CC BY
65
УДК 624.131.4 Ю.В. Фролова
ОСОБЕННОСТИ СОСТВА, СТРОЕНИЯ И СВОЙСТВ ВУЛКАНОГЕННО-ОБЛОМОЧНЫХ ПОРОД
В статье рассматриваются закономерности формирования состава, строения и свойств (физических и физико-механических) вулканогенно-обломочных пород — образований специфического генезиса, занимающих промежуточное положение между магматическими и осадочными породами. Создана и проанализирована база данных вулканогенно-обломочных пород, которая содержит геологическую, петрографическую и петрофизическую информацию. Показано, что вулканогенно-обломочные породы образуют крайне разнообразную по составу и строению группу с широким диапазоном изменения свойств. Установлено, что главными геологическими факторами, определяющими свойства вулканокластитов, являются условия их формирования и степень последующей литификации. Формирование свойств происходит различными путями: в одних случаях это продолжительный процесс литификации рыхлых пирокластических отложений, в других — в результате процессов сваривания или спекания обломочного материала сразу образуется консолидированная порода. Получен следующий ряд вулканогенно-обломочных пород по мере снижения значений физико-механических характеристик: кластолавы ^ лавокластиты ^ игнимбриты ^ ^фы ^ гиалокластиты ^ агглютинаты.
Введение. Вулканогенно-обломочные породы формируются при вулканических извержениях в наземных, подводных и подледных условиях и образуют весьма разнообразные и сложные группы. Впоследствии они испытывают уплотнение и минеральные преобразования под воздействием различных постгенетических процессов, что приводит к еще большему разнообразию их состава, текстур, структур, степени литификации, типов цемента. Генезис вулканогенно-обломочных пород специфичен: они занимают промежуточное положение между изверженными (эффузивными) и осадочными породами. Подобно эффузивным породам, они образуются при вулканических извержениях и близки к ним по составу, однако отличаются по способу образования и как следствие по структурным признакам. С осадочными породами их объединяет обломочная структура, хотя условия накопления и последующей литификации вулканитов отличаются от условий литогенеза осадочных пород. Это порождает сложность их изучения и классифицирования.
Характеристика вулканогенно-обломочных пород — описание условий их формирования и преобразований под действием вторичных процессов, классификации, типизация — подробно рассмотрена в работах вулканологов [Дзоценидзе, Мархинин, 1974; Малеев, 1980; Петрография..., 2001] и литологов [Страхов, 1960; Фролов, 1995]. Между тем в грунтоведении этот тип пород практически не изучен и не описан. Существуют лишь отдельные статьи, где рассматриваются свойства того или иного типа вулкано-генно-обломочных пород в связи с какой-либо конкретной практической задачей. К обобщающим работам можно отнести монографию O.A. Гириной [1998], в которой подробно исследованы условия формиро-
вания рыхлых андезитовых пирокластических отложений Камчатки, приводится их состав, строение и свойства, предлагается их систематика. В работе М.Л. Бернард [Bernard, 1999] содержится детальное описание вулканогенно-обломочных пород вулкана Мон-Пеле и анализ их плотностных, упругих, тепловых, магнитных свойств; также в ней приводится сопоставление результатов, полученных лабораторными и полевыми геофизических методами.
В общей классификации грунтов вулканогенно-обломочные породы долгое время не имели места [Грунтоведение, 1983]. При этом туфы — наиболее распространенный представитель вулканогенно-об-ломочных пород — входили в подгруппу эффузивных пород, с которыми они, однако, совершенно различны по способу образования, строению и свойствам. В современной общей классификации фунтов вулкано-генно-обломочные породы впервые выделены в самостоятельную подгруппу, входящую в группу как скальных, так и полускальных фунтов [Грунтоведение, 2005]. Подфуппа носит название "вулканоген-но-осадочная", по-видимому, это ориентировка на классификации литологов [Фролов, 1995], в то время как в вулканологических классификациях [Малеев, 1980; Петрофафия..., 2001], она называется "вулка-ногенно-обломочная", а термин "вулканогенно-оса-дочная" используется для вполне определенных пород, содержащих до 50% осадочного материала. Существует еще ряд дискуссионных вопросов в терминологии и классифицировании вулканогенно-об-ломочных пород. В частности, спорным является вопрос об отнесении игнимбритов (сваренные туфы) к магматическим или вулканогенно-обломочным образованиям; неоднозначно в классификациях и место кластолав.
Необходимость изучения физических и механических свойств вулканогенно-обломочных пород продиктована рядом факторов. Вулканогенно-обломоч-ные породы широко распространены во всех тектонических структурах — платформах, складчатых поясах, островных дугах; они образуют большой и очень сложный класс пород со своими особенностями, который вполне закономерно рассматривать наряду с магматическими, осадочными и метаморфическими породами. В областях современного и древнего вулканизма они нередко являются основанием для различных инженерных сооружений, а в горных районах встречаются при тоннелестроении. Строительство подземных горных выработок и карьеров нередко приурочено к толщам вулканогенно-обломочных пород, поскольку с ними связаны различные рудные (железо, марганец, полиметаллы, редкие элементы, золото и др.) и неметаллические (цеолиты, бентониты, каолин) полезные ископаемые. Шлаки, туфы, рыхлая пирокластика используются как строительный материал, и все это требует знаний об их свойствах [Продукты вулканизма..., 1975; Gobanoglu et al., 2003; Ardau et al., 2004]. Вулканогенно-обломочные породы могут быть коллекторами на нефтяных месторождениях, в связи с чем исследуются их коллекторские свойства. В последние десятилетия вулканокластиты интенсивно изучаются как породы, вмещающие месторождения горячей воды и пара [Ladygin et al., 2000]. Появились работы по оценке вулканогенно-обломоч-ных пород как коллекторов для захоронения радиоактивных отходов [Avar et al., 2003]. Еще одна причина изучения свойств вулканогенно-обломочных пород связана с проблемой сохранения геологических и архитектурных памятников [Inaner et al., 2004].
На кафедре инженерной и экологической геологии геологического факультета МГУ собрана представительная коллекция вулканогенно-обломочных пород и создана база данных (около 700 образцов). Анализ базы данных позволил изучить свойства вулканогенно-обломочных пород, сделать их инженерно-геологическую характеристику, сопоставить различные типы, выявить основные геологические и петрографические факторы, влияющие на свойства, оценить роль постгенетических процессов в формировании свойств.
Автор статьи, чтобы избежать несоответствий в терминологии и классификациях вулканогенно-обло-мочных пород, придерживается классификации, рекомендованной Петрографическим комитетом России [Петрография..., 2001].
Фактический материал и база данных изученных пород
В ходе экспедиционных работ 1989—1990, 2001— 2005 гг., проведенных на Камчатке, Курильских о-вах, Сибирской платформе, в Исландии, собрана представительная коллекция вулканогенно-обломоч-ных пород. На Камчатке работы проводились в Пау-жетском и Мутновском районах, на вулканах Безы-
мянный, Толбачик, Ключевской, Авачинский, Срединном хребте; на Курильских островах — на вулканах Баранского (о. Итуруп) и Эбеко (о. Парамушир); на Сибирской платформе — в северо-западной части (районы Хараелахской мульды и Вологочанской си-неклизы); в Исландии — в южных и юго-западных районах.
По результатам полевых и лабораторных исследований создана база данных вулканогенно-обломоч-ных пород, насчитывающая около 700 образцов. В базе данных представлены различные типы пород; породы с разным возрастом (Р—Т, -Р—N1,—С^. ()), структурой (от пелитовых до псефитовых), текстурой (массивные, слоистые), первичным минеральным составом (от кремнекислых до основных). Представлены образцы, характеризующие региональные эпигенетические преобразования (Курильские о-ва Итуруп, Парамушир, возраст N1,—Паужетский район Южной Камчатки, возраст N1,—Исландия, возраст N Сибирская платформа, Норильский район, возраст Р2—Т,) и локальный гидротермальный литогенез (гидротермальные системы вулкана Баранского — о. Итуруп; вулкана Эбеко — о. Парамушир; Мутновская, Паратунская, Паужетская гидротермальные системы — Южная Камчатка). База данных состоит из геологической, петрографической и пет-рофизической частей.
Петрофизическая часть включает комплекс физических и механических характеристик горных пород, которые измеряются лабораторными методами или вычисляются:
— плотностные — плотность (р), плотность твердого компонента (р^, пористость общая (я), эффективная по воде (я0 вод) и по воздуху (по возд), проницаемость (Кпр);
— влажностные — гигроскопическая влажность (И-р, величина водопоглощения (Щ;
— акустические — скорость распространения продольных волн в сухом (К) и водонасыщенном {Уру) состоянии, скорость распространения поперечных волн коэффициент Ку (эффект водонасы-щения), показывающий, на сколько процентов изменяется скорость распространения продольных волн при водонасыщении образцов;
— тепловые — теплопроводность (А,), температуропроводность (а), теплоемкость (С), коэффициент анизотропии (Кшт);
— магнитные — магнитная восприимчивость (%); — деформационные — динамический модуль упругости (£дин), коэффициент Пуассона (ц);
— прочностные — прочность на одноосное сжатие в сухом (Я.) и водонасыщенном (Ясн) состоянии, коэффициент размягчения (К м), прочность на разрыв
да-
Все физические и механические характеристики определялись по стандартным методикам [Практикум по грунтоведению, 1993]. Обработка данных проводилась с помощью программы "Статистика". Анализ физических и механических свойств сопровождался
детальным изучением химического и минерального состава пород, их структуры и текстуры, морфологии порового пространства, таким образом обеспечивался комплексный подход к исследованию горных пород.
Результаты исследований. Петрофизическая характеристика вулканогенно-обломочных пород
Исследованные вулканогенно-обломочные породы представлены кластолавами, лавокластитами, туфами и туффитами, гиалокластитами, игнимбритами, агглютинатами. В таблице представлены физические и физико-механические характеристики свойств различных типов вулканогенно-обломочных пород.
Эффузивно-обломочные породы
Кластолавы представляют собой породу, которая состоит из лавовых обломков, сцементированных лавой иного строения или состава. Они формируются, когда в процессе течения и неравномерного остывания лавового потока происходит его дробление на блоки, а возникшие обломки застывшей лавы цементируются расплавом. По данным Е.Ф. Малеева [1980], цементом может служить как первичная лава, так и вторичный расплав, образованный из мелкообломочного материла, сплавившегося в результате вторичного разогрева. Нами изучены кластолавы Сибирской платформы (Норильский район, Р2—Т,) и Камчатки (Ключевская группа вулканов, ()). Состав исследованных кластолав базальтовый, что обусловливает высокие значения плотности твердого компонента (р= 2,85+2,98 г/см3). Древние кластолавы Сибирской платформы испытали вторичные преобразования минерального состава под действием низкотемпературного регионального метаморфизма. Преобразования выразились в развитии в первую очередь по вулканическому стеклу, в порах и трещинах хлорита, цеолитов, кальцита, халцедона. Кристаллы плагиоклазов испытали частичное замещение, кристаллы пироксенов практически свежие. В кластолаве, отобранной на Камчатке (С)), вторичные изменения не наблюдаются, она сложена неизмененными лавовыми обломками с пористой текстурой. Структура всех изученных кластолав псефитовая; в отобранных для лабораторных исследований породах размер обломков не превышает 2—3 см.
Среди всех изученных вулканогенно-обломочных пород кластолавы являются наиболее плотными и прочными (таблица). Пористость древних кластолав, в которых поры заполнены вторичными минералами, не превышает 12%, преобладают значения в интервале 2—7%. Пористость кластолав четвертичного возраста составляет 21% за счет пористой текстуры лавовых обломков. В структуре порового пространства кластолав преобладают поры закрытого типа (я0 вод / и<0,5). Кластолавы негигроскопичны, поскольку в молодых разностях отсутствуют какие-либо вторичные образования, а среди вторичных минералов древних кластолав нет глинистой составляющей.
Лавовая природа обломков и цемента, высокая плотность и низкая пористость пород обусловливают относительно высокие значения V, при этом плотные, массивные кластолавы характеризуются наиболее высокими значениями (V > 5 км/с), практически
не изменяющимися при водонасыщении (Kv -0+5%).
р
Для трещиноватых пород типичны пониженные значения V в сухом состоянии (3,35+3,5 км/с) и резкое
увеличение V при водонасыщении (Ку до 50%).
р р
Таким образом, трещиноватость, как и для изверженных пород, является основным негативным фактором, существенно снижающим прочностные и деформационные свойства кластолав. Кроме того, она увеличивает проницаемость пород, что видно по высоким значениям соотношения открытой и общей пористости (иовод/и), достигающим 0,87. Увеличение проницаемости в свою очередь может привести к более интенсивной переработке пород под действием вторичных процессов (гипергенных, гидротермальных, метаморфических).
Лавокластиты формируются при дезинтеграции лавовых потоков с последующим уплотнением и цементацией образовавшегося обломочного материала в процессе литогенеза. При подводных излияниях лавовые обломки могут цементироваться взмученным илом или тонкообломочным материалом, возникшим за счет измельчения тех же лав [Малеев, 1980; Петрография..., 2001]. Особенности лавокластитов — однотипные состав, структура и текстура слагающих их обломков. Исследованы лавокластиты из района Мутновского вулкана (Южная Камчатка, N—Q). Слагающие их обломки представлены лавой, однако, в отличие от кластолав, они сцементированы гидрохимическим цементом, образованным в процессе лити-фикации. Лавокластиты несколько менее плотные и прочные по сравнению с кластолавами (таблица). Значения V варьируют в пределах 3,9+5,4 км/с и при водонасыщении практически не меняются, что указывает на массивную текстуру пород и отсутствие
трещиноватости. Значения Rc лавокластитов изменя-
+
100 M Па. Высокие значения прочности обусловлены высокой плотностью слагающих лавокластиты лавовых обломков. Большая часть лавокластитов относится к неразмягчаемым или слаборазмягчаемым по-+
случаях наблюдается заметное снижение прочности
+
тором, влияющим на прочностные свойства лавокластитов, является состав цементирующей массы.
Гиалокластиты представляют собой витроклас-тические образования, формирующиеся при подводных или подледных извержениях в результате фреати-ческих взрывов, которые характеризуются выбросами стекловатой пирокластики. Были изучены гиалокластиты из южных и юго-западных районов Исландии, формирование которых происходило в результате подледных извержений, широко распространенных в
Сравнительная характеристика свойств различных типов вулканогенно-обломочных пород
Порода р, г/см3 п, % ^О вод/^ Ур, км/с КГр, % Лс, МПа разу х ■ ю-3, ед. СИ
Эффузивно-обломочные Кластолавы 2,72(8)* 8(8) 0,45 (7) 0,6 (7) 4,4 (8) 12(6) 155 (7) — 3,3 (8)
2,28-2,90 2-21 0,21-0,87 0,3-1 3,35-5,6 0-48 90-237 0,3-12
Лавокластиты 2,52(38) 8(11) 0,42 (4) 1(11) 4,4(39) -1 (22) -5+5 80 (30) 0,58(13) —
2,32-2,66 5-12 0,24-0,6 0,5-2,4 3,9-5,4 33-158 0,21-0,97
Гиалокластиты 1,69 (74) 37(63) 0,7 (60) 5,3 (62) 1,85 (72) 35(53) -9-138 23 (61) — 1,4(72)
1,2-2,34 14-57 0,45-1,03 0,6-13 0,9-4,05 2-110 0,3-5,7
Эксплозивно-обломочные Туфы 1,96(493) 0,72-2,75 28 (392) 4,7-69 0,67 (377) 0,07-1,18 1,7 (397) 0-8,2 2,65 (490) 0,6-5,4 7(447) -41-275 42 (419) 1-200 0,61 (211) 0,1-1 8,3 (437) 0,05-65
Агглютинаты 1,61(8) 45 (8) 0,48 (7) 0,9 (2) 2,15(8) 30 (7) 10(8) 0,73 (7) 11(8)
1,36-2,2 25-54 0,44-0,5 0,8-1 1,55-2,55 0-55 1-50 0,38-1 6-17
Игнимбриты 2,1(8) 20 (8) 0,63 (8) 0,1(3) 3,5 (5) 10(5) -1-39 73 (7) 0,85(2) 13(6)
1,71-2,34 10-34 0,49-0,74 1,75-4,5 48-102 0,75-0,95 7-33
* Над чертой — среднее значение показателя, в скобках — число определений, под чертой — минимальное и максимальное значения показателя.
период покровных оледенений в плиоцен-плейстоценовое время. В настоящее время они слагают мощные толщи и покрывают значительные территории. Изученные гиалокластиты сложены угловатыми, пористыми обломками базальтового вулканического стекла псаммито-мелкопсефитовой размерности, в меньшем количестве — кристаллокластами оливина, пироксена и плагиоклаза, сцементированными вторичными минералами, среди которых наиболее распространены палагонит, смектит, цеолиты, хлорит. Исследованная коллекция включает гиалокластиты, образовавшиеся в разное время (последнее оледенение, (З3, 0,7—1 млн лет, 1,7—2 млн лет, 2—2,5 млн лет) и испытавшие погружение на различную глубину (без погружения, 500 м, 700 м, 1000 м). Это позволило проследить и выявить закономерности изменения состава, строения и свойств гиалокластитов в процессе литогенеза [Фролова и др., 2004; Рго1о\а сп а1., 2005].
В целом гиалокластиты являются одной из наиболее пористых и наименее плотных и прочных пород среди вулканокластитов (таблица), хотя их свойства во многом зависят от степени литификации. Главный компонент гиалокластитов — вулканическое стекло базальтового состава, которое представляет собой термодинамически нестойкий материал, легко подверженный преобразованиям. Оно быстро вступает в реакцию как с холодными, так и с термальными флюидами, что влечет за собой химические и минеральные преобразования, изменение структуры по-рового пространства и проницаемости, а также постепенное уплотнение и консолидацию пород.
Самый первый продукт преобразования вулканического стекла — палагонит. Именно процесс палаго-нитизации приводит к цементации рыхлых пироклас-тических отложений с образованием консолидированных пород. Начальный этап палагонитизации наблюдается в гиалокластитах последнего оледенения (С),), которые в течение постгенетической истории оставались на поверхности, не испытывая погружения. Палагонит как бы сваривает обломки вулканического стекла в точках их соприкосновения, форми-
руя цемент контактного типа (рис. 1, а). При этом обломки стекла остаются свежими или незначительно изменяются по краям. Под действием более интенсивной палагонитизации обломки стекла покрываются палагонитовыми "рубашками", образующими цемент пленочного типа (рис. 1, б). Межобломочное пространство при этом остается пустым. Палагонит также обволакивает стенки везикул внутри обломков стекла, не заполняя при этом их центральные части. Постепенно палагонитовые "рубашки" разрастаются и заполняют межобломочное пространство, формируя поровый тип цемента (рис. 1, в). Палагонит трансформируется в смектит. Везикулы, заключенные в стекле, также заполняются смектитом.
Дальнейшие преобразования заключаются в постепенной трансформации смектита в смешанослой-ные образования хлорит-смектитового ряда (коррен-сит) и развитии в межобломочном пространстве вторичных минералов — цеолитов (шабазит, филлипсит, анальцим) и кальцита. Наиболее измененными являются гиалокластиты с возрастом 2—2,5 млн лет, которые испытали погружение на глубину до 1 км в область повышенной температуры. В результате постгенетических преобразований межобломочное пространство, трещины и поры заполнены вторичными минералами, среди которых отмечены хлорит или корренсит, кальцит, клиноцоизит, пренит, эпидот, кварц. Вулканическое стекло, в отличие от предыдущих стадий, в значительной степени перекристаллизовано и замещено вторичными минералами.
В процессе литификации гиалокластитов происходит закономерное и очень существенное уплотнение и упрочнение пород, снижаются их пористость и проницаемость. Изменение свойств гиалокластитов в процессе литификации показано на диаграммах (рис. 2). На диаграмме п—Яс четко прослеживается уменьшение пористости от 50-60% у слабоконсолидирован-ных гиалокластитов с контактово-пленочным типом цемента до 30+40% у гиалокластитов с поровым смек-титовым цементом и до 15+25% у пород с поровым цементом смешанного состава (цеолиты, кальцит,
а
Рис. 1. Гиалокластиты (Юго-Западная Исландия, возраст О-,)-тографии шлифов (николи ТТ, ширина поля зрения 0,9 мм): а — начальная стадия литификации: образование палагонитового цемента на контактах обломков вулканического стекла; б — пленочный палагонитовый цемент; в — поровый палагонит-смектитовый
цемент
корренсит) (рис. 2, а). В указанной последовательности происходит упрочнение пород. Отмечено, что наиболее древние гиалокластиты отличаются формированием вторичной пористости (п = 25+30%) в результате преобразования плотного вулканического стекла. Это, однако, не вызывает снижения прочности пород, значения которой могут достигать 100 МПа за счет образования более прочных структурных связей в процессе литификации породы.
На диаграмме р - V показана тенденция к увеличению значений V при уплотнении гиалокластитов в процессе их литификации (рис. 2, б). Из общей зависимости р - V выпадают цеолитизированные гиалокластиты, характеризуясь пониженными значениями V. Ранее аналогичная закономерность снижения V под действием цеолитизации была получена и описана дня туфов Камчатки ^Ladygin ег а1., 2000]. При исследовании под электронным микроскопом обнаружено, что в основе цеолитовой матрицы — мельчайшие кристаллы размером в несколько микронов, которые формируют вторичную микропористость. Предположительно именно она существенно замедляет скорость прохождения упругой волны по породе.
Исследование проницаемости гиалокластитов выявило ее снижение на 6 порядков в зависимости от степени литификации: от 6- 103 мД у слаболитифи-цированных гиалокластов, образовавшихся в период последнего оледенения, до 0,001 мД у пород, сформировавшихся 2—2,5 млн л. н. и испытавших за это время значительную консолидацию и цементацию (рис. 2, в).
Изменение плотности твердой фазы, отражающей химические преобразования, которые происходят в породе, показано на диаграмме (рис. 2, г). На первых стадиях литогенеза значения р5 закономерно снижаются, что вызвано постепенным разложением базальтового стекла и замещением более легкими минералами, среди которых присутствует палагонит (р= 1,93+2,14 г/см3), цеолиты (р = 2,2+2,3 г/см3), смектит. При погружении гиалокластитовой толщи в область повышенных температуры и давления формируются более тяжелые вторичные минералы — хлорит, эпидот, клиноцоизит, что приводит к увеличению плотности твердой фазы.
Гигроскопическая влажность в зависимости от содержания глинистых минералов, в первую очередь смектита и палагонита, варьирует от 0,4 до 13%. Негигроскопичны, во-первых, слаболитифицированные гиалокластиты, которые отличаются крайне малым содержанием глинистых минералов, образующих "мостики" между обломками стекла (рис. 1, а)\ во-вторых, наиболее литифицированные гиалокластиты позднеплиоценового возраста, в которых минералы смектитового ряда, обеспечивающие гигроскопичность пород, трансформировались в хлорит.
Исследование тепловых характеристик выявило аномально низкие для вулканогенных пород значения коэффициента теплопроводности, изменяющие-
Рис. 2. Изменение свойств гиалокластитов в процессе литификации: а — диаграмма п—Яс; б— диаграмма р- Ур; в — изменение газопроницаемости; г — изменение плотности твердой фазы; 1 — слаболитифицированные гиалокластиты с контактово-пленочным палагонитовым цементом, образованные в период последнего оледенения; 2 — гиалокластиты, возраст с поровым палагонит-смектитовым цементом; 3 — гиалокластиты с поровым цементом смешанного состава (цеолиты, корренсит, кальцит), возраст 0,7—2 млн лет; глубина погружения толщи 500—700 м; 4 — литифицированные гиалокластиты, возраст 2—2,5 млн лет, глубина погружения толщи до 1000 м
ся в зависимости от степени литификации от 0,4-0,5 до 0,8-1 ВтДмК) [Попов и др., 2006].
Эксплозивно-обломочные литифицированные породы
Эта группа пород разделяется на две подгруппы: 1) литифицированные без цемента — агглютинаты (спекшиеся) и игнимбриты (сваренные); 2) уплотненные и сцементированные гидрохимическим цементом — собственно туфы [Малеев, 1980; Петрография..., 2001].
Игнимбриты представляют собой породу, состоящую из обломочного материала, сваренного в единую монолитную массу, с включениями линзовидных тел вулканического стекла. Стекло, как правило, деформировано в результате плавления. Формирование иг-нимбритов приурочено к областям кислого, реже среднего вулканизма и нередко связано с образованием крупных кальдер обрушения. Мощные игнимбри-товые покровы могут занимать обширную площадь — несколько тысяч и десятки тысяч квадратных километров. Широко известны игнимбритовые толщи в
Италии (Флегрейские поля), Турции (Анатолия), Новой Зеландии (вулканическая зона Таупо).
Были изучены игнимбриты вулкана Горелый на Южной Камчатке (N—0), которые являются основанием сооружений Мутновской ГеоТЭС. Это довольно плотные, прочные ^48-102 МПа), негигроскопичные, невлагоемкие (Ж= 3-5%) образования (таблица). Характерной особенностью игнимбритов является ориентированная флюидальная текстура, образованная включениями вулканического стекла в виде фьямме. Это обусловливает анизотропию упругих, прочностных, тепловых свойств игнимбритов и их проницаемости, что необходимо учитывать при расчетах устойчивости основания сооружения.
Агглютинаты. Их формирование приурочено преимущественно к областям базальтового вулканизма. Агглютинаты, в отличие от игнимбритов, имеют локальное распространение в пределах шлаковых конусов и прикратерных частей вулканов.
Были отобраны и изучены агглютинаты (возможно, псевдоагглютинаты по классификации [Петрография..., 2001]), образованные на шлаковом конусе Се-
а
Рис. 3. Агглютинаты: а — шлаковый конус у подножия вулкана Камень, Камчатка; б — фотография шлифа, кластическая структура и спекание обломков в агглютинате шлакового конуса (Северный прорыв БТТИ 1975 г., Камчатка) (николи 11, ширина поля зрения
0,9 мм)
верного прорыва Большого трещинного Толбачин-ского извержения (БТТИ) (1975 г.) и на шлаковом конусе у подножия вулкана Камень (рис. 3, а). Порода состоит из обломков лавы и шлака с различной пористостью, спекшихся с единую массу. Спекание обломков (образование соединительной пленки), по-видимому, происходило под действием вторичного разогрева и окисления шлакового материала, в результате чего порода приобрела красноватый оттенок. Под оптическим микроскопом хорошо наблюдается обломочная структура агглютинатов; вокруг обломков лавы и шлаков просматривается пленка, за счет которой в местах соприкосновения обломков происходит спекание и формирование цемента контактового типа (рис. 3, б).
Неправильная форма спекающихся обломков обусловливает высокую пористость образующейся породы — 25-54% (таблица). Открытая пористость в среднем в два раза ниже, чем общая. Отсутствие глинистых минералов обеспечивает низкую величину
гигроскопической влажности < 1%). Значения V невысокие, однако заметно повышаются (в среднем на 30%) при заполнении пустотного пространства водой. Прочность агглютинатов в зависимости от степени спекания — количества и прочности образованных контактов — изменяется от нескольких мегапа-скалей до 50 МПа.
Туфы, сформированные в результате уплотнения и цементации изначально рыхлой пирокластики, составляют наиболее разнообразную, сложную и широко распространенную группу среди вулканогенно-об-ломочных пород. Мощные туфовые толщи встречаются практически во всех областях развития современного и древнего вулканизма. Нами исследованы туфы Курильских о-вов (возраст М2—Камчатки (возраст М1? М2—(2), Сибирской платформы (возраст Р2—ТА). Туфы очень разнообразны по составу, структурно-текстурным особенностям, степени и характеру вторичных изменений, представлены пели-товыми, алевритовыми, псаммитовыми и псефитовы-ми разностями. По характеру обломков выделяются лито-, кристалло- и витрокластические, а также смешанные типы. Разделяются туфы с контактовым, пленочным, поровым и базальным типом цемента. При этом состав цемента крайне разнообразен: тонкообломочный стекловатый, глинистый, карбонатный, кварцевый, цеолитовый, хлоритовый, смешанный и др. Общий химический состав исследуемых туфов варьирует от риолитового и дацитового до базальтового. Встречаются вулканогенно-осадочные породы — туффиты с примесью осадочного материала до 50%, а также ксенотуфы с примесью обломков фундамента вулкана.
В зависимости от размера и состава обломков, типа и состава цемента, соотношения обломков и цемента значения показателей физико-механических свойств колеблются в широких пределах (таблица). Прочность туфов варьирует от нескольких мегапаска-лей до 200 МПа, однако прочность преобладающего большинства образцов не превышает 50 МПа. Поведение туфов при водонасыщении различно. В одних образцах значения Яс при водонасыщении практически не меняются, и они являются неразмягчаемыми (Хразм = 1). В других образцах, особенно в содержащих глинистые минералы, прочность при водонасыщении заметно снижается (^^ = 0,1-0,2), а в отдельных
случаях туфы размокают. В целом среди туфов преоб-
=-
Поскольку туфы формируются в результате постепенного уплотнения рыхлых пирокластических отложений и их цементации в ходе литогенеза, то одним из основных факторов, определяющих их свойства, является степень литификации.
Обсуждение результатов. Формирование свойств вулканогенно-обломочных пород происходит различными путями. Среди вулканокластитов есть породы, которые цементируются сразу при их формировании в результате процессов сваривания или спекания обломочного материала. К ним относятся кластолавы,
2,0 2,2 2,4 2,6 2,8 3,0 1,5 2,0
р, г/см3 р, г/см3
Рис. 4. Сравнительная характеристика свойств различных типов вулканогенно-обломочных пород: а — плотность; б — диаграмма п—Яс; туфы, 2 — гиалокластиты, 3 — лавокластиты, 4 — кластолава, 5 — агглютинаты; в — диаграмма р - Яс для крупнообломочных туфов и
кластолав; г — диаграмма р - Я для крупнообломочных туфов и кластолав
игнимбриты, агглютинаты. Хотя в дальнейшем они могут уплотняться и литифицироваться, однако уже изначально они представляют собой консолидированные образования. Другие вулканокластиты (туфы, гиалокластиты, лавокластиты) первоначально представляют собой рыхлый обломочный материал, который в ходе литогенеза уплотняется и цементируется, постепенно превращаясь в консолидированную породу. В этом случае с момента образования рыхлого обломочного материала до формирования горной породы нередко проходят тысячи лет.
Обобщая полученные данные о свойствах вулка-ногенно-обломочных пород, можно выстроить следующий ряд по мере снижения плотностных, прочностных и деформационных характеристик и увеличения пористости: кластолавы, лавокластиты, игнимбриты, туфы, гиалокластиты и агглютинаты (таблица, рис. 4, а). Однако полученная последовательность несколько условна, так как свойства вулкано-генно-обломочных пород во многом определяются степенью их литификации.
На рис. 4, б показана зависимость прочности на одноосное сжатие от пористости для различных типов вулканогенно-обломочных пород: видно, что
для туфов, гиалокластитов и агглютинатов она описывается единой зависимостью, а характеризующие их кривые практически совпадают. Заметно выше находится кривая, соответствующая кластолавам. При одинаковых значениях пористости (плотности) прочность кластолав на 40—50 МПа выше, чем у остальных вулканокластитов, что обусловлено лавовой природой обломков и цемента, обеспечивающей более прочные структурные связи. Кривая, описывающая прочность лавокластитов, напротив, расположена несколько ниже общей кривой. Характерные для лавокластитов высокие значения прочности — следствие высокой плотности (низкой пористости) слагающих их лавовых обломков.
Чтобы проследить роль генезиса в формировании свойств вулканокластитов, проведено сравнение двух групп, визуально идентичных, но имеющих разное происхождение. Для сравнения выбраны лавокластиты и крупнопсефитовые туфы палеоген-неогенового возраста из Курило-Камчатского региона. Породы обеих групп сложены обломками лавы размером 1—5 см, которые сцементированы цементом гидрохимической природы. Однако условия их формирования, как показано выше, различны. Лавокластиты образуются
при разрушении лавовых потоков с последующим уплотнением и цементацией образовавшегося обломочного материала в процессе литогенеза. Обломочную часть составляют однотипные литокласты лавы. В основе туфов — рыхлый пирокластический материл, образованный в результате эксплозивной деятельности вулканов. Он более разнообразен, чем в лавокласти-тах: помимо литокластов разных состава и строения, как правило, встречается мелкообломочный материал, представленный обломками кристаллов и вулканического стекла. В отличие от обломков лавы, крис-таллокласты и в первую очередь вулканическое стекло, легко разлагаются под действием эпигенетических процессов, замещаются вторичными минералами, формирующими достаточно прочную цементирующую массу. Особенностями формирования обусловлены петрофизические различия крупнопсефитовых туфов и лавокластитов. На диаграммах р-^с и р - ¥р (рис. 4, в, г) видно, что отличительным признаком лавокластитов является их относительная петрофизи-ческая однородность (следствие петрографической однородности). Туфы, напротив, очень неоднородны по свойствам — их плотность, прочность, значения ¥р изменяются в широких диапазонах. Кроме того, при одинаковой плотности (пористости) крупнопсефито-
вые туфы в целом несколько прочнее, чем лавоклас-титы.
Выводы. 1. Вулканогенно-обломочные породы образуют крайне разнообразную по составу и строению группу с широким диапазоном изменения свойств. Формирование свойств происходит различными путями: в одних случаях это продолжительный процесс литификации рыхлых пирокластических отложений, в других — в результате процессов сваривания или спекания обломочного материала сразу образуется консолидированная порода.
2. Получен следующий ряд вулканогенно-обло-мочных пород по мере снижения значений физико-механических характеристик: кластолавы ^ лаво-кластиты ^ игнимбриты ^ ^фы ^ гиалокластиты ^ агглютинаты.
3. Условия формирования и степень последующей литификации являются основными факторами, определяющими петрофизические особенности вул-канокластитов.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант № 07-05-00118-а).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Гирина O.A. Пирокластические отложения современных извержений андезитовых вулканов Камчатки и их инженерно-геологические особенности. Владивосток, 1998.
2. Грунтоведение / Под ред. Е.М. Сергеева. 5-е изд. М.: Изд-во МГУ, 1983.
3. Грунтоведение / Под ред. В.Т. Трофимова. 6-е изд. М.: Изд-во МГУ, 2005.
4. Дзоценидзе Г. С., Мархинин Е.К. Вулканокластические продукты и проблема их эволюции // Проблемы вулкано-генно-осадочного литогенеза. М.. 1974.
5. Ладыгин В.М., Рычагов С.Н., Фролова Ю.В. и др. Преобразование рыхлых пирокластических отложений в туфы // Вулканология и сейсмология. 2001. № 4.
6. Малеев Е.Ф. Вулканиты: Справочник. М.: Недра, 1980.
7. Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматических горных пород / Под ред. B.C. Попова, O.A. Богатикова. М.: Логос, 2001.
8. Попов В.Г., Петрунин Г.И., Пугина Л.М. и др. Влияние степени консолидации (литификации) на теплопере-носные параметры туфов (на примере туфов Исландии) // Тез. докл. Восьмых геофизических чтений им. В.В. Федын-ского (2-4 марта 2006 г.). М.. 2006. С. 88-89.
9. Практикум по грунтоведению / Под ред. В.Т. Трофимова, В.А. Королева. М.: Изд-во МГУ, 1993.
10. Продукты вулканизма как полезные ископаемые. М.: Наука, 1975.
11. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. М.: Наука, 1960.
12. Фролов В.Т. Литология. Т. 2. М.: Изд-во МГУ, 1995.
13. Фролова Ю.В., Френзсон X., Ладыгин В.М. и др. Пористость и проницаемость гиалокластитов // Тр. Междуна-
родного геотермального научно-технического семинара (Петропавловск-Камчатский, 9—15 августа 2004 г.) (Вебсайт http://igw2004.gesa.ru).
14. Ard.au F., Argiolas S., Vernier A. Technical characterization and main uses of Sardinian phyroclastic rocks // Proceed. of the 32nd Intern, geological congress. Florence, August 20-28, 2004. Abstracts (P. 1). Florence, 2004. P. 282.
15. Avar B.B., Hudyma N., Karakouzian M. Porosity dependence of the elastic modulus of lithophysae-rich tuffs: numerical and experimental investigations // Intern. J. of Rock Mechanics & Mining Scien. 2003. Vol. 40. P. 919-928.
16. Bernard M.L. Etude experimental des propriétés physiques des roches pyroclastiques de la Montagne Pelee. These, 1999.
17. Frolova /., Ladygin V., Franzson H. et al. Petrophysical Properties of Fresh to Mildly Altered Hyaloclasitie Tuffs // Proceed, of WGC 2005. Antalya, 24-29 April. (CD ISBN 97598332-0-4)
18. Gobanoglu I., Yahya ()., Ahmet O. Engineering properties of tuffs in the Sandikli region (Afyon-Turkey) and their possible use as concrete aggregates // Bull. Eng. Geol. Env. 2003. Vol. 62. P. 369-378.
19. Inaner П., Tokcaev M., Kay a T. et al. An example of geological, geomorphological and cultural heritage to be preserved: Kula (Katakekaumene) volcanic region in western Turkey // Proceed. of the 32nd Intern, geological congress. Florence, August 20-28, 2004. Abstracts (P. 1). Florence, 2004. P. 625.
20. Ladygin V., Frolova J., Rychagov S. Formation of composition and petrophysical properties of hydrothermally altered rocks in geothermal reservoir // Proceed, of the World Geother-mal Congress 2000. Tokio, 2000. P. 2695-2699.
Поступила в редакцию 16.05.2007
