|
|
ХРУПКИЕ ДЕФОРМАЦИИ. Тело Бингама. Тело Максвелла. Тело Кельвина-Фогта. Число Деворы. Теория Гриффитса |
|
|
|
СМОТРИТЕ ТАКЖЕ:
Сихотэ-алинь. Сихотэ-Алинская складчатая область
СИХОТЭ-АЛИНЬ. АМУРСКО-УССУРИЙСКАЯ ВПАДИНА – древние...
ВУЛКАНЫ. Книги по вулканологии и геологии
Историческая геология с основами палеонтологии Сихотэ-Алинская складчатая область.
Сопки, маньчжурская и уссурийская тайга. В пещерах... В южной части Сихотэ-Алиня
Островные дуги и планетарные пояса сжатия... Хорошо известно, что продукты позднекайнозойского вулканизма
Вулканы острова. ВУЛКАНИЧЕСКИЙ РЯД...
что такое вулканиты - вулканические формации из эффузивов...
Ледниковая теория - антигляциализм и гляциомаринизм. Следы позднекайнозойских оледенений
|
В обычных реологических моделях литосферы и мантии земли, используемых для построения теории конвективных ячей и дрейфа континентов (вязкая модель) либо для сейсмических характеристик (упругая модель) , породы рассматрива ются как вязко упругое тело, которое характери зуется коэффициентом вязкости rJ и модулем сдвига .. Выделяются три основные модели вязкоупругого тела.
1. Тело Бингама. Существует некоторое пороговое напряжение аТ' менее которого тело ведет себя как упругое, а при больших напряжениях , как вязкое. 2. Тело Максвелла. Пороговое напряжение отсутствует, но при приложении начального сдвигового напряжения оно деформируется как упругое тело, постепенно релаксируясь как вязкая жидкость. 3. Тело Кельвина -Фогта. Пороговое напряжение отсутствует, но в отличие от тела Максвелла при приложении начальной сдвиговой нагрузки тело будет деформироваться от нулевого значения (как вязкая жидкость) до упругого.
Так как для пород мантии Земли вязкость имеет 1021 П, а модуль сдвига 1011 Па, то время релаксации приблизительно оценивается в 1010 с или 300 лет, т.е. для динамических процессов с длительностью более 300 лет мантия ведет себя как вязкая жидкость, а для процессов короткомасштабных по времени она может приниматься как упругое твердое тело. Разграничение процессов на упругие и вязкие производится по величине числа Деворы ( D)
Очевидно, что хрупкое разрушение относится исключительно к свойствам твердого тела. Тогда процессы , вызывающие хрупкие разруш..ния в мантии, характеризуются высокой интенсивностью не только по величине нагрузок, превышающих предел прочности пород, но и по времени. Иначе rоворя, время накопления стрессовых нагрузок в мантии должно быть много меньше 300 лет. Вероятно, это время исчисляется rодами или максимум первыми десятками лет.
В обзорной работе (22 ] показано, что согласно представлениям Зики разрушающее напряжение или предел прочности материала с идеальной (бездефектной) кристаллической структурой
Это значение много превышает реальную прочность. Однако реальные измерения прочности показывают, что она меньше идеальной на 1-2 порядка. Связано это с тем, что реальные кристаллы обычно содержат множество микродефектов и, согласно теории Гриффитса , предельные напряжения возникают не во всем объеме кристалла, а лишь в вершинах микротрещин. Он показал, что для роста микротрещин и разрушения материала достаточны гораздо меньшие напряжения
Выше мы получили, что прочность идеального оливина равна 0,27 Мбар, следовательно, для реального оливина т0 -2, 7 кбар. Этот результат хорошо согласуется с экспериментальными данными [34 ]. Так, при одноосном сдвиге пироксенита достигались следующие значения при Р06щ = 10 кбар, •о = 2,7 кбар и при Робщ = 30 кбар, •о = 6,3 кбар. Для монокристаллов прочность в несколько раз выше.
Феноменология хрупкого разрушения материалов по механизму Гриффитса , с нашей точки зрения, имеет большое значение для понимания механизмов возникновения дизъюнктивных нарушений в нижней коре и верхней мантии. Изменения предела прочности глубинных пород в их естественном залегании или в экспериментальных, близких к природным, условиях пока отсутствуют. Особенно интересны были бы данные по динамике изменения прочности с глубиной. Согласно уравнениям (3) -(5) , существует непосредственная связь предела прочности пород с их модулем упругости Юнга.
Очевидно, что хрупкое разрушение относится исключительно к свойствам твердого тела. Тогда процессы , вызывающие хрупкие разруш..ния в мантии, характеризуются высокой интенсивностью не только по величине нагрузок, превышающих предел прочности пород, но и по времени. Иначе rоворя, время накопления стрессовых нагрузок в мантии должно быть много меньше 300 лет. Вероятно, это время исчисляется rодами или максимум первыми десятками лет.
В обзорной работе (22 ] показано, что согласно представлениям Зики разрушающее напряжение или предел прочности материала с идеальной (бездефектной) кристаллической структурой
Выше мы получили, что прочность идеального оливина равна 0,27 Мбар, следовательно, для реального оливина т0 -2, 7 кбар. Этот результат хорошо согласуется с экспериментальными данными [34 ]. Так, при одноосном сдвиге пироксенита достигались следующие значения при Р06щ = 10 кбар, •о = 2,7 кбар и при Робщ = 30 кбар, •о = 6,3 кбар. Для монокристаллов прочность в несколько раз выше.
Феноменология хрупкого разрушения материалов по механизму Гриффитса с нашей точки зрения, имеет большое значение для понимания механизмов возникновения дизъюнктивных нарушений в нижней коре и верхней мантии. Изменения предела прочности глубинных пород в их естественном залегании или в экспериментальных, близких к природным, условиях пока отсутствуют. Особенно интересны были бы данные по динамике изменения прочности с глубиной. Согласно уравнениям (3) -(5) , существует непосредственная связь предела прочности пород с их модулем упругости Юнга. В свою очередь по хорошо изу ченному профилю изменения скорости сейсмических волн легко восстановить величины модели Юнга, согласно известному уравнению взаимосвязи этих параметров
В разрезе литосферы и мантии скорости сейсмических волн, за исключением глобальных границ, изменяются плавно и в относительно небольшом диапазоне. Из (3) -(5) и (6) , (7) можно было бы предположить, что предел прочности и способность к хрупкому разрушению с увеличением глубины должны изменяться гладко, монотонно и в относительно небольших пределах. В соответствии с этим дизъюнктивно-тектонические процессы, характерные для верхних горизонтов коры и достаточно хорошо изученные, могли бы быть экстраполированы в более глубокие горизонты. Однако ряд экспериментальных данных и резкое сокращение частоты событий землетрясений с ростом глубины противоречат сказанному выше, свидетельствуя о том, что предел прочности пород с ростом глубины изменяется резко и, вероятно, ступенчато.
Рассмотрим следующие данные. Эксперименты по определению предела прочности, как при одностороннем сжатии, так и при дифференциальном напряжении (34 ], показали, что измерение внешнего всестороннего давления от атмосферного до 5 кбар приводит к увеличению предела прочности большого класса пород приблизительно в 2-3 раза. В то же время скорости продольных сейсмических волн возра'--тают от 4,2 км/ с на поверхности (1 бар) до 6,7 км/с на глубине 18 км (5 кбар) . Исход.Я из (7) и основываясь по (5) , при условии сохранения характера микротрещин предел прочности должен возрасти в 2,6 раза.
Особо следует подчеркнуть, что в верхней мантии по сравнению с земной корой модуль сдвига пород в 3-4 раза выше, а эффективная вязкость в 10-50 раз ниже [222 ], следовательно, в соответствии с (1) , (2) время релаксации нагрузок в верхней мантии на два порядка меньше, чем в коре. Поэтому хрупкое разрушение в верхней мантии (накопление нагрузок) должно протекать интенсивнее (в 10 раз и более) , чем в коре. Если еще учесть, что на глубине значительно выше прочность пород , то становится очевидным, что вероятность возникновения хрупкого разрушения там значительно меньше.
Хрупкое разрушение в литосфере фиксируется сейсмическим событием. Магматогенная сейсмоактивность в настоящее время лучше всего изучена на о. Гавайи под вулканом Килауэа [18, 219 ]. Если рассматривать магматическую колонну от области зарождения до его поступления на поверхность, то по ее простиранию на верхней кромке движущегося расплава возникают микросейсмособытия, фиксирующие хрупкие разрушения вмещающих пород. Как и следовало бы ожидать , их максимальное количество ( > 90 % ) приурочено к океанической коре, имеющей здесь мощность 14 км. В верхней мантии они наблюдаются вдоль узкого магматического канала с приблизительно равной частотой около 3-10 сейсмособытий в год на 1 км глубины, однако во всех сейсмосрезах ступенчато прекращаются на глубинах от 35 до 50 км. Вероятно, это связано не только с глубиной залегания области магмогенерации, но и со ступенчатым возрастанием прочности пород в этом интервале глубин, о чем говорилось выше.
|
|
|
|
К содержанию книги: Позднекайнозойский вулканизм и глубинное строение Восточного Сихотэ-Алиня
|
Последние добавления:
Вегенер. Происхождение континентов и океанов ГЕОЛОГ АЛЕКСАНДР ФЕРСМАН ИСТОРИЯ АТОМОВ
ГЕОХИМИЯ ВОДЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРОШЛОЕ ПОДМОСКОВЬЯ КАЛЕДОНСКАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ