓力有關，是一個快速高應變局部化的脆性過程，而糜棱巖化的特點是礦物發生塑性變形，通常形成于無震狀態。溫度與深度的同步升高激活了晶體塑性變形機制，巖石在深部的變形通常是塑性流動產生的。如果是不同時代糜棱巖與假玄武玻璃在空間上相互關聯，可能是深層次形成的糜棱巖在隆升剝露過程中被中上地殼水平形成的假玄武玻璃所疊加(Passchier,1982)。但同時期發育假玄武玻璃與糜棱巖存在明顯的悖論，所以這也是為什么幾十年來，觸發中、深地震的機制一直困擾著地質學家的原因。

雖然同時期的假玄武玻璃與糜棱巖共生困擾著地質學家，但同時也為我們認識地殼深部變形提供了寶貴的窗口。學者們對其進行了大量的理論、實驗和實地研究試圖解決這一問題，提出了多種理論模型來解釋這一現象，總體可以分為兩類。第一類觀點是認為在一定條件下，中上地殼脆性環境下也可發生塑性變形。如有些學者認為糜棱巖和假玄武玻璃都產生于中上地殼脆性環境，在中上地殼條件下地震滑移過程中摩擦熱可以促進圍巖發生晶體塑性變形從而導致假玄武玻璃與糜棱巖共生(Kim et al.,2010;Bestmann et al.,2011,2012)。第二類觀點認為這些假玄武玻璃形成于脆韌性轉換帶之下的韌性變形域。有研究表明，地震(假玄武玻璃)如果要在深度≥25～30Km的干燥下地殼巖石中發生，要么需要瞬時的高差應力，要么需要局部的弱化機制，因為干燥的下地殼巖石發生摩擦破壞所需的差應力遠高于造山帶時間尺度上所能承受的應力(Jamtveit et al.,2018;Campbell et al.,2020)。淺層孕震帶大地震的余震向深部傳播觸發的同震高差應力是一種可能的高差應力機制，應力向下地殼的瞬時轉移可使地震破裂從較淺部孕震帶向下傳播(Jamtveit et al.,2018;Papa et al.,2020;Zhong Xin et al.,2021)。關于深部巖石局部弱化機制的討論有很多，但仍存在激烈的爭議，相關的理論模型包括：①熱失控或剪切加熱(Braeck and Podladchikov,2007;Kelemen and Hirth,2007;John et al.,2009)，描述了剪切加熱和溫度依賴性巖石流變學之間的反饋，在這種過程中，黏塑性材料中剪切局部化和晶粒尺寸減小的組合會產生自放大的機械不穩定性從而導致深部韌性域發生局部弱化；②流體誘發的破壞/脫水脆化(Kirby et al.,1996;Hacker et al.,2003;Ferrand et al.,2017)，指在巖石中的水合相破裂過程中，由于孔隙流體壓力的增加，從而有效應力降低，使巖石從韌性變形轉變為脆性變形；③轉換斷層作用(Kirby,1987;Green and Burnley,1989;Schubnel et al.,2013)，是指由于體積和/或焓的變化而引起的巖石的力學弱化，但也是由于在轉換過程中顆粒尺寸減小而引起的弱化；④變質轉變過程引發的不穩定(Incel et al.,2017;Shi Feng et al.,2018)；⑤局部反應誘導弱化過程中的應力傳遞(Austrheim and Boundy,1994;Scambelluri et al.,2017)；⑥先前存在剪切帶的重新激活(Reynard et al.,2010)。

脆—韌性轉換帶之下的深部地殼通常被認為是典型的塑性變形域，但形成于脆—韌性轉換帶之下甚至上地幔的假玄武玻璃的存在表明深部地殼也存在脆性變形。有些假玄武玻璃成分(礦物組合)結構可以記錄同震到震后瞬時壓力和溫度條件，約束形成環境，揭示深部地殼的變形機制。但由于假玄武玻璃非常容易受到后期地質事件的改變和影響而消失，所以報導的深部假玄武玻璃例子并不多，地球深部巖石的脆性變形機制仍在探索階段。

7.3 假玄武玻璃形成后對陸殼流變強度的影響

假玄武玻璃形成過程中摩擦熔體的產生與演化對斷層強度有著重要的影響，為我們探究發震時斷層強度演化提供了一手資料。假玄武玻璃形成后對陸殼的強度的影響同樣是值得關注的問題，因為從不穩定性的成核到地震破裂的傳播，地殼的強度在很大程度上也控制著地震周期(Passelègue et al.,2021)。

有研究表明，在淺層大陸地殼中(<12 km)產生的假玄武玻璃會“焊接”地震斷層，導致斷層強度的增加，阻礙沿著同一斷層進一步滑動或者重復滑動(Di Toro and Pennacchioni,2005)，導致今后的地震滑動沿著新產生的破裂面或斷層面進行(Chester and Chester,1998;Proctor and Lockner,2016;Mitchell et al.,2016)。這種觀點強調假玄武玻璃形成會增加大陸地殼的強度，并且在今后的演化過程中被“焊接”的斷層不會發生弱化。但是也有研究表明相對于花崗質的熔體，玄武巖經摩擦熔融產生的熔體更容易遭受強烈的變形與蝕變，會導致“焊接”作用的減弱，降低斷層強度，使隨后地震滑動更容易沿著該斷層進行(Phillips et al.,2019)。

在深部大陸地殼，假玄武玻璃的形成會對大陸地殼起到弱化作用，影響著大陸地殼隨后的構造演化。實驗結果表明，在深部地殼條件下(在實驗溫度700～900℃，壓力300 MPa)，假玄武玻璃系統性的重新激活了晶體塑性變形，主要通過擴散蠕變變形，其強度比母巖弱得多(圖9，在相同實驗溫度及應變速率下，假玄武玻璃發生塑性變形所需差應力遠遠小于母巖英云閃長巖)，沿斷層分布的假玄武玻璃大大降低了地震活動大陸地殼的強度，局部控制了地殼由脆性變形向塑性變形的轉變(Passelègue et al.,2021)。在自然界中也觀察到含假玄武玻璃巖石重新激活晶體塑性變形(Passchier,1982;Pennacchioni and Cesare,1997;Goodwin,1999;Menegon et al.,2017)。由于假玄武玻璃的弱化作用，導致含假玄武玻璃巖石的脆—韌性轉變發生在比石英和長石更淺的深度上，使得地震生成的假玄武玻璃可能會影響某些反復地震活動斷裂帶的孕震層厚度，因為在假玄武玻璃發生塑性變形的深度，成熟地殼斷層很少發生地震活動(Passelègue et al.,2021)。

圖9 英云閃長巖和假玄武玻璃進行蠕變實驗的力學數據(Passelègue et al.,2021) Fig.9 Mechanical data of creep experiments of tonalite and pseudotachylyte (Passelègue et al.,2021)

8 結論

假玄武玻璃作為古地震的化石記錄，是了解地震發展演化的重要窗口，受到國內外學者的廣泛關注，取得了一系列重要的研究進展。但受限于假玄武玻璃樣品在長期的地質演化過程中不易保存而遭受破壞，關于假玄武玻璃的一些重要科學問題，如脆韌性轉換斷層之下假玄武玻璃的形成機制、假玄武玻璃形成后對斷層強度及地殼強度的控制仍未達成共識。本文通過我們采集的樣品初步分析、回顧與總結，得出以下結論：

(1)假玄武玻璃可以形成于地殼不同深度，包括韌性下地殼甚至是上地幔深度。形成于地殼深部與糜棱巖共生的假玄武玻璃表明在脆—韌性轉換帶之下的傳統韌性域也可發生脆性變形。假玄武玻璃的形成類型受控于超碎裂作用或摩擦熔融作用兩種主導機制。其中超碎裂成因假玄武玻璃的典型特征為沒有發生熔融或生成的熔體量可以忽略不計，基質主要由極細粒的礦物碎屑組成(<1 μm)。

(2)流體(水)在假玄武玻璃形成過程中扮演著多種角色，既有不利因素如降低斷層表面的有效正應力、降低剪切強度τ、促進晶體塑性變形，也有有利因素，如降低單礦物的熔融溫度、形成較低黏度的熔體、有利于斷層面滑移的啟動。斷層面上摩擦熔體的潤滑與抑制作用是動態變化的。在斷層滑動初期起到顯著的潤滑作用，但當生成熔體的量到達一定程度后，摩擦熔體冷凝固結會起到黏性抑制作用。

(3)假玄武玻璃在天然斷層帶中很少被發現，其中主要原因是①摩擦熔體的潤滑作用導致無法大規模生成假玄武玻璃；②假玄武玻璃在后期地質事件改造，以及風化剝蝕作用下很難完整保存下來。

(4)假玄武玻璃形成對陸殼流變強度也有影響。其中碎裂成因假玄武玻璃中的非晶態物質也可能會降低斷層帶巖石的強度，對大陸地殼起到弱化作用。

致謝：感謝評審專家對本論文提出寶貴的修改建議，極大地提高了本文的質量。