- •ВВЕДЕНИЕ
- •1. Напряжения и деформации
- •1.1. Деформация
- •1.4. Напряжения
- •1.5. Эллипсоид напряжений
- •1.6. Соотношение напряжений и деформаций
- •1.7. Прочность и разрушение
- •2. Методы изучения тектонических деформаций
- •2.1. От морфологии к генезису
- •2.3. Методы экспериментальной тектоники. Тектонофизика
- •2.4. Петротектоника
- •2.5. Стрейн-анализ и стресс-анализ
- •3. Структурообразование в неоднородной геологической среде
- •3.1. Концентраторы напряжений и их типы
- •3.3. Модель среды со структурой и мезомеханика
- •3.5. Основные выводы
- •4. Механизмы деформации горных пород
- •4.1. Внутрикристаллическая деформация
- •4.4. Рекристаллизация
- •4.5. Плавление при деформации
- •4.6. Растворение под давлением
- •4.7. Катакластическое течение
- •5.1. Плоскостные текстуры
- •5.7. Тектониты
- •5.8. Линейность
- •6. Кинкбанды. Будинаж. Муллионы
- •6.1. Кинкбанды
- •6.2. Будинаж
- •7. Складки
- •7.1. Геометрия складок
- •7.3. Вергентность
- •7.4. Складки продольного изгиба
- •7.7. Полифазные складки
- •8. Разрывные нарушения
- •8.1. Трещины отдельности
- •8.3. Трещины и разрывы растяжения (отрывы)
- •8.4. Разломы
- •9.2. Механические обстановки структурообразования
- •9.4. Некоторые следствия
- •Заключение
- •Интернет-ресурсы
- •Предметный указатель
- •Список литературы
- •Рекомендуемая литература
Сгруктурообразование в неоднородной геологической среде |
75 |
траторов напряжений, обусловливающих, в свою очередь, характер деформации гео логической среды.
3.3. Модель среды со структурой и мезомеханика
Любой физический процесс может быть изучен, описан математически, смодели рован. С точки зрения механики твердого тела, процесс пластической деформации и разрушения твердых тел можно описать на основе двух подходов: механики сплошной среды и теории дислокаций. В механике сплошной среды (см. разд. 1.1) поведение ма териала под нагрузкой объясняется с помощью интегральных характеристик среды: внутренняя структура материала не учитывается, тензоры напряжений и деформаций являются симметричными. Модели механики сплошных сред успешно применяются для решения ряда тектонических задач (например [Теркот, Шуберт, 1985]), ограничи вая круг таких задач гипотезами, положенными в основу модели.
Теория дислокаций в кристаллофизике описывает микроскопическое поведение твердого тела: на основе изучения элементарных пластических деформаций опреде ляются механизмы зарождения пластических трещин, объясняется поведение дисло кационных ансамблей и дается физическая интерпретация феноменологических зако номерностей механики сплошной среды. Полученные закономерности используются
вструктурном анализе для интерпретации внутрикристаллических дислокационных структур (см. гл. 4).
Впоследние годы возникло новое направление - физическая мезомеханика струк турно-неоднородных сред, в основе которой лежит концепция структурных уровней деформации твердых тел (журнал «Физическая мезомеханика» издается с 1998 г.). Фактически физическая мезомеханика является связующим звеном между механикой сплошной среды и физикой дислокационной пластичности. Предметом физической мезомеханики является рассмотрение нагруженного твердого тела как многоуров невой самоорганизующейся системы, уровни которой (микро-, мезо- и макро-) ор ганически взаимосвязаны [Панин и др., 1990, 1995]. В такой синергетической моде ли пластическая деформация рассматривается как многоуровневый релаксационный процесс, в котором самоорганизация локальных структурных превращений обуслов ливает формирование диссипативных структур, эволюция которых определяет харак тер пластического течения и разрушения материала.
Врамках физической мезомеханики пластическая деформация твердого тела связа на с потерей телом сдвиговой устойчивости и протекает как многоуровневый релакса ционный процесс. Вначале потеря сдвиговой устойчивости происходит на микроуровне
влокальных зонах кристаллической решетки. Возникающие на структурных неодно родностях микроконцентраторы напряжений вызывают локальную перестройку крис таллической решетки в определенных кристаллографических направлениях. В ходе де формации плотность дислокаций возрастает, и при некотором ее критическом значении теряется сдвиговая устойчивость в протяженных областях решетки. Согласно мезомеханике [Панин и др., 1990,1995], это и есть мезоуровень. На мезоуровне становятся воз можными перестроения на большие расстояния в произвольных кристаллографических
76 Глава 3
направлениях, возникают новые типы дефектов (мезодефекты - дисклинации, полосо вые текстуры, кинкбанды, микродвойники, ламели и др.), зарождающиеся на мезоконцентраторах напряжений и распространяющиеся на большие расстояния через многие структурные элементы независимо от их кристаллографической ориентации. Мезоде фекты, содержащие как сдвиговую, так и поворотную компоненту деформации, делают возможным перемещение в деформируемом твердом теле объемных структурных эле ментов различного масштаба: субзерен, зерен, их агрегатов, протяженных фрагментов материала (субблоков). На мезоуровне движение структурных элементов различного масштаба как целого становится определяющим механизмом деформации.
Когда мезодефекты пронизывают все сечение образца, наступает потеря сдвиго вой устойчивости на макроуровне: сдвигонеустойчивым становится весь образец в целом. В определенном сечении образца формируется сильный макроконцентратор напряжений, который локализует макродеформацию и инициирует самосогласован ное развитие всей системы мезодефектов в данном сечении. Это приводит к возник новению в зоне локализации деформации несплошностей, фрагментации материала и его разрушению [Панин и др., 1995].
Таким образом, в модели мезомеханики структурно неоднородной среды рассмат ривается деформация некоторого кристаллического образца. В каждом недеформированном «идеальном» кристалле новая структура приобретается за счет формирова ния и упорядочения (скопления) дислокаций, что приводит к дефектности кристалла за счет появления ослабленных, переполненных упорядоченными дислокациями по верхностей. Фактически, с этого момента более энергетически выгодной становится дальнейшая деформация кристаллов за счет сдвига вдоль этих поверхностей. Иными словами, деформация перешла на следующий, вновь сформированный структурный уровень - кристаллы «разбились» плоскостными неоднородностями. На этом новом уровне смещение отдельных достаточно больших фрагментов кристаллической ре шетки друг относительно друга приводит к формированию новых более крупных дефектов (кинкбандов, двойников, ламелей), которые, зарождаясь на мезоконцентраторах нового структурного уровня, распространяются в образце, выходя за пре делы отдельных кристаллов: формируются новые субзерна (домены разбитых неод нородностями кристаллов), которые вместе с кристаллами образуют совокупность (агрегат), разбитый мезодефектами. После того как вновь образованные дефекты пронизывают все сечение образца, в некоторых зонах, ориентировка мезодефектов в которых наиболее «благоприятна» для образования макротрещины, происходит фор мирование сколовых трещин, и образец разрушается. Образование упорядоченной системы мезодефектов предвосхищает переход деформации на новый уровень, на котором наступает фрагментация образца с формированием новой макроструктуры (сколовой трещины), перемещение по которой оказывается более энергетически вы годным.
Физическая мезомеханика рассматривает процесс деформации твердого тела как многоуровневый релаксационный процесс. Напомним, что релаксацией (см. рис. 1.20) называется снятие упругих напряжений в теле за счет пластической деформации. С точки зрения мезомеханики, пластическая деформация осуществляется за счет релак сационной работы в концентраторах напряжений.
Сгруктурообразование в неоднородной геологической среде |
77 |
Конечно, принципы физической мезомеханики напрямую неприменимы к геоло гическим объектам, которые являются более сложно построенной системой по срав нению с образцом кристаллического вещества. Интуитивно понятно, что основные закономерности деформации в геологической среде должны быть тесно связаны с ос новными закономерностями физической мезомеханики. В строении любого геологи ческого объекта существует значительное число неоднородностей, которые при его на гружении выступают в качестве концентраторов напряжений. Фактически, в отличие от идеальной модели деформируемого кристаллического образца геологическая среда изначально разбита на ряд уровней структурной организации (зерна, слои, блоки), каж дый из которых в любой момент своего развития уже перенасыщен неоднородностями, которые при нагружении данного объема могут выступать в качестве концентраторов напряжений [Пономарев, 1987; Родионов и др., 1986; Садовский, 1989].
Именно неоднородности, как внутренние (неоднородности строения и состава), так и внешние (неоднородности РТ-условий деформирования и др.), являются основ ным фактором структурообразования. В рамках такого подхода геологическая среда представляется неоднородной иерархически построенной системой разномасштаб ных структурных элементов, а подобные модели объединяются под названием моде лей среды со структурой, или моделей структурированных сред. Модели геологичес кой среды и особенности структурообразования с точки зрения такого подхода были детально разработаны В.Г. Талицким и В.А. Галкиным [Талицкий, 1991, 1992, 19946; Талицкий, Галкин, 1989, 1997а и др.].
3.4.Модель среды со структурой применительно
кгеологической среде
Осуществляемое в процессе тектонических деформаций структурообразование зависит не от осредненных полей напряжений, а от их концентраторов, распределение которых, в свою очередь, определяется детальной структурой геологической среды [Талицкий, 1991, 19946; Талицкий, Галкин, 1989, 1997а и др.]. В рамках такого под хода геологическая среда представляется неоднородной иерархически построенной системой разномасштабных структурных элементов.
В простейшем виде изначально неоднородная иерархически построенная геоло гическая среда состоит из внутризернового уровня, уровней зерен и агрегатов зерен, слоев и пачек слоев, блоков и ансамблей блоков. Каждый из последующих уровней включает в себя предыдущие (см. рис. 3.4).
Распределение напряжений контролируется внутренней иерархической структу рой системы, концентрируясь на неоднородностях разных структурных уровней, так что соответствующие им поля напряжений, накладываясь одно на другое, образуют единое интегральное резко неоднородное поле напряжений с концентраторами раз ного масштаба и интенсивности и, таким образом, иерархия структурных уровней порождает иерархию полей напряжений.
Остаточные деформации в нагружаемой геологической среде возникают при до стижении предельных значений напряжений в концентраторах и необратимых дефор
78 |
Глава 3 |
мационных процессах. Эти процессы могут осуществляться как механическим, так и физико-химическим путем, но все они в конечном итоге ведут к релаксации (снятию) напряжений в концентраторах. Естественно, что концентраторы любого уровня обла дают собственными механизмами и временами релаксации, поэтому деформационные процессы происходят не хаотически, а закономерно и упорядоченно, последовательно переходя с уровня на уровень [Талицкий, 1991, 19946; Талицкий, Галкин, 1997а]. Эта «программа» деформационного процесса зависит от внешних термодинамических ус ловий, типа нагружения и от внутреннего строения самой среды.
В работе [Талицкий, Галкин, 1997а] приводится один из примеров действия кон центраторов и структурных перестроек при деформации (рис. 3.6). Предположим, что некоторый объем геологической среды, состоящий из минеральных зерен, объеди ненных в слои, сжимается в направлении, параллельном слоистости. При этом в кон центраторах напряжений зернового уровня (на контактах зерен) быстрее достигается предел упругости, после чего зерна испытывают пластическую деформацию, ско рость которой зависит от уровня напряжений. При такой деформации зерна начинают сплющиваться, формируя перпендикулярную оси сжатия текстуру. При этом точеч ные контакты зерен (точечные концентраторы) вдоль границ постепенно заменяют ся плоскостными с постоянно увеличивающейся площадью. Уровень напряжений в концентраторах падает и, следовательно, для поддержания той же скорости деформа ции в системе требуется увеличить внешние усилия. Если к такой системе приложить силу, при которой напряжения на контактах зерен превысят предел упругости, но не достигнут предела прочности, и оставить систему в нагруженном состоянии на неко торое время, в ней начнется формирование текстуры с изменением точечных контак тов на плоскостные (как это происходит при формировании межзернового кливажа, см. разд. 4.6, 5.1.2) с постепенной релаксацией напряжений.
модель среды с исходной структурой
У Р О В Е Н Ь Б Л О К О В
у п р о ч н е н и е
У Р О В Е Н Ь З Е Р Е Н
структурный результат деформации
Рис. 3.6. Принципиальная схема перестроек исходной структуры геологической среды при складкообразовании в терригенной толще [Талицкий, Галкин, 1997а].
Сгруктурообразование в неоднородной геологической среде |
79 |
Замена точечных концентраторов на плоскостные - это не единовременный акт,
асогласованное действие множества концентраторов, более или менее равномерно распределенных по объему среды. При деформации с образованием плоскостных кон тактов деформационные процессы могут мигрировать из областей концентраторов, преобразованных в плоскостные, в области точечных концентраторов, и так до тех пор, пока подавляющая часть концентраторов не станет плоскостными - сформирует ся новая текстура породы.
Поскольку смена точечных концентраторов плоскостными сопровождается сни жением напряжений в них, то и скорость деформации снижается, и для поддержания скорости деформации на том же уровне требуется увеличить внешние действующие напряжения. Такой тип пластической деформации, для увеличения которой требуется дальнейшее увеличение нагрузки (и, соответственно, напряжений), называется де формационным упрочнением - тело начинает оказывать большее сопротивление де формации. Деформационное упрочнение постепенно ведет к исчерпанию механизмов деформации, связанных с уровнем зерен, так как происходит перестройка структуры и вслед за ним - поля напряжений.
При продолжающемся нагружении того же плана деформация перейдет на другой структурный уровень - уровень слоев (см. рис. 3.6). Если при деформации на уровне зерен слои лишь испытывали небольшое укорочение и увеличение мощности, то при потере устойчивости слои начинают изгибаться в складки. Самоорганизация складко образования проявляется в пропорциональной зависимости длины волны складок от мощности слоев (см. разд. 7.4.1) при заполнении складками всего геологического про странства, в котором развивается складчатая деформация. При переходе деформации на уровень слоев при неизменной ориентировке внешних сил происходит перерасп ределение ориентировок внутренних сил, действующих в различных частях складки и вызывающих деформацию ранее образованных структур.
После формирования складок, релаксационные возможности которых также ис черпываются за счет увеличения трения между слоями на крыльях растущих складок, образуются тектонические разрывы и деформация переходит на новый структурный уровень - уровень блоков. Крылья складок, повернутые под углом к действующим силам, являются элементами структуры, наиболее подготовленными для «срывов» по ним и формированию син- и позднескладчатых разрывов. При переходе деформа ции на уровень блоков изменяются масштабы и механизмы релаксации напряжений,
атакже резко перестраивается характер деформационного процесса. На этой стадии деформация системы в целом происходит путем перемещения и поворотов новообра зованных блоков, а деформация внутри системы локализуется (концентрируется) на границах блоков в зонах тектонических разрывов. В условиях сдвигового нагружения на границах блоков образуются структуры и их сочетания, кинематический анализ которых позволяет восстанавливать направление перемещения блоков по разрывам и как результат - ориентировку внешних сил.
Можно считать, что закономерности взаимодействия деформационных механиз мов разных структурных уровней контролируются соотношением скоростей двух процессов: скорости нагружения системы (К) и скорости релаксации напряжений ( F ) механизмами того или иного структурного уровня. В любой момент времени мож
80 |
Глава 3 |
но выделить доминирующий механизм, вносящий наибольший вклад в деформацию объема на том уровне, в концентраторах которого напряжения быстрее достигают пре дельных значений. Возникновение деформаций в этих областях ведет к перестройке структуры (при F7F = 1), что вызывает перераспределение напряжений в системе и переход деформации с уровня на уровень. Когда структура в системе перестроится таким образом, что ни один из структурных уровней уже не может эффективно релаксировать напряжения, последние начинают возрастать (К/К > 1), что приводит к формированию зон локального разрушения, вязких разрывов, разбивающих объем на блоки, то есть появляется новый уровень структурной организации, способный эффективно релаксировать напряжения перемещением и поворотами блоков друг от носительно друга по разрывам [Талицкий, 19946].
В момент структурной перестройки релаксационные процессы на новом струк турном уровне протекают наиболее эффективно с увеличением скорости деформации.
Вэтот момент времени скорость релаксации превышает скорость нагружения (F /F >
1)и происходит деформация с разупрочнением, когда увеличение деформации может осуществляться на фоне существенно более низких напряжений, чем те, которые су ществовали до этого (рис. 3.7).
Возможно, что свойства горных пород наиболее близки реологической модели Максвелла (см. разд. 1.6, рис. 1.22, М), в которой упругая и пластическая деформации развиваются одновременно с момента приложения нагрузки. По крайней мере, имен но в модели Максвелла учитываются свойства релаксации напряжений, наблюдаемые при тектонических деформациях [Белоусов, 1986; Талицкий, 2002]. Если предполо жить, что деформация в теле Максвелла в какой-то момент прекращается (остановим растяжение модели, закрепив ее концы и не позволяя им приблизиться, см. рис. 1.22, М) - пружина будет постепенно сокращаться за счет перемещения поршня в элементе N, т.е. происходит снятие упругой составляющей напряжений за счет пластической деформации. Так можно представить себе единичный акт релаксации напряжений в геологической среде.
Приведенный выше теоретический пример развития деформации в среде со струк
а |
турой [Талицкий, Галкин, 1997а] |
|
наиболее близок складчатым зонам |
||
|
||
|
терригенных флишевых синклино- |
|
|
риев. Очевидно, что в зависимости |
Рис. 3.7. Фрагмент гипотетической кривой остаточной деформации геологической среды [Талицкий, 19946]. На каждом уровне дефор мация с упрочнением сопровождается увели чением напряжения и протекает за счет релак сации множественных концентраторов. В мо мент структурной перестройки при переходе деформации с уровня на уровень деформация сопровождается разупрочнением за счет более эффективного начального действия концентра торов следующего уровня.