Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер




29.04.2019


25.04.2019


22.04.2019


11.02.2019


17.01.2019


29.12.2018


29.12.2018


04.12.2018


25.10.2018


26.09.2018





Яндекс.Метрика
         » » Физические свойства скальных и полускальных пород

Физические свойства скальных и полускальных пород

13.12.2017

Главнейшими физическими свойствами скальных и полускальных горных пород, изучаемыми в инженерной геологии, являются плотность и пористость, а у полускальных и влажность. Эти свойства взаимозависимы и в целом выражают их физическое состояние, т. е. качественную определенность. Кроме того, для характеристики физического состояния этих пород большое или даже решающее значение имеет также степень их выветрелости, трещиноватости и закарстованности. Показатели физических свойств скальных и полускальных пород существенно определяют их сопротивляемость разрушению, деформациям и взаимодействие с водой. Поэтому по основным физическим свойствам можно косвенно судить об их прочности, деформируемости, водопроницаемости и устойчивости, а также об их изменениях под влиянием геологических процессов и искусственных воздействий.

Качественные характеристики скальных и полускальных, как и других групп горных пород, сохраняются в пределах некоторого интервала количественных изменений их физических свойств. Это позволяет отличать по физическому состоянию одни разности пород от других и в геологическом разрезе характеризовать определенным образом каждую толщу, слой, пачку, а в однородных по петрографическому составу породах выделять зоны и подзоны. Изучение физических свойств горных пород необходимо как для предварительной, так и для окончательной их инженерной оценки. Поэтому их исследования должны быть массовыми, как лабораторными, так и полевыми. Описание физического состояния скальных и полускальных пород, обусловленного их трещиноватостью и выветрелостью, а также показателей, используемых для его оценки, было приведено выше.

Плотность. Плотность горной породы есть ее масса в единице объема. Единицей плотности в СИ является 1 кг/м3. Так как в объеме любой горной породы выделяются объем минеральной части, т. е. ее скелет, и объем нор, пустот, каверн, трещин и других полостей, частично или полностью заполненных водой, воздухом пли газами, для характеристики и оценки плотности горных пород используют три показателя: плотность минеральной части породы ум, плотность породы у и плотность скелета породы уск.

Плотность минеральной части породы равна ее массе в единице объема. Численно она выражается отношением массы минеральной части породы g1 к ее объему V1:

yм = g1/V1.

Единицей измерения плотности минеральной части породы служит килограмм-масса на кубический метр (кг/м3) или очень часто грамм-масса на кубический сантиметр (г/см3). Плотность минеральной части горных пород определяется их минеральным составом и выражает средневзвешенную плотность слагающих их минералов. Плотность минеральной части основных типов скальных и полускальных горных пород показана в табл. III-2, из которой видно, что она изменяется в сравнительно узких пределах, в большинстве случаев от 2,60 до 2,75 г/см3, и для каждой группы пород определяется только их минеральным составом.
У интрузивных магматических пород с уменьшением содержания светлых (легких) и увеличением темных (более тяжелых) минералов закономерно повышается их плотность. Однако она зависит не только от соотношения тяжелых и легких породообразующих минералов, но также и от присутствия в породах тех пли иных примесей. Поэтому каждый тип пород может иметь некоторые пределы изменений плотности. Например, у кварцевых или кварц-полевошпатовых песчаников она примерно равна 2,69—2,70 г/см5, у тех же песчаников сажистых, углистых снижается до 2,55—2,60 г/см3, а у железистых может достигать 3,00—3,20 г/см3.

Плотность минеральной части горных пород не отражает непосредственно их физического состояния и не используется в инженерных расчетах, но она необходима при вычислении других важных показателей их свойств, например пористости. Сравнивая плотность минеральной части породы с плотностью породы, можно судить о степени ее уплотненности и пористости, т. е. о физическом состоянии.

Плотностью породы у принято называть массу единицы ее объема в естественном сложении и при естественной влажности. Численно она равна отношению массы породы (g2+g2) к ее объему (V1+V2):

у = (g1+g2)/(V1+V2).

Плотность породы выражают в тех же единицах, что и плотность ее минеральной части (кг/м3 или г/см3).

Кроме плотности породы н плотности ее минеральной части иногда определяют плотность скелета породы, под которой понимают массу единицы объема твердой части (скелета) породы естественного сложения уск. Численно она равна отношению массы сухой породы (масса скелета породы) к ее объему (ко всему объему породы естественного сложения)

yск = g1/(V1+V2).

Ее выражают в тех же единицах, что и плотность породы.

Так как естественная влажность скальных пород мала, при характеристике их плотности часто определяют массу единицы объема сухой породы (плотность скелета) и называют ее просто плотностью породы. Естественно, что такое определение плотности не является точным. Плотность скелета полускальных пород может существенно отличаться от их плотности, так как естественная влажность этих пород в некоторых случаях может достигать 15—20 % и более.

Плотность породы связана с плотностью ее скелета следующим выражением: y = yск(1+W), где W — влажность породы в долях единицы. Средние значения плотности наиболее распространенных разностей скальных и полускальных горных пород приведены в табл. III-2. Плотность горных пород определяется плотностью их минеральной части, следовательно, минеральным составом, пористостью и влажностью. Так как у большинства скальных горных пород пористость и естественная влажность ничтожно малы (доли и единицы процентов), их плотность зависит главным образом от плотности минеральной части. Так, например, для каждого конкретного образца скальной породы ее плотность отличается от плотности минеральной части, как правило, только сотыми долями грамма на кубический сантиметр. Поэтому у магматических интрузивных пород плотность закономерно изменяется с изменением минерального состава (рис. III-2 и III-3). Плотность гранитов, диоритов и габбро показана в табл. III-3, III-4, III-5 и на рис. III-4.
Из этих таблиц и рисунка видно, что плотность важнейших и наиболее распространенных в природе магматических интрузивных горных пород определяется главным образом их минеральным составом. Изменение же структуры заметного влияния на нее не оказывает.

У пород полускальных пористость и естественная влажность могут измеряться не только единицами, но и десятками процентов, поэтому их плотность может значительно отличаться от плотности минеральной части, что характеризует их как менее плотные по сравнению со скальными породами (табл. III-2).
Пределы изменения плотности магматических эффузивных пород показаны на рис. III-5. Общее повышение ее от липарита до базальта и от кварцевого порфира до диабаза обусловлено уменьшением содержания легких и увеличением содержания тяжелых минералов. Кроме постепенного повышения плотности пород увеличиваются также пределы ее изменения. При этом для всех кайнотипных аналогов по сравнению с палеотипными эти пределы значительно шире. Это связано с тем, что палеотипные породы (порфиры, порфирпты и диабазы) обычно полнее раскристаллизованы. Кроме того, постепенное старение таких пород выражается прежде всего в их эпигенетических преобразованиях. В стекловатой массе появляются микрокристаллы, возникающие как самопроизвольно, так и при воздействии температуры и давления. В дальнейшем палеотипные разности пород приобретают зернистую кристаллическую структуру. Одновременно с этим происходит видоизменение некоторых минералов, возникают вторичные новообразования, которые выполняют пустоты и поры в породе.

Видоизменения проявляются в разложении плагиоклаза и образовании хлорита, серицита, эпидота и других минералов. По своему составу диабазы оказываются более близкими не к габбро, а к уже измененным амфиболитизированным габбро. В кислых палеотипных разностях пород состав минералов изменяется мало.
Установлено, что чем древнее эффузивные породы, т. е. чем продолжительнее происходили эпигенетические их преобразования, тем выше их плотность. Это наглядно иллюстрирует табл. III-6. Обращая внимание на эту закономерность в изменении плотности эффузивных пород в зависимости от продолжительности их эпигенетических преобразований, необходимо отметить, что такая закономерность сохраняется не всегда: иногда более древние породы имеют меньшую плотность, чем более молодые. Это позволяет предполагать, что характер эпигенетических преобразований может быть прогрессивным или регрессивным в зависимости от геологической обстановки.

На рис. III-5 видно, что интрузивные породы имеют большую плотность и более узкие пределы ее изменения по сравнению с их эффузивными аналогами. Это объясняется главным образом более плотной и более совершенной их кристаллизацией, т. е. структурными особенностями.
На плотность эффузивных пород нередко большое влияние оказывает их текстура. На рис. III-6 видно, что наименьшую плотность (1,9—2,1 г/см3) имеют базальты с пемзовой текстурой, пористость которых может достигать 37—38 %. Базальты с грубопузырчатой текстурой, с пустотами от 0,3 до 1 см3 и общей пористостью (скважностью) от 10—12 до 19—20% характеризуются плотностью 2,4—2,5 г/см3.

У базальтов с пузырчатой текстурой (пустоты от долей миллиметра до 3 мм) и общей пористостью до 9—15% плотность увеличивается и составляет 2,5 г/см3. Массивные базальты с пористостью, равной единицам процентов, имеют плотность 2,6—2,7 г/см3. Следовательно, с понижением пористости базальтов заметно повышается их плотность.

Плотность метаморфических пород также определяется в основном их минеральным составом, так как пористость у этих пород мала. Породы низкой степени метаморфизма — метаморфические сланцы (кварц-серицитовые, кварц-хлоритовые, серицитовые и хлоритовые) — чаще всего имеют плотность соответственно 2,60—2,64; 2,62—2,69; 2,61—2,72; 2,57—2,61 г/см3. Из этих данных следует, что плотность разнообразных метаморфических микрокристаллических сланцев изменяется от 2,57 до 2,72 г/см3.

Породы средней степени метаморфизма — кристаллические сланцы средне- и крупнозернистой структуры (биотитовые, амфиболитовые и др.) —имеют наиболее часто плотность от 2,67 до 3,00 г/см3, т. е. более высокую.

Породам высокой степени метаморфизма — гнейсам, амфиболитам, пироксенитам, мраморам, кварцитам — свойственна еще большая плотность, причем сильно зависящая от их петрографических особенностей. Так, например, плотность гнейсов может изменяться в следующих пределах: биотит-плагиклазовых — 2,63—2,73, гранат-биотитовых — 2,80—2,85, амфиболовых — 2,86—3,07, пироксеновых и амфибол-пироксеновых — 2,72—3,00 г/см3. Плотность амфиболитов изменяется от 2,72 до 3,27, мраморов — наиболее часто от 2,68 до 2,77, мигматитов — от 2,68 до 2,70, кварцитов — от 2,57 до 2,68 и роговиков от 2,63 до 2,82 г/см3.

Плотность скальных и полускальных осадочных горных пород изменяется в широких пределах в зависимости от их петрографического состава, структурно-текстурных особенностей, степени литификации, а также в зависимости от того, в каком структурно-тектоническом районе они распространены. Из табл. III-2 видно, что плотность песчано-глинистых пород в целом несколько ниже, чем карбонатных, причем в каждом из этих типов пород наблюдается определенная закономерность в изменении их плотности в зависимости от степени литификации. Так, многочисленные данные показывают, что плотность уплотненных глин может изменяться от 1,80 до 2,20, аргиллитов от 2,30 до 2,60, аргиллитов сланцеватых от 2,40 до 2,70 и глинистых сланцев от 2,40 до 2,75—2,80 г/см3.

Такая же закономерность наблюдается у пород обломочных. Песчаники обычно имеют плотность 2,50—2,65, а песчаные сланцы — 2,60—2,70 г/см3. На плотность песчаников заметное влияние оказывают их структура, состав цемента и характер цементации. Плотность песчаников мелкозернистых, плотных, сливных, с карбонатным цементом может достигать 2,70—2,80 г/см3, а крупнозернистых, слабых, с глинистым цементом нередко снижается до 2,20—2,40 г/см3.

На плотность карбонатных пород большое влияние оказывают примеси глинистого вещества, кремнезема, степень доломитизации и особенно их структура. Плотные кристаллические зернистые известняки могут иметь плотность 2,80—3,00 г/см3, а известняки органогенной структуры — 1,70 г/см3, редко больше. Плотность оолитовых и пелитоморфных известняков сравнительно невысока и изменяется в широких пределах — от 1,50 до 2,30 г/см3. Плотность мергелей около 2,20—2,40, а мела — 1,30—1,40 г/см3.
На изменение плотности пород влияет и их возраст, т. е. продолжительность преобразования под влиянием процессов литификации. Так, по данным Н.Б. Дортман, метаморфические сланцы и кварциты палеозоя Южного Сахалина характеризуются средней плотностью 2,55—2,85 г/см3, песчано-глинистые отложения мезозоя того же района имеют плотность 2,20—2,60 г/см3, а такие же отложения палеогена и неогена — 2,00—2,50 г/см3.

Плотность пород горно-складчатых районов всегда выше, чем платформенных. Нередко на платформах породы определенного петрографического состава имеют малую пли среднюю степень литификации, а в складчатых районах достигают предельно высокой, и это сказывается соответственно на изменении их плотности. Хорошим примером влияния структурного положения пород на их плотность является район Донбасса, где исследованиями А.М. Донабедова установлены следующие изменения пород верхнего палеозоя (рис. III-7). Центральная часть обнаженного Донбасса выделяется как область максимальной плотности, где она достигает 2,73—2,76 г/см3 (Нагольная—Тарасовка). Во всех направлениях к периферии от центра Донбасса плотность пород карбона уменьшается и в районе Ворошиловграда достигает 2,30 г/см3. Как отмечает автор этих исследований, среди угленосных пород наибольшему региональному изменению подверглись сланцы, а наименьшему — известняки. Промежуточное положение занимают песчаники.
Плотность горных пород является важнейшей характеристикой их физического состояния. Чем она меньше, и особенно в сравнении с плотностью их минеральной части, тем больше пористость, влагоемкость пород и, возможно, ниже прочность. Значения плотности горных пород широко используются при разнообразных инженерных расчетах. Например, при расчетах распределения напряжений от собственного веса в горных породах, их устойчивости на склонах и в откосах, устойчивости оползней, подпорных стенок, при определении горного давления и др. Поэтому названный показатель физических свойств горных пород относится к расчетным.

Плотность горных пород служит показателем разной степени их уплотненности и поэтому используется при расчленении разновозрастных толщ, комплексов и формаций и корреляции разрезов. Она может применяться такжe как показатель вторичных изменений горных пород под влиянием естественных и искусственных факторов.

Пористость. Важной характеристикой физических свойств и состояния горных пород вообще, и в том числе скальных и полускальных, является их пористость. Как было отмечено выше, пустоты в горных породах, имеющие капиллярные и субкапиллярные размеры, называются порами. Общий объем пор в единице объема породы определяет ее пористость
Пористость скальных горных пород незначительна (табл. III-2) и обычно изменяется от долей процента до нескольких процентов, а у полускальных она может достигать 15—20 %. Исключение составляют некоторые эффузивы, например трахиты, базальты, туфы, туффиты, а также некоторые известняки-ракушечники, мел, опоки и любые выветрелые породы, пористость которых достигает 30—35 % и более.

По общей пористости горные породы подразделяются на три группы: 1) с низкой пористостью, n<5%, 2) со средней пористостью, n = 5/20% и 3) с высокой пористостью, n>20%. Большинство скальных пород имеет низкую пористость (малопористые), а породы полускальные, как правило, среднепористые, но отдельные их разности высокопористые.

По времени образования пористость в горных породах может быть первичной (сингенетичной) и вторичной (эпигенетичной). Первичная пористость возникает в процессе формирования породы; например, при остывании магматического расплава, его кристаллизации и перекристаллизации возникают микропоры между гранями кристаллов минералов в результате выделения паров и газов, появляются микротрещины в кристаллах минералов и в целом в породе. В метаморфических породах пористость возникает при кристаллизации и перекристаллизации первичных пород в результате образования скрытых микротрещин. В осадочных породах она образуется при накоплении осадков и их диагенетическом преобразовании Она складывается из пустот между обломками кристаллов минералов, обломками пород, органическими остатками, из пустот, образовавшихся на месте органических остатков в результате их разложения, а также возникших вследствие перекристаллизации или неполной цементации осадка при диагенетическом превращении его в породу. Пористость при диагенезе осадков может возникать в результате появления микротрещин при дегидратации осадков, их усыхании (литогенетические трещины) и других процессах.

Вторичная пористость в горных породах возникает при их преобразовании в земной коре в результате перекристаллизации элементов, составляющих породу, при разложении некоторых минералов и органических остатков, полном или частичном растворении и выщелачивании отдельных минералов и их агрегатов, растворении и выщелачивании цемента и образовании скрытых микротрещин, при гравитационном уплотнении пород, дегидратации, а также при их разуплотнении или при воздействии тектонических сил.

Необходимо отметить, что для магматических и метаморфических пород главное значение имеет трещинная пористость. У эффузивных пород общая пористость слагается из трещинной пористости и пористости, образующейся при выделении паров и газов; для осадочных пород важное значение имеет пористость межгранулярная, а также возникающая в результате выщелачивания.

При эпигенетических процессах преобразования горных пород в одних условиях пористость увеличивается, а в других закономерно постепенно уменьшается и соответственно повышается плотность. Для осадочных пород общей закономерностью является уменьшение пористости с глубиной, с увеличением их возраста, т. е. с продолжительностью эпигенетических преобразований, а также в зависимости от залегания в пределах тех или иных геологических структур или зон.

В зависимости от условий образования поры могут иметь не только различные размеры, т. е. быть капиллярными или субкапиллярными, но и форму и связи между собой и с окружающей средой. В скальных и полускальных породах форма пор может быть овальной, ячеистой, пузырчатой, неправильной, угловатой, щелевидной и др. Поры могут быть открытыми, т. е. сообщающимися между собой, и закрытыми. Общая пористость породы равна суммарному объему пор открытых и закрытых.

В гидрогеологии и нефтяной геологии при изучении коллекторских свойств горных пород и возможности движения в порах жидкостей и газов поры пород подразделяют на эффективные и неэффективные. Эффективные поры образуют эффективную пористость пород — часть порового объема, по которой может происходить движение жидкостей и газов при определенном давлении. Неэффективная пористость — часть порового объема, не пропускающая жидкостей и газов вследствие малого размера пор, их изолированности или недостаточного давления.

При инженерно-геологической оценке горных пород изучение их пористости имеет большое значение. Пористость определяет плотность горных пород, их прочность, деформируемость, влагоемкость, влияет на водопроницаемость, сопротивляемость выветриванию, морозоустойчивость, сейсмостойкость и другие качества, имеющие большое практическое значение. Чем больше пористость горных пород, тем меньше их плотность и прочность, больше деформируемость и влагоемкость, но меньше водопроницаемость. Последнее обстоятельство может показаться парадоксальным, но это так. Водопроницаемость горных пород определяется не общей их пористостью, а размерами пустот и трещин, т. е. эффективной пористостью. Одна крупная открытая трещина, рассекающая породу, может профильтровать через себя в сотни и тысячи раз больше воды и газов, чем тысячи мелких субкапиллярных микротрещин. Пористость снижает сопротивляемость горных пород выветриванию и их морозоустойчивость. Понижая плотность горных пород, она повышает их способность поглощать энергию колебательных движений при распространении сейсмических волн и тем самым уменьшает их сейсмостойкость.

Влажность. Физическое состояние и свойства горных пород в значительной степени зависят от их влажности, которая определяется отношением массы воды, заполняющей поры, g2, к массе сухой породы g1, Влажность выражается в долях единицы или в процентах
Если влажность определена по естественным образцам породы, она называется естественной. У скальных пород пористость мала, также мала и их естественная влажность. Она изменяется от долей процента до нескольких процентов. Поэтому при исследованиях скальных пород ею обычно пренебрегают и не определяют. У полускальных пород естественная влажность может достигать 15—20% и более и оказывать существенное влияние на их физическое состояние и свойства. Поэтому для таких пород ее обязательно определяют. Чем выше влажность горных пород, тем больше их плотность, так как у = уск(1+W). Она сказывается также на их прочности, морозоустойчивости, усадке, теплоемкости и других свойствах.