Что такое рекристаллизация

Явление рекристаллизации можно рассмотреть в связи с процессом деформации. Если рекристаллизация сопутствует деформации, она называется синтектонической или динамической, а если рекристаллизация происходит после деформации, она называется посттектонической или статической (высокотемпературный отжиг в металлургии). Рекристаллизация считается первичной статической, если она протекает за счет той же энергии, что и динамическая рекристаллизация, т. е. энергии упругой деформации бездислокационных и высокодислокационных зерен. Процесс рекристаллизации длится до тех пор, пока не исчезнут почти все дислокации в новых рекристаллизованных зернах.

Другим источником энергии для рекристаллизации является поверхностная энергия зерен. Их рост, уменьшающий эту энергию, приводит к вторичной рекристаллизации. Поскольку в этом случае процесс определяется не энергией деформации, вторичная рекристаллизация может продолжаться и после того, как первичная рекристаллизация уменьшит плотность дислокаций. Уменьшение площади поверхности кристаллов во время вторичной рекристаллизации происходит вначале за счет сглаживания неровностей зерен, а затем благодаря предпочтительному росту некоторых зерен за счет других. Если границы зерен достаточно подвижны, то вторичная рекристаллизация создает мозаичную структуру, в которой плоские или искривленные границы зерен при пересечении образуют тройные сочленения под углом 120° (рис. 4.17).

Рис. 4.17. Структура льда, возникающая в результате вторичной рекристаллизации. Уменьшение поверхностной энергии ведет к росту более крупных зерен, границы которых искривляются и сходятся под углом 120 , образуя тройные сочленения

Рекристаллизация за счет энергии деформации осуществляется посредством двух механизмов: вращения субзерен и нуклеации или миграции границ. При вращении субзерен рекристаллизованные зерна (необласты) - это первичные субзерна, а границы зерен по крайней мере частично соответствуют субграницам.

Выше описывалось, как накопление дислокаций на субграницах приводит к вращению одной части кристалла относительно другой. Когда плотность дислокаций на субгранице превысит определенную величину, соседние субзерна стремятся повернуться примерно на 10", и в итоге субграница превращается в границу зерна. Смещение внутризерновых границ не полностью маскирует первоначальную структуру (рис. 4.18). Связь между деформированными кристаллами -хозяевами (порфирокластами) и необластами также объясняет предпочтительную ориентацию решетки в рекристаллизованной структуре, отражающую преобладающую первоначальную ориентацию.

Рис. 4.18. Рекристаллизция порфирокласта оливина путем вращения субзерен. Ориентировка решетки необластов 1. 2 и 3 еще близка к ориентировке соседних субзерен (Poirier, Nicolas. 1975, Journ. Geol., 83, 707)

При рекристаллизации, осуществляемой путем нуклеации и миграции границ зерен, из зародышей путем миграции границ внутри порфирокластов развиваются необласты. При низких температурах и высоких напряжениях из-за интенсивной деформации кристаллической решетки нуклеация преобладает над миграцией, но при высокой температуре доминирует уже миграция границ зерен.

В первом случае порфирокласты замещаются многочисленными необластами малого размера, локализующимися в местах сосредоточения особенно большой деформации - внутри деформационных полос или на периферии порфирокластов, образуя оболочку (рис. 4.19). Во втором случае необласты крупнее и не столь многочисленны. Интенсивная миграция границ зерен непосредственно влияет на порфирокласты: в зависимости от их внутренней деформации, связанной с ориентировкой, на одних границах зерна растут, а на других уничтожаются (разд. 7.5.2).

Рис. 4.19. Рекристаллизация вследствие нуклеации и роста зерен вокруг полевошпатового порфирокласта. Небольшие необласты развиваются в виде полос и преимущественно растут на периферии порфирокластов (Debat. 1974, Thesis Toulouse)

Как и в случае рекристаллизации при вращении субзерен, механизмы нуклеации и миграции приводят к преимущественным ориентировкам структур, унаследованным от предшествующего состояния, хотя и эта черта выражена не очень отчетливо, особенно при низкой температуре.

На рис. 4.20 приведены оценки областей температуры и напряжения, в которых активизируются различные механизмы рекристаллизации. При высокой температуре рекристаллизованиые механизмы нуклеации и миграции доминируют над механизмами возврата и вращения субзерен, если приложенное напряжение достаточно велико; тогда скорость деформации становится очень большой, и рекристаллизация более эффективна, чем полигонизация, вследствие уменьшения плотности дислокаций вокруг субзерен. При низком напряжении наблюдается обратная картина.

Рис. 4.20. Диаграмма температура напряжение (Т - ơ), показывающая области действия главных механизмов рекристаллизации и их связь с разными типами ползучести. Н X -ползучесть Набарро – Херинга

Структурные палеопьезометры. В разд. 4.2.2 мы упоминали, что из-за упругой деформации вблизи двух дислокаций одного знака последние отталкиваются. Расстояние между дислокациями. измеряемое по их плотности, контролируется внутренними напряжениями. Предполагая, что внутреннее напряжение равно девиатору ơ приложенного к кристаллу напряжения, мы получим следующее соотношение:

где К₁ - эмпирическая константа, µ - модуль сдвига, b - величина вектора Бюргереа и р-плотность дислокаций.

Можно найти также связь напряжения со средним расстоянием между субграницами:

где К₂ - эмпирическая константа.

Аналогичная формула применима для связи между напряжением и средним размером необлаcтов d', образующихся при вращении субзерен, поскольку необласты непосредственно вырастают из наиболее разориентированных субзерен.

Наконец, из предыдущего параграфа становится понятным известное в металлургии соотношение между напряжением и размером необлаcтов d_n, рекристаллизующихся путем нуклеации и миграции границ зерен:

где К₃ - эмпирическая константа.

Все эти соотношения представляют интерес для палеопьезометрии. Так, напряжение в зоне ползучести

может быть единственной неизвестной величиной, если параметры А и n вместе с теми, которые определяют коэффициент диффузии D, известны из эксперимента, а PТ-условия рассматриваемой деформации установлены методами геотермо- и геобарометрии. Оценка а, например, позволяет вычислить и скорость относительного смещения на границах тела, деформируемого простым сдвигом, если известен также его размер.

Для иллюстрации проанализируем зону сдвига в офиолитовых перидотитах, которые, как полагают, указывают на существование трансформного разлома в океанической коре, в котором они сформировались. Эта зона имеет вертикальное расслоение при общей ширине 10 км и горизонтальную линейность, связанную со скольжением одной плиты относительно другой. Из исследований пироксенов получены температура 1000 С и давление 300 МПа в условиях равновесия. Палеопьезометры дают нормальное девиаторное напряжение порядка 100 МПа, соответствующее сдвиговому напряжению т = 50 МПа (разд. 2.3.2).

Подставляя эти данные в закон ползучести, экспериментально установленный Постом, можно вычислить скорость сдвиговой деформации (в с^-1)

движение в зоне сдвига принять однородным, то можно найти скорость скольжения одной плоскости относительно другой:

К несчастью, структурные палеопьезометры все еще проблематичны. Так, пьезометрические измерения, основанные на прямых наблюдениях свободных дислокаций, сталкиваются с той трудностью, что данная дислокационная субструктура легко подвергается влиянию последующих деформационных процессов (возврат, малые деформации импульсами напряжений и др.). Наиболее надежный в этом отношении палеопьезометр базируется на измерениях размеров необластов и самых разориентированных субзерен. Однако трудности экспериментальной калибровки этих палеопьезометров (т. е. определение К) до сих пор не разрешены.