Состав литосферы, общая систематика

СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ МАССИВОВ ГОРНЫХ ПОРОД

Основным предметом изучения в геомеханике является массив горных пород и механические процессы, происходящие в нём. При этом состояние массивов определяется тремя составляющими

n структурными особенностями;

n свойствами слагающих массив горных пород;

n напряженным состоянием.

Исходя из этого, последовательно рассмотрим указанные составляющие, обращая особое внимание на методы определения их параметров с точки зрения решения практических задач геомеханики.

Общие сведения о строении Земли, верхней мантии

И земной коры.

В настоящее время горные работы ведут на глубинах преимущественно до 1000-1500 м. В Европе имеются некоторые рудники, где глубина разработки достигает почти 2000 м, в ЮАР и Индии на отдельных рудниках разработку ведут на глубинах свыше 3000-3500 м. Нефть и газ добывают с глубин до 6000-7000 м. Наиболее глубокие геолого-структурные и разведочные скважины достигают 9000 м. В России, на Кольском полуострове, в процессе реализации проекта сверхглубокого бурения достигнута глубина 12000 м.

Приведенные цифры дают представления о тех глубинах эксплуатации земных недр и непосредственного проникновения в них, которые человечество достигло на сегодняшний день, и может достичь в ближайшие десятилетия. Эти глубины находятся в пределах верхней части земной коры, мощность которой по сравнению с радиусом земного шара ничтожно мала. Тем не менее, напряженное состояние земной коры в целом и верхней ее части, являющейся предметом изучения в геомеханике, тесно связано с общим глубинным строением и развитием Земли, исследованием которых занимается геотектоника.

По современным представлениям, полученным для глубинных зон на основании сейсмических исследований, в Земле выделяют кору, верхнюю и нижнюю мантию, внешнее и внутреннее ядро (рис. 2.1).

Рис. 2.1. Общая схема внутреннего строения Земли.

Средняя мощность внешней твердой оболочки Земли - земной коры - 32 км, причем на континентах она изменяется в пределах 20-70 км, в океанах-5-15 км. Глубже находится верхняя мантия, отделяемая от земной коры поверхностью раздела Мохоровичича (или, коротко, раздела Мохо) - сейсмической границей, на которой скорость продольных упругих волн V_p скачкообразно возрастает до значений более 8 км/с, тогда как в земной коре она составляет обычно 6-7 км/с (максимальное значение 7,4 км/с). Это соответствует возрастанию плотности вещества верхней мантии (до 3,3-3,7 г/см³) по сравнению с земной корой (2,7-3,0 г/см³).

На глубине 700-900 км верхнюю мантию сменяет нижняя мантия. Их разделяет слой Голицына - нижний слой верхней мантии, который характеризуется быстрым увеличением электропроводности вещества и ростом скоростей сейсмических волн.

На глубине около 2900 км нижняя мантия граничит с внешним ядром Земли, на границе которого резко, с 13,2 - 13,7 до 8,1 - 8,5 км/с, снижаются скорости продольных волн и полностью затухают поперечные волны. Это свидетельствует о жидком агрегатном состоянии вещества внешнего ядра.

На глубине 5100 км внешнее ядро граничит с внутренним ядром, которое считают твердым. Здесь скорость V_p скачкообразно возрастает от 10,2 до 11 км/с. Вещество внутреннего ядра обладает высокой электропроводностью, а его плотность на 70% выше, чем плотность мантии. Это дает основание к предположению о металлическом составе ядра.

Земная кора и верхняя мантия образуют так называемую тектоносферу - область проявления в Земле тектонических процессов.

В пределах земной коры выделяют по сейсмическим характеристикам три основных слоя.

Верхний из них - осадочный - характеризуется скоростями распространения продольных упругих волн в пределах 2,0 - 5,0 км/с. Его максимальная мощность обычно не превосходит 10 - 15 км (в отдельных точках отмечается до 25 км).

Следующий слой носит условное название гранитного, поскольку в нем скорость продольных волн V_p = 5,5-6,0 км/с, что соответствует гранитам. Максимальная мощность гранитного слоя 30-40 км.

Нижний слой земной коры, именуемый базальтовым, характеризуется значением V_p = 6,5-7,4 км/с. Эти значения скоростей соответствуют базальтовым породам. Мощность базальтового слоя 15-20 км.

Гранитный и базальтовый слой разделены поверхностью Конрада - сейсмической границей изменения скорости упругих волн между этими двумя слоями.

По данным современных геофизических исследований в пределах верхней мантии существует некоторый слой, более пластичный и подвижный по отношению к выше - и нижележащим слоям. В этом слое существенно понижается скорость поперечных волн, а скорость продольных не возрастает с глубиной, что свидетельствует о более низкой плотности вещества в пределах данного слоя по сравнению со смежными слоями. Называют этот слой астеносферой. Под материками она находится в интервале глубин от 100 до 120 км и 50-60 км под океанами, нижняя граница проходит соответственно на глубинах от 250 до 400 км.. Вязкость астеносферы на 2-3 порядка ниже, чем в смежных областях мантии, и составляет 1020 пуаз (1 пуаз = 0,0101972 кгс.с/м²). Лабораторные эксперименты, проведенные в условиях, соответствующих температурам и давлениям на таких глубинах, показали, что вещество этого слоя может находиться в аморфном, близком к расплаву, состоянии или, как считают некоторые исследователи, является смесью твёрдых и частично расплавленных пород.

Благодаря сравнительно малой вязкости и высокой пластичности астеносфера оказывается слоем, играющим особую роль: на ней как бы плавает вышележащая часть верхней мантии и земная кора. Возникает явление изостазии - относительно равновесного состояния земной коры: давление земной коры на уровне верхней границы астеносферы (около 100 км) оказывается повсеместно одинаковым, независимо от рельефа поверхности Земли. Явление изостазии было установлено еще в конце XIX в. английскими исследователями Д. Эри и Ф. Праттом, выяснившими, что крупнейший горный массив Гималаев не дает того избытка силы тяжести, который должен был бы наблюдаться, если учитывать его высоту и избыточную тяжесть.

Как отмечал чл.-корр. АН СССР В. Е. Хаин, астеносфера является областью затухания движений, связанных с перераспределением масс на поверхности земной коры. Вместе с тем она служит и амортизатором по отношению к движениям, исходящим из более глубоких слоев мантии. Но наряду с этим она является и мощным генератором движений земной коры, так как в ней происходит магмообразование; подъем же магмы вызывает перемещения блоков земной коры.

Изложенные общие представления о строении Земли позволяют проследить в основных чертах ее развитие, с которым связаны свойства и состояние земной коры.

Изучение процессов звездообразования привело современную космологию к заключению, в основном соответствующему гипотезе акад. АН СССР О. Ю. Шмидта, что исходным материалом для формирования, как звезд, так и планет служат газопылевые туманности. Из такого холодного газопылевого облака образовалась и Земля, последующий разогрев которой связан с гравитационным уплотнением, выделением тепла радиоактивными элементами и нагреванием от ударов крупных тел.

Абсолютный возраст Земли оценивают в 5,0-5,5 млрд. лет. Начало формирования земной коры относят к 4,5-4,7 млрд. лет назад. В процессе формирования внутренних оболочек и коры Земля прошла ряд этапов, на протяжении которых произошло разделение на ядро и мантию, образовалась первичная земная кора, верхние слои которой - гранитный и осадочный - активно формировались на протяжении последних 3,5 млрд. лет в условиях взаимодействия глубинных процессов с поверхностными.

Земная кора и часть верхней мантий до границы с астеносферой, которые в геотектонике обычно объединяют под общим наименованием литосферы, по составу слагающих горных пород и тектоническому строению являются весьма сложными.

Состав литосферы, общая систематика

Горных пород и грунтов.

В общем случае горные породы представляют собой многокомпонентные гетерогенные системы, включающие твердую, жидкую и газообразную фазы. Наличие жидкой и газообразной фаз обусловлено пористостью пород.

В зависимости от геологических процессов, в результате которых образовались горные породы, их разделяют на три генетические группы: магматические(или изверженные), осадочные и метаморфические.

Магматические породы образовались путём застывания и кристаллизации расплавленной магмы при внедрении её в земную кору (магматические интрузивные породы) или при излиянии её на поверхность в процессе извержения вулканов (магматические эффузивные породы). Эти породы являются первичными, не претерпевшими существенных изменений с момента возникновения. К ним относятся - гранит, сиенит, дунит, габбро, базальт, диорит и др.

В свою очередь изверженные породы подразделяются на группы по содержанию кремнезёма:

Кислые - > 65% SiO₂ - гранит, липарит, кварцевый порфир.

Средние - 65-52% SiO₂ - диорит, андезит, сиенит, трахит.

Основные - 52-40% SiO₂ - габбро, диабаз, базальт.

Ультраосновные - <40% SiO₂ - перидотит, пироксенит, дунит.

Осадочные породы возникли путём отложения (механического, химического или органического) из воды или воздуха продуктов разрушения магматических пород. К ним относятся известняки, песчаники, трепелы, каменные угли, осадочные железные руды.

Метаморфические породы возникли в результате глубокого преобразования магматических или осадочных пород под воздействием высоких давлений, температур и химических растворов. Наиболее яркими представителями являются кварцит, сланец, гипс, мрамор, филлит.

Однако применительно к кругу задач, решаемых в геомеханике, породы лучше классифицировать по характеру связей между их частицами. По этому признаку следует выделить несколько классов пород.

1.Твердые, в которых слагающие их твердые минеральные частицы связаны между собой жесткой связью, обеспечивающей сохранение формы. К ним относятся магматические, осадочные сцементированные и метаморфические породы. В этом классе иногда выделяют скальные и полускальные породы, исходя из их прочностных свойств. К скальным относят крепкие породы с пределом прочности при одноосном сжатии более 50 кгс/см². При насыщении водой силы сцепления у таких пород не исчезают. Примерами скальных пород могут служить граниты, диабазы, базальты, сиениты, гнейсы, крепкие песчаники и известняки. К полускальным относят сцементированные породы, у которых наряду с жесткими существенно проявляются и пластичные связи. Выше некоторых предельных нагрузок, при которых жесткие связи нарушаются, деформации таких пород происходят по тем же законам, что и для рыхлых пород. При насыщении водой силы сцепления у полускальных пород, как правило, значительно снижаются, либо даже полностью исчезают. Примерами таких пород являются слабо сцементированные песчаники, слабые известняки, доломиты, мергели, песчанистые и глинистые сланцы, аргиллиты, алевролиты.

II. Связные или пластичные. В породах этого класса минеральные частицы связаны водно-коллоидной связью, преимущественно через тонкие пленки воды, обволакивающие частицы. В зависимости от степени насыщения этих пород водой изменяется степень их пластичности. Примерами связных пород являются глины и слабые глинистые сланцы, суглинки, бокситы.

III. Раздельнозернистые или рыхлые, сыпучие, в которых связи между минеральными частицами отсутствуют или ничтожно малы, т. е. эти породы представляют собой простые механические смеси частиц нескольких или одного минерала, либо обломков твердых пород. Примерами раздельнозернистых пород являются пески, гравийно-галечные отложения, искусственные отвалы пород.

В этом классе выделяют песчаные и крупнообломочные породы.

IV. Текучие. В породах этого класса минеральные частицы разобщены водой, т. е. способны различным образом перемещаться вместе с насыщающей их водой. Примерами таких пород являются насыщенные водой пески (плывуны), насыщенные водой глины или суглинки.

Наибольший объем всех горных работ приходится на твердые породы. поэтому их изучению в геомеханике придаётся весьма важное значение.