: Список книг : Основная : О себе : Геология : Байки : Форум

ГЗОВСКИЙ Михаил Васильевич

Основы тектонофизики

М.,Недра, 1975 г., 536 стр.

ГЛАВА 4. ПОЛЗУЧЕСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД

Время действия постоянных напряжений(τ_i=const)
Рис. 2. Схема кинетики деформации горной породы при постоянных напряжениях
γ_I — первая часть упругой деформации (условно-мгновенная); γ_II — вторая часть упругой деформации (упругое последействие); γ_III — пластическая деформация; γ_II — время, при котором достигается 0,63 предельной величины γ_II; β — угол, величина которого приближенно характеризует скорость пластической деформации; а, б — момент начала и момент прекращения действия постоянных напряжений

Механические свойства материалов, как правило, устанавливаются на основании экспериментов, проводимых в условиях простейших напряженных состояний: одноосного растяжения (сжатия) и чистого сдвига.

Для характеристики механических (реологических) свойств материалов используются следующие величины (эти величины определяются в условиях чистого сдвига и связывают касательные напряжения τ на гранях элементарного параллелепипеда, с деформацией сдвига γ, характеризующей изменение первоначально прямого угла между гранями параллелепипеда):

1. Модуль условно-мгновенной упругости G_I — коэффициент пропорциональности между величиной действующего касательного напряжения и создаваемой им условно-мгновенной деформацией сдвига γ_I:

В работе [195] в знаменатель уравнений (2)—(4), (6), (8), (9)—(12) входил множитель 2, так как за величину γ_i там принималось выражение в 2 раза меньшее:

γI=	√	1	γ12+γ22+γ32	(1?)
		6

2. Модуль упругого последействия G_II — коэффициент пропорциональности между величиной касательного напряжения τ и максимальной равновесной величиной деформации упругого последействия γ_IImax

3. Модуль равновесной (полной) упругой деформации G — коэффициент пропорциональности между действующим касательным напряжением и общей величиной обратимой деформации сдвига γ_I+γ_IImax:

От перечисленных модулей упругости деформации сдвига, зная величину коэффициента Пуассона μ, легко перейти к аналогичным модулям упругости удлинений (E_I, E_II и Е), например:

4. Время (период) релаксации упругого последействия γ_II — продолжительность действия напряжений, необходимая для возникновения 0,63 величины максимальной (равновесной) деформации упругого последействия γ_IImax. Это время выбрано потому, что процесс нарастания деформации упругого последействия в простейшем случае описывается эмпирической формулой, содержащей данную величину γ_II:

где e приближенно равно 2,7 (основание натуральных логарифмов); t — время. Зная величину γ_II, можно вычислить величину вязкости упругого последействия η_II:

которая позволяет в формуле (6) заменить γ_II на η_II/G_II.

5. Коэффициент эффективной вязкости при пластической деформации η_III — коэффициент пропорциональности между величиной касательного напряжения τ и скоростью пластической деформации сдвига dγ_III/dt:

Скорость пластической деформации приближенно считается равной тангенсу угла наклона прямолинейной части кривой кинетики деформации, или тангенсу угла (см. рис. 2). В последнем случае пренебрегают изменением скорости, пластической деформации во времени.

Вычисляя перечисленные характеристики для различных моментов времени, можно следить за их изменениями по мере развития пластической деформации. Часто этими изменениями можно пренебречь я считать все характеристики постоянными (при данном напряженном состоянии).

Приведенное на рис. 2 графическое изображение эмпирически установленных соотношений между напряжениями, физико-механическими свойствами горных пород и развивающимися во времени деформациями можно заменить известным реологическим уравнением 2, которое вытекает из формул (1), (2), (6) и (8) при условии, что величина dγ_III/dt в формуле (8) не зависит от времени:

Уравнение (9) описывает развитие деформации во времени для реологического тела Бюргерса, которое отражает основные составляющие деформации реальных тел: мгновенную упругость, упругое последействие и вязкое течение. Модель этого тела составлена из трех последовательно соединенных реологических элементов: моделей тел Гука, Кельвина — Фойхта и Ньютона, деформации которых могут быть определены из уравнений (2), (6) и (8) соответственно. Однако кривые ползучести горных пород описываются уравнением (9) весьма приближенно. В литературе приводятся и другие, в том числе более сложные реологические модели, которые используются для описания деформирования во времени твердых тел, в частности горных пород (см., например, [295, 432, 563].— Прим. ред.)

Если нас интересуют процессы длительностью в минуты, секунды и доли секунд, то условно-мгновенная деформация (τ/G_I) рассматривается как сумма деформации, распространяющейся со скоростью звука, и деформации, нарастающей в течение времени порядка секунд и минут:

Модуль G₀ для такой “истинно гуковской” деформации много больше модуля G_I.

Период релаксации γ_I много короче периода γ_II. Если мы исследуем весьма длительные деформации, а процессы с длительностью, близкой к 3 γ_II или 4 γ_II, для нас несущественны, то обе части упругой деформации в уравнении (9) могут быть объединены в один член, характеризующий полную (равновесную) упругую деформацию:

В этом случае выражение (9) приобретает форму, совпадающую с известным уравнением Максвелла:

В случае сложного напряженного состояния уравнение такого же вида, как уравнение (9), выражает зависимость между интенсивностями касательных напряжений τ_i и интенсивностями деформаций сдвига γ_i 3:

Использование при сложном напряженном состоянии уравнения (13), аналогичного уравнению (9) при чистом сдвиге, возможно лишь при условии, что напряжения в теле не зависят от времени. Это условие подразумевается автором и здесь и ниже, при использовании уравнений типа (6), (8), (9)—(13), но не всегда оговаривается им. Отметим также, что при любом напряженном состоянии величина τ_max близка к величине τ_i, а γ_max — к γ_i. Поэтому в уравнении (13) без большой погрешности можно заменять τ_i на τ_max и γ_i на γ_max - Прим. ред.

Широко известное уравнение (9) (или (13)), рис. 2 и перечисленные выше характеристики отражают соотношения, имеющие место при одной определенной интенсивности напряжений. Для полного выяснения деформационных свойств материала этого недостаточно и следует учесть два обстоятельства.

Первое обстоятельству связано с тем, что возможны изменения модулей упругости и коэффициента эффективной вязкости с течением времени в процессе деформирования материала при постоянных напряжениях. Сейчас лишь для некоторых материалов существуют отрывочные данные, позволяющие говорить о том, что в процессе деформации эффективная вязкость может либо повышаться, либо, наоборот, снижаться. Первое явление, отмечавшееся для многих металлов, объясняется тем, что в начале деформации реализуются наиболее легкие молекулярные механизмы пластической деформации (например, двойникование), которые с течением времени исчерпываются. В связи со сложной структурой горных пород могут предполагаться различные явления такого рода. Например, при деформации известковистого песчаника в условиях сжатия сопротивление деформации сначала будет определяться свойствами карбонатного цемента. Однако при большой деформации зерна кварца войдут в соприкосновение, и сопротивление деформации (вязкость и модуль упругости) увеличится.

Второе обстоятельство, заставляющее считать одну кривую кинетики деформации недостаточной для характеристики физико-механических свойств материала, заключается в экспериментально установленной зависимости упругих характеристик и вязкости от интенсивности касательных напряжений, а также от всестороннего давления и температуры.

Пропуск, около страницы...

деформации уменьшается. При “установившейся” ползучести скорость пластической деформации минимальна и постоянна.

Неустановившаяся ползучесть, является пока предметом исследования [319]. Намного полнее изучена установившаяся ползучесть, скорость которой dγ_i/dt чаще всего описывается одной из следующих трех зависимостей:

где k, т, n, а, b, с—коэффициенты, отражающие свойства материала при определенной температуре. Таким образом, из известных закономерностей ползучести металлов следует, что коэффициент вязкости η_III металлов (определяемый согласно (8)) сильно снижается при небольшом увеличении интенсивности касательных напряжений. Кроме того, известна экспоненциальная зависимость dγ_i/dt (а значит, и η_III металлов) от температуры.

А.П. Александровым [4] была отмечена зависимость периода релаксации у аморфных высокополимеров

где η₀, b, и, k, е—постоянные величины; Т—абсолютная температура. Весьма интересны результаты изучения вязкостных свойств вязкопластичных материалов и структурированных (аномально-вязких) жидкостей, полученные в работах по физико-химической механике, и представления, развиваемые в этих работах.

При исследованиях суспензий глины, проведенных П.А. Ребиндером с Л.А. Абдурагимовой и Н.Н. Сербиной [I], и изучении битумов, выполненном Н.В. Михайловым [466], было установлено, что в этих веществах происходит ползучесть при напряжениях, меньших определенной величины, играющей роль “предела упругости”. Эффективная вязкость при этом изменяется слабо и является максимальной (η_IIImax). При более высоких напряжениях происходит резкое снижение η_III. Эффективная вязкость с увеличением τ_i стремится не к нулю, а к некоторой определенной минимальной величине (η_IIImin).

Для структурированных жидкостей зависимость эффективной вязкости от напряжений и существование минимальной вязкости было экспериментально установлено В. Филипповым в 1935 г.

Уменьшение эффективной вязкости от η_IIImax (с подъемом напряжений τ_i) не до нуля, а до минимальной вязкости η_IIImin выражается двучленными формулами. Одна такая эмпирическая формула была предложена В. Филипповым:

где τ₀—“характеристическое напряжение”, отражающее вязкостные свойства данного материала.

Обычно зависимости такого типа для твердых тел исследуются в условиях одноосного растяжения или сжатия и записываются как связь между величинами dε₁/dt (или dε₃/dt) и σ₁ (или σ₃). Для мягких вязкопластичных и жидких материалов ползучесть исследуется в условиях чистого сдвига и записывается как связь между величинами dγ_max /dt и τ_max. Ради общности изложения автор для твердых и мягких материалов записывает эти зависимости, используя величины dγ_i/dt и т.д. Следует напомнить, что величины τ_i и γ_i практически совпадают с величинами τ_max и γ_max: для чистого сдвига τ_i=τ_max=τ, γ_i=γ_max=γ, для одноосного растяжения τ_i =1,15τ_max, γ_i=1,15 γ_max. Однако иногда автору удобнее использовать не τ_i, а τ_max, поскольку именно значения τ_max приводятся обычно в исследованиях. — Прим. ред.

Другая формула, более полно отражающая зависимость вязкости η_III от величины касательных напряжений, теоретически выведена Н.В. Михайловым и А.М. Лихтгейм [467] на основе молекулярно-кинетических представлений Я.И. Френкеля:

где P_η — предельная величина напряжения η, после превышения которой начинается резкое уменьшение эффективной вязкости; δ— среднее расстояние между частицами структурированной жидкости. При напряжениях, меньших Р_η, имеет место практически постоянная максимальная величина эффективной вязкости.

В настоящее время зависимость эффективной вязкости горных пород η_III от напряжений τ_i (или τ_max) совершенно не изучена, поэтому нельзя говорить о том, какое из приведенных выше уравнений больше подходит для ее описания.

Образование разрывов в горных породах, вероятно, наступает при напряжениях, величина которых меньше, чем необходимая для проявления минимальной вязкости η_{III min}. Можно предположить, что в первом приближении реальная часть кривой зависимости вязкости от интенсивности касательных напряжений может быть отражена уравнениями (17) и (19). В условиях одного всестороннего давления и постоянной температуры уравнение (17) может быть написано в упрощенной форме.

Соответственно десятичный логарифм (порядок) вязкости должен считаться линейной функцией интенсивности касательных напряжений:

где N — угловой коэффициент прямой.

В свете изложенных представлений о зависимости эффективной вязкости от величины τ_i можно определить, чем являются и введенное русским исследователем Ф.Н. Шведовым "предельное напряжение сдвига" у дисперсных систем, подробно изучавшееся Е. Бингамом и М.П. Воларовичем, и “предел упругости” у твердых тел. Оба эти “предела” находятся в том интервале напряжений, в котором происходит скачкообразное снижение от максимальной величины η_IIImax к минимальной η_IIImin. Согласно П.А. Ребиндеру и Н.В. Михайлову [467] условным пределом текучести следует называть то напряжение, при котором происходит наибольшее снижение вязкости на единицу, увеличениям напряжения (максимум первой производной вязкости по напряжению).

Значит, пределом упругости P_e нужно считать тот интервал величины касательных напряжений τ_i или ту их величину, ниже которой коэффициент η_III настолько еще велик, что пластическая составляющая общей деформации развивается весьма медленно (“ползучесть”), и поэтому ею при кратковременном действии напряжений в технике иногда можно пренебрегать. Выше этого интервал η_III настолько снижается, что скорость нарастания пластической составляющей общей деформации оказывается достаточной для возникновения в течение небольшого времени значительных по величине пластических деформаций (“текучесть”), В этих случаях пластическая составляющая настолько велика по сравнению с упругой, что последнюю обычно не учитывают.

В физико-химической механике предельное напряжение сдвига считается весьма важной характеристикой механических свойств материала. Материалы, у которых нет предельного напряжения сдвига, называют вязкими, или жидкообразными. Их остаточная деформация называется течением или вязким течением, а эффективная вязкость, вычисляемая по формуле

называется истинной вязкостью, материалы, обладающие предельным напряжением сдвига, называют пластичными (в узком смысле слова), или твердообразными. Их остаточная деформация называется пластическим течением, или пластической в узком смысле слова. Вязкость вычисляется по формуле (22), и ее называют эффективной, или же по формуле

и тогда говорят о пластической вязкости (иногда ее называют шведовой или бингамовой вязкостью).

Главное уравнение общей деформации при постоянной интенсивности напряжений, в случае пренебрежения ползучестью ниже предельного напряжения сдвига, имеет вид

Для геологов принципиально важно то обстоятельство, что ниже и выше “предела упругости” имеют место и упругая, и пластическая составляющие общей деформации. При длительном действии напряжений пластическая составляющая может достигать большой величины и в условиях действия напряжений, меньших “предела упругости”. Так как упругая и пластическая деформации развиваются одновременно, при анализе геологических процессов нецелесообразно говорить об упругой и пластической “стадиях деформации”, как это делают многие геологи. Речь в данном случае может идти не о стадиях деформации, а о интервалах интенсивности касательных напряжений, вызывающих либо упругую плюс медленную пластическую деформацию (ползучесть), либо упругую плюс намного более быструю пластическую деформацию (текучесть). Внутренние молекулярные механизмы пластического деформирования одного и того же вещества при различной величине τ_i могут быть разными.

Следует заметить, что нижний предел напряжении, при которых развивается ползучесть, не изучен. По этому поводу существуют два мнения. Некоторые исследователи предполагают отсутствие такого нижнего предела текучести. Многие считают, что при данной температуре ползучесть в кристаллических веществах развивается, если напряжения превышают некоторый предел, намного меньший “предела упругости” в указанном понимании [467].

Эта вторая предельная величина напряжений Н.И. Михайловым и П.А. Ребиндером [467] называется пределом ползучести. Наличие этого предела отличает материалы с кристаллической структурой.

Наверх

УПРУГОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД

Таблица 1. Модуль упругости для удлинений (Е*) и коэффициент Пуассона (μ) сухих образцов горных пород при комнатной температуре, атмосферном давлении и длительности нагружения порядка минут

Примечание: В таблице помещены данные, полученные или сведённые различными авторами.

Пропуск нескольких страниц...

Г.Н. Кузнецов, обобщая данные экспериментов различных исследователей, указал, что модуль при сжатии оказывался больше модуля при растяжении: у гранитов в 3 раза (2,93), у мраморов — в 2,5 раза (2,63), у песчаников — от 1,5 до 4,5 раз (1,64—4,4), у глинистых сланцев — в среднем в 1,5 раза (1,26—1,7).

М.П. Воларович с Д.Б. Балашовым и с 3.И. Стаховской провели определение модулей упругости динамическим и статическим методами в условиях различного всестороннего давления. Увеличение всестороннего давления считается ими фактором, уменьшающим пористость пород. Эксперименты показали, что у большинства пород подъем всестороннего давления от 0 до 1000 кГ/см² сопровождается увеличением модуля Е*. У базальтов увеличение Е* продолжалось до всестороннего давления в 2000—3000 кГ/см², а у габбро — до 4000 кГ/см². По мере увеличения давления его влияние на модуль упругости ослабевает. Это объясняется исчезновением пористости и приближением горной породы к идеальному сплошному телу. Наибольшее увеличение модуля Е* по сравнению с его значением при атмосферном давлении составило: для песчаников и мраморов в 1,5—1,6 раза, для базальтов — в 1,5—1,8 раза, Для габбро и сиенита — в 2—2,1 раза.

Следующим весьма важным фактором, влияющим на упругость горных пород, является температура. М.П. Воларовичем и А.С. Гурвичем было выявлено, что в интервале от 0 до 1000° происходит общее уменьшение модуля упругости Е*: у гранита с 7*10⁵ до 1*10⁵кГ/см² (в основном в интервале 100—600°), у песчаника с 8*10⁵ до 4*10⁵ кГ/см² (в интервале 200—575°), у базальта всего лишь с 7*10⁵ до 6*10⁵ кГ/см² (в интервале 200—600°). В породах, содержащих кварц, наибольшее снижение модуля Е* и его минимум отмечаются при температуре полиморфного превращения кварца +575°.

Наверх

Упругость природных толщ.

Из различных физико-механических свойств горных пород только упругость может быть количественно исследована в больших по объему массах пород, находящихся в природных условиях залегания. Из сейсмологических данных вытекают средние значения характеристик основных слоев земной коры (табл.2).

Таблица 2. Характеристика упругости основных слоев земной коры

В осадочных породах в естественных условиях залегания коэффициент Пуассона меняется в широких пределах — от 0,17 до 0,50. Наибольшие значения μ отмечены в глинах, меле, известняках. В лабораторных условиях в образцах осадочных пород определены значения μ от 0,1 до 0,5. Большое влияние оказывает влажность. Так, например, для сухого песка μ меняется от 0,10 до 0,25, а для песка, насыщенного водой, μ может доходить до 0,44 и даже до 0,49. В образцах известняков μ бывает от 0,17 до 0,30, вероятно в зависимости от их пористости.

При всесторонних давлениях до 10000 кГ/см² в горных породах были получены пластические деформации удлинения и укорочения до 25—30%. Непрерывное увеличение пластической деформации отмечалось при длительных испытаниях, продолжавшихся до 1,5 месяцев. Знание пластических свойств горных пород необходимо для решения многих тектонофизических, геофизических и горнопроходческих вопросов.

Способность материала к образованию пластических деформаций называется пластичностью. Она изменяется в зависимости от физической обстановки деформирования и определяется двумя свойствами материала — его вязкостью и прочностью. Чем ниже вязкость и выше прочность — тем большие пластические деформации возникают.

Наверх

Вязкость лабораторных образцов.

Вязкость горных пород, испытанных в лабораториях в виде образцов, в силу технической сложности, экспериментов изучена очень слабо. Сведения об эффективной вязкости некоторых пород можно найти лишь в нескольких работах Д. Григгса и вычислить по немногочисленным кривым кинетики деформации, приведенным Г.Н. Кузнецовым и К. Ломницем. Все эти данные сведены в табл. 3. Вязкость глин с влажностью 40—50% (при напряжениях выше предела текучести — Прим. ред.) по данным нашей лаборатории составляет от 10³ до 10⁶ пз. Таким образом, отчетливо проявляется зависимость вязкости от вещественного состава пород.

Неоднократно отмечалась различная деформируемость разных минералов, встречающихся в горных породах. В результате экспериментального исследования Б.В. Залесский и Ю.А. Розанов указали, что некоторые минералы могут быть сгруппированы в следующие ряды, отражающие последовательное увеличение их относительной вязкости:

1) барит — галенит — сфалерит — халькопирит — пирит — кварц;

2) биотит — арфведсонит (амфибол) — эгирин (пироксен) — полевые шпаты — кварц.

Как известно, кристаллы карбонатов, особенно кальцита, относительно легко подвергаются пластической деформации, т.е. обладают относительно малой вязкостью.

Большое влияние на вязкость пород оказывает интенсивнйсть касательных напряжений. Как видно из табл. 3, с увеличением касательных напряжений в 1,25 раза вязкость глинистого сланца уменьшилась в 5 раз, в 1,5 раза — вязкость известняка снизилась в 10 раз, в 3 раза — вязкость гипса уменьшилась в 100 раз. Если по имеющимся данным построить график зависимости вязкости (отложенной в логарифмическом масштабе) от интенсивности касательных напряжений, то он оказывается почти прямолинейным. Логарифм вязкости линейно снижается по мере увеличения касательных напряжений. Применяя формулу lgη=lgη₀-Nt_i, можно вычислить начальную (максимальную) вязкость гипса η₀ порядка 10¹⁸—10¹⁹ пз и угловой коэффициент N= 0,0233 см²/кГ.

Табл. 3 содержит лишь единичные, статистически неосредненные результаты первых методически несовершенных опытов. Все указанные в ней величины весьма приближенные. Особенно низка точность определений вязкости при высоком всестороннем давлении.

Вязкость одних и тех же пород изменяется в зависимости от влажности образца.

Одним из проявлений зависимости вязкости от интенсивности касательных напряжений должно быть существование у горных пород предела текучести, понимаемого как напряжение, при котором происходит максимальное падение вязкости. Кроме того, многие исследователи допускают, что имеется другое предельное напряжение — предел ползучести, ниже которого не происходит никаких пластических деформаций, даже ползучести. Опыты по ползучести горных пород показывают, что пластические деформации ползучести заметно проявляются на протяжении времени порядка месяца при касательных напряжениях 50—70 кГ/см² в песчаниках и 5—10 кГ/см² в каменной соли. Значит, величина предела ползучести меньше этих напряжений.

Таблица 3. Эффективная вязкость (в пз) образцов горных пород при комнатной температуре

Вязкости вычислены приближенно, по материалам К. Ломница, Г.Н. Кузнецова, Д. Григгса.

Автор использует термины «предел текучести» и «предел ползучести» в соответствии с их применением в физико-химической механике. У многих дисперсных систем установлено наличие условного предела текучести, отвечающего напряжению, при котором производная вязкости по напряжению достигает максимума. У горных пород разрушение, как правило, наступает раньше, чем может быть достигнуто подобное напряжение. Поэтому такое использование этого термина для пород оказывается малоудобным. Для тел кристаллического строения под пределом текучести часто понимают напряжение, по достижению которого становится возможным развитие пластической деформации, осуществляющееся благодаря перемещению дислокации. При меньших напряжениях возможна только диффузионная ползучесть. По-видимому все, что автор говорит здесь о пределе ползучести горных пород, следует относить именно к такому пониманию предела их текучести.— Прим. ред.

По мнению П.А. Ребиндера, кристаллы кварца, длительно остающиеся недеформированными в пустотах кварцевых жил, подтверждают наличие у кварца предела ползучести. Если взять крупный кристалл длиной в 100 см с удельным весом 2,2, то при вертикальном положении кристалла величина касательных напряжений в его основании будет около 110 Г/см². Предел ползучести должен быть больше этой величины.

Другой путь оценки предела ползучести—определение напряжения в древних недеформирующихся сооружениях из камня. Так, основания колонн некоторых храмов на протяжении 2500 лет выдерживали касательные напряжения до 5—6 кГ/см² и остались недеформированными, Следовательно, предел ползучести скальных пород должен быть порядка 10 кГ/см².

Следует ожидать, что существуют изменения вязкости горных пород, возникающие с течением времени в процессе их деформирования. Однако они пока еще не изучались. Геологам хорошо известно, что процесс деформации горной породы всегда влияет на ее внутреннее строение, иногда коренным образом изменяя его. В последнем случае говорят о процессах динамометаморфизма.

Рассмотрение особенностей строения горных пород и микроскопи ческого механизма их деформации помогает понять уже известные зависимости для вязкости, а также предположить некоторые еще не изученные зависимости. Незначительные по величине пластические деформации осуществляются за счет наименее вязких зерен породы и ее цемента, обычно менее вязкого по сравнению с главной массой зерен. При значительной деформации в процесс вовлекаются почти все зерна, слагающие породу. Изометричные частицы, например - сферические оолиты и псевдоолиты, приобретают вытянутую форму и однообразную ориентировку в пространстве, хорошо наблюдаемую под микроскопом. Хорошо видны на глаз изменения формы и появление однообразной ориентировки галек в конгломератах.

Вследствие пластических деформаций кристаллических зерен в них развивается большое количество двойников, поверхностей трансляции и микротрещин. В результате всех этих процессов, поворотов зерен и частичной перекристаллизации оптические оси кристаллических зерен приобретают упорядоченную ориентировку в пространстве, направление которой определяется направлением осей напряжений. Наиболее интенсивные деформации осадочных пород, связанные с особенно высокими напряжениями и подъемом температуры, сопровождаются перегруппировкой составляющих породу химических элементов в новые минералы — слюды, хлориты, амфиболы, полевые шпаты и др.

После прекращения действия напряжений пластическая деформация и связанная с нею новая структура горной породы сохраняются на весьма длительное время. Вызванные деформацией изменения структуры необратимы. Об этом свидетельствуют многочисленные факты, в том числе наблюдавшиеся нами в Байджансайском районе хр. Каратау оолиты и псевдоолиты в известняках и гальки в конгломератах, сохранившие сплющенность с конца палеозоя, т.е. в течение 200 млн. лет, Породы, испытавшие метаморфизм в докембрии (600 млн. лет назад), например кокджотская свита хр. Каратау, сохранили этот метаморфизм до настоящего времени. При повторном действии повышенных напряжении порода, утратившая первоначальную структуру, должна обладать новой измененной вязкостью.

Общая величина пластической деформации, как следует из главного уравнения (13) в гл. 4, определяется тремя факторами: вязкостью материала, интенсивностью касательных напряжений и длительностью их действия. Одинаково большая деформация может быть получена в одной и той же породе как за счет действия высоких напряжений в течение короткого времени, так и за счет весьма длительного действия слабых напряжений. В первом случае преимущественно развиваются процессы разрушения, вызывающие снижение вязкости; процессы же, повышающие вязкость (залечивание разрывов, заполнение пор и образование новых минералов), из-за ограниченности времени полностью не проявляются. Во втором случае развиваются всё процессы, укрепляющие структуру породы и повышающие вязкость.

Таким образом, с повышением касательных напряжений и скорости деформации происходит снижение вязкости горных пород, а при постоянных напряжениях за счет времени вязкость увеличивается, пока не достигнет постоянной (равновесной) величины.

Геологические наблюдения показывают, что влияние деформаций на вязкость горных пород бывает различным. При сравнении абсолютных данных о вязкости различных пород и относительных ее характеристик, о которых будет говориться ниже, видно, что в осадочных породах развитие деформаций приводит к увеличению вязкости. Это наглядно подтверждается последовательным превращением глин в аргиллиты, а затем в глинистые и кристаллические сланцы. В менее резко выраженном виде это можно заметить и у других осадочных пород. Обратное воздействие оказывают деформации на магматические интрузивные и эффузивные породы. В результате метаморфизма граниты, кварцевые порфиры, базальты и другие породы приобретают сланцеватость и превращаются в гнейсы, порфироиды, серицитовые сланцы, амфиболиты, хлоритовые сланцы. Относительное снижение вязкости при таком изменении пород несомненно, хотя количественно оно еще не охарактеризовано.

Наверх

Вязкость природных толщ.

Для исследования механизма деформирования земной коры исключительно важны оценки вязкости больших масс горных пород (см. гл. 35). В этом направлении почти ничего еще не сделано. Ряд исследователей предполагает, что современное поднятие древних щитов Фенноскандии и Канады вызвано их изостатическим «всплыванием» после разгрузки от стаявших ледников. Зная скорость подъема этих территорий и предполагая ту нагрузку, которая создавалась ледниками, можно вычислить для верхней части подкоровой оболочки (астеносферы) вязкость порядка 10²²—10²³пз,

Более точные расчеты, при которых в мантии выделялся слой пониженной вязкости, позволили оценить его вязкость величиной 10²⁰—10²¹ пз.—Прим. ред.

Для приближенной оценки вязкости отдельных небольших, участков земной коры и комплексов горных пород мы предлагаем следующий метод. Он заключается в совместном использовании данных о вязкости лабораторных образцов горных пород и геологических сведений об особенностях деформаций и внутреннего строения толщ горных пород в естественных условиях залегания. Богатый материал геологических наблюдений позволяет вполне достоверно указать несколько комплексов горных пород, заведомо обладающих разной относительной вязкостью. Выделение различных категорий среди комплексов горных пород по этому признаку возможно при соблюдении следующих условий:

1. При деформациях земной коры значительные участки испытывают воздействие внешних активных сил, примерно одинаковых по интенсивности и продолжительности действия.

2. Резкие различия в интенсивности деформаций толщ разного вещественного состава систематически проявляются на большой площади и могут быть объяснены только особенностями физико-механических свойств этих толщ.

Если эти условия соблюдаются, то при сходных характере, величине и продолжительности действия внешних сил можно считать, что относительная вязкость различно деформированных толщ тем меньше, чем интенсивнее деформации. Детальные исследования в Байджансайском районе хр. Каратау показали, что в наименее вязких комплексах пород устанавливается особая ориентировка осей напряжений. Возможно, что интенсивность касательных напряжений в них во многих случаях немного ниже, чем в других толщах. Однако факт более интенсивного развития деформаций должен считаться убедительным доказательством пониженной вязкости.

Главные четыре категории комплексов горных пород. Между наиболее типичными представителями основных категорий существуют переходные разновидности комплексов пород.

В I категорию включены относительно наименее вязкие комплексы пород. Характерной особенностью деформаций толщ I категории являются диапировые внедрения. Интенсивность деформации значительных участков толщи. В местах диапировых внедрений достигает сотен процентов.

Переходными от I ко II категории являются мергелистые и глинисто мергелистые толщи, которые лишь иногда образуют диапировые внедрения.

Ко II категории отнесены слабовязкие комплексы пород: тонкослоистые известняково-мергелистые толщи с маломощными прослоями глин, алевролитов, песчаников и конгломератов. В этих толщах развивается интенсивная, обычно линейная дисгармоничная складчатость, часто изоклинальная и полная. Ширина отдельных складок, как правило, не превышает единиц километров, чаще она составляет сотни и десятки метров. В весьма тонкослоистых пачках ширина складок измеряется сантиметрами. Интенсивность деформации значительных участков толщи в местах развития складок порядка десятков процентов.

Характерными особенностями деформаций комплексов пород II категории являются дисгармония и изоклинальность складок, имеющих ширину до единиц километров.

Переходными толщами от II к III категории являются тонко- и среднеслоистые известняки и доломиты, не включающие мергелистых и глинистых прослоев, но содержащие значительную примесь алевритного и песчаного материала и прослои конгломератов. Интенсивная дисгармоничная складчатость в этих породах развита лишь местами и слабее, чем в предыдущих толщах.

К III категории причислены относительно сильновязкие породы, такие, как песчано-конгломератовая свита со слаборазвитой слоистостью и толща слабослоистых и массивных доломитов и известняков. К этой же категории относятся вулканогенные толщи с мощными лавовыми покровами, брекчиями и конгломератами. Во всех перечисленных толщах наблюдаются лишь крупные складки шириной в несколько километров. В других районах ширина складок доходит до десятков километров. Складки имеют асимметричную флексурообразную или коробчатую форму поперечного сечения. Крылья часто обрезаны крутыми крупными разрывами, благодаря которым структура принимает характер горст-антиклиналей и грабен-синклиналей. Если не считать осложненных разрывами крыльев, интенсивность деформации пород невелика. Для больших участков она составляет единицы процентов.

Переходными от III к IV категории, возможно, являются толщи неособенно глубоко метаморфизованных пород — алевролитовых сланцев с песчаниками, филлитов, отчасти кристаллических сланцев.

К IV категории отнесены относительно наиболее вязкие комплексы, представленные неслоистыми интрузивными телами магматических пород (исключая ультраосновные), гнейсами, внутренняя слоистая структура которых осложнена интенсивной дисгармоничной складчатостью, отчасти кристаллическими сланцами. Для рассматриваемой категории типична глыбовая, весьма слабоскладчатая структура. Интенсивность пластических деформаций таких больших участков оценить очень трудно, поскольку она значительно меньше, чем у предыдущей категории, для которой принимались единицы процентов. Можно предполагать, что в IV категории должны быть десятые доли процента и единицы процентов.

Таким образом, в среднем интенсивность деформаций в каждой следующей категории примерно на один порядок меньше, чем в предыдущей. Сопоставляя не средние, а крайние случаи, вероятно, можно констатировать и большие различия.

Возможность выделения указанных категорий показывает, что вещественный петрографический состав толщ является первым фактором, который сильно влияет на вязкость. Глины, соли и мергели в чистом виде обусловливают наименьшую относительную вязкость толщ. Присутствуя в виде прослоев, они снижают общую вязкость песчаных и известняковых толщ и переводят их из III категории во II. Высокая относительная вязкость свойственна однородным карбонатным и песчано-конгломератовым толщам. Метаморфические и изверженные породы отличаются наибольшей вязкостью. Вторым весьма важным фактором является слоистость, роль которой хорошо известна полевым геологам. Петрографически одинаковые известняки или песчаники, будучи лишенными слоистости, относятся к III категории, а в случае тонкой слоистости входят во II категорию.

Рис. 4. Зависимость эффективной вязкости толщ горных пород η_III от интенсивности касательных напряжений τ_i при атмосферном давлении и температуре 30° (по литературным материалам)
I категория — толщи глин, солей, гипсов, тонкослоистых алевролито-глинистых пород; II категория — тонкослоистые известняково-мергелистые, песчано-глинистые, флишевые толщи; III категория — слабослоистые песчаниковые, конгломератовые, карбонатные, вулканогенные, а также в прошлом сильно дислоцированные и слабо метаморфизованные песчано-глинистые толщи; IV категория—граниты и другие интрузивные породы (кроме ультраосновных), гнейсы, кристаллические сланцы. А — область условно-мгновенного разрушения. 1 и 2 — зависимость η_III от τ_i для гипса при всестороннем давлении 1000 и 1 кГ/см²

Попытаемся дать приближенную количественную оценку вязкости выделенных категорий толщ горных пород. В толщах I категории слоистость не всегда хорошо развита, и нередко толщи глин, солей, гипса отличаются от других толщ своей однородностью. Встречающиеся в них подчиненные прослои иного состава (песчаники, алевролиты, доломиты) обладают большей вязкостью, чем основная масса глин, солей или гипса. Поэтому в целом вязкость толщ I категории должна незначительно отличаться от вязкости каменной соли, гипса и влажных глин. Данные об их вязкости при различной интенсивности касательных напряжений приведены в табл. 3 и на рис. 4. Для гипса выше уже предполагалась линейная зависимость логарифма вязкости от интенсивности касательных напряжений. Поэтому на рис. 4, намеченная пунктиром граница I и II категорий проведена прямолинейно. Эта граница проходит непосредственно рядом с точками, характеризующими влажный гипс и каменную соль, так как эти данные считаются нами верхним пределом вязкости толщ I категории. Вязкость влажной глины и слоистых толщ гипса и каменной соли должна быть ниже этого предела.

Породы II категории, например песчаники и известняки, при отсутствии слоистости в больших массах должны вести себя сходно с образцами. Весьма слабая слоистость всегда существует, поэтому вязкость известняковой или песчаниковой толщи немного ниже вязкости отдельных образцов.

Однородные слабослоистые толщи песчаников и известняков относятся К III категории. К ней же относятся и глинистые сланцы, точки вязкости которых на рис. 4 располагаются рядом с точками для песчаников. В результате предполагаемая граница II и III категорий пройдет несколько ниже точек, характеризующих песчаники.

В промежутке между двумя проведенными границами должны были бы поместиться отсутствующие сейчас данные о сильнослоистых толщах II категории, содержащих в своем составе глины, известняки и песчаники. Ширина промежутка, оставленного между границами, обеспечивает отличие средних вязкостей между соседними категориями (при одинаковых напряжениях) около одного порядка. Такое различие вязкостей нужно допускать потому, что отмеченное выше обычное различие в интенсивности деформаций толщ I, II и III категорий составляет примерно по одному порядку.

Наконец, для установления места границы между III и IV категориями толщ на графике существует лишь одна недостаточно точная точка для гранита. Поскольку крупные гранитные тела рассечены многочисленными трещинами, их вязкость должна быть меньше вязкости образца из гранита. Кроме того, граниты представляют собой наиболее вязкие комплексы пород IV категории. Следовательно, граница должна проходить ниже точки, характеризующей гранит. Изображенные на графике соотношения можно записать в виде следующих предполагаемых характеристик вязкости больших масс горных пород в природных условиях залегания:

I категория — наименее вязкие комплексы пород (толщи глин, солей, гипсов, тонкослоистые алевролито-глинистые толщи), вязкость которых от 2•10¹⁵•10^-0,0233τi до 5•10¹⁸•10^-0,0233τiпз:

η_III = (2•10¹⁵ — 5•10¹⁸) •10^-0,0233τi пз,

где τ_i — интенсивность касательных напряжений в кГ/см²; η_III — вязкость породы;

II категория — слабовязкие комплексы пород (тонкослоистые известняково-мергелистые,песчано-глинистые, флишевые толщи):

η_III = (5•10¹⁸ — 3•10¹⁹)•10^-0,0233τi пз;

III категория — сильновязкие комплексы пород (слабослоистые песчаниковые, конгломератовые, карбонатные, вулканогенные, в прошлом сильно дислоцированные и слабо метаморфизованные песчано-глинистые толщи):

η_III=(3•10¹⁹ — 1•10²¹)•10^-0,0233τi пз;

IV категория - наиболее вязкие комплексы пород (граниты, гнейсы, кристаллические сланцы).

η_III=(l•10²¹—10²³)•10^-0,0233τi пз.

Наметившиеся полосы, соответствующие вязкости различных комплексов горных пород при разной интенсивности касательных напряжений не могут продолжаться далеко в сторону усиления напряжений. Каждая из них ограничена напряжениями, равными условно-мгновенной прочности на скалывание. Поэтому в нижней части рис. 4 намечена линия (А), ограничивающая поля диаграммы, характеризующие четыре категории комплексов горных пород.

Данная диаграмма является гипотезой, требующей теоретической и главным образом экспериментальной проверки. При постановке экспериментов особенно важно собрать данные, характеризующие вязкости, при повышенных всестороннем давлении и температуре, свойственных земной коре. Известно, что в земной коре вследствие общего линейного повышения температуры на глубине в 18—20 км ожидается 300°, а на глубине 40 км предполагается 600°. Кроме того, возле крупных скоплений магмы температура может повышаться примерно до 800—1200°. Всестороннее давление от веса вышележащих пород изменяется почти линейно и на глубине 18—20 км составляет 5000 кГ/см₂, а на глубине 40 км — около 10000 кГ/см₂

Вследствие тектонических движений и деформаций земной коры в отдельных ее участках, всестороннее давление может значительно превышать ту величину, которая создается одним только весом вышележащих пород. Таким образом, в каждую из указанных выше характеристик вязкости надо будеть включить по два пока еще неизвестных множителя. Один множитель должен отражать влияние на вязкость всестороннего давления, а другой — влияние температуры.

Приведенные нами сведения о вязкости горных пород показывают сложность этого вопроса и чрезвычайно малое количество фактических данных. Однако можно констатировать широкие перспективы для значительного развития исследований в этом интересном и важном направлении экспериментальных работ.

Наверх

ИЗУЧЕНИЕ МЕХАНИЗМА ФОРМИРОВАНИЯ ТЕКТОНИЧЕСКИХ РАЗРЫВОВ

Изучение механизма формирования разрывов включает три тесно связанных комплекса исследований.

Первый комплекс посвящен изучению условий и причин возникновения элементарных поверхностей механического разрушения горных пород, и состоит из экспериментальных и теоретических, работ, производящихся с целью развития гипотез прочности.

Второй комплекс имеет специальный тектонофизический характер и связан с изучением механизма формирования отдельных крупных тектонических разрывов, представляющих собой совокупность многих элементарных поверхностей механического разрушения горных пород. Ведущее значение при этом имеют геологические и геофизические методы, позволяющие устанавливать закономерности строения природных тектонических разрывов, выявлять основные этапы их развития и освещать механизмы их формирования. Существенное значение имеет моделирование, которое уже сейчас, несмотря на свой пока еще качественный характер, позволяет проверять многие выводы, основанные на геологических материалах, а также дает возможность непосредственно наблюдать процесс образования сложно построенных разрывов и изучать влияние различных факторов на этот процесс.

Практическое значение таких работ заключается в том, что они должны будут помогать нахождению участков тектонических разрывов, наиболее благоприятных для оруденения. Вместе с тем должна быть получена возможность прогноза влияния разрывов на циркуляцию подземных вод.

Изучение закономерностей развития отдельных крупных тектонических разрывов важно для развития методов прогноза мест будущих землетрясений и для изыскания возможностей прогноза времени их возникновения.

Третий комплекс исследований должен осветить закономерности распределения разрывов в пространстве и последовательность их возникновения во времени. Целью его является разработка таких методов, при помощи которых можно было бы определять места распространения разрывов различного типа и предвидеть их ориентировку в пространстве и последовательность образования во времени. Путь решения этой задачи основан на использовании зависимости разрывов от развития складчатых и других структурных элементов коры, возникающих вследствие пластических деформаций. Прогноз разрывов осуществим, если, во-первых, в результате развития физических основ тектонофизики нам известна зависимость образования разрывов в различных горных породах от их напряженного состояния и во-вторых, нам будут известны закономерности распределения в земной коре напряжений, обусловленных развитием ее деформационных структурных элементов.

Для установления закономерностей распределения напряжений, связанных с развитием различных структурных элементов коры, нужно при помощи геологических методов изучать типичные природные тектонические поля напряжений, которые имели место в прошлом и теперь могут быть реконструированы путем анализа наблюдающихся разрывов и следов деформаций. Для изучения современных полей напряжений нужно использовать геофизические методы. Наконец, необходимо широко использовать моделирование.

Практическое значение знания закономерностей распределения тектонических разрывов в пространстве и во времени весьма велико, так как в швах разрывов залегают тела многих полезных ископаемых, в том числе руд цветных металлов. Разрывы осложняют структуру месторождений всех полезных ископаемых, разбивая их на отдельные части, смещенные одна по отношению к другой.

Наверх

ГЛАВА 7. ПРОЧНОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД

(физическая теория образования тектонических разрывов)

Прочностью будем называть ту величину истинных внутренних напряжений (касательных или нормальных), действие которых приводит к макроскопическому разрушению.

Для инженеров, производящих технические расчеты, часто безразлично, каким образом произойдет разрушение породы и под какими углами трещины будут ориентированы в пространстве. Они обязаны не допускать появления трещин. Геологов, наоборот, интересуют именно трещины. Поэтому геологи предъявляют к гипотезам, объясняющим механизм и условия возникновения элементарных разрывов (трещин) в простейших, условиях, несколько иные требования, чем инженеры, и часто отдают предпочтение теориям и гипотезам прочности, не пользующимся распространением в технике. В связи с тем, что гипотезы развивались физиками и инженерами без учета требования геологов, ни одна из существующих теорий и гипотез прочности, как таковая, не может удовлетворить нашим запросам. Однако совместное использование ряда теорий и гипотез может способствовать решению разнообразных геологических вопросов.

Рассмотрим представления о прочности горных пород, связанные со спецификой тектонофизических исследований.

Во многих геологических работах для объяснения условий возникновения разрывов и закономерностей их расположения в пространстве применялась известная гипотеза Г. Беккера, связывающая трещины с элементами эллипсоида деформации. Эта теория использовалась и в ряде зарубежных сводок по структуре рудных месторождений. В последнее время критика, данной гипотезы, имевшая место в 20-х и 30-х годах, и связанная с нею дискуссия заметно усилилась.

Однако наряду со справедливыми замечаниями в адрес гипотезы Г. Беккера нередко высказывалось сомнение неправильности и теоретической обоснованности представления об эллипсоиде деформации. Это совершенно ошибочно. Представление об эллипсоиде деформации вполне строго теоретически обосновывается при геометрическом рассмотрении любой однородной деформации (см. гл. 13). Эллипсоид в качестве геометрической характеристики может быть использован при описании как полной однородной деформации, так и ее пластической и упругой частей. Он применим как для малых, так и для конечных однородных деформаций.

Главной областью приложения физической теории тектонических разрывов является обширный круг вопросов, связанных с распределением разрывов в пространстве и времени.

Ориентировка разрывов в пространстве в однородном изотропном материале в каждой точке находится в строгом соответствии с ориентировкой осей напряжений и варьирует в пределах изменений угла скалывания α. В анизотропном или неоднородном материале происходит некоторое отклонение поверхностей разрушения от положения, свойственного однородному изотропному материалу, и приспособление их к поверхностям с пониженной прочностью. Однако в первом приближении соответствие между ориентировкой поверхностей разрушения и осей напряжения сохраняется и в этих случаях. Это подтверждается чрезвычайно широким распространением тектонических разрывов, пересекающих направление слоистости. Выяснив особенности распределения напряжений в том или ином участке земной коры, можно в общих чертах представить себе распределение рассекающих его разрывов.

Последовательность возникновения разрывов во времени можно выяснить по полю напряжений, благодаря тому, что разрушение происходит под действием различных по величине напряжений, но наступает тем раньше, чем больше напряжения. Прежде всего разрывы должны образовываться в областях максимумов соответствующих напряжений; затем процесс разрушения должен последовательно распространяться в области действия все более низких напряжений.

При заключениях о расположении разрывов в пространстве и последовательности их развития во времени необходимо принимать во внимание изменение поля напряжений во времени, связанные с неравномерностью развития тектонических движений и преобразованием структуры коры, так и с преобразованием поля напряжений вследствие появления и разрастания самих разрывов.

При изучении тектонических разрывов использовать комплексное представление о физических условиях возникновения разрывов, объединяющее ряд гипотез и выводов из известных экспериментов. Материал в рассматриваемом объеме считается однородным и изотропным. Соотношения между напряжениями, деформациями и разрывами принимаются в соответствии с данными о разрушении не образцов в целом, а отдельных их участков, напряженное состояние которых известно и может считаться однородным. В настоящее время этот комплекс представлений формулируется в виде шести основных положений.

Первое положение. Представление о возможности проявления в каждом материале двух типов разрушения - отрыв и скалывание.

Тип разрушения в каждом конкретном случае определяется соотношением между прочностью материала на отрыв и на скалывание и характером напряженного состояния, порождающего разрыв. Трещины отрыва следует связать только с максимальными растягивающими нормальными напряжениями, а трещины скалывания — с касательными напряжениями. Известно, что у горных пород прочности на отрыв обычно в 5—8 раз меньше прочностей на скалывание.

Таким образом, прочность рассматривается как дифференциальная физическая характеристика материала, а не образца, так как она указывает тип и величину напряжений на поверхности разрушения. Такая характеристика может при известных переходных коэффициентах использоваться при оценке прочности различных по форме и разнообразно нагруженных тел.

Прочность чаще понимают как интегральную технологическую характеристику не материала как такового, а образца с определенными размером и формой, изготовленного из данного материала и нагруженного определенной системой сил. Таковы, например, прочности на сжатие и на изгиб. Если от этих технологических характеристик не перейти к физическим, то полученные данные будет невозможно использовать для оценки прочности тел, имеющих не такие же форму и размеры и нагруженных не той же системой сил, как это имело место при лабораторном испытании.

Следовательно, независимо от метода лабораторных испытаний горных пород, их результаты необходимо выражать в виде дифференциальных физических характеристик прочности.

Второе положение. Величины нормальных растягивающих и касательных напряжений, приводящих к разрушению, т.е. прочности Рσ(прочность отрыва) и Рτ (прочность скалывания) не являются постоянными: они зависят от температурной, силовой и химической обстановки разрушения тела и даже от его величины. Прочности увеличиваются с сокращением длительности действия ∂ разрушающих напряжений, с ростом всестороннего сжатия σ_т и с понижением температуры Т. Это показывают эксперименты и теория.

Рассмотрим влияние перечисленных факторов: Непосредственной физической причиной сколов (или отрывов) являются касательные (или растягивающие нормальные) напряжения определенной величины, равной Рτ и Рσ лишь в том случае, если они действуют в течение вполне определенного времени. Если больше напряжение, то меньше необходимая для разрушения горных пород длительность его действия.

графике, Удобной является точка с временем ∂ ₁, равным 1 сек, логарифм которого равен нулю (в системе единиц CGS). Прочность, соответствующую этому времени, можно обозначать P₁ и называть условно-мгновенной. Минимальная прочность Р₀ и соответствующее ей время до также практически неудобны для использования, так как непосредственно их измерить невозможно (∂ ₀ может достигать миллиардов лет). Поэтому вместо Р₀ берут экспериментально измеренную прочность Р₂ при длительности ∂ ₂. Используя P₁ и Р₂ и соответствующие им ln∂ ₁=0 и ln∂ ₂, уравнение зависимости Р_∂ от ln ∂ записываем следующим образом:

Из (4) и (5) следует, что величины коэффициентов δ с размерностью времени и ζ с размерностью напряжения вполне определяются двумя длительными прочностями P₁ и P₂ и соответствующими им длительностями действия напряжения ∂₁=l и ∂₂.

Коэффициент ζ отражает чувствительность прочности к длительности действия напряжений и представляет собой угловой коэффициент прямой графика “прочность—логарифм длительности действия напряжений” (рис. 5,а,д,е). Разрешая (3) относительно длительной прочности Р_∂, получаем

Таким образом, соотношения между величиной разрушающих напряжений (касательных или нормальных) и длительностью их действия можно выразить любой из формул (7) или (9), равносильных уравнению (8).

Для каждого материала должны быть выяснены и указаны величины либо P_1τ, P_2τ, ∂_2τ, либо P_1τ и ζ_τ характеризующие зависимость разрушения путем скалывания от времени, а также P_1σ, P_2σ, ∂_2σ, или P_1σ и ζ_σ характеризующие разрушение путем отрыва.

Пропуск

В общей форме

В порядке уточнения гипотезы Мора вместо σ в формулу (10) подставляется множитель (σ+rσ_m), содержащий величину всестороннего давления σ_m и поэтому зависящий от σ₂. Так снимается одно из наиболее распространенных замечаний в адрес гипотезы Мора, заключающееся в том, что в ней прочность не зависит от σ₂.

Выражение (10) следует относить к прочностям соответствующим определенной длительности действия напряжений, например к 1 сек, тогда оно примет вид

Из формулы (13) следует, что по величине угла скалывания можно судить о величине коэффициента q. Зависимость прочности на скалывание от α у разных пород может проявляться в различной степени. Обычная для горных пород величина угла скалывания α при условно-мгновенном разрушении сухих образцов, атмосферном давлении и комнатной температуре указана в табл. 4.

Таблица 4. Угол скалывания горных пород

Величина угла отклонения (45°-α) трещин скалывания от площадок действия максимальных касательных напряжений обычно уменьшается по мере увеличения всестороннего давления до нескольких тысяч кГ/см². Следовательно, при таком увеличении всестороннего сжатия влияние нормальных напряжений на прочность на скалывание ослабевает. Форма зависимости q от α дискуссионна, так как пока не хватает экспериментальных данных.

Прочность горных пород на отрыв не исследовалась как функция всестороннего давления. По-видимому, она также повышается с увеличением всестороннего сжатия. В отличие от трещин скалывания трещины отрыва не должны изменять своего расположения по отношению к осям напряжений в зависимости от величины всестороннего давления.

3. Влияние температуры на прочности горных пород на отрыв и на скалывание не исследовано. Вероятно, оно должно быть сходным с тем влиянием температуры на прочность на отрыв ряда аморфных и поликристаллических материалов, которое установлено экспериментально и отражено в уравнении С.Н. Журкова и Б.Н. Нарзуллаева [300]:

где ∂ — необходимая для разрушения длительность действия напряжений; Т—абсолютная температура; ∂_0T и u —постоянные, материала с размерностями времени и энергии; k — постоянная Больцмана, равная 1,38*10^-16 эрг/град.

С.Н. Журковым с сотрудниками было установлено, что в широких пределах изменения температуры Т и напряжения σ при растяжении твердых тел длительность ∂ экспоненциально зависит от разрушающего напряжения σ и температуры Т:

Зависимость ∂ от σ для горных пород при разрушении их путем скалывания имеет аналогичный характер [634,649]*.—Прим. ред.

Физический смысл произведения kT заключается в том, что оно указывает на среднюю величину кинетической энергии частиц (атомов или ионов) горной породы, поскольку она приравнивается 3/2 kТ. Полное значение средней энергии одной частицы (кинетической и потенциальной) равно 3 kT.

Величина и называется энергией активации процесса разрушения. Когда произведение kT=u, длительность действия разрушающих напряжений ∂ = 2,7 ∂ _0T. Таким образом, и характеризует зависимость прочности материала от температуры.

По-видимому, для горных пород в дальнейшем надо будет установить величины u_τ и u_σ, соответственно отражающие влияние температуры на прочности на скалывание и на отрыв. При предварительных расчетах можно иметь в виду, что, согласно Г.М. Бартеневу [27], прочность ряда материалов, в том числе силикатных стекол, в значительном интервале температур почти линейно уменьшается с подъемом температуры, приближенно удовлетворяя уравнению

PT ≈ P0T-a(T-T0)

(15)

где a — коэффициент, характеризующий свойства материала; Р_0T — прочность при определенной температуре T₀.

4. Зависимости прочностей горных пород от состава и концентрации разнообразных циркулирующих в земной коре природных растворов исследованы чрезвычайно слабо. Поэтому учитывать их на данной стадии изучения тектонических разрывов не удается.

5. Известные в настоящее время величины условно-мгновенных прочностей относятся к испытываемым в лабораториях образцам, поперечное сечение которых обычно имеет площадь от единиц до десятков квадратных сантиметров. Важно подчеркнуть, что при сильном увеличении или уменьшении размеров деформируемых тел нужно ожидать уже отмечавшиеся рядом исследователей [374] изменения величин условно-мгновенных и других основных характеристик прочности, т.е. должно допускаться влияние на прочность “масштабного фактора”. Одна из причин этого слабоизученного явления заключается в неоднородностях и “дефектах”, имеющихся в горных породах. В очень маленьких образцах, соизмеримых с микротрещинами, порами и отдельными зернами кристаллов в горной породе, должны отмечаться и сильно пониженные прочности (за счет микротрещин и пор) и значительно повышенные (когда все сечение образца занято одним прочным и целым кристаллом). Обычно образцы выбираются из промежутков между трещинами, поэтому в естественном массиве горных пород и в более крупных штуфах, включающих в себя не залеченные жилами микроскопические трещины, возможно снижение прочности. Таким образом, в уравнениях (9), (12) и (15) величины постоянных членов зависят от габаритов разрушаемого тела. Вторая причина существования этой зависимости будет указана ниже.

При испытаниях образцов горных пород большое значение может иметь соотношение размеров зерен, слагающих породу, с габаритами образца. В маленьких образцах из крупнозернистых пород, например гранитов, возможны случаи, когда эксперимент будет характеризовать свойства не породы в целом, а отдельных образующих ее минералов (например, полевого шпата или кварца).

Таким образом, один и тот же участок земной коры, или одна и та же горная порода могут считаться либо однородными, либо неоднородными, в зависимости от величины тектонического разрыва. Если наименьшая протяженность разрыва более чем в 10—100 раз превосходит наибольший линейный размер тех структурных элементов, из которых состоит данный участок (порода), то материал, по-видимому, можно рассматривать как однородный. Условно-мгновенные прочности скальных горных пород, определенные в лабораториях, в незначительных по величине сухих образцах (при всестороннем давлении, близком к 1 атм ≈ 1 кГ/см² и комнатной температуре) на скалывание — порядка 10⁸—10⁹дин/см² (10²—10³кГ/cм²) и на отрыв—порядка 10⁷—10⁸ дин/см² (10¹—10² кГ/см²). Прочность на скалывание составляет единицы процента модуля упругости сдвига, а прочность на отрыв — десятые доли процента модуля упругости удлинения. Приводимые в справочниках данные (после пересчета нормальных сжимающих напряжений на касательные в тех случаях, когда разрушение происходило путем скалывания) показывают, что обычные условно-мгновенные прочности различных горных пород приближенно могут считаться такими, как указаны в табл. 5.

Таблица 5. Условно-мгновенные прочности сухих образцов горных пород при атмосферном давлении и комнатной температуре

Третье положение. Величины, характеризующие прочность в каждой группе пород, могут изменяться в широких пределах в зависимости от их литологических и петрографических особенностей, обусловленных геологической историей формирования пород. Наибольшее влияние на прочность оказывает состав породы.

Четвертое положение. Перечисленные закономерности возникновения элементарных поверхностей механического разрушения нужно рассматривать как следствие того, что процесс разрушения развивается во времени длительно и неравномерно, совместно с пластическим и упругим деформированием и с противоположными разрушению процессами залечивания разрывов. Поверхность разрыва, рассекающая весь образец, возникает не мгновенно, а формируется путем объединения многочисленных более мелких нарушений сплошности. Появление каждого такого мелкого нарушения уменьшает площадь сечения образца, воспринимающего нагрузку от внешних сил.

Если внешние силы постоянны, то истинное напряжение в не разрушенной еще части сечения образца увеличивается при появлении каждого очередного мелкого нарушения, лежащего в его плоскости. Подъем напряжений увеличивает скорость пластической деформации. Если при испытании материала поддерживается лишь такая величина внешних сил, которая необходима для сохранения постоянной скорости деформации образца, то длительно развивающийся процесс разрушения проявляется иначе. Он начинает регистрироваться по уменьшению необходимой величины внешней силы задолго до макроскопического расчленения образца на отдельные, не связанные друг с другом части. Уменьшение показаний динамометра с течением времени ускоряется и завершается полной потерей сопротивления образца продвижению плиты, пресса; это является лишь заключительной стадией процесса — макроскопическим разрушением.

Представление о длительности процесса разрушения имеет очень, большое значение для понимания многих особенностей разрывов и прочности материалов. В частности, оно позволяет указать еще одну возможную причину влияния масштабного фактора на прочность. Ясно, что чем крупнее однородное тело, тем длительнее должно развиваться разрушение внутри него, прежде чем оно приведет к макроскопическому разрушению тела.

Пятое положение. Механизмы разрушения горных пород при возникновении крупных сложно построенных разрывов на разных стадиях их роста могут быть различными. Разрывы не только зависят в своем развитии от свойств, формы и размеров разрушаемых тел, но, развиваясь, изменяют форму и свойства этих тел. Разрыв разрастается в изменяющихся условиях, поэтому процессы разрушения на отдельных стадиях формирования разрыва могут различаться не только в количественном (например, по скорости роста), но и в качественном отношении.

Мелкие отрывы и сколы на первой стадии подготовки могут по-разному располагаться относительно формирующегося крупного разрыва вследствие того, что они нередко приспосабливаются к существующим в породах поверхностям с ослабленной прочностью — древним трещинам, кливажу, слоистости и сланцеватости.

Относительно крупные разрывы, являющиеся во время второй (основной), стадии сколами, могут на предыдущей стадии своей подготовки, предваряться: а) мелкими сколами с таким же направлением смещения и ориентировкой поверхностей разрушения в пространстве, как и у крупного разрыва; б) мелкими сколами, поверхности которых и направления смещения ориентированы наискось по отношению к крупному разрыву; обычно в таких случаях мелкие сколы располагаются кулисообразно; в) мелкими отрывами, ориентированными наискось к будущему относительно крупному разрыву и расположенными кулисообразно.

Разрывы, являющиеся отрывами во время основной стадии, могут подготавливаться: а) мелкими параллельными им отрывами; б) мелкими сколами, расположенными наискось к будущему крупному отрыву. Перечисленные механизмы возникновения относительно крупных разрывов, соответствующие первому импульсу и состоящие из трех стадий, могут полностью проявляться при постоянстве направления и величины сил, деформирующих разрушающиеся участки земной коры. Однако известно, что тектонические движения коры, с которыми связаны эти силы, имеют сложный изменчивый характер. С течением времени направление и величина сил могут многократно изменяться. Поэтому в процессе длительного дальнейшего формирования разрыва при последующих импульсах могут проявляться различные механизмы. В результате весь механизм образования наблюдающихся тектонических разрывов чрезвычайно сложен.

Шестое положение. Появление тектонического разрыва изменяет первичное напряженное состояние горных пород вокруг него. Это происходит при каждом новом импульсе роста разрыва и проявляется различным образом. Первая форма изменений поля напряжений заключается в ослаблении напряжений в одних участках и в их усилении в других. Соотношения между величинами главных нормальных напряжений также изменяются. Обычно новые максимумы величины касательных напряжений появляются в промежутках между первоначально возникшими разрывами и возле окончаний разрывов. Вторая форма влияния разрыва на напряженное состояние заключается в изменении ориентировки осей напряжении, которое может появиться вблизи от разрыва.

Главной областью приложения физической теории тектонических разрывов является обширный круг вопросов, связанных с распределением разрывов в пространстве и во времени.

Ориентировка разрывов в пространстве в однородном изотропном материале в каждой точке находится, в строгом соответствии с ориентировкой осей напряжений и варьирует в пределах изменений угла скалывания α. В анизотропном или неоднородном материале происходит некоторое отклонение поверхностей разрушения от положения, свойственного однородному изотропному материалу, и приспособление их к поверхностям с пониженной прочностью. Однако в первом приближении соответствие между ориентировкой поверхностей разрушения и осей напряжения сохраняется и в этих случаях. Это подтверждается чрезвычайно широким распространением тектонических разрывов, пересекающих направление слоистости. Выяснив особенности распределения напряжений в том или ином участке земной коры, можно в общих чертах представить себе распределение рассекающих его разрывов.

Последовательность возникновения разрывов во времени можно выяснить по полю напряжений, благодаря тому, что разрушение происходит под действием различных по величине напряжений, но наступает тем раньше, чем больше напряжения. Прежде всего разрывы должны образовываться в областях максимумов соответствующих напряжений; затем процесс разрушения должен последовательно распространяться в области действия все более низких напряжений.

При заключениях о расположении разрывов в пространстве и последовательности их развития во времени необходимо принимать во внимание изменения поля напряжений во времени, связанные как с неравномерностью развития тектонических движений и преобразованием структуры коры, так и с преобразованием поля напряжений вследствие появления и разрастания самих разрывов.

Таковы общие принципы, из которых вытекает необходимость разработки методов измерения прочности отдельных участков земной коры и методов выяснения тектонических полей напряжений, действующих в земной коре.

Наверх

МОДЕЛИРОВАНИЕ

Целесообразность испытаний моделей подтверждается не только теоретическим, но и практическим путем. В ряде случаев важные общие представления возникали в результате испытания моделей, а затем, спустя много лет, подтверждались полевыми исследованиями. Это объясняется тем, что в лаборатории условия развития каждого исследуемого объекта не только полностью известны, но и поддаются регулированию. По отношению к моделям возможно широкое использование статистической обработки материала. В лаборатории весь процесс с начала и до конца проходит на глазах исследователя, а наблюдения могут производиться над любой точкой объекта.

Метод эксперимента играет весьма важную роль в развитии многих наук. Однако использовать его в тектонофизике на первый взгляд кажется невозможным — объекты исследования слишком велики и жизнь наша намного короче продолжительности тектонических процессов. Несмотря на это, метод эксперимента все же доступен и в тектонофизике, если проводить эксперименты не непосредственно с земной корой, а с моделями отдельных ее участков. Размеры исследуемого объекта и продолжительность процесса можно при этом очень сильно сократить. Такое моделирование тектонических процессов должно использоваться не как иллюстрация уже известных представлений, выработанных в результате одних только полевых геологических наблюдений, а как особый метод исследования. Этот метод позволяет проверять физическую возможность развития тех процессов, которые предполагаются в итоге геологических полевых работ. Он необходим для выработки и уточнения общих физических представлений, используемых при интерпретации геологических фактов, а также дает возможность открытия пока еще неизвестных физических условий образования складок и разрывов, определенных типов. Поэтому необходимость моделирования тектонических явлений вполне очевидна. Метод моделирования широко используется в технике и в геофизике, в частности в сейсмологии и магнитометрии.

При постановке вопросов, решаемых методом моделирования, во время испытания моделей и при последующем использовании результатов экспериментов необходимо придерживаться опредленных принципов.

1. принцип подобия моделей природным объектам. результаты испытания моделей можно использовать при рассмотрении природных объектов только в том случае, если они подобны. Анализ подобия необходим при каждом испытании моделей.

2. Принцип избирательности моделей(селективности) отностиельно процессов, происходящих в природных объектах. модели, подобные объектам в отношении изучаемых процессов, не должны и могут не быть подобными в отношении многих других второстепенных и не существенных для нас явлений.

3. Принцип раздельного изучения на моделях (сепарации) тех существенных факторов, которые в природе действуют совместно. Для четкого определения роли каждого фактора в исследуемом процессе модели следует испытывать сериями, в каждой из которых последовательно изменяется только один фактор, сохраняя действие остальных постоянными. После раздельного изучения нужно испытывать сложные модели, подверженные воздействию совокупности ранее исследованных факторов.

4. Принцип последовательных приближений (аппроксимации) к полному подобию моделей и природных объектов. В силу большой сложности природных объектов и относительности наших знаний о них, модели всегда явяются лишь приближенно подобными. <...> Степень подобия моделей должна непрерывно повышаться. Учитывая это обстоятельство, опыты можно начинать если условия их подобия еще слабо разработаны. Вместе с тем данный принцип обязывает к определенной осторожности при распространении выводов о моделях на природные объекты.

5. Принцип статистической обоснованности заключений о результатах испытания моделей. Выводы, получаемые путем моделирования являются чисто эмпирическими, поэтому их достоверность и точность должны проверяться и оцениваться статистически.

Перечисленные общие принципы имеют большое значение для успешного моделирования и использования его результатов. Эти принципы используются совместно, они вытекают один из другого и дополняют друг друга.

<...>

Чтобы в каждом конкретном случае указывать наиболее вероятный тип сочетания разрывов со складками, необходимо установить причины появления разных сочетаний. Для этого нужно, во-первых, выяснить, каковы условия, необходимые для появления разрыва; во-вторых, установить, каким образом в процессе развития складок и других тектонических нарушений создаются эти условия. Вопрос о непосредственных причинах возникновения каждого разрыва был подробно рассмотрен в гл. 7, в которой сформулировано комплексное представление о прочности. Описанные в ней соотношения между разрывами и напряжениями создают принципиальную возможность решения задач двух типов.

Задача первого типа (прямая) — по известным в каждой точке пространства напряжениям определить ориентировку и тип разрывов, которые могут возникнуть вследствие действия этих напряжений. Решение таких задач в принципе вполне возможно. Однако сейчас их можно решать лишь приближенно, так как точно не установлено, под каким именно углом к направлению действия алгебраически наименьших главных нормальных напряжений будут располагаться поверхности скалывания в каждой из горных пород при различной величине всестороннего сжатия. Кроме того, еще не установлено, в каких условиях напряженного состояния, т.е. при каких соотношениях растягивающих нормальных и касательных напряжений каждая из горных пород разрушается путем отрыва или путем скалывания. Экспериментальное изучение зависимости типов разрушения горных пород от напряженного состояния является одной из наиболее важных физических задач, связанных с изучением закономерностей образования тектонических разрывов.

Задача второго типа (обратная) — по наблюдающимся разрывам в каждой точке пространства реконструировать ориентировку осей напряжений, породивших эти разрывы. Пути решения задач второго типа рассматриваются ниже.

Выше мы констатировали неравномерность распределения разрывов в земной коре, которая во многих случаях не может быть объяснена влиянием одного литологического фактора. Поскольку причиной возникновения разрывов следует считать действие напряжений, нельзя не сделать вывода о неравномерности распределения напряжений в земной коре. Констатируя наличие тесной связи между разрывами и другими структурными элементами земной коры (складками и антиклинориями, антеклизами и др.), мы должны также сделать вывод о том, что неравномерность распределения напряжений в земной коре связана с развитием ее структурных элементов.

Совокупность напряжений, возникающих и действующих в земной коре в связи с развитием определенного элемента ее структуры, может быть названа тектоничeским полем напряжений. В свете большого числа разнообразных фактов существование тектонических полей напряжений очевидно. Спорными могут являться лишь методы их изучения, способы описания, классификации и характеристики.

Итак, мы попытались дать обоснование и определение представления о тектонических полях напряжений, которое считается нами весьма важным для развития методов прогноза тектонических разрывов. Принимая это представление, следует констатировать необходимость исследований в двух направлениях: 1) надо изучать закономерности распределения напряжений, связанных с развитием различных структурных элементов земной коры, т.е. нужно изучать типы тектонических полей напряжений; 2) следует развивать методы использования полей напряжений при решении различных геологических и геофизических проблем. Обе задачи должны разрешаться на базе обширного геологического материала с применением геологических и физических методов исследования.

Для выявления основных типов тектонических полей напряжений прежде всего должны изучаться характерные природные объекты. Геологическими методами могут исследоваться те поля, которые имели место в прошлом. Это возможно путем соответствующей интерпретации складок и других деформаций в горных породах и тектонических разрывов. Современные поля напряжений можно будет обнаружить при помощи геофизических и специальных тектонофизических методов (см. также гл.ЗЗ).

Области с повышенными значениями касательных напряжений в настоящее время оконтуриваются благодаря тому, что внутри них находятся скопления гипоцентров землетрясений. Энергию и повторяемость землетрясений в будущем можно будет использовать для оценки интенсивности этих напряжений. Существующие методы интерпретации сейсмограмм, зарегистрированных на станциях, расположенных вокруг эпицентра, дают возможность определить азимут и угол падения поверхности разрыва и направления смещения его крыльев, так как причиной землетрясения являются смещения крыльев разрыва. Перечисленные характеристики многих разрывов достаточны для выяснения направления главных напряжений графическим методом.

Существует и другая принципиальная возможность выявления современных и древних тектонических полей напряжений. В исследуемом районе определяются тип деформаций земной коры и величина градиента скорости тектонических движений. Знание типа деформации позволяет предвидеть качественные особенности распределения напряжений на разных глубинах, если заранее известно, какое поле напряжений свойственно данному типу деформации. Величина градиента скорости тектонических движений может быть использована для выяснения вероятной величины напряжений в характерных участках поля. Такие определения станут возможными после того, как будет зарегистрирован ряд примеров природных полей напряжений.

Кроме изучения природных объектов, следует теоретически решать задачи, связанные с распределением напряжений, сопровождающих развитие различных структурных элементов земной коры. Однако во многих случаях теоретическое решение может оказаться невозможным или чрезвычайно сложным в математическом отношении. Кроме того, теоретическое решение всегда связано с рядом гипотез и упрощений, допустимость которых требует проверки.

Для замены и контроля теоретических решений, а также для проверки и развития выводов, основанных на геологических наблюдениях, совершенно необходимо производить моделирование полей напряжений и вызываемых ими разрывов.

Для обобщения результатов полевых наблюдений, постановки теоретических задач и проведения опытов на моделях большое значение имеет правильная характеристика механизма формирования складок и других тектонических нарушений. Имеется большое число данных, свидетельствующих о существовании различных механизмов образования складок. Упоминавшееся выше наличие различных типов сочетания разрывов с морфологически одинаковыми складками обусловлено существованием разных полей напряжений, связанных с образованием морфологически сходных складок, а это можно объяснить лишь тем, что механизм формирования сходных складок бывает иногда различным.

Рассматривая механизм образования каждой складки, необходимо различать основной ведущий механизм ее формирования как единого целого и механизмы дополнительных осложнений, связанных прежде всего со слоистым строением осадочного покрова. Основной и дополнительные механизмы характеризуются способом приложения внешних сил к деформируемому объему в земной коре, закономерностью распределения напряжений внутри этого объема и особенностями его деформации.

Основной ведущий механизм образования складки в слоистой толще создает общее распределение напряжений, как бы наложенное на слоистость и не зависящее от нее. Такое общее распределение напряжений можно назвать общим полем напряжений. Оно определяет расположение главных разрывов, рассекающих различные пачки слоев. С дополнительными деформациями отдельных слоев или их пачек связаны дополнительные осложнения общего поля напряжений. Такие местные искаженные участки общего поля, приуроченные к отдельным слоям и их пачкам, будем называть внутрислойными полями напряжений. Последние обусловливают возникновение внутрислойных систем мелких разрывов.

Наверх

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ВОССТАНОВЛЕНИЯ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ НАПРЯЖЕНИИ

Геологические методы изучения тектонических полей напряжений должны применяться для того, чтобы более полно обнаруживать закономерности распределения напряжений, связанных с развитием структуры отдельных участков земной коры.

При помощи геологических методов прежде всего следует устанавливать характеристику морфологии структуры выбранного участка и подробно описывать его геологическую историю: колебательные движения, осадконакопление, складкообразование и формирование разрывов. Историю развития участка нужно рассматривать на фоне более крупной области, в которую он входит.

Основная задача, разрешаемая на следующей стадии исследования, заключается в реконструкции того поля напряжений, которое было связано с развитием структуры рассматриваемого участка. Как правило, напряжения, сопровождавшие развитие структуры участка, в настоящее время уже отсутствуют. Поэтому судить о них приходится по тем пластическим деформациям и разрывам, которые были с ними связаны и в настоящее время могут наблюдаться.

При изучении поля напряжений сперва следует установить характеристики напряжений во многих отдельных точках в течение определенных промежутков времени, а затем уже выявлять закономерность изменения напряжений от точки к точке и с течением времени.

Анализ пластической деформации, как известно, позволяет намечать ориентировку трех взаимно перпендикулярных осей деформации: оси наибольшего удлинения А (или ε₁), оси наибольшего укорочения С (или ε₃) и средней оси В (или ε₂). Принимая определенные меры предосторожности против ошибочных заключений, оси деформаций можно сопоставить с направлениями соответствующих им осей алгебраически максимальных (σ₁), минимальных (σ₃) и промежуточных (σ₂) главных нормальных напряжений. В результате может быть установлена ориентировка в пространстве осей главных нормальных напряжений.

Восстановить абсолютную величину напряжений, обусловивших пластические деформации, очень сложно, так как с величиной-напряжений связана не величина относительной пластической деформации, а ее скорость.

В результате сопоставления величины относительных пластических деформаций в разных точках одного поля напряжений, возникших благодаря одной причине и действовавших в течение одного промежутка семени, возможна приблизительная сравнительная оценка величины максимальных касательных и нормальных напряжений. Однако такие определения величины напряжений могут быть ошибочными, а часто - просто невозможны. Поэтому приходится считать, что, используя пластические деформации, можно восстановить лишь ориентировку осей напряжений. После специального изучения деформируемости горных пород в условиях различного всестороннего давления в будущем, вероятно можно будет по характеру пластической деформации в самой общей форме судить о всестороннем давлении (сжатие или растяжение), при котором происходило деформирование.

Анализ, тектонических разрывов, как уже отмечалось позволяет выяснить ориентировку осей напряжений. Для этого прежде всего необходимо выяснить механический тип каждого разрыва, т.е. отнести его к категории сколов или отрывов. Если это невозможно, то разрыв не может быть использован для изучения напряжений, обусловивших его возникновение.

Рис. 19. Схема расположения разрывов по отношению к осям напряжений
а — расположение поверхностей скалывания при сжимающем характере всех главных нормальных напряжений; б — расположение поверхностей скалывания при растягивающем характере всех главных нормальных напряжений; в — расположение поверхностей отрыва при растягивающем характере всех главных нормальных напряжений, α — угол скалывания; +σ₁, +σ₂, +σ₃ — наибольшее, среднее и наименьшее главные растягивающие напряжения;—σ₁, —σ₂, -σ₃ — наименьшее, среднее и наибольшее главные сжимающие напряжения

Отрывы, как известно, перпендикулярны направлению наибольших растягивающих напряжений. Сколы развиваются по двум сопряженным направлениям. Поэтому в поле должна быть установлена возможность отнесения различных систем поверхностей скалывания к сопряженным парам. Сопряженность трещин скалывания двух направлений может устанавливаться по их слиянию, взаимному пересечению, противоположности направления смещения, постоянству угла между ними при общем изменении их ориентировки, аналогичной распространенности и связи со структурой района, аналогичному и одновозрастному минеральному заполнению.

Направление пересечения двух сопряженных поверхностей скалывания совпадает с направлением оси промежуточных главных нормальных напряжений (σ₂). Остальные две оси делят пополам углы между системами сколов и перпендикулярны оси σ₂ (рис. 19).

Ось алгебраически минимальных главных нормальных напряжений (σ₃) совпадает с направлением биссектрисы того угла между сопряженными поверхностями скалывания, в котором лежит участок, смещавшийся в сторону к линии пересечения трещин. В момент образования сопряженных поверхностей скалывания эта ось напряжений представляла собой биссектрису острого угла между ними.

Третья ось напряжений, перпендикулярная первым двум, является направлением действия алгебраически максимальных главных нормальных напряжений σ₁, т.е., наибольших из растягивающих (или наименьших из сжимающих, если растягивающих напряжений в данной точке нет).

Наверх

ПРИНЦИПЫ КЛАССИФИКАЦИИ РАЗРЫВОВ

В настоящее время имеется много классификаций тектонических разрывов, однако все они преимущественно морфологические и характеризуют только отдельные особенности разрывов. Нередко эти классификации противоречивы.

Подробно о морфологической классификации разрывов см. другие работы автора -Прим. ред.

Автор считает, что при классификации разрывов необходимо придерживаться следующих основных принципов:

1. Основное определение и название разрыва каждого типа должно полностью вытекать из его объективно устанавливаемой морфологии. Дискуссионные представления о генезисе разрыва (его механизме и причинах образования) не должны влиять на основные понятия о сбросах, взбросах, надвигах, сдвигах и т.д.

2. Морфологическая классификация разрывов должна быть независимой от генетической и в качестве основных признаков в ней следует использовать характеристики разрыва как такового, а не особенности структуры рассеченных им геологических тел. Основным признаком является направление относительного перемещения крыльев по разрыву.

Развитие тектонических разрывов представляет собой длительный неравномерный процесс, в связи с чем в зонах разрывов обычно отражаются следы различно ориентированных перемещений. Геологическими методами, как правило, можно достоверно установить ориентировку либо суммарного перемещения, либо нескольких наиболее молодых перемещений. Поэтому геологам важно помнить, что для отнесения разрыва к тому или иному морфологическому или генетическому типу предлагаемой автором классификации необходимо использовать лишь направления перемещений, соответствующие времени образования разрыва. - Прим. ред.

Этот признак сам по себе позволяет выделять сбросы, надвиги, взбросы, сдвиги и промежуточные формы (сбросо-сдвиги, сдвиго-надвиги и т.п.). Взаимоотношения слоев с разрывами являются дополнительными признаками, позволяющими усложнять основное название указанием на согласное, несогласное, продольное, поперечное или какое-либо другое направление разрыва по отношению к слоистости в каждом отдельном участке.

3. Выяснение генетического типа разрыва не должно приводить к отбрасыванию названия, установленного по морфологическим признакам. Морфологическое название должно лишь дополниться указанием генезиса нарушения. При такой номенклатуре легко узнавать по названию в какой степени выяснено происхождение разрыва.

4. Чтобы произвести разделение разрывов на генетические группы, отличающиеся по происхождению, следует предварительно установить что именно подразумевать под происхождением. Условимся под происхождением разрыва понимать причину его возникновения. Вместе с тем представление о происхождении разрыва должно отражать также и механизм его образования. Генетическую классификацию тектонических разрывов нужно строить так, чтобы каждый входящий в нее вид соответствовал вполне конкретной причине, а также определенным условиям и механизму возникновения разрыва. Наконец, при этом должна подразумеваться определенная совокупность практически существенных особенностей разрыва (включая морфологические).

5. Генетическую классификацию тектоническихразрывов, по-видимому, надо развивать, учитывая различные признаки разрывов. Одни признаки должны отражать физические причины и обстановку возникновения поверхностей разрушения. Однако условия, сходные в физическом отношении, часто оказываются результатом развития совершенно различных структурных элементов земной коры. Поэтому, другие признаки должны отражать связь разрывов с развитием структурных элементов коры.

Таким образом, генетическую классификацию имеет смысл развивать по двум направлениям: физико-генетическому и геолого-генетическому. Эти два направления ни в коей мере не перекрывают друг друга. Каждое из них отражает вполне определенную сторону вопроса о генезисе разрывов, который может быть освещен лишь при совместном использовании обоих направлений классификации.

Наверх

ФИЗИКО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ РАЗРЫВОВ

Существующие экспериментальные данные о разрушении горных пород дают возможность достаточно уверенно, говорить о непосредственных физических причинах возникновения разрывов. Физическая теория образования разрывов подробно изложена в гл. 7. При этом было подчеркнуто, что при разрушении горных пород поверхности скалывания закономерно отклоняются от площадок действия максимальных касательных напряжений.

При изучении физических условий возникновения разрывов приходится рассматривать не только напряжения, но и усилия. Представление об усилиях тесно связано с представлением о напряжениях. Ясно, что напряжения порождаются внешними силами, приложенными к каждому объему, который мы мысленно можем обособить в земной коре. Среди таких внешних сил необходимо различать так называемые активные, или задаваемые, и реактивные, или реакции связей, которые возникают и изменяются в зависимости от активных сил. Поскольку внешние силы фактически действуют не на поверхность тела, а на поверхности мысленных сечений земной коры, их лучше называть усилиями. В соответствии с делением внешних сил на активные и реактивные, среди усилий также следует различать активные и реактивные: можно также говорить о нормальных и касательных усилиях.

Перейдем теперь непосредственно к физико-генетической классификации разрывов.

При формировании поверхностей скалывания крылья разрывов перемещаются параллельно их швам, при развитии отрывов - перпендикулярно швам. В результате отрывания образуются раздвиги, а в результате скалывания - разрывы всех морфологических типов, у которыл раздвиговая составляющая полной амплитуды ничтожно мала по сравнению со сдвиговой, сбросовой или взбросовой.

Следовательно, по механизму образования и типам разрушающих напряжений разрывы можно разделить на две большие группы.

Разрывы одной группы, возникающие путем скалывания, могут создаваться при растягивающих и при сжимающих активных нормальных усилиях. Разрывы другой группы, возникающие путем отрыва, образуются только при растягивающих нормальных усилиях. Знак активных максимальных усилий влияет на величину всестороннего давления, в условиях которого происходит разрушение. От их знака зависит также знак всестороннего давления, которое оказывает сильное воздействие на механические свойства и, в частности, на прочность горных пород на отрыв и на скалывание; поэтому знак активных усилий может определять ряд особенностей тектонических разрывов. Растягивающие усилия часто способствуют хрупкому и сосредоточенному разрушению, а сжимающие - вязкому и рассеянному.

Следовательно, разрывы, связанные с действием касательных напряжений, имеет смысл разделить на возникающие при сжатии и при растяжении:

Таким образом, можно выделить следующие три категории разрывов (табл.): 1) сколы, образующиеся при сжимающих активных нормальных усилиях; 2) сколы, образующиеся при растягивающих активных нормальных усилиях; 3) отрывы, возникающие при растягивающих активных нормальных усилиях.

Таблица? Физико-генетическая классификация тектонических разрывов (стр 128)

Рис. 23. Схема одновременного образования сброса и надвига при одинаковых условиях напряженного состояния
σ₃ - ось алгебраически минимальных главных нормальных напряжений;
σ₁ - ось алгебраически максимальных главных нормальных напряжений

Перечисленные категории нарушении возникают при различной ориентировке активных усилий и осей напряжений в пространстве. В зависимости от ориентировки всех осей напряжений в пространстве образуются различные основные морфологические типы нарушений, которые можно разделить на три класса (см. табл.). Каждый из них характеризуется ориентировкой в пространстве не какой-либо одной из осей алгебраически максимального σ₁ и минимального σ₃, главных напряжений, а расположением плоскости, в которой лежат эти оси, т.е. плоскости действия σ₂. Третья ось напряжений σ₂ всегда перпендикулярна этой плоскости. При вертикальном положении указанной плоскости формируются и сбросы, и взбросы, и надвиги (ось σ₂ горизонтальна). При горизонтальном положении плоскости образуются сдвиги (ось σ₂ вертикальна). При наклонном положении плоскости возникают разрывы типа сбросо-сдвигов, сдвиго-надвигов и других подобных нарушений со смещениями, направленными косо к простиранию разрыва (ось σ₂ наклонна).

Таким образом, сдвиги принципиально отличаются и от надвигов, и от сбросов, и от взбросов ориентировкой в пространстве оси напряжений σ₂ и плоскости, в которой лежат две другие оси σ₁ и σ₃. Надвиги и взбросы по этому признаку не отличаются от сбросов.

Для установления различий между надвигами и взбросами, с одной стороны, и сбросами, с другой, следует вспомнить, что направление перемещения крыльев разрыва, представляющего собой поверхность скалывания, определяется направлением действия касательных усилий около поверхности разрушения. Этот признак позволяет выделить разрывы двух родов: 1) надвиги и взбросы - они являются поверхностями скалывания, на висячих крыльях которых касательные усилия направлены наклонно вверх, а на лежачих - наклонно вниз; 2) сбросы - они являются поверхностями скалывания, на висячих крыльях которых касательные усилия направлены наклонно вниз, а на лежачих - наклонно вверх.

В представлениях о надвиге, сбросе и взбросе можно отразить соотношения между направлением перемещения по разрыву, направлением действия касательных усилий и напряжений на поверхности разрушения и направлением наклона поверхности разрушения. Все эти направления считываются от горизонтальной поверхности. Никакое другое содержание в представления о надвигах, взбросах и сбросах не может быть зложено.

Нередко считают, что формирование взбросов и надвигов связано со сжатием, а сбросов - с растяжением рассекаемого ими участка земной коры. В том, что это мнение не является правильным, легко убедиться, если рассмотреть случаи одновременного совместного образования пересекающихся сбросов и взбросов, возникающих при одном и том же наклонном положении осей напряжений. На рис. 2 показаны участки крыльев антиклиналей, в которых взбросы образовались совместно со сбросами. В этих участках было только одно напряженное состояние.