0 引 言
增强型地热系统（Enhanced Geothermal System， EGS）运行过程中， 热储岩体温度逐渐降低， 由热应力造成的裂隙迅速发育， 特别是拉应力作用区域的裂隙表现更为突出， 较大的拉应力极易使岩石发生拉伸破坏， 进而导致EGS岩体稳定性降低。花岗岩是EGS重要的储层材料
［1］， 深入了解高温后花岗岩的拉破裂机理对于EGS的稳定性和安全性评估具有重要意义
［2］。
抗拉强度是岩石力学中描述岩石抗裂纹扩展能力的一项重要材料性能
［3］。EGS储层中岩体温度可达650 ℃， 高温下岩石内部会发生热破裂和相变等物理化学变化， 地热层在开采、 储运过程中不断冷却， 热应力引起的裂缝会迅速发展， 特别是拉应力区域的微裂缝更为突出， 抗拉强度会逐渐降低
［4‐7］， 最终导致EGS储层失稳和破裂。微裂纹的萌生、 发育和扩展是导致岩石宏观破坏的主要控制源
［8］， 这个过程反映了高温岩体地质灾害的孕育和形成。很多学者采用理论分析、 数值计算和破坏后裂纹的细观分析等方法， 研究了热对岩石破裂特性的影响。
当实验对象为带有预制裂纹的试样时， 在热应力和荷载共同作用下， 含缺陷裂隙的尖端易发生应力集中， 翼型裂纹首先从预裂纹尖端处萌生， 随后逐渐延伸至两侧加载端
［9］， 属于拉伸裂纹， 当应力值到达阀值时， 主裂纹贯穿岩样发生宏观破坏， 同时扩展路径上新增了大量倾斜于加载径向的次生裂缝， 主要为剪切裂纹， 其出现时间晚于拉伸裂缝
［10‐11］。此外， 裂纹的起裂位置、 扩展路径和破坏模式会受到岩石非均质性的显著影响。
近年来， DIC（Digital Imagine Correlation）技术的出现为检测拉伸断裂裂纹的萌生、 破坏提供了一种更有效的手段。DIC是一种测量精度高， 非接触的无损检测方法， 可以检测裂纹萌生、 破坏过程中任意时刻的应变场， 能够实现全场实时观测
［12］。Sharafisafa等
［13］研究了含不同大小块体的双岩的变形行为和裂缝发育趋势， 发现大颗粒矿物在峰前加载阶段内的塑性变形发展明显， 而小颗粒矿的塑性变形发展不明显。Aliabadian等
［14］通过DIC方法研究了常温下各向异性砂岩在巴西劈裂中裂纹的萌生和扩展， 发现试样中部的应变随着加载持续积累， 同时最大的拉伸应变集中逐渐向加载点发展。Munoz等
［15］进一步发现在损伤积累（荷载增加）过程中， 应变局部化带逐渐清晰， 新裂隙萌生前会有明显的前兆， 可以观察到拉伸破坏过程中断裂过程区（FPZ）的演化规律
［16］。Ma等
［17］发现岩石发生破坏时， 宏观裂纹沿损伤带扩展并连接其他应变局部化区域， 试件最终通过宏观裂纹穿过圆盘而断裂。Kou等
［18］通过主应变的演化过程研究了层理角度对破坏裂纹的影响， 结果发现相同温度下， 随着层理倾角增大， 破坏模式由拉伸破坏逐渐变为拉伸-剪切复合型破坏， 特别当加载方向与层理垂直时， 试样沿层理颗粒发生拉伸破坏。
以上关于劈裂裂纹萌生和扩展的研究主要分为两类： 一类是高温条件对含预制裂纹试样破坏裂纹的萌生、 扩展和破坏的影响， 另一类是常温下非均质性（矿物颗粒粒度）和各向异性（层理）对于裂纹扩展路径的影响。关于基于DIC技术的高温热处理对花岗岩劈裂裂纹的萌生、 扩展和破坏演化规律的影响有待更深入的研究。本文将利用DIC技术对完整的、 非均质的花岗岩试样进行热处理（25~1 000 ℃）， 并开展巴西劈裂实验， 通过主应变的演化过程来分析高温对花岗岩破坏裂纹孕育、 萌生和扩展过程的影响， 从而为EGS的稳定性分析提供参考。
1 实验概况
1.1 实验样品及处理
实验样品为取自山东平邑的鲁灰花岗岩， 表面完整无明显缺陷， 密度为2.71 g/cm
3。按照（ISRM）要求将花岗岩切割成尺寸为
50 mm×25 mm的圆盘， 端面平整度偏差控制在±0.05 mm以内， 表面平行度偏差控制在0.02 mm以内， 随后将岩样放入电加热炉内按1 ℃/min的升温速率缓慢加热至预定温度： 100， 200， 300， 400， 500， 600， 700， 800， 900和1 000 ℃， 加热完成后在炉内保温2 h以确保岩样内外温度均匀， 然后打开炉门自然冷却至室温25 ℃后进行巴西劈裂实验。处理后的岩石样品如
图 1 所示。
1.2 实验仪器和步骤
实验设备（
图 2）包括万能实验机和数字散斑测试系统， 数字散斑测试采用ARAMIS的DIC系统， 拍摄装置为双目CCD相机， 相机分辨率为2 448 pixel×2 050 pixel， 物面分辨率为0.021 95 mm/pixel， 位移精度为0.01 pixel， 实际位移精度为0.000 219 5 mm， 子集大小
M=25 pixel， 间距
D=2 pixel。
实验步骤： 1） 对试样施加50 N的预压力； 2） 实验机以0.05 mm/min的恒位移速率进行加载直至试样破坏， 同时自动记录劈裂过程中的荷载、 位移数据； 3） 开启DIC装置对劈裂实验进行监测， 拍摄速率为1帧/s。加载前在试件上下两端涂凡士林， 以减小端部摩擦对实验的不利影响。
2 实验结果及分析
2.1 花岗岩劈裂过程及应变场演化
4个典型温度（25， 300， 600和1 000 ℃）的全场主应变云图演化规律如
图 3 所示。
初始加载时， 应变场分布较为均匀， 表面无应变集中现象出现， 随着荷载增大， 试样表面逐渐出现局部应变集中区， 外荷载接近峰值时， 局部应变集中区在试样中心搭接， 形成一条沿径向的高应变集中带， 随即岩样沿着高应变集中带发生破坏。未经热处理（25 ℃）， 施加荷载为73.4%Pmax （Pmax为峰值荷载）左右时， 试样开始萌生少量微裂纹， 端部表面附近逐渐出现局部应变集中区， 荷载增至99.7%Pmax时， 试样内部裂隙快速发育， 两端应变集中区域范围增大， 荷载达到峰值时岩样迅速破坏。常温下花岗岩为典型的脆性材料， 失稳破坏过程极短， 实验时设置DIC采样频率未能捕捉到破坏时刻的位移（应变）场信息。
热处理温度为300 ℃， 外部施加荷载约为89.1%Pmax时， 试样下部沿径向开始出现局部应力集中区（绿色区域）， 当荷载水平升至约91.3%Pmax时， 局部应变集中区连接为带状应变集中区， 同时试样上部也出现局部应变集中区， 随着荷载持续增大， 两端应变集中区向中心发育， 约在试样中心处连接贯通， 试样沿新形成的高应变集中带破坏。
热处理温度为600 ℃， 外部荷载约为92.2%Pmax时， 首个局部应变集中区出现在试样中心附近而非端部， 加载方向上新生数条非连续的局部应变集中带， 随着加载的持续进行， 局部应变集中带发育后贯通， 并在峰后形成了宏观破裂带。
热处理温度为1 000 ℃， 外部荷载约为43.7%
Pmax时， 圆盘试样中部出现明显的局部应变集中（如
图3（d2））， 而端部无应变集中出现； 随着荷载增大， 中心附近的局部应变集中区逐渐向端部扩展， 最终形成一条贯穿试样表面的红色高应变带（约91%
Pmax-a， Pmax-a 为峰后荷载）。
综上可知， 随着热处理温度的不断升高， 试样首个局部应变区出现的区域逐渐由试样端部移至试样中心。
2.2 基于DIC的劈裂破坏特征
不同温度下试样破坏的主裂缝形态存在明显差异， 其中300， 600和1 000 ℃花岗岩的破坏形态最为典型。
图4（a）~
图 4（c） 为试样破坏时刻的最大主应变等值线及实物图，
图4（d）~
图 4（f） 为相应宏观断口的局部放大图。值得注意的是， 经过300 ℃热处理后的试样仍具有较强脆性， 破坏时间极短， DIC系统没有捕捉到破坏瞬间的图像，
图4（a）为破坏发生前的最大主应变等值线。由
图4（a）和
图 4（d） 可知， 300 ℃试样主要沿一条贯通的宏观断裂带发生拉伸破坏， 岩样破坏失效时的主破裂带近似沿线性扩展。由
图4（b）可知， 600 ℃下荷载约95.7%
Pmax-a 时， 试样表面存在一条明显的宏观主裂缝（应变云图不连续）， 观察
图 4（e） 可知试样发生拉伸破坏时， 主裂缝上存在少量倾斜于直径的红色高应变集中区（剪切破坏）， 破坏模式为拉剪混合破坏。高温后岩样内部穿晶断裂裂纹增多， 部分新增裂纹在加载应力作用下沿晶粒边缘发育扩展， 最终在晶粒尖端处形成偏离加载方向的高应变集中区， 即剪切破坏
［19］。
由
图4（c）可知， 1 000 ℃下试样在荷载约91%
Pmax-a 时， 试样表面才形成宏观主裂缝， 与
图 3（d5） 全场应变结果一致， 此时主裂缝宽度较600 ℃增加， 剪切破坏范围更大。高温导致试样内部的热裂纹密度及尺寸增大， 更容易形成局部剪切滑移带， 剪切裂纹继续扩展， 导致岩样的完整性大幅度下降。此外， 加热过程中花岗岩内部的自由水和结晶水不断散失逃逸， 造成矿物晶格骨架破坏， 矿物组分间胶结能变弱， 使主拉应力区的破碎程度加剧（宏观破坏端口的弯曲程度加剧）
［20］。
从最终破坏结果来看（见
图4（a）~
图 4（c））， 低于300 ℃时试样受端部效应影响产生“Y”型破坏， 这是因为荷载不断增大时， 试样内部产生的等效应力也随之增加， 试样与压头接触部分的原有微缺陷在受压时易造成应力集中并最先开裂， 此时端点处受到拉伸破坏的同时也形成了剪切破坏。600~1 000 ℃时， 劈裂完成后的岩样贴合紧密， 无明显端部效应。随着温度升高， 端部效应由于岩石强度降低和延性增强而减弱， 破坏机制由脆性模式转变为塑性模式
［15］。故典型脆性岩石在进行巴西劈裂实验时， 可以通过改变加载边界条件来消除端部效应
［21］， 此方法虽然可改善应力集中引起的破坏， 但应力状态也发生了变化。
3 实验过程中的主应变演化
图 5 选择了600 ℃中06-3号样品的主应变场的演化过程进行分析。因试样在峰后仍具备承载力， 峰后破坏过程值得重点关注。在主裂缝带两侧选取有代表性的、 清晰的18个子点（点
P1，
P2，
P3， …，
P18）的荷载/主应变-时间曲线进行分析， 根据荷载/主应变-时间曲线在不同加载阶段的特征， 可将试样的破坏过程分为3个阶段。
第一阶段为弹性阶段（Stage I）： 从
图 5 中可以看出， 加载开始后至229 s（40.6%
Pmax）左右时， 此阶段内各点的主应变曲线紧密结合， 应变随着外载荷的增加大致呈线性增大（曲线斜率极低）， 各监测点处应变均在-0.11×10
-2~0.2×10
-2的范围内， 结合主应变云图（
图 3（c1））可知， 此时试样表面几乎没有局部应变集中， 岩石表现为完全弹性。
第二阶段为塑性阶段（Stage II）： 从229 s开始直至约422 s， 主应变的波动范围增大， 各点主应变曲线间具有明显的离散性（热处理后花岗岩内部出现大量微缺陷）， 缺陷边缘处在加载过程中产生了高应变集中， 原有微破裂开始扩展， 岩石的非均质性增强
［22］）。各测点应变曲线斜率越来越大， 但岩样表面未出现宏观裂纹， 表明试样发生弹塑性混合变形
［23］， 进入应变积累阶段。
由
图 5 中的局部放大图可知， 点
P4处（中心）主应变在422 s首先突变， 然后是点
P9，
P16处主应变依次发生突变， 结合
图 3（c4） 可知， 此时多个局部应变集中区迅速扩展连接， 微裂纹在试样直径上扩展完全， FPZ充分发育。点
P6，
P7，
P11，
P13，
P14，
P15在峰值荷载前无明显应变积累， 表明这些点处没有发生较大的塑性变形， 可能为较硬矿物颗粒。
第三阶段为破坏阶段（Stage III）： 荷载约在422 s达到峰值， 从峰值荷载开始至试样宏观破坏， 主应变曲线斜率陡增。点
P4，
P9，
P16处主应变曲线依次出现峰值后骤降， 试样发生劈裂破坏。主应变曲线的突变极值与峰值荷载并未同时出现， 应变曲线峰值滞后于荷载峰值， 合理解释为拉伸应力在裂纹起始至扩展贯通的过程中几乎恒定， 试样在荷载峰值后才开始发生断裂
［21］。
图 6 为所有热处理温度下试样的荷载/主应变-时间曲线， 当热处理温度为200， 300， 400和500 ℃时， 试样上端部附近的点
P5，
P8，
P15，
P14处主应变最先发生突变； 热处理温度700 ℃的试样上点
P3，
P4，
P7处， 800 ℃的试样上点
P4，
P7，
P16处， 900 ℃的试样上点
P3，
P5，
P7处， 1 000 ℃的试样上点
P6，
P8，
P9处， 主应变最先发生突变。应变最先发生突变的点就是拉破坏裂纹的起裂点。根据点分布位置可知， 随着温度的升高， 劈裂破坏的起裂位置逐渐向试样中心附近移动， 与
图 3 中应变集中区出现位置的变化规律相同。
由
图 6（a） 可知， 常温（25 ℃）的主应变曲线仅表现出弹性阶段， 无明显应变积累（主应变曲线迅速增大后跃变）， 可视为典型的脆性材料。100~500 ℃时， 相较于25 ℃主应变曲线出现了塑性变形阶段（主应变曲线斜率在塑性变形阶段逐渐增大）， 破坏阶段时间极短， 主应变曲线无明显响应， 如
图 6（b）~
图 6（f） 所示。当热处理温度高于500 ℃时， 弹性、 塑性和破坏阶段分界明显， 如
图6（g）~
图 6（j） 所示。
从
图6（g）~
图6（j）中可以看到， 高于600 ℃后， 荷载-时间曲线在峰值荷载后下降趋势逐渐平缓， 与之对应的主应变曲线（蓝色椭圆内）也随着时间呈波动式变化， 试样仍在继续变形， 延性明显增强， 破坏模式由脆性断裂（突然崩裂）变为韧性断裂（撕裂破坏）。韧性断裂导致破坏阶段变慢， 使我们可以更好地观察到峰后的岩石断裂过程。从
图 6 中可以观察到明显的弹/塑性过渡点（
PE-F ）， 且该过渡点随着热处理温度的升高逐渐前移， 弹性阶段不断减小， 塑性变形阶段增大。
图 7 所示为高温下弹塑性过渡点的荷载水平随温度的变化规律， 荷载水平随着热处理温度的升高整体呈现为降低趋势。荷载水平和温度满足线性关系
式中： Y为不同温度下的弹塑性过渡点的荷载水平； T为热处理温度。
由
图 6 和
图 7 可知， 25 ℃样品仅有弹性阶段， 点
PE-F 的荷载水平无限接近峰值荷载。100 ℃时， 点
PE-F 的荷载水平约为80.5%
Pmax， 热处理温度升至300， 600和1 000 ℃时， 点
PE-F 荷载水平降至约70.8%
Pmax， 40.6%
Pmax和23%
Pmax， 整体呈下降趋势。特别是当热处理温度为500~600 ℃时， 点
PE-F 的荷载水平急剧降低， 由400 ℃时的65%
Pmax骤降至45%
Pmax~40.6%
Pmax， 表明岩石经过热处理后， 高温使得岩样脆性减弱， 弹性阶段迅速缩短， 拉伸破坏模式由脆性断裂变为准脆性断裂
［24‐25］。这主要是因为温度低于400 ℃时， 花岗岩内部热破裂数量和密度较小， 热破裂不是影响岩石力学性质的主导因素。当温度高于400 ℃时， 高温产生的热膨胀应力强于晶粒间的胶结力， 热破裂数量和密度增大， 并且出现了穿晶破裂， 部分微裂隙快速发育后贯通， 岩石脆性下降
［26］。
4 结 论
本文采用DIC方法实时监测热处理后（25~1 000 ℃）花岗岩劈裂过程中的应变场演化过程， 研究了高温对花岗岩劈裂破坏裂纹的孕育、 萌生和扩展过程的影响， 得出以下结论：
1） 随着热处理温度的升高， 花岗岩劈裂破坏后宏观断口的弯曲程度加剧， 岩石的失稳模式由拉伸破坏变为拉剪混合破坏。
2） 不同热处理温度下， 花岗岩的主应变-时间曲线在劈裂过程中总体经历了弹性阶段—塑性阶段—破坏阶段的变化过程， 常温（25 ℃）时， 塑性变形阶段和破坏阶段极短， 断裂模式为脆性破坏； 100~500 ℃时塑性阶段应变积累明显， 破坏阶段很短， 断裂模式仍为脆性破坏； 600~1 000 ℃时， 破坏阶段明显， 破坏模式转变为延性破坏。
3） 随着温度的升高， 花岗岩延性不断增大， 端部效应逐渐减弱， 主应变的积累速率在塑性变形阶段内逐渐增大， 弹塑性过渡点PE-F 逐渐前移， 相应的荷载水平整体线性降低。
国家自然科学基金青年基金资助项目(51504220)
京公网安备11010202008535号
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