Table 2-1-1 Compressive strengths of several rocks under dry and wet conditions 

　　时间因素是影响岩石力学性质（强度）的重要因素，尤其在地质条件下，时间计年以百万年为单位，它对于自然条件下岩石变形的意义就更应该值得注意。时间因素对于岩石变形的影响主要表现为三个方面： ①应变速率的效应。快速施力能提高岩石的应变速率，提高岩石的强度，使岩石发生脆性变形。常时间缓慢施力，会使脆性物质破坏所需应力值明显减小，甚至发生韧性变形；②重复施力的作用。使岩石多次重复受力，虽然作用力不大，也能使岩石破裂，且破裂时的岩石强度值降低；③蠕变与松驰。蠕变是在应力不增加的情况下，随着时间的增长变形继续缓慢增加的现象；松弛指当应变保持恒定时，随时间的增长应力逐渐减小的现象。这两种现象的存在都说明长时间缓慢变形会降低岩石的强度。 另外，其它一些因素，如作用力的方式、方向等对岩石的强度都有重要的影响。它们的综合作用使得自然界的岩石变形具有很大的复杂性。

岩石破裂方式与破裂理论 

　　岩石中的破裂有两种类型：张裂和剪裂。张裂的位移方向垂直于破裂面，张裂面一般垂直于最小主应力方向。剪裂的相对位移平行于破裂面，破裂面一般与最大主应力方向的夹角小于45°。在围压很小的情况下，岩石表现为脆性，以剪裂形式破坏，在压缩实验中，以轴向劈理为特征。除了围压极低的情况外，剪裂是三轴压缩试验中宏观脆性破坏的主要形式。在超过某一稍高的围压极限值的三轴拉伸实验中，宏观脆性破坏也是剪裂占优势，但是，剪裂面与最大主压应力σ的夹角通常在20°-30°之间，并且随着围压的增加而稍有增大。当围压增大使岩石变形达到脆-韧性过渡时，其剪切破坏往往会形成一个由相当多微裂组成的强烈变形带 ，而不形成单一的分划性剪裂，而且试验以后，样品不一定立即分裂开。

　　剪裂面与最大主应力轴方向的夹角称为剪裂角（θ）。一般剪裂面常呈两组共轭出现，包含最大主应力轴的两个共轭剪裂面的夹角称为共轭剪裂角（图2-1-6）。从应力分析可以知道，最大剪应力作用面位于σ1 和σ3轴之间的平分面上，与它们呈45°角，犹如剪切破裂最可能会沿这些面发生。但实际上并非如此，岩石剪裂角常小于45°。不同学者提出了许多剪切破裂理论和准则，以此来分析和研究破裂的形成。

1）库仑剪切破裂准则 

　　库仑认为岩石抵抗剪切破坏的能力不仅同作用在截面上的剪应力有关，而且还与作用于该截面上的正应力有关。设发生剪切的临界剪应力为 τ ，可以表示为；

　　　　　　　　　　　　　　τ=τ0+μσn 　　　　　　　　　　　　　　　　　（2-1-20）

图2-1-6主应力与破裂面方位关系（据朱志澄、宋鸿林，1990）  Fig. 2-1-6 Relationship between principal stresses and orientation of fractures (from Zhu & Song, 1990)	图2-1-7 剪切破裂时的莫尔圆图解（据朱志澄、宋鸿林，1990）  Fig. 2-1-7 The Mohr’s diagram for shear fractures (from Zhu & Song, 1990)

式中σn 为作用于该剪切面上的正应力，τ0 为σn等于零时的岩石抗剪强度，也称为岩石的内聚力，对于一种岩石而言是一个常数。μ为内摩擦系数，由普通的滑动类推：μ=ξφ，φ是材料的内摩擦角，所以库仑破裂准则可以改写为：

　　　　　　　　　　　　　　　　　τ=τ0+σnξφ 　　　　　　　　　　　　　（2-1-21）

　　在莫尔应力圆图解中（图2-1-7），（2-1-21）式为两条与岩石破裂时的极限应力圆相切的两条直线，称剪切破裂线，两个切点代表了共轭剪裂面的方位和应力状态。由图2-1-7可知，岩石发生破裂时，剪裂面与最大主应力σ1的夹角为θ。

　　　　　　　　　　　　　　　　　2θ=90°-φ θ=45°-φ/2 　　　　　　　（2-1-22）

　　由此可见，剪裂角的大小取决于岩石变形时内摩擦角的大小。实验表明，许多岩石的剪裂角在30°左右。

图2-1-8 不同围压下的莫尔包络线（据Hills，1972） 

Fig. 2-1-8 The Mohr envelopes at confining pressures (from Hills, 1972) 

2．莫尔剪切破裂准则

　　莫尔根据岩石力学实验的结果。对库仑准则提出了修正。他认为材料的内摩擦角不是常数，而是随围压的变化而变化。其破裂线的方程一般表达式为：

　　　　　　　　　　　　　　　τn=f（σn） 　　　　　　　　　　　　　　　　（2-1-23）

　　这是一条由一系列实验得出的曲线，它包括了同一种岩石在不同围压下破裂时的极限应力圆，这一曲线称为莫尔包络线（图2-1-8）。从上图中可以看出，砂岩的莫尔包络线接近于直线，φ角大约为45°，所以剪裂角在23°左右。页岩的莫尔包络线为曲线，φ角随围压的增加而变小，当围压足够大时，剪裂角接近45°。

3．格里菲斯破裂准则

　　库仑和莫尔准则都是通过岩石力学实验得出的经验公式，它们不能对引起破坏的机制作出令人满意的物理学解释。格里菲斯（1920）提出了另一种岩石破坏理论。他发现材料的实际破裂强度远远小于根据分子结构理论计算出的材料粘结强度，达几个数量级。他认为这是由于材料中存在许多随机分布的微裂隙末端附近应力强烈集中。当裂隙端部的拉应力达到该点的抗拉强度时，微裂隙开始发生扩展、联结，最后导致材料的破坏。现代超微观测技术的应用，已证实了这种微裂隙的普遍存在及其在材料破坏中的作用。在二维情况将微裂隙看作是扁平的椭圆形裂隙，可以推导出平面格里菲斯破裂准则：
　　　　　当σ1<-3σ3时 
　　　　　　　　　　　σ3=To 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（2-1-24）　　　　　当σ1>-3σ3时
　　　　　　　　　　　（σ1 -σ3）2 -8To（σ1 +σ3）=0 或 　　　　　　　　（2-1-25）
　　　　　　　　　　　 τn2=4 To（To +σn） 　　　　　　　　　　　　　　　（2-1-26） 

　　式中To为单轴抗张强度的数值，分别为剪裂面上的剪应力和正应力。（2-1-24）式为张裂的准则，（2-1-26）式在莫尔圆图解中是一条抛物线型的莫尔包络线（图2-1-6），与实验得出的曲线十分近似。从（2-1-26）式可知，在单轴压缩情况下，σ1 =σc（抗压强度），σ3=0，则σc =8 To。但在室温常压下岩石的抗压强度往往是抗张强度的10-50倍。为此，麦克林托克与华西（1962）又假定微观裂隙在受压方向上的闭合，将产生一定的摩擦力而影响微裂隙的扩展。从而提出修正的平面格里菲斯破裂准则，其莫尔包络线为：图2-1-9 平面格里菲斯破裂准则的莫尔包络线和修正的格里菲斯准则的包络线（虚线） 
　　Fig. 2-1-9 The Mohr’s envelopes for Griffith criteria and revised Griffith Criteria (dashed line) 

　　　　　　　　　　　　　　　τn=μσn+2 To 　　　　　　　　　　　　　　　（2-1-27）

　　虽然格里菲斯准则及其修正的准则初步描述了关于破裂的真实物理模式，但它们与岩石力学实验观测到的结果仍有些明显的不一致，如所预计的单轴抗压强度与抗张强度之比都过低，预计的莫尔包络线斜率也与实际的斜率不严格一致。尽管如此，它们仍是目前应用于构造地质学、岩石力学方面比较符合实际的准则，而被广泛采用。
　　岩石的流动与流动机制 
　　自然界千姿百态的地质构造，它们的形成是通过岩石变形完成的。虽然不同地质构造的规模差别可以很大，大到全球规模、区域规模、露头规模甚至手标本或显微规模，但它们都是由颗粒尺度（或规模）上岩石结构的调整与流动实现的。岩石结构调整与流动的基本过程称为流动机制。如前已述，岩石的力学表现及其变形行为是受很多因素制约的，岩石流动机制的变化也同样受这些因素的影响。在影响岩石流动机制的各种因素中，随着由地壳浅部向深部温度和围压的逐渐增加具有最重要的意义。为此，在地壳剖面的不同深度上，岩石变形通过不同的机制完成。其中主要包括碎裂流动、压溶作用、晶质塑性和颗粒边界滑移。

　　碎裂流动 碎裂流动是相对低温条件下的一种典型岩石变形机制。岩石的破裂、岩石碎块（角砾）的旋转与位移是这种变形机制的基本过程。在碎裂流动作用过程中，岩石破裂或较大砾径角砾的旋转、位移过程产生的空隙与岩石结构的不协和性由较小砾径的角砾或热液充填的脉体物质协调。碎裂流动形成的典型构造岩包括断层泥、碎裂岩和断层角砾岩。碎裂流动常常出现在低温、高应变速率和高流体压力条件下（Passchier和Trouw，1996），主要具有以下特点：1）角砾砾径变化大；2）角砾可以为复成分角砾、或是由单晶构成，但更多情况下由多晶集合体构成；3）角砾呈棱角状、具有平直的边界；4）角砾无一定的颗粒形态优选。5）角砾内的矿物颗粒含有很多缠结位错亚结构。

　　压溶作用 由于粒间孔隙流体的存在，变形岩石内的颗粒在应力作用下出现溶解和物质迁移过程。沿颗粒面向压应力一侧颗粒边界溶解，溶解物质在流体内扩散、迁移并于低压应力一侧沉淀。物质扩散迁移过程主要受应力作用梯度引起的化学势梯度制约。沉淀的新生矿物颗粒可以与被溶解矿物成分一致或不一致。压溶作用形成的典型结构型式包括缝合线、截切颗粒（如矿物颗粒、化石或鲕粒等）。当岩石由溶解度不同的颗粒组成时，压溶作用表现得最为清楚。压溶作用在成岩过程或低温变形过程中非常发育。
　　晶质塑性 岩石变形通过晶体内部晶格结构调整或晶内变形来实现，晶内变形通过位错的运动与增殖过程完成（详见第二章第七节）。晶质塑性变形过程包括位错滑移、位错攀移、动态恢复与动态重结晶作用过程。位错滑移指具有一定结晶学方向的位错沿着特殊晶面和晶轴方向移动（包括沿任意结晶学方向的位错平移和沿特定结晶学方向的双晶滑移）。位错沿着垂直于滑移面方向上的运动称为位错攀移。位错滑移与位错攀移同时发生的综合作用过程为位错蠕变。受应变矿物晶体内部的位错，通过位错蠕变等过程排列、组合，总体趋势向着使晶体具有低内能结构发展，产生晶内位错的低能构形，这种过程称为动态恢复作用。随着动态恢复作用发展，晶内位错逐渐消失，位错密度减小并伴随出现与原变形晶体结晶方位有显著差异的新晶体颗粒，称为动态重结晶作用。 晶质塑性是一种温度和压力比较高的条件下出现的岩石韧性变形机制，是地壳中、深部层次岩石变形的基本过程。受晶质塑性变形的岩石，具有特殊的变形构造与微构造组合，并形成典型构造岩-糜棱状岩石（详见第二章第七节）。

　　颗粒边界滑移与岩石的超塑性 岩石可以获得很高的应变而不发育形态或晶格优选组构。岩石的这种特点称为超塑性，颗粒边界滑移（而非晶内变形）是超塑性变形的主导变形机制。岩石的超塑性出现在某些特殊条件下，包括极细粒岩石结构、相对高温条件（T/Tm>0.5, Tm为变形矿物的熔点温度）、较低的应力和应变速率。超塑性在许多地壳中深层次的韧性剪切带的发育中扮演了重要的角色，颗粒边界滑移是糜棱岩形成与演化过程的一种重要机制。