Характеристика грунтов магматического генезиса

М.Ю. глг-4

Характеристика грунтов магматического генезиса

Интрузивные породы как грунты

Строго говоря, магматические грунты одинакового состава, структурно-текстурных особенностей и состоя­ния должны иметь и одинаковые свойства. Однако существуют определенные зависимости в их приуроченности к различным структурно-тектоническим зонам, разновозрастным структурам, внутреннему строению интрузивных геологических тел, что также сказывается на их инженерно-геологических особенностях. Поэтому магматические грунты разных районов существенно различны и по набору петрографических видов пород, и по строению геоло­гических тел. Поясним сказанное конкретными примерами.

Среди глубинных магматитов наибольшим распространением пользуются породы кислого состава, представленные гранитами. Строение интрузивов различно. Во внутренних частях преобладают крупно- и среднезернистые разности, в краевых — мелкозернистые. Для краевых частей штоков и лакколитов харак­терна порфировидная структура, для жил и даек, кроме того, пегматитовая и аплитовая. Не одинаковы и свойства пород в разных частях интрузии, что обусловлено не только их строением, но и разной трещиноватостью (в том числе и микротрещиноватостью).

Влияние минерального состава, структуры, вторичных изменений грани­тов. В строении интрузии преобладают мелкозернистые и среднезерни­стые биотитовые и биотит-роговообманковые граниты. Наиболее прочными являются мелкозернистые граниты (R_c = 130 МПа, р = 2,6 г/см³, водопоглощение 0,39%). Они же наиболее устойчивы к выветриванию. Среднезернистые граниты менее прочные (R_c = 100—110 МПа). Коэффициент трещиноватости в сохранных массивах изменяется ОТ 0,5 до 1,5%, в зонах дробления — до 4,7%.

Прочностные и деформацион­ные свойства гранитов. По мнению Б.П.Беликова, более высокие значения модуля упруго­сти гранитов платформенных структур по сравнению с горно-складчатыми кавказскими объясняются тем, что первые значительно менее катакларизованы и изменены. Те же причины объясняют более высокие значения модуля упругости молодых кавказских гранитов по сравнению с древними.

Показатели деформационных свойств гранитов в массивах определяются их трещиноватостью. Так, для слаботрещиноватых гранитов Красноярской ГЭС модуль де­формации оказался равным 160-10² МПа, для среднетрещиноватых — 90-10² МПа, для сильнотрещиноватых — 45-10² МПа.

Инженерно-геологические особенности габброидных интрузий хорошо иллюстрирует интрузия в основании Бухтарминской ГЭС на Иртыше. Габбровая интрузия здесь подверглась региональному метаморфизму и гидротермальной переработке и в значительной части превращена в амфибо­литы. Габбро имеет равномернозернистую структуру и массивную текстуру. Для амфиболитов характерна гранобластовая структура. Среди габбро выделя­ются авгитовые, роговообманковые и другие разности. Показатели физикомеханических свойств породы за пределами зоны выветривания и разгрузки очень высокие: R_c = 110—160 МПа. Водопоглощение составляет 0,2%, сред­ний коэффициент сдвига — 0,75. Водопроницаемость резко меняется в зави­симости от сохранности пород: от практически водонепроницаемых до десят­ков метров в сутки в выветрелых зонах.

Особое место среди пород основного состава занимают долериты и диаба­зы, слагающие траппы, широко распространенные по Сибирской платформе. Типичной формой их залегания являются силлы (пластовые залежи) в толще палеозойских осадочных пород.

Диабазы имеют высокие показатели механической прочности, весьма близ­кие по своим значениям для различных петрографических разновидностей. Среднее значение их плотности составляет 2,95—2,96 г/см³, величина порис­тости 1,5—2,9%. Средняя величина временного сопротивления сжа­тию колеблется в интервале 150—180 МПа при максимальных значениях 270 МПа. Эти породы име­ют весьма высокие значения модуля упругости, заметно превышающие ана­логичные параметры гранитоидов.

Интрузия долеритов, ее состав и строение подробно изучены при инже­нерно-геологических изысканиях на Ангаре в створе Богучанской ГЭС. Мощность интрузии составляет 160—180 м. Для долеритов характерна параллелепипедальная отдельность с высотой столбов до 10 м и шириной 2— 3 м. По петрографическому составу в трапповой интрузии от кровли к подо­шве выделено несколько разностей долеритов (габбро-долериты грубозерни­стые, трахитоидные интенсивно рассланцованные долериты, долериты мел­козернистые с ксенолитами осадочных пород, долериты среднезернистые с офитовой структурой), обусловливающих зональное строение интрузий. Зона контактового воздействия интрузии на вмещающие породы обычно не пре­вышает 1 м. В зоне контакта песчаники окварцованы, известняки мраморизованы, алевролиты и аргиллиты превращены в роговики.

Эффузивные породы как грунты

Исследования нескольких тысяч образцов пород базальтового состава позволили выявить зависимость между их возрастом и составом. На полученных авторами графиках достаточно четко различаются кайнотипные эффузивы кайнозойского возра­ста и палеотипные, более древние разности. Среди эффузивов четвертичного возраста выделяются породы современных излияний. Для них характерны не только наиболее низкие значения прочности на одноосное сжатие и высокая средняя пористость, но и большая неоднородность их величин. Пористость изменяется от 3,5 до 65%, что может быть объяснено значительными вариа­циями газонасыщенности лав современных излияний. Большой размах вели­чин пористости обусловил и широкий диапазон изменений показателей фи­зических и физико-механических свойств: скорости распространения упругих волн меняются от 2,4 до 3,3 км/с, прочность на одноосное сжатие — от 60 до 100 МПа.

Плейстоцен-голоценовые эффузивы характеризуются большей однород­ностью свойств. Показатели свойств всех их петрографических типов доста­точно близки. Исследования, проведенные ука­занными авторами, также показали, что эффузивные грунты, сформиро­вавшиеся в различных обстановках, несколько различаются и по соста­ву преобладающих пород, и по их свойствам, что подтверждается сравнением андезитов, андезито- базальтов и базальтов двух различ­ных в геодинамическом отношении регионов: Камчатского и Кавказс­кого. Камчатские эффузивы принад­лежат к Тихоокеанскому островодужному поясу, а Кавказские — к Средиземноморскому межконти­нентальному складчатому.

В составе Камчатских эффузивов преобладают базальты, на Ма­лом Кавказе значительна роль ан­дезитов и андезито-базальтов. Эф­фузивные породы этих регионов, образованные в среднеплейстоцен- голоценовое время, заметно разли­чаются: эффузивы Кавказа в общем случае боле плотные, более проч­ные и акустически более «жесткие», менее пористые.

Приведенный пример позволя­ет подчеркнуть чрезвычайно важ­ный общий методологический под­ход к инженерно-геологическому изучению магматических пород как грунтов. Последовательность такого изучения может быть сформулирована в виде следующего алгоритма: установление принадлежности объекта к опре­деленной структурной единице литосферы (платформы, подвижные пояса и др.) —> установление возраста (стадии, этапа) формирования породы —> пет­рографическое изучение —> определение и анализ физических и физико-меха­нических свойств.

 

 

Характеристика грунтов метаморфического генезиса

Аргиллиты и алевролиты

Алевролиты

Часто встречаются мономинеральные кварцевые алевролиты, реже олиго- и полимиктовые разновидности. В грубозернистых алевролитах преобладают полуокатанные зёрна, в тонкодисперсных – угловатые. Эоловые алевролиты характеризуются повышенной окатанностью зёрен.

Для алевролитов наблюдается зависимость состава от тектонических условий. Вблизи геосинклинальных областей алевролиты полиминеральные и слабо сортированные (например, пермские алевролиты Приуралья). На платформах они почти мономинеральны, тонко- и однородозернистые.

В большинстве случаев алевролиты формировались в прибрежно-морских условиях. Однако генезис их может быть также озёрным, лагунным, аллювиальным и эоловым. Иногда встречаются осадочно-пирокластические алевролиты, отличающиеся слабой цементацией.

Физико-механические свойства алевролитов разнообразны и зависят от состава зёрен, цемента и структурных особенностей. В целом они характеризуются жёсткими связями, малой пористостью (10 – 15% и менее), отсутствием набухания. Объёмная масса их равна 2000-2800 кг\м³, предел прочности на сжатие 3-30 МПа и более, модуль деформации менее 2,5*10³ МПа. Слоистые алевролиты характеризуются анизотропией показателей свойств. Алевролиты района Братской ГЭС имеют предел прочности на сжатие поперёк слоёв в среднем 45,1 МПа, а вдоль слоёв – 24,6 МПа.

Некоторые алевролиты в сухом состоянии обладают такой же высокой прочностью, как и скальные породы. Так, предел прочности кварцевых алевролитов девона и юры в бассейне верхнего течения Амура достигает 100-130 МПа. Эти алевролиты в воде не размокают, но коэффициент размягчаемости их составляет 0,56-0,73 и более. Часто даже прочные алевролиты на дневной поверхности быстро превращаются в щебень. Наиболее характерным сравнительным показателем алевролитов является предел прочности на сжатие при естественной влажности.

Алевролиты водопронецаемости по трещинам в районе залежей алевролитов Нурекской ГЭС, коэффициент трещинной пустотности в поверхностной зоне составляет 1-2% (реже до 7%), на глубине 8-10 м – 0,3% и менее.

 

Аргиллиты

В воде аргиллиты не набухают, одни разновидности их не размокают, другие же распадаются на тонкие (до 1 мм) плитки и пылевидные агрегаты. Аргиллиты относятся к тем же фациям, что и глины. Они занимают промежуточное положение между осадочными и слабо метаморфизованными породами. Образование их связанно со сдавливанием, дегидратацией и частичной перекристаллизацией глин.

Различают аргиллиты, текстура которых не изменена давлением, и аргиллиты сланцеватые. К первым относятся массивные и микрослоистые аргиллиты, а также известковые, битуминозные, углистые и некоторые другие разновидности. В сланцеватых аргиллитах плоскости раскола на плитки не совпадают, как правило, со слоистостью; они характеризуются шелковистым отливом на поверхностях раскола, тёмно-серой окраской и частичной перекристаллизацией глинистого вещества. Сланцеватые аргиллиты – породы, затронутые, процессом метеморфизма – занимают промежуточное положение между обычными аргиллитами и филлитами; текстура их обусловлена тектоническим давлением.

Ниже приведены данные о составе и физико-механических свойствах аргиллитов некоторых районов.

В аргиллитах Среднего Урала преобладают каолинит и гидрослюды, присутствуют тонкорассеянный кремнозём, полевые шпаты, цветные металлы, карбонаты, гидроокислы железа, углистые остатки. Цементом служит преимущественно глинистое вещество, частично перекристаллизованное. При дисперсном методе гранулометрического анализа по сравнению с полудисперсным (добавка к суспензии NH₄OH) содержание частиц менее 0,001 мм возрастает в 3-5 раз (от 7-8 до 23-35%). Плотный остаток водных вытяжек составляет лишь 0,12-0,16%, ёмкость обмена – 21,9-41 мг-экв, в составе обменных катионов преобладают Ca²⁺ и Mg²⁺. Плотность аргиллитов составляет 2720-2780 кг\м³, объёмная масса – 1810-2010 кг\м³, пористость – 26,4-34,9%, верхний предел пластичности – 0,47-0,49, число пластичности – 0,17-0,21. Предел прочности на сжатие воздушно-сухих образцов составляет перпендикулярно слоистости 13,8-17,3, сопротивление скалыванию воздушно-сухих (5,2-6,4%) аргиллитов равно 3,3 – 5,16 МПа, а при естественной влажности (10,2 – 12,8%) – 2, 08-2,75 МПа [Мельников 1954].

Аргиллиты Карагандинского угольного бассейна в отличие от охарактеризованных выше пород более литифицированы; влажность их равна лишь 5-8%, пористость 11-19%, объёмная масса скелета 1980-2350 кг\м³, предел прочности на сжатие 10-38 МПа. Они практические несжимаемы, хрупки, при сдвиге скалываются несмотря на значительную литификацию, аргиллиты в воде распадаются, образуя устойчивую суспензию и агрегированный осадок. Органические вещества содержатся в количестве 1-3% и более. Поглощающий комплекс насыщен преимущественно Na⁺ (21-57%) и Mg²⁺ (24-41%); ёмкость обмена – 14,2 – 24 мг-экв. В поверхностной зоне аргиллиты быстро выветриваются, становятся трещиноватыми, повышается их водопроницаемость. Коэффициент фильтрации аргиллитов в районе трассы канала Иртыш – Караганда составляет (2,88-6,94)*10^-6 м/с.

Типичные аргиллиты встречаются в геосинклинальных областях и в глубоких частях краевых прогибов, в меньшей мере – в межгорных впадинах. На платформах они вскрываются на большой глубине, но аргиллитоподобные породы находятся в поверхностной зоне. Аргиллитоподобные породы, встречающихся, например, в разрезе палеогена Волгоградского Поволжья, слабо и неравномерно сцементированы опалом, содержат прослои (до 1 мм) пылеватого материала. В них преобладают монтмориллонит и гидрослюда; содержание частиц менее 0,005 мм равно 28,5-30,6%; показатели физико-механических свойств таковы: плотность – 2710 кг/м³, объёмная масса 1800-1830 кг/м³, влажность 33,5-38,4%; объёмная масса скелета 1300-1380 кг/м³, коэффициент пористости 0,964 – 1,085, степень влажности 0,94-0,96, число пластичности 0,36-0,41, коэффициент сдвига при консолидированном сдвиге 0,47-0,59, при неконсолидированном сдвиге 0,33-0,37; относительное сжатие 0,68 – 2,72%.

Разновидностью аргиллитов являются так называемые сухарные глины, распространенные в подмосковном каменноугольном бассейне. Они имеют светлую окраску, коалинитовый состав, высокую дисперсность. В оптически аморфной массе сухарных глин наблюдаются кристаллы листоватого коалинита (0,05 – 0, 10 мм) и тонкорассеянного глинозёма. Они характеризуютя более низкой, чем собственно аргиллиты, прочностью, а также хрупкостью, неразмокаемостью, малой пластичностью, раковистым изломом, брекчевидной текстурой, залеганием среди недислоцированных и неметаморфизированных пород. Сухарные глины – промежуточные породы между глинами и аргиллитами, в образовании их важную роль играет выпадение коллойдных веществ в форме геля, старение коллойдов и частичная перекристаллизация. Брекчевидная текстура обусловлена неоднократно повторяющимся высыханием мелких озёр и растрескиванием осадков.

 

Карбонатные грунты

При всем разнообразии условий и обстановок карбонатонакопления пре­обладающая часть карбонатных осадков образуется в специфических услови­ях: теплой, мелководной морской среде, характеризующейся прозрачностью. Первичные химический и биологический способы, а также вторичный меха­нический способ карбонатообразования приурочены к теплым поясам Земли. Помимо широтной (температурной) зональности карбонатонакопление конт­ролируется другой климатической зональностью, определяемой степенью аридности, а также батиметрической и физико-географической зональностью.

В аридных зонах Земли до современного геологического времени сохраня­ются возможности химического осаждения не только СаС0₃, но и доломита, а также магнезита благодаря сильному испарению и общему отрицательному балансу влаги. Батиметрическая зональность проявляется в том, что ниже оп­ределенной глубины (в среднем 4500 м), благодаря высокому давлению (до 450 атм) и низкой температуре (до 0...—2°С), в морской воде очень много растворенного газа С0₂, что приводит к полному растворению карбонатов, Физико-географическая зональность отражается не столько на карбонатона-коплении, сколько на образовании карбонатных пород, потому что накопле­ние карбонатного материала, даже весьма интенсивное, не означает образо­вания карбонатных пород. Абсолютные массы карбонатонакопления макси­мальны у берегов и уменьшаются в сторону центральных частей водоемов. Однако у берегов еще более интенсивно накапливается терригенный матери­ал и карбонаты составляют лишь примеси или цемент в обломочных или глинистых осадках. Дальше от берега интенсивность накопления терригенного материала снижается более резко, чем карбонатного, и последний стано­вится преобладающим, т.е. создающим свои породы, все более чистые в на­правлении, перпендикулярном береговой линии.

По способу формирования карбонатные породы подразделяются на хемогенные, биогенные и механогенные. Хемогенные карбонатные осадки образу­ются из пересыщенных растворов. Карбонаты практически сразу возникают как кристаллы, которые оседают под действием силы тяжести. Опускаясь на глубину, они могут частично или полностью раствориться в агрессивных (не­насыщенных внизу) холодных водах. Поэтому хемогенные породы микро- и тонкозернистые, плотные, обычно однородные и тонкослоистые, их порис­тость составляет 2—5%. Хемогенные известняки довольно часто образуются в подвижных мелких водах, когда кальцит или доломит выпадает на взмучен­ных песчинках, служащих зародышевыми центрами оолитов и пизолитов.

Биогенные карбонатные осадки образуются осаждением скелетных остат­ков планктонных и нектонных организмов и бентоса. Планктоногенными яв­ляются визуально незернистые, пелитоморфные известняки. Нектогенная группа представлена в основном цефалоподовыми, аммонитовыми известня­ками. Органогенные известняки имеют более низкую плотность и высокую пористость (до 30% и более).

Механогенные карбонатные породы возникают при расчленении и пере­мывании известковых осадков и пород как хемогенных, так и биогенных. Обломочные известняки отличаются большим разнообразием структур (от крупнообломочных до пелитовых) и типов цемента, повышенными приме­сями терригенного материала. Чаще всего это плотные породы с низкой по­ристостью (1,5—1,2%).

Перекристаллизованные известняки образуются в процессе катагенеза и метагенеза из известняков различного происхождения. Это кристаллические зернистые известняки и мраморы с разнообразным размером зерен: от мик- розернистых до крупнозернистых и даже гигантозернистых (отдельные крис­таллы кальцита в мраморах имеют размеры до нескольких сантиметров). Все перекристаллизованные известняки в свежем состоянии имеют ничтожную пористость, как правило менее 2%.

Относительно происхождения доломитовых пород существуют различные точки зрения. Большинство исследователей выделяют две основные группы доломитов: первично-седиментационные и вторичные (диагенетические и эпигенетические). Первичные доломиты образуются при непосредственном химическом осаждении из вод, формируются в бассейнах повышенной соле­ности и в разрезе часто переслаиваются с эвапоритами. Они характеризуются более низкой пористостью, чем вторичные доломиты. Диагенетические доло­миты возникают за счет замещения боле ранних осадков СаС0₃:

2СаС0₃ + MgS0₄ <н> СаС0₃ • MgC0₃ + CaS0₄,

2СаС0₃ + MgCl₂ <-» CaC0₃ • MgC0₃ + СаС1₂.

Для образования доломита и в этом случае необходима достаточно высо­кая концентрация в морской воде MgS0₄, т.е. те же палеогеографические ус­ловия, что и при осаждении первичных доломитов.

Для доломитов характерна неравномернозернистая структура. Большин­ство исследователей отмечают, что доломитизация известняковых пород при­водит к увеличению пористости, создавая твердый скелет осадка, затрудняю­щий последующее уплотнение материала. Эпигенетические доломиты образу­ются в результате изменения полностью литифицированных известняков под воздействием просачивающихся нисходящих подземных вод или восходящих гидротермальных растворов. Такие доломиты кавернозны, характеризуются неоднородной зернистостью и неоднородностью структуры, когда наряду с участками полностью доломитизированной породы сохраняются участки не затронутой этим процессом реликтовой структуры.

Различные по происхождению карбонатные породы имеют разные пока­затели физических и физико-механических свойств. Органогенные известня­ки обладают низкой плотностью и высокой пористостью, что обусловлено наличием внутренних полостей в целых органических остатках и промежутка­ми между ними. Пористость таких известняков достигает 35—40%. Известняки химического происхождения имеют пелитоморфную или микрозернистую структуру, их пористость составляет 2—5%. Обломочные известняки отлича­ются большим разнообразием структур и типов цемента, а также повышен­ным содержанием терригенного материала. Перекристаллизованные в про­цессе мета- и катагенеза известняки в сохранном состоянии имеют, как пра­вило, пористость менее 2%.

Главным фактором, определяющим прочность на сжатие известняков, является пористость. При равной пористости решающее значение приобрета­ет размер зерна. Наибольшей прочностью обладают мелкозернистые кристал­лические разности, показатели прочности на сжатие их превышают 100 МПа. Среднезернистые известняки, как правило, имеют прочность около 70— 80 МПа. Прочность слаболитифицированных известняков-ракушечников ред­ко достигает 20 МПа.

Доломиты в целом имеют более высокие показатели физико-механичес­ких свойств. Однако вторичная доломитизация известняков в большинстве случаев приводит к увеличению их пористости. Наибольшей прочностью об­ладают микро- и тонкокристаллические доломиты с пористостью до 3—4%, их прочность на сжатие достигает 140—180 МПа. К наиболее слабым относят­ся вторичные доломиты органогенного или обломочного происхождения, часто имеющие пористость около 40%, а прочность — 15—30 МПа. При водонасы­щении прочность доломитов снижается в 1,5—2 раза.

 

Кремнистые породы

Кремнистые породы, силициты — группа осадочных и вулканогенно-осадочных пород, состоящих полностью или более чем на 50% из водного или свободного кремнезёма опала, халцедона, кварца, обычно в той или иной степени раскристаллизованного. В качестве примесей присутствуют: глинистые минералы, гидроксиды железа, марганца, алюминия, карбонаты, глауконит, хлориды, сульфиды железа, терригенный материал, рассеянное органическое вещество, углистое и нефтяного ряда. Силициты залегают в виде пластов, прослоев, конкреций, образуют натеки, корки, почковидные массы.

Происхождение

Кремнезем SiO₂ выносится из пород, подвергнутых химическому выветриванию в виде истинного или коллоидного раствора. При температуре 20⁰С растворимость кремнезема до pH=9 практически не зависит от колебаний кислотно-щелочного режима, а его содержание в водах не превышает 10-20 мг/л. Как правило, это недонасыщенные растворы.

Для миграции и осаждения кремнезема характерен перенос в истинных и коллоидных растворах и биогенное извлечение организмами – губками, диатомеями, радиоляриями и др. При резком повышении концентраций допускается осаждение хемогенным путем, в том числе и за счет коагуляции в виде гидрогеля – опала. Образование в ряде районов мощных кремнистых толщ при небольшом количестве остатков кремневых организмов при огромном объеме кремнезема позволяет предполагать обильное дополнительное поступление в водоем небиогенного кремнезема и сочетание биологического и химического его осаждения. Большей частью силициты – это накопления водоемов. Преобразование осадка в диагенезе и катагенезе приводит к растворению опала, его перераспределению с образованием конкреционных форм и раскристаллизации водного геля с образованием халцедона и затем кварца. Превращение кремнистых илов в породу идет по схеме: биогенный кремнистый ил (опал) – порцеланит (опал или неупорядоченный кристобалит) – халцедон, криптокристаллический кварц. Есть мнение, что биогенный опал трансформируется в халцедон, что является функцией времени. Появление массовых скоплений кремнезема в морских и океанических осадках связано с климатическими условиями определенных климатических эпох, а также с региональным прогревом верхних частей земной коры.

Интересно, что в современных осадках озер, морей, океанов формы нахождения SiO₂ биогенные – в раковинах диатомей, радиолярий, спикулах губок. Образование органогенных биоморфных кремнистых пород характерно для большого диапазона климатических обстановок от холодноводных бассейнов с обильным развитием диатомей и радиолярий, ведущих планктонный образ жизни. Организмы потребляют кремнезем, растворенный в морской воде, и строят свои скелеты, спикулы.

Считается, что важным источником кремнезема является его привнос из области сноса. Однако наличие значительных скоплений силицитов, для которых органогенные структуры не характерны, их связь с вулканогенными толщами, делает правомочным вывод о поступлении кремнезема в водоемы во время подводных вулканических извержений, за счет парогидротермальных проявлений в зонах разломов, и с водосборных площадей суши. Одна из характерных черт подводного вулканизма – широкое распространение его продуктов в массе водного бассейна. Результатом подобного явления является образование кремнистых сланцев, часто в переслаивании с железными рудами. В районах подводного вулканизма и гидротермальной деятельности намечается активизация химико-биогенного фактора, что обеспечивает перевод в осадок растворенного в морской воде кремнезема. Вынос кремнекислоты современными гидротермами оценивается сотнями тонн в сутки и это, несомненно, способствует расцвету диатомей, радиолярий и накоплению заметных масс аутигенного кремнезема. При охлаждении раствор делается пересыщенным, часть его связывается с железом и марганцем в силикаты шамозитового типа, часть осаждается как гель водного SiO₂.

По И. В. Хворовой кремненакопление определенным образом взаимосвязано с типом вулканизма. В этом плане отмечается первостепенное значение диатомитов, образование которых возможно при поступлении пирокластов любого состава. О соотношении органогенной и хемогенной форм накопления кремнезема можно говорить на примере яшмовой формации Южного Урала, которая тесно связана с подводными спилито-альбитофировым вулканизмом. Но большая часть этой формации накапливалась в период затухания вулканизма на значительной площади Магнитогорского прогиба. Однако прекращение активного вулканизма не исключает действия поствулканических горячих источников, способствующих привносу кремнезема. Оптимальный вариант сочетания условий, обеспечивающих химическое осаждение при достижении предела насыщения кремнеземом, возможен в условиях жаркого влажного климата за счет сочетания интенсификации процесса химического выветривания в области сноса и дополнительного поступления кремнезема вследствие деятельности вулканов. Так, по данным У. Х. Твенхофела, вулканические воды исландских гейзеров богаты кремнеземом (до 45 мг/л).

Кремнистые накопления термальных источников (гейзериты) возникают в результате уменьшения давления, понижения температуры, проявления химических реакций и деятельности водорослей.

Биогенные силициты

Биогенные кремнистые силициты образуются преимущественно в морских и океанических бассейнах. Это диатомиты, радиолярии ты, спонголиты белые, желтовато-серые, желтоватые рыхлые или слабосцементированные породы. Объемный вес их варьирует в пределах 0,42-0,96 г. Состоят из панцирей, диатомей, спикул губок, скелетов радиолярий.

Диатомиты образуются при уплотнении диатомового ила, сложенного мельчайшими полыми скорлупками диатомей. Присутствуют также скелеты радиолярий и губок, тонкий глинистый материал, глауконит, кварц. Кремнезем в составе диатомита представлен опалом. Весьма высока пористость, достигающая иногда 90-92%. Среди диатомей, одноклеточных диатомовых водорослей, есть виды, живущие в пресной воде. Поэтому диатомиты могут иметь не только морское, но и озерное происхождение. Породы хрупкие, чрезвычайно легкие.

Радиоляриты – кремнистые породы, состоящие на 50% и более из скелетов радиолярий. Слоистые, часто микрослоистые породы серого до темно-серого, иногда красного цвета. Породы опаловые, довольно крепкие, иногда бывают рыхлыми, содержащие помимо радиолярий, спикулы губок, диатомеи, бесструктурный опал, глинистое вещество.

Диамтомиты и спонголиты относятся к образованиям шельфа и пелагиали.

Спонголиты сложены кремневыми спикулами губок. Есть примесь глины, алеврита, радиолярий, глауконита. Спикулы губок состоят из опала, халцедона, достаточно прочные, более устойчивые по сравнению со скелетами диатомей и радиолярий. Пресноводные спонголиты встречаются редко. Стратиграфический диапазон распространения спонголитов шире, чем у диатомитов и радиоляритов. Они известны и в палеозое, в то время как диатомиты ранее палеогенового периода не установлены.

Наземные силициты

Наземные силициты, гейзериты, иногда называют кремнистым туфом. Образуются в районах развития горячих минеральных вод, часто в областях вулканической деятельности и представляют собой пористые массы опала. Микроструктура гелеподобная или микрозернистая.

ГЛИНИСТЫЕ ГРУНТЫ

Подразделение и распространение глинистых грунтов. К глинистым фунтам относятся тонкодисперсные образования, содержащие не менее 3% глинис­тых частиц и проявляющие набухаемость и пластичность при увлажнении. По своему составу они подразделяются на глины, суглинки и супеси.

Глинистые породы образуют один из наиболее широко распространенных видов фунтов. Они встречаются среди пород различного возраста начиная с кембрийских отложений и кончая современными образованиями и составля­ют более 65% всей массы осадочных пород. Залегают глинистые грунты в виде мощных толщ, слоев, прослоев, линз, конусов выноса и т.п. Мощность их может изменяться от нескольких сантиметров до сотен метров.

Состав глинистых грунтов. Гранулометрический состав глинистых фунтов многообразен. В целом их твердая компонента представляет собой полидис- персную систему. У супеси это глинисто-пылевато-песчаная система с содер­жанием глинистых частиц 3—10%, а у глин — песчано-глинисто-пылеватая или песчано-пылевато-глинистая, с содержанием тех же частиц 30—60% и даже более.

Минеральный состав глинистых фунтов также разнообразен. Все они со­стоят из обломочных (песчаных и пылеватых) агрегатов и зерен, главным образом кварцевых, и тонкодисперсных частиц глинистых минералов. В соста­ве глинистых фунтов некоторых генетических типов (ледниковых, элювиаль­ных, делювиальных, пролювиальных и др.), содержатся включения крупно­обломочного материала, различного по петрофафическому составу. В глинис­тых образованиях аридных зон, а также отложениях открытых морей и засоленных лагун встречаются включения карбонатов и различных солей (гипса, ангидрита, каменной соли). Озерные глины, старичные аллювиальные и мор­ские глины часто обогащены органическим веществом. В зависимости от ко­личества и состава этих примесей среди глинистых пород выделяют карбонат­ные, загипсованные и другие разновидности глинистых образований, а также глинистые грунты с примесью растительных остатков, количество которых должно составлять 5—10%.

Наиболее сложной по составу является тонкодисперсная составляющая глинистых грунтов. Она представлена в основном глинистыми минералами, среди которых широко распространены гидрослюда, монтмориллонит, као­линит, смешаннослойные и хлорит. Именно этими минералами обусловлены специфические свойства рассматриваемых грунтов — их высокая гидрофиль- ность, липкость, способность к набуханию, ионному обмену и т.д.

В элювиальных образованиях состав глинистой фракции достаточно одно­роден: в элювии по гранитам — это каолинит, по магнезиально-железистым силикатам — монтмориллонит, нонтронит, по метаморфическим породам — преимущественно гидрослюда, хлорит, смешаннослойные минералы. В моло­дых континентальных образованиях осадочного происхождения состав мине­ралов глинистой фракции контролируется климатом и условиями их залега­ния: в накоплениях аридной зоны преобладает монтмориллонит, смешанно­слойные, палыгорскит, а в отложениях гумидного пояса — каолинит.

Глинистые минералы — чрезвычайно подвижные системы. Они испыты­вают преобразования не только в ходе седиментогенеза, но и на разных ста­диях постседиментационного преобразования глинистого осадка под влияни­ем изменения климатических, гидрохимических и тектонических факторов. В глинистых отложениях, претерпевших диагенетические и катагенетические преобразования, наблюдается заметное увеличение содержания гидрослюд за счет набухающих минералов, каолинита и палыгорскита.

Среди глинистых грунтов распространены как засоленные, так и незасо- ленные разности. Первые залегают в верхней части разреза грунтовых толщ в аридных районах, где широко протекали и протекают процессы континен­тального засоления грунтов, вторые — в гумидной зоне. Морские глинистые грунты могут быть засоленными и в районах, климат которых в настоящее время является гумидным.

Емкость катионного обмена глинистых грунтов изменяется в широком диапазоне: от 2—5 мг-экв на 100 г твердых частиц у супесей до 120—150 мг экв у мономинеральных монтмориллонитовых глин. Наиболее широко распрост­ранены глинистые грунты с кальциевым обменным комплексом. В гумидных условиях умеренных широт встречаются так называемые ненасыщенные гли­ны, содержащие обменный ион Н⁺. Для морских и лагунных глинистых грун­тов характерно присутствие в обменном комплексе иона Na⁺.

Первоначальный состав обменных катионов может изменяться при диаге­незе осадков. Так, растворение известковых органических остатков вызывает замещение обменного Na⁺ на Са²⁺. Аналогичное явление наблюдается при воздействии континентальных вод, содержащих Са²⁺, на морские глины. Со­став обменных катионов изменяется, если глинистые грунты взаимодейству­ют с подземными водами, иными по химическому составу, чем воды бассей­нов, в которых отлагались глины. По составу обменных катионов генетиче­ские выводы можно делать только в отношении мощных слоев водонепрони­цаемых глин, не перемежающихся с водоносными пластами.

Естественная влажность глинистых грунтов колеблется в широких преде­лах — от 5—10 до 100% и более. Наибольшую влажность имеют глины ниже уровня грунтовых вод. При прочих равных условиях монтмориллонитовые глины имеют наибольшую влажность, каолиновые — наименьшую. На увеличение влажности влияет присутствие минералов, содержащих кристаллизационную воду (например, гипса). Примесь органических веществ, характеризующихся высокой гидрофильностью, также повышает влажность глин. Насыщенные Na⁺ диспергированные глинистые грунты содержат много связанной воды и характеризуются более высокой влажностью, чем те же микроагрегатные грун­ты, насыщенные Са²⁺.

Степень влажности глинистых грунтов в зоне аэрации изменяется от 0,1 до 0,5. Это указывает на присутствие значительного содержания газов в грун­тах, находящихся главным образом в свободном состоянии. Ниже уровня грун­товых вод степень влажности приближается к 1.

Строение глинистых грунтов. Различие условий образования глинистых грун­тов обусловливает многообразие их строения. По характеру отсортированно- сти материала толщи глинистых грунтов подразделяются на однородные и неоднородные. Среди последних обособляются беспорядочно неоднородные и слоистые.

Толщи однородных глинистых грунтов обычно формируются в водной среде при неизменном тектоническом режиме. Таковыми могут быть глубоковод­ные морские глины, некоторые озерные глины, глинистые отложения пред­горных прогибов. Они характеризуются незначительной изменчивостью гра-

нулометрического и минерального состава по площади и разрезу, отсутстви­ем заметной слоистости, однородностью окраски и др.