Горные породы и их многообразие

1.1.
Понятие горных пород
Горные породы — это вещество, слагающее земную кору Состоят горные породы из минералов, однородных или неоднородных, которые твердо или рыхло соединяются.

Нередко они состоят из сцементированных обломков различных пород, иногда с присутствием вулканического стекла. Горные породы сформировались в результате внутриземных или поверхностных геологических процессов.

Строение породы определяется ее структурой и текстурой. Под структурой понимают особенности соединения минеральных зерен, их размеры и формы. Одни породы состоят из крупных кристаллических зерен; другие — из мельчайших кристаллов, видимых только в микроскоп; третьи — из стекловидного вещества; четвертые — комбинированные, когда на фоне мельчайших кристаллов или стекловидного вещества встречаются отдельные крупные кристаллы. Под текстурой понимают взаимное расположение и распределение слагающих породу минералов. Различают следующие виды текстуры:

- массивная текстура: никакого порядка в размещении минералов не наблюдается;

- слоистая: порода состоит из слоев разного состава;

- сланцевая: все минералы плоские и вытянутые в одном направлении;

- пористая: вся горная порода пронизана порами;

- пузырчатая: в горной породе есть пустоты от выделившихся газов.
1.2.
Классификация горных пород
По происхождению горные породы подразделяются на:

1.Магматические породы.

2. Осадочные породы

3.Метаморфические породы.

Магматической определяется порода, образовавшаяся в результате охлаждения и затвердевания магмы. Так как магма может остывать на глубине, внутри каменной оболочки земного шара, или на земной поверхности, то магматические породы разделяются на интрузивные (внедрившиеся в толщи горных пород) и эффузивные (излившиеся). Наиболее типичными интрузивными породами считаются гранит, диорит, габбро, перидотит и др. Базальт, липарит, андезит принадлежат эффузивным породам.[1]

Анализ приведенного материала. В определении магматической породы как продукта остывания магмы нет признаков, по которым ее можно отнести к магматической. Проверить же достоверность того, что интрузивная магматическая порода является именно таковой, а не метаморфической, невозможно, потому что никто не присутствовал на глубине при охлаждении магмы. Доказать, что образец горной породы принадлежит магматической породе нельзя из-за отсутствия в нем признаков происхождения.

Для примера возьмем образец гранита, считающегося наиболее распространенной интрузивной магматической породой. Когда прошу студента или геолога объяснить, почему это магматическая порода, то в ответ слышу утверждение, что гранит сложен кристаллами, которые возникли при остывании магма. Но это признак кристаллической породы, а не магматической. Тогда показываю образец каменной соли, который состоит из кристаллов, и потому должен быть также магматической породой. Нет, каменная соль, заявляют мне, отнесена к осадочной породе. Мрамор же представляет собой пример метаморфической породы, хотя сложен кристаллами кальцита.

Эффузивные породы вообще нельзя называть магматическими, потому что возникли при остывании излившейся лавы, а не магмы. Если и давать им название по происхождению, то логически выдержанно их называть вулканогенными, как образовавшимися при извержении вулканов. Но и в таком случае остаются логические неувязки.

При извержениях вулканов лава может изливаться или выбрасываться в виде раскаленных обломков разной величины – пирокластов (пирос - огненный, класт - обломок). Эффузивные или излившиеся породы составляют только часть вулканических пород. Есть еще пирокластические, разделяющиеся на рыхлые или тефру: пепел, лапилли (горох), вулканические бомбы, и сцементированные – туфы.

 

№14 Магматические горные породы.

Магматические горные породы образовались в результате кристаллизации или отвердевания при охлаждении природного силикатного расплава- магмы. Из глубинных частей земли под действием тектонических процессов магма поднимается вверх, изливается на поверхность в виде лавы или застывает в недрах земной коры. Затвердевая, она превращается в магматическую (изверженную) горную породу.

В зависимости от того, где застывает магма, магматические породы делятся на глубинные, или интрузивные (плутониты), и излившиеся, или эффузивные (вулканиты).

Глубинные, или интрузивные (от лат. " интрузио" - внедрение), породы образуются в результате застывания магмы на глубине. Там потеря тепла постепенная, охлаждение медленное, давление высокое, газовые составные части сохраняются в растворе. Это благоприятствует кристаллизации, и составные части выделяются в форме более или менее крупных кристаллов. Газы и пары, не находя выхода, содействуют кристаллизации. В результате образуются полнокристаллические (кристалло- зернистые) породы.

Излившиеся, или эффузивные (от лат. " эффузио" - излияние), породы образуются при застывании лавы на поверхность земли. Магма, оказавшаяся в условиях резкого понижения температуры и давления, близкого к атмосферному, быстро теряет газы. Эти условия неблагоприятны для кристаллизации. Поэтому значительная часть эффузивных пород застывает в форме аморфной или стекловатой массы. Такая структура называется скрытнокристаллической Небольшая часть магматического расплава успевает кристаллизоваться с получением удлинённых микроскопических кристаллов, называемых микролитами.

№15 ИНТРУЗИВНЫЕ ПОРОДЫ.

Магма на глубине нескольких десятков километров от поверхности Земли находится под очень большим всесторонним гидростатическим давлением, достигающим нескольких тысяч атмосфер, и обладает высокой температурой.

При внедрении в вышележащие слои Земли физическая обстановка изменяется. Здесь магму окружают твердые и относительно холодные породы, которым она отдает свое тепло и начинает застывать и кристаллизоваться. Однако отдача тепла магмой в окружающую среду происходит очень медленно, так как теплопроводность горных пород мала. Температура магмы падает постепенно в течение тысяч и даже миллионов лет. Примером может служить следующее наблюдение. В конце палеогенового периода (около 30 млн. лет назад) на Северном Кавказе в районе Пятигорска произошла интрузия магмы, однако и в настоящее время разогретые массы магмы существуют на сравнительно небольшой глубине, на что указывают выходящие здесь на поверхность земли горячие источники.
При медленном остывании магмы происходит постепенная и последовательная раздельная кристаллизация входящих в ее состав химических соединений, каждое из которых превращается в кристалл особого минерала. Благодаря медленности роста кристаллы могут достигнуть относительно больших размеров, поэтому для многих интрузивных пород характерна крупно кристаллическая структура. В результате медленного остывания магмы происходит полная кристаллизация всего ее вещества, и в возникшей породе не остается нераскристаллизованных аморфных участков.
Образующиеся в ходе кристаллизации минералы выпадают из расплава в определенной последовательности — одни раньше, другие позже. Эта последовательность определяется в основном степенью тугоплавкости минералов, а также химическим составом магмы. Большую роль в процессе кристаллизации играют минерализаторы — летучие парообразные и газообразные вещества, способствующие и часто определяющие порядок и скорость кристаллизации минералов.
Поясним это на примере магмы гранитного состава, в результате кристаллизации которой на глубине образуется порода - гранит. В состав гранита входят такие породообразующие минералы, как полевые шпаты, кварц, из темноцветных силикатов— биотит и реже роговая обманка. Температура плавления биотита и роговой обманки очень высокая, поэтому их кристаллы образуются еще в жидкой магме, когда росту и образованию правильных форм ничто не препятствует.
Во вторую фазу кристаллизации возникают кристаллы полевых шпатов, температура плавления которых ниже, чем у темных силикатов. В отличие от условий первой фазы при кристаллизации полевых шпатов в жидкой массе магмы уже существуют твердые кристаллы темноцветных силикатов. Вследствие этого кристаллы полевых шпатов могут как бы обрасти и включить в себе кристаллы биотита или роговой обманки. Подобные соотношения, обычно видимые под микроскопом в шлифе породы, указывают на возрастные взаимоотношения минералов.
После кристаллизации темных и светлых силикатов порода окажется сформированной на 75—80% объема. Кремнезем, содержащийся в гранитной магме в избытке, начнет переходить в твердое кристаллическое состояние в последнюю очередь, превращаясь в кварц. Кристаллы последнего будут занимать свободное пространство между ранее образовавшимися кристаллами биотита, роговой обманки и полевого шпата и приобретать вид зерен неправильной формы, хотя внутреннее строение их кристаллической решетки вполне правильно и закономерно.
В итоге произойдет полная кристаллизация магмы, все ее вещество примет кристаллическое строение. Возникшая таким путем структура породы и получила, поэтому название полнокристаллической. Таким образом, полнокристаллическая структура характеризует глубинные, или абиссальные, условия застывания магмы.
Фактически процесс формирования структуры пород, возникающих в процессе остывания магмы на глубине, может быть гораздо сложнее. Даже в абиссальных условиях с течением времени может измениться, например, ускориться, темп падения температуры, что сейчас же скажется на изменении структуры формирующейся породы. В этом случае медленный и спокойный ход кристаллизации нарушается, и в породе образуются кристаллы одного и того же минерала разной величины — более крупные (первая фаза кристаллизации) и более мелкие (вторая фаза кристаллизации). Такие структуры получили название порфировидных, особенностью их является разнозернистость. Они характеризуют так называемые гипабиссальные, или полуглубинные, условия остывания магмы.
Если остывание магмы началось на глубине, а продолжалось после ее подъема близко к поверхности или на самой поверхности в условиях очень быстрого охлаждения, свойственного уже излившимся из вулканов лавам, то часть вещества может застыть не раскристаллизовавшись и возникнут аморфные участки породы. Образуется так называемая порфировая структура, более свойственная уже не интрузивным, а эффузивным породам.
На больших глубинах в условиях всестороннего давления ориентировка осей и плоскостей растущих кристаллов ничем не контролируется, и расположение их в породе случайно. Подобную текстуру породы называют массивной, неориентированной; она характерна в основном для глубинных пород.
В ходе развития магматической интрузии возможно течение вязкой массы магмы, хотя и в ограниченных пределах. При этом кристаллы с удлиненными формами, например столбики роговых обманок и листочки слюды, ориентируются длинными осями параллельно направлению потоков в магме, подобно бревнам в потоке реки. Образуется так называемая флюидальная текстура. Встречаясь в интрузивных породах, она, однако, более типична для пород эффузивных.

 

№16 ЭФФУЗИВНЫЕ ПОРОДЫ.

В случае излияния магмы на поверхность земли (эффузии) структура и текстура образующихся пород будут существенно иными, чем при интрузии. При эффузии резко, почти мгновений, меняются температура окружающей среды и давление, снижающееся от нескольких тысяч до 1 атм. В результате этого вначале начинается бурное выделение газов, растворенных в магме, сопровождающееся взрывами. Лава, выходящая из жерла вулкана, начинает расплескиваться, выбрасываться вверх брызгами. В то же время выделяющиеся из лавы газы могут ее вспенивать, образуя многочисленные пузыри, сохраняющиеся и при затвердевании вещества. Так образуется пузырчатая текстура. Порода подобного сложения напоминает пузырчатую массу вязкого, хорошо подошедшего теста, и получила название пемзы. Она настолько легка, что плавает в воде.

Быстро снижающаяся температура создает условия, при которых одновременно кристаллизуются многие минералы. Однако быстрое затвердевание вещества обычно не позволяет расти кристаллам, они возникают лишь в виде очень мелких зачаточных форм, обнаруживаемых только под микроскопом. Значительная же часть породы превращается просто в аморфную или стекловатую массу. Такая структура пород называется скрытокристаллической.
При очень быстром остывании лавы, прежде всего в верхних ее частях, процесс кристаллизации может и вовсе не начаться и тогда порода целиком будет состоять из вулканического стекла. Такая порода носит название обсидиана. Обычно это черная, темно-серая или темно-бурая порода с раковистым изломом, очень похожая на глыбу стекла или темноокрашенный кварц — морион.
Полости газовых пузырей часто заполняются минералами, образующимися уже не в процессе кристаллизации магмы, я вторично путем выпадения их из растворов горячих вод, проникших в застывшую лаву. Обычно это приводит к тому, что на фоне темно-серой породы, имеющей скрытокристаллическую структуру, выделяются округлые светлые пятна включений таких минералов водного происхождения, как кальцит и аморфный кремнезем — опал или халцедон. Обращает на себя внимание вытянутая форма этих округлых белых включений, напоминающих форму зерен миндаля. Отсюда происходит и название подобной структуры — миндалевидная или миндалекаменная. Удлиненная форма газовых пузырьков объясняется тем, что лава, излившись из жерла вулкана, затем стекает вниз по его склону. Пузырьки газа, имеющие вначале правильные шаровидные очертания, в процессе движения лавы вытягиваются и приобретают удлиненную форму. Кстати, заметим, что ориентировка длинной оси миндалины может по мочь определить направление истечения древней лавы.
С процессом извержения вулканов связано также образование группы пород, которые принято называть пиропластическими. Выделяющиеся из магмы газы часто скапливаются внутри жерла вулкана в таких больших количествах и под столь большим давлением, что возникают мощные взрывы, выбрасывающие высоко в атмосферу огромные массы лавы самых разнообразных размеров — от пылевидных до веса в несколько килограммов и больше. Они остывают в воздухе и падают на Землю в виде твердых пылинок, горошин и более крупных обломков. Соответственно они называются вулканическим пеплом, лапилли и вулканическими бомбами.
Нередко массы этого обломочного вулканического материала покрывают окрестности извергающегося вулкана толстым рыхлым слоем. Дожди смачивают эту рыхлую массу и она приходит в движение по уклону местности, образуя потоки вулканической грязи, иногда достигающие очень больших размеров. Высыхая, грязь превращается в легкую пористую и твердую породу, называемую туфом. Подобная порода, образованная в результате осаждения пирокластических осадков на дне моря или озера, в смеси с обычным осадочным материалом называется туффитом.
Большое значение для разрешения вопроса о происхождении магматических пород имеют формы их залегания, зависящие от условий их возникновения и характеризующиеся значительным разнообразием. При внедрении магмы в толщу земной коры большое значение имеет характер заполняемого ею пространства. Это могут быть уже ранее существовавшие в толще земной коры пещеры и вообще подземные полости, но очень часто магма активно воздействует на окружающие породы, проплавляя или раздвигая их.
Классификация магматических пород строится на основе указанных выше особенностей структуры и текстуры, а также их химического и минералогического состава. При макроскопическом определении магматических пород удобно пользоваться таблицей классификации предложенной акад. А. П. Павловым.
Химически магматические породы различаются прежде всего по степени кислотности, т. е. по содержанию кремнезема или кремнекислоты. По этому признаку их делят на четыре большие группы: кислые (65-75 % SiO₂), средние (55-65 % SiO₂), основные (40-55 % SiO₂), ультраосновные породы (менее 40 % SiO₂).
На глаз они часто хорошо различаются уже по окраске. Кислые породы обычно бывают светлыми, иногда белыми. С уменьшением содержания кремнезема окраска породы изменяется на серую и даже почти черную. Для ультраосновных пород характерна черная или темно-зеленая окраска, зависящая от увеличения содержания темноцветных минералов, богатых окислами железа и магния. Количество последних увеличивается параллельно уменьшению содержания кремнезема в породе, т. е. от кислых пород к ультраосновным. Характерная для последних зеленая окраска связана с присутствием оливина. Определение степени кислотности по внешнему виду носит условный характер. При длительном залегании на поверхности земли окраска пород изменяется под влиянием разрушающего воздействия атмосферы и влаги на некоторые минералы. Так, например, белые полевые шпаты при этом буреют, что затрудняет определение степени кислотности породы по ее цвету.

ЭФФУЗИВНЫЕ ПОРОДЫ.

Принадлежность породы к одной из выделяемых групп определяется нахождением минералов — показателей степени кислотности (кварца и оливина). Из них для кислых пород характерен кварц, для основных и ультраосновных — оливин. Последний образуется при недостаточной насыщенности магмы кремнеземом и обилии в ней окислов железа и магния, благодаря чему и возникает этот железисто-магнезиальный силикат.
По способу происхождения магматические породы делят на три группы: излившиеся, полуглубинные и глубинные, различающиеся по своим структурам и текстурам. Для излившихся пород наиболее характерна стекловатая и скрытокристаллическая структура, для полуглубинных — порфировая и для глубинных — полнокристаллическая. Однако эти соотношения между генезисом пород и их структурами справедливы лишь в основных чертах. Среди излившихся пород встречаются иногда и породы с порфировой структурой, характеризующиеся наличием крупных кристаллов (кристаллобластов или вкрапленников) среди аморфной или скрытокристаллической основной массы породы.
Способ образования породы в большинстве случаев не зависит от ее химического и минералогического состава
Важным признаком при определении магматических пород является их минералогический состав. Большое значение в качестве классификационного признака имеет содержание в породе полевых шпатов и фельдшпатидов. Различные минералы этих семейств отличаются главным образом содержанием окислов щелочных или щелочноземельных металлов, и их присутствие в породе указывает на аналогичные особенности ее химического состава в целом.
Следует обратить внимание на содержание в породах темноцветных - черных и темно-зеленых минералов, относящихся к группам амфиболов (роговые обманки) и пироксенов, а также черной слюды — биотита. Их содержание колеблется в очень широких пределах: от 5 до 100% к общему объему породы. Минералы этих групп также помогают оценке степени кислотности породы, так как их процентное содержание увеличивается от кислых пород к ультраосновным. Суммарное содержание темноцветных минералов в породе в процентах называется «цветным числом».
Так, в кислых породах в качестве темноцветного минерала чаще всего встречается биотит и редко пироксен. Роль последнего увеличивается в средних и основных породах, а в ультраосновных породах он является главным породообразующим минералом наряду с оливином; некоторые из них поэтому так и называются пироксенитами.
При определении минералогического состава породы не всегда можно в поле на глаз отличить друг от друга ортоклаз и белый плагиоклаз — альбит, особенно если кристаллы мелкие. В таком случае окончательное определение породы придется отложить до лабораторного изучения с помощью микроскопа.
Затруднение может возникнуть и при определении излившихся пород со скрытокристаллической структурой, в которых минералы не различимы даже под лупой. Определение таких пород требует навыка у геолога. Возьмем, например, такие породы, как трахит, содержащий ортоклаз, и андезит, содержащий плагиоклаз. Обе они серые, средние по кислотности, скрытокристаллические, следовательно, излившиеся. Однако вследствие мелкозернистости нельзя с уверенностью отнести определяемую породу к ортоклазовым или плагиоклазовым. Обычно трахит светло-серый, иногда даже белый, а андезит серый до темно-серого. Кроме того, у трахита лишь мелкая пористость, у андезита поры достигают крупных размеров, часто характерна миндалекаменная текстура.
Трудно бывает отличить андезит от базальта. Но андезит при темно-серой окраске обладает обычно еще и пористой текстурой, у базальта же сложение, как правило, плотное и окраска почти черная, хотя эти признаки и не вполне постоянны (бывают, например, пористые базальты и плотные андезиты).
Между наиболее важными и типичными породами существует очень большое количество переходных пород.Например, в настоящее время описано много разновидностей одной и той же породы. Так, на Украине описаны разновидности гранита под наименованиями: житомирский, кировоградский, токовский, днепропетровский и др.
Из глубинных пород особенно широко распространены граниты и гранодиориты, среди излившихся — базальты.
Ниже мы приводим описание некоторых магматических пород, имеющих широкое распространение.
Пегматит — порода преимущественно жильная. Структура крупнозернистая, иногда весьма крупнозернистая. Окраска светлая. Пегматит состоит из калиевого полевого шпата, кварца, слюд (биотита или мусковита). Часто присутствуют минералы, в состав которых входят фтор, бор, хлор, редкие земли и редкие элементы. Некоторые пегматиты состоят из крупных кристаллов полевого шпата, проросших кварцем и образующих на поверхности излома рисунок, напоминающий древние клинописные или еврейские письмена. Такие разновидности пегматитов называют письменным гранитом, или еврейским камнем.
Аплит —- жильная порода. Структура мелко- и равномернозернистая, сахаровидная. Цвет белый, желтоватый или розоватый. Темноцветные минералы отсутствуют. Состоит из ортоклаза, кварца и плагиоклаза.
Обсидиан — вулканическое стекло. Стекловатая излившаяся порода, редко с порфировыми включениями, однородная, обладающая раковистым изломом, стеклянным блеском, темно-окрашенная. По химическому составу большинство обсидианов аналогичны кислым породам, но бывают и обсидианы — аналоги средних и основных пород — трахитов, андезитов и базальтов.
Пехштейн, или смоляной камень, — водное вулканическое стекло. Это излившаяся порода, сходная с обсидианами, но содержащая до 10% Н2О. По внешнему виду отличается от обсидиана главным образом жирным «смоляным» блеском. По химическому составу может соответствовать как кислым, так и основным породам. Образуется при излиянии лавы в воду.
Пемза — очень легкая, чрезвычайно пористая излившаяся порода белого или серого цвета. Состоит из вулканического стекла. Образуется при застывании бурно вскипающей лавы, богатой газами и водяными парами.

 

№17 Осадочные горные породы.

Осадочные горные породы образовались в результате выветривания главным образом магматических и метаморфических горных пород. Кроме того, они создаются из твёрдых продуктов вулканических извержений (пепел, вулканический песок) и веществ, выносимых из глубин земли в виде газов, паров, горячих водных растворов, а также остатков организмов: скелетов, раковин, панцирей, горючих пород- торфа, каменного угля, горючих сланцев; своеобразные осадочные породы возникают из обломков метеоритов и космической пыли.

Осадочные породы покрывают около 75% площади современных континентов, достигая мощности многих сотен метров, а иногда нескольких километров. Ими сложена верхняя, прерывистая оболочка земной коры- стратисфера. Осадочные породы составляют 10-15% объёма земной коры. Их изучает одна из отраслей петрографии- литология.

Осадочные породы служат исходным материалом для образования почв, с ними связаны важнейшие полезные ископаемые- железо, алюминий, нефть, угли, фосфор, минеральные соли; пески, глины, известняки широко применяются в строительстве и в других отраслях народного хозяйства.

Все осадочные породы имеют экзогенное происхождение и возникают за счёт энергии, получаемой от Солнца (эндогенные процессы имеют место только при образовании особой группы осадочных пород- обломочно- вулканических). Образование их протекает в несколько стадий: выветривание, перенос, отложение и диагенез. Эти стадии являются неразрывными частями единого процесса, т.к. выветривание (разрушение первичной- материнской породы) всегда связано с выносом и отложением продуктов разрушения. Перенос сопровождается дальнейшим разрушением и отложением части переносимого материала. С накоплением осадка начинается и его диагенез.

Диагенез- совокупность процессов (механических, физических, биологических и химических), в результате которых рыхлый обводнённый осадок превращается в плотную осадочную породу.

Процесс изменения (эпигинез) сформировавшейся горной породы протекает пол влиянием низкотемпературных подземных вод, которые могут отлагать растворённые в них вещества- кальцит, гипс и др., цементировать песчаники, заполнять пустоты, корки, прожилки, конкреции и вызывать метасоматические процессы- доломитизацию, раздоломичивание (замещение доломита кальцитом), окремнение и др.

^ Химический состав горных пород.

Средние химические составы осадочных и магматических горных пород очень близки, что подчёркивает их генетическое единство. Отличия состоят в том, что в среднем составе осадочных пород:

1) больше кислорода, воды и углекислого газа, это связано с химическим воздействием атмосферы и гидросферы при выветривании;

2) наблюдается избыток глинозёма (Al₂O₃);

3) окисное железо (Fe₂O₃) преобладает над закисным (FeO), которое окисляется при выветривании;

4) падает количество натрия, большая часть которого, освобождаясь при выветривании магматических горных пород, выносится в моря и океаны и накапливается там в растворённом виде.

Очень важной особенностью осадочных пород является концентрация ряда элементов либо химическим путём (Cl, S, F, Ti, V, Cu, Cr, Ba), либо биохимическим (например, концентрация углерода и фосфора в результате жизнедеятельности растений и животных).

По химическому составу все осадочные породы разделяются на несколько групп. Главнейшие из них:

1) глинистые, состав которых наиболее приближается к среднему составу изверженных пород, хотя и несколько обогащён глинозёмом; состав глинистых пород близок и к среднему составу осадочных;

2) песчаники, резко обогащённые кремнезёмом;

3) карбонатные породы (известняки и доломиты), резко обогащённые CaO, MgO, CO₂;

4) соли Ca, Mg, Na, K, характеризующиеся резким обогащением этими элементами;

менее распространены типы осадочных пород, такие, как фосфориты, бокситы, железные и марганцевые руды, угли и т.п., также отличающиеся концентрацией одного химического элемента (P, Al, Fe, Mn, C).

№18 Обломочные горные породы

Обломочные породы

Они состоят из обломков различных пород и минералов. По величине обломков выделяют:

1) крупнообломочные породы (псефиты), состоящие в основном из обломков диаметром более 2, 0 мм;

2) среднеобломочные (псаммиты), состоящие из обломков диаметром от 2, 0 до 0, 05 мм;

3) мелкообломочные (алевриты), состоящие из обломков диаметром от 0, 05 до 0, 005 мм;

4) глинистые породы (пелиты), состоящие в основном из частиц диаметром менее 0, 005 мм.

Имеется несколько классификаций обломочных пород, в которых размеры указанных выше обломков, относимых к тому или иному виду пород, несколько колеблются.

Крупнообломочные породы. К ним относят породы, состоящие из обломков размером от 2, 0 мм до нескольких метров в поперечнике. В зависимости от структуры и текстуры выделяются следующие разновидности пород.

Глыбы – угловатые обломки размером свыше 200 мм, щебень – угловатые обломки размером от 200 до 40 мм и дресва – от 40 до2, 0 мм. Если же обломки указанных размеров окатанны, то их соответственно называют валунами, галькой и гравием.

Сцементированные щебень и дресва называются брекчией, а сцементированные галька и гравий – конгломератом.

Все крупнообломочные породы широко используются в качестве строительных материалов. Необходимо помнить, что названия «валуны», «щебень», «галька» и т.д. не говорят о свойствах пород, а лишь о размерах их обломков, а поэтому в строительстве их следует называть «галька песчаника», «щебень гранита» и т.п.

Среднеобломочные породы.К ним относят широко распространенные в природе пески и песчаники. Пески представляют собой рыхлые скопления обломков размером от 2, 0 до 0, 05 мм, а песчаники – сцементированные между собой обломки той же величины. В зависимости от величины обломков выделяют следующие фракции, мм: гру-бая (2, 0–1, 0), крупная (1, 0–0, 5), средняя(0, 5–0, 25), мелкая (0, 25–0, 10) и тонкая (0, 10–0, 05). По составу обломков пески и песчаники чаще бывают кварцевыми, иногда с примесями полевых шпатов, слюд, глауконита и других минералов.

Крупно- и среднеобломочные породы обычно редко состоят из одной фракции и поэтому для определения их названия в инженерной геологии пользуются классификацией ГОСТ 25100–82, приведенной в табл. 2.

Для установления наименования грунта по табл. 2необходимо последовательно суммировать проценты содержания частиц исследуемого грунта: сначала – крупнее 200 мм, затем – крупнее 10 мм, далее – крупнее2, 0 мм и т.д. Наименование грунта принимается по первому удовлетворяющему показателю в порядке расположения наименований в таблице.

Мелкообломочные, или пылеватые породыпредставлены лессами, лессовидными суглинками, супесями, суглинками.

Лесс – порода, состоящая главным образом из частиц кварца размером 0, 05–0, 01 мм, с примесью глинистых частиц (диаметром менее 0, 005 мм) и кальцита. Лесс обладает большой пористостью (на долю пустот приходится 40 – 50% объема породы), в сухом состоянии порода прочна и выдерживает без изменения значительные нагрузки. При увлажнении лесс очень быстро теряет связь между составляющими его частицами и уплотняется. Явление уменьшения объема породы при увлажнении называют просадочностью. Уменьшение мощности лесса при увлажнении может достигать 10%, что обычно вызывает разрушение возведенных на нем сооружений.

Мощные толщи лесса (100 м и более) имеются в Северном Китае. Лесс широко распространен также и в СССР (на территории Украины, республик Средней Азии и в ряде районов Сибири).

Лессовидные суглинки отличаются от лессов тем, что в них помимо крупнопылеватьгх частиц (диаметром 0, 05–0, 01 мм)содержится значительное количество частиц более мелких. Состав же их близок к лессу и они обладают просадочностью.

Супеси – породы, содержащие до 10% глинистых(диаметром менее 0, 005 мм) частиц, разделяются на легкие (3, 0–6, 6%)и тяжелые (6, 0–10, 0%).

Суглинки – породы, содержащие от 10 до 30%глинистых частиц, подразделяются на легкие (10–15%), средние (15–20%)и тяжелые (20–30%) разновидности.

Сцементированные супеси и суглинки называются алевролитами. Эти породы в воде не размокают.

Глинистые породы. К ним относят глины, которые весьма широко распространены на поверхности Земли. Эти породы состоят как из механически образовавшихся при разрушении других пород тончайших обломков, так и из частиц, возникших в результате химического разложения коренных пород.Типичными минералами глин являются каолинит, иллит и монтмориллонит. Содержание глинистых частиц в этих породах превышает 30%. Плотные, сцементированные кремнеземом глины называются аргиллитами. Они раскалываются на слои и не размокают.

Для определения супесей, суглинков и глин в полевых условиях применяют довольно простой способ. Комочек породы размельчают, слегка смачивают водой и скатывают в шарик, который затем сдавливают пальцами. Если при этом шарик рассылается, то породу относят к супеси; если не рассыпается, но по краям лепешки образуются трещины – к суглинку; типичная глина расплющивается в лепешку без образования трещин по краям.

Обломочные горные породы, кластические горные породы, осадочные горные породы, состоящие целиком или преим. из обломков различных горных пород (магматических, метаморфических или осадочных) и минералов (кварц, полевые шпаты, слюды, иногда глауконит, вулканическое стекло и др.). Различают О. г. п. сцементированные и несцементированные, рыхлые. В сцементированных О. г. п. связующим веществом служат карбонаты (кальцит, доломит), окислы кремния (опал, халцедон, кварц), окислы железа (лимонит, гётит и др.), глинистые минералы и ряд др. О. г. п. часто содержат органические остатки: раковины моллюсков и др., стволы и ветви деревьев и т.п. В основу классификации О. г. п. положен структурный признак — размер обломков. Выделяются грубообломочные породы, или псефиты, с размером обломков более 1 мм (несцементированные — глыбы, валуны, галька, щебень, дресва, гравий; сцементированные — конгломераты, брекчии, гравелиты и др.); песчаные породы, или псаммиты, с размером частиц 1—0, 05 мм (пески и песчаники); пылеватые породы, или алевриты, с размером частиц 0, 05—0, 005 мм (алевриты и алевролиты); глинистые породы, или пелиты, с размером частиц менее 0, 005 мм (глины, аргиллиты и др.). Иногда граница между алевритами и пелитами проводится по размеру частиц 0, 001 мм. Глинистые породы могут быть как химического, так и обломочного происхождения. Выделяются также О. г. п. смешанного состава, сложенные обломками различной размерности — песчаными, алевритовыми и глинистыми. К ним относятся широко распространённые, особенно среди современных континентальных отложений, различные суглинки и супеси. Дальнейшее подразделение О. г. п. в пределах структурных подтипов производится по минеральному составу обломков и др. признакам. К О. г. п. принадлежат также продукты вулканических извержений: вулканический щебень, пепел — рыхлые породы и их сцементированные разновидности — туфы, туфобрекчии и породы переходные между обломочными и вулканогенными — туффиты и туфогенные породы (см. Вулканогенно-осадочные породы).

При расчленённом рельефе и высокой динамике среды образуются грубообломочные породы, в условиях равнинного рельефа и небольшой скорости водных и воздушных потоков — песчаные, алевритовые и глинистые породы. Глинистые частицы осаждаются главным образом в спокойной воде. В прибрежной части морей и океанов на пляже и мелководье отлагаются галька и гравий, по мере движения в глубь бассейна они сменяются песками, алевритами и, наконец, глинистыми илами на глубине ниже уровня действия волн и течений. Однако встречаются галечники и пески на больших глубинах — результат действия различных донных течений и мутьевых потоков.

О. г. п. используют в качестве строительного материала, пески — в стекольной и металлургической промышленности. В речных и морских песках встречаются россыпи золота, платины, драгоценных камней, минералов титана, олова, вольфрама, редких и радиоактивных элементов.

Алгоритмы определения обломочных пород

Так как обломочные породы сложены обломками, то эти породы можно разделять по размеру слагающих их обломков. Если размер обломков менее 1 мм, это мелкообломочная порода. Если он более 1 мм, то это крупнообломочная порода. Мелкообломочные породы в свою очередь еще раз разделяются по размеру обломков. Если он до 0, 1 мм, то порода алевритовой структуры. Если более 0, 1 мм, структура породы псаммитовая.

Следующим общим признаком обломочных пород служит взаимосвязь их обломков. Если обломки не связаны, рассыпаются, то порода рыхлая. Если обломки связаны между собой, отделить их нельзя, порода сцементированная.
Все исходные данные (признаки строения) для определения мелкообломочных пород получены.

12Следующая ⇒

Поделиться: