Строение пород и её влияние на прочность

Строение магматических горных пород. Структуры магматических горных пород зависят от состава магмы и от условий её застывания. Они различны у пород интрузивных, жильных и эффузивных. Для интрузивных горных пород типичны полнокристаллические структуры, при которых всё вещество породы раскристаллизовано. Присутствие в магме летучихкомпонентов понижает температуру кристаллизации и уменьшает вязкость магмы, что способствует лучшей раскристаллизации. Поэтому кристаллизация кислой магмы в глубинных условиях, при медленном остывании с сохранением летучих компонентов даёт в результате зернистые полнокристаллические породы (например, граниты). Среди полнокристаллических структур выделяются явно кристаллические — у пород с видимыми невооруженным глазом составными частями, и афанитовые — с различимыми только под микроскопом составными частями. Явно кристаллические структуры по величине зёрен подразделяются на мелкозернистые (кристаллы менее 1 мм), среднезернистые (1—5 мм), крупнозернистые (5—10 мм), грубозернистые (более 10 мм).

Структуры, обусловленные сочетанием главных породообразующих минералов различной степени идиоморфизма, называются гипидиоморфнозернистыми (граниты, сиениты, диориты). При отсутствии у минералов правильных огранений образуются породы с паналлотриоморфными структурами. По относительной величине кристаллов различают структуры равномернои неравномерно зернистые, а среди последних — порфировую и порфировидную (см. Порфировая структура). Порфировидными называются структуры, у которых масса породы является мелкоили среднезернистой и содержит крупные порфировые выделения отдельных минералов (порфировые вкрапленники).

Среди текстур в интрузивных породах выделяются прежде всего массивные, или однородные, текстуры, когда все минералы равномерно распределены по породе, имеющей в любом участке приблизительно одинаковые состав и структуру. Широко распространены также неоднородные — такситовые текстуры. Полосчатая и флюидальные текстуры с ориентированным расположение минералов возникают в условиях движения кристаллизующейся магмы. Такситовые текстуры могут быть обусловлены неравномерным распределением цветных минералов (роговая обманка, биотит) или чередованием участков различной зернистости.

Для жильных и эффузивных горных пород характерна порфировая структура, обусловленная быстрой кристаллизацией магмы, связанной с потерей летучих компонентов и охлаждением; иногда эта структура наблюдается в краевых частях интрузивных тел. Среди текстур эффузивных пород различаются: массивные, флюидальные и полосчато-флюидальные, обусловленные параллельным расположением различно окрашенных полос вулканического стекла, вкрапленников и микролитов. В зависимости от количества газовых пузырьков в лаве различают пористые, пузыристые и пемзовые текстуры. При заполнении пустот вторичными минералами (кварц, опал, цеолиты, карбонаты и др.) образуются миндалекаменные текстуры.

Строение осадочных горных пород. В осадочных горных породах связь строения (структуры и текстуры) пород с их генезисом проявляется ещё нагляднее, чем у изверженных пород. Обломочные горные породы состоят из обломочных (кластических) зёрен разной величины и формы: встречаются зёрна угловатые, полуокатанные и скатанные. Зёрна, слагающие обломочные породы, в одних случаях лежат свободно, не скрепляясь друг с другом никаким связующим веществом (цементом), в других — в большей или меньшей мере сцементированы кремнезёмом (опалом, халцедоном), фосфатами, карбонатами кальция и магния или др. минералами.

Текстура обломочных пород, определяемая взаимным расположением зёрен, бывает 3 основных типов: беспорядочная, слоистая и флюидальная.

Строение органогенных горных пород. Особенно разнообразно у наиболее распространённых карбонатных пород (известняков и доломитов). При хорошей сохранности органических остатков, из которых в основном состоят эти породы, структура целиком определяется характером организмов; такие структуры называются биоморфными или цельнораковинными. Остатки организмов обычно лежат изолированно друг от друга, скрепляясь цементом иного минералогического состава или иной структуры (устричные, брахиоподовые, пелецнподовые и др. ракушняки). В некоторых случаях организмы нарастают один на другой и возникают текстуры роста (особенно они характерны для кораллов, мшанок, известковых водорослей, гидрактиноидов). Нарастание организмов даёт или плоское тело, стелющееся на дне бассейна, со слегка волнистой поверхностью — строматолит, или небольшую овальных очертаний массу, похожую на конкрецию, — онколит. Тела с формой роста в виде холмиков или высоких бугров получили название биогермов. Коралловые рифы (см. Коралловые сооружения) являются обычно комбинацией строматолитов, онколитов и биогермов с преобладанием последних.

От биоморфных структур ясно отличаются органогенно-обломочные, или детритусовые, структуры, когда органогенная порода слагается угловатыми или скатанными обломками организмов. Детритусовые структуры образуются на мелководных участках дна под действием волнений, разрушающих раковины; большую роль в их образовании играют хищники, питающиеся раковинными животными и раздробляющие их раковины. прочность горный осадочный магматический метаморфический Для биогенных пород характерны структуры перекристаллизации и метасоматизма. Перекристаллизация сопровождается осветлением отдельных участков породы, что придаёт ей пятнистый или брекчисцидный характер (псевдо брекчии); при метасоматизме часть известкового цемента и раковин замещается доломитом или халцедоном с образованием пятен.

Строение хемогенных горных пород характеризуется развитием кристаллических зёрен разных размеров. При величинах менее 0,001 мм зёрна не видны даже в шлифе; такая структура называется аморфной или коллоидальной; макроскопически порода однородна, плотна и обладает характерным раковистым изломом. При размерах в 0,001—0,01 мм зёрна становятся различными в шлифах (микрозернистая структура), но внешний облик породы и раковистый излом сохраняются. При зёрнах в 0,01—0,1 мм структура называется тонкоили мелкозернистой, макроскопически зёрна ещё незаметны. При зёрнах 0,1—0,5 мм структура — среднезернистая; 0,5—1,0 мм — крупнозернистая: более 1 мм — грубозернистая. Если зёрна разной величины, структуру называют разнозернистой. Среди текстур хемогенных пород наиболее распространены оолитовая, массивная и слоистая. Оолитовая текстура характеризуется наличием округлых зёрен или их агрегатов (оолитов); она типична для карбонатных пород (известняков, доломитов), железных, марганцевых, фосфатных руд и бокситов. Массивная текстура наблюдается у однородных по сложению хемогенных пород (доломитов, известняков, гипсов, ангидритов). Слоистая текстура образована чередованием слоев пород различного минералогического состава или хемогенных и пластогенных пород (ангидритов, гипсов, каменной и калийных солей).

Строение метаморфических горных пород. Структуры и текстуры метаморфических горных пород (См. Метаморфические горные породы) возникают при перекристаллизации в твёрдом состоянии первичных осадочных и магматических горных пород под влиянием литостатического давления, температуры и глубинных растворов (флюидов), нередко в обстановке деформации, что приводит к закономерной ориентировке зёрен минералов, свойственной гнейсовым (см. Гнейс) и сланцевым текстурам (см. Сланцеватость). Структуры метаморфических пород называются кристаллобластическими; они возникают в результате роста минералов (бластов) в твёрдой или пластической среде. Преобладают неправильные зёрна (ксенобласты), реже образуются зёрна с кристаллографическими формами (идиобласты). Различаются равномерно зернистые (гомобластические) и (гетеробластические) структуры; частным случаем последних являются порфиробластические структуры, характер изующиеся наличием крупных кристаллов минералов (порфиробластов) среди мелкозернистой массы породы. По форме зёрен минералов среди метаморфических пород различают гранобластовые, или зернистые (кварциты, мраморы), лепидобластовые, или листоватые, свойственные породам, содержащим зёрна минералов листовидной формы (слюдяные сланцы, филлиты), и лепидогранобластовые, или зернисто-листовые. Если метаморфические породы сохранили реликты исходных структур пород, название структур даётся по первичной структуре, но с добавлением «бласто» (бластопорфировая, бластопсаммитовая и т. д.). В метаморфических породах могут также сохраняться реликты текстур исходных пород.

Прочностные характеристики пород очень чувствительны к их структуре. Прочность сцементированных пород в первую очередь определяется прочностью и качеством цемента (матрицы), а не заполнителя.

Наличие более прочных пород в менее прочной матрице иногда не только не упрочняет ее, а наоборот, способствует более легкому разрушению породы.

Наибольшие значения предела прочности при сжатии имеют плотные мелкозернистые кварциты и нефриты: 500?600 МПа. Значительной прочностью (>350 МПа) обладают плотные мелкозернистые граниты, несколько меньшей — габбро, диабазы и крупнозернистые граниты. Прочность углей при сжатии изменяется от степени их метаморфизма от 1 МПа (коксовые угли) до 35 МПа (антрациты).

Пределы прочности при растяжении большинства пород не превышают 20 МПа и составляют ~ (0,1?0,02) у_сж. Наибольшая прочность при растяжении характерна для кварцитов и мелкозернистых перекристаллизованных мелкозернистых мраморов.

Пределы прочности при сдвиге, изгибе и др. видах деформаций всегда меньше предела прочности при сжатии и больше предела прочности при растяжении, но более близки к последнему: фсдв гранитов ~ 38 МПа; фсдв базальтов до 30? 50 МПа.

Основное влияние на прочность пород оказывают их пористость и трещиноватость. В результате породы даже совершенно различного состава могут иметь одну и ту же прочность, и наоборот. Существенное влияние на прочность пород оказывает также слоистость.

При растяжении поперек слоев порода будет разрушаться по слабому прослойку. При растяжении вдоль слоев прочные слои воспринимают на себя часть нагрузки и увеличивают общую сопротивляемость породы.

Следовательно, Ку_рсж = у_р/у_p+ > 1.

Пределы прочности пород при сжатии поперек слоистости в подавляющем большинстве случаев больше, чем вдоль слоистости. Если сжимающие усилия направлены перпендикулярно к слоям, то слабые тонкие прослойки удерживаются от раскалывания более прочными слоями и в целом у_сж образца превышает усж наиболее слабого прослойка.

При сдавливании образца вдоль слоистости прочность породы определяется главным образом прочностью наиболее слабых прослоек, по которым и происходит раскол породы:

Ку_сж = у_сж /у_сж+? 1.

Порфировидная структура повышает прочность пород, если включения малы, а основная масса тонкокристаллическая и сплошная. Мостовая структура увеличивает, а стекловидные массы уменьшают прочность пород.

С увеличением зерен прочность равномерно-зернистых горных пород падает.

Из породообразующих минералов наибольшей прочностью обладает кварц — предел прочности превышает 500 МПа, у полевых шпатов, пироксенов, авгита, роговой обманки, оливина и др. железисто-магнезитовых минералов — 200?500 МПа, кальцит имеет у_сж ~ 20 МПа.

Показателями, характеризующими прочность горных пород для различных случаев, являются: пределы прочности пород на сжатие scж, растяжение sp, сдвиг tcдв, изгиб tизг, а также текучести sтeк, ползучести sпoлз и др. Теория прочности разрабатывалась многими выдающимися учёными, среди которых были Галилей, Сен-Венан, Кулон, Максвелл, Mop, Риттингер и другие. В расчётах распространение получила теория прочности А. А. Гриффитса, согласно которой:

где а' — удельное поверхностное натяжение породы, а* — половина длины наибольшей трещины, Е — модуль Юнга.

Для большинства пород s_p не превышают 20 МПа и составляют примерно (0,1−0,02) s_cж. Пределы прочности пород при сдвиге, изгибе и других видах деформаций всегда меньше scж и больше sp, но более близки к последнему. Из породообразующих минералов наибольшей прочностью обладает кварц. У него s_cж превышает 500 МПа, у полевых шпатов, пироксенов, авгита, роговой обманки, оливина и других железисто-магнезиальных минералов — 200−500 МПа, у кальцита scж около 20 МПа.

В поликристаллических горных породах прочность в основном определяется силами взаимного сцепления непосредственно соприкасающихся между собой зёрен и в первую очередь зависит от их прочности, а также строения. Наибольшие значения предела прочности при сжатии имеют плотные мелкозернистые кварциты и нефриты (500−600 МПа). Значительной прочностью (более 350 МПа) обладают плотные мелкозернистые граниты, несколько меньшей — габбро, диабазы и крупнозернистые граниты. Прочность углей при сжатии изменяется в зависимости от степени их метаморфизма и зольности от 1 МПа (коксовые угли) до 35 МПа (антрациты).

Эмпирическое уравнение, описывающее зависимость прочности от размеров зёрен минералов, может быть представлено в следующем виде:

s_cж = s_cж*о + kd^-b,.

где s_cж*о — условный минимальный предел прочности породы при d=;

d — средний размер зёрен, мкм;

b — показатель, находящийся в пределах 0,2−0,9 (в средний b = 0,5);

k — некоторая константа, имеющая порядок 10 МПа Существенное влияние на прочность оказывают пористость и трещиноватость горных пород. Экспериментальные данные показывают, что при значениях пористости до 20% scж горные породы подчиняются следующей зависимости:

s_cж = s'_сж*о (1 — а’р)2,.

где а' = 1,5−4 — параметр формы порового пространства,.

s'_сж о — предел прочности минеральной фазы.

Влияние слоистости на величины пределов прочности учитывают с помощью коэффициента анизотропии k_aн:

Отличие s_cж|| от scж достигает 50−70%. На прочность пород существенно влияют внешние факторы, а также способы приложения к породе нагрузок. Уменьшение прочности пород при водонасыщении характеризуется коэффициентом водопрочности (размокания):

np = s_cж*н / s_cж*о_|| 1,.

где s_cж*н и s_cж*о_|| — пределы прочности на сжатие после и до насыщения водой Для инженерных расчётов следует иметь в виду, что предел прочности массива значительно (в десятки, иногда в сотни раз) меньше установленных пределов на образцах в лаборатории из-за наличия различных макронарушений.