Структурные особенности и основные свойства массивов горных пород

Размещено на http://www.allbest.ru/

СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ И ОСНОВНЫЕ СВОЙСТВА МАССИВОВ ГОРНЫХ ПОРОД

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

структурными особенностями;

свойствами слагающих массив горных пород;

напряженным состоянием.

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

2.1 Общие сведения о строении Земли, верхней мантии и земной коры

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

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

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

Рис. 2.1 Общая схема внутреннего строения Земли

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

По данным современных геофизических исследований в пределах верхней мантии существует некоторый слой, более пластичный и подвижный по отношению к выше - и нижележащим слоям. В этом слое существенно понижается скорость поперечных волн, а скорость продольных не возрастает с глубиной, что свидетельствует о более низкой плотности вещества в пределах данного слоя по сравнению со смежными слоями. Называют этот слой астеносферой. Под материками она находится в интервале глубин от 100 до 250 км. Вязкость астеносферы на 2-3 порядка ниже, чем в смежных областях мантии, и составляет 1020 пуаз (1 пуаз = 0,0101972 кгс.с/м²).

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

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

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

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

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

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

2.2 Состав литосферы, общая систематика горных пород

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

В этом классе выделяют песчаные и крупнообломочные породы.

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

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

2.3 Петрографические особенности горных пород

Свойства пород зависят от их состава и строения. Состоят горные породы из минералов. Известно около 3000 различных минералов, однако в составе горных пород существенную роль играют только немногим более 20 так называемых породообразующих минералов, наиболее распространенных в земной коре.

Минералы обычно делятся по основным химическим группам в следующем порядке:

Самородные элементы (золото, серебро, мышьяк, сера, сурьма, алмаз и др.)

Сульфиды (халькозин Cu₂S, сфалерит ZnS, киноварь HgS, пирит FeS₂ и др.)

Окислы (куприт Cu₂O, корунд Al₂O₃, гематит Fe₂O₃, кварц SiO₂, и др.

Силикаты (оливин (Mg,Fe)₂^.[SiO₄]; тальк Mg₃(OH)₂Si₄O₁₀; мусковит KAl₂^.(OH,F)₂[AlSi₃O₁₀]; биотит K(Fe,Mg)₃(OH,F)₂[AlSi₃O₁₀]; серпентин Mg₆(OH)₈[Si₄O₁₀]; каолинит Al₄(OH)₈[Si₄O₁₀]; калиевые полевые шпаты K[AlSi₃O₈] и др

Соли кислот - сульфаты (ангидрит CaSO₄; барит BaSO₄), вольфраматы (шеелит CaWO₄), карбонаты (кальцит CaCO₃).

Галоидные соединения (флюорит CaF₂; галит NaCl; сильвин KCl).

По минералогическому составу различают мономинеральные и полиминеральные горные породы. Примерами мономинеральных пород являются песчаник, известняк, мрамор, гипс и др. Большинство пород принадлежит ко второму типу.

Можно выделить несколько важнейших групп породообразующих минералов, оказывающих существенное, и притом различное, влияние на механические свойства пород:

а) кварцевые минералы - кварц, кремень, халцедон и др.;

б) силикатные минералы - полевой шпат, амфибол, пироксен, слюда и др.;

в) карбонатные и глинистые гидрофильные минералы - кальцит, доломит, каолинит и др.;

г) легкорастворимые минералы - гипс, галит, сильвин и др.

Наивысшей прочностью и упругостью обладают кварцевые породы (кремнистые песчаники, кварциты). Высокую прочность имеют силикатные породы. Однако с повышением содержания слюдистых минералов показатели прочности снижаются. При наличии в породе глинистых и легкорастворимых минералов прочность и упругость резко уменьшаются.

К строению пород относят размеры, форму, взаимное расположение и способ срастания слагающих их минеральных частиц. Важнейшими признаками строения пород являются их структура и текстура.

Под структурой понимают строение минерального агрегата, т.е. степень кристаллизации пород (кристаллическое или аморфное их строение), размеры, форму минеральных частиц и характер связей между ними (табл. 2.1).

Таблица 2.1

Структуры горных пород

Структура	Характеристика породы
Кристаллическая крупнозернистая среднезернистая мелкозернистая афанитовая скрытокристаллическая	Порода целиком состоит из кристаллических зёрен; размер зёрен 1-5 мм Размер зёрен до 1 мм Размер зёрен менее 1 мм Зёрна различимы лишь в лупу Кристаллы не видны даже при увеличении
Стекловатая	Сплошная стекловидная масса
Порфировая	В общую стекловатую или скрытокристаллическую массу вкраплены кристаллические зёрна
Обломочная	Порода сцементирована из обломков

По степени кристаллизации пород выделяют полнокристаллические, неполнокристаллические, стекловатые, порфировые и обломочные структуры.

Полнокристаллическим породам свойственна полная раскристаллизация всех слагающих их минералов. Породы неполнокристаллические состоят частично из кристаллических зерен, частично из аморфной стекловатой цементирующей массы. Стекловатые породы полностью состоят из стекловатой массы. В породах порфировой структуры в общую стекловатую или кристаллическую массу вкраплены крупные зерна. Породы обломочной структуры состоят из сцементированных обломков первичных пород, из которых они образовались. С увеличением степени раскристаллизации пород обычно их прочность понижается.

По крупности кристаллических зерен различают породы гиганто-, грубо-, крупно-, средне-, мелкозернистой, афанитовой и скрытокристаллической (микрокристаллической) структур.

Породы гигантозернистой структуры имеют размеры слагающих их кристаллов свыше 100 мм. Примером таких пород являются некоторые слюдяные пегматиты. Крупность кристаллов грубозернистых пород от 10 до 100, крупнозернистых от 5 до 10, среднезернистых от 1 до 5, мелкозернистых до 1 мм. В породах афанитовой структуры зерна различимы лишь в лупу, скрытокристаллической - только под микроскопом. По мере уменьшения зернистости, как правило, повышаются плотность, прочность и упругость пород.

Выделяют также породы равномернозернистой структуры, сложенные из кристаллов примерно одинаковых размеров, и неравномернозернистой структуры, в которых размеры слагающих их кристаллов существенно различны.

Свойства пород неполнокристаллической, порфировой и обломочной структур существенно зависят от характера цементации и состава цементирующего (стекловатого) вещества.

Состав цемента (стекла) может быть самым разнообразным: кремнистым, железистым, известковистым, глинистым, мергелистым, гипсовым и т. д. Наибольшей прочностью обладают породы с кремнистой и железистой цементацией, наименьшей - с гипсовой, глинистой.

Другим важнейшим признаком строения пород наряду со структурой является их текстура. Под текстурой (сложением) понимают взаимное расположение структурно однотипных частиц породы в занимаемом ими пространстве (табл.2.2).

Таблица 2.2

Важнейшие типы текстуры горных пород

Текстура	Характеристика породы
Массивная	Частицы горной породы не ориентированы, плотно прилегают друг к другу
Пористая	В горной породе имеются микропустоты
Слоистая	Частицы породы чередуются с другими частицами, образуя слои и напластования.

Текстура породы может быть упорядоченной и неупорядоченной. С точки зрения геомеханики важнейшими являются следующие текстуры:

массивная - частицы горной породы плотно прилегают друг к другу, ориентированы произвольно;

пористая -- частицы породы прилегают друг к другу неплотно, между ними имеется множество микропустот (пор);

слоистая--частицы пород чередуются, образуя слои и напластования.

Породы упорядоченной текстуры обладают обычно анизотропностью свойств, т. е. существенным различием их показателей в различных направлениях, в частности, по направлениям слоистости, сланцеватости, плойчатости от одноименных показателей в иных направлениях.

Свойства горных пород неупорядоченной текстуры (например, массивно-кристаллических) оказываются сходными во всех направлениях. Такие породы при решении задач геомеханики можно рассматривать как квазиизотропные тела.

Для многих осадочных и метаморфических пород с точки зрения пространственных закономерностей изменения их механических свойств существенное значение имеют слоистость, полосчатость и пластовая отдельность.

Слоистость и полосчатость связаны со сменой минералогического или вещественного состава, причем эта смена может быть резкой или же постепенной.

Пластовая отдельность -- это плоскости, по которым одни пласты или слои отделяются от других. При этом сцепление пород по плоскостям пластовой отдельности обычно значительно ниже, чем сцепление внутри пластов или слоёв пород. Особенно велика эта разница для слоистых метаморфических пород, которым свойственно расслаивание массивов. В процессах метаморфизма это расслаивание сопровождалось межслоевыми подвижками, которые обусловили дополнительное снижение сцепления и угла трения по поверхностям раздела слоев.

2.4 Тектонические структуры земной коры и верхней мантии

В литосфере выделяют два вида (или два различных порядка) структурных элементов - глубинные и коровые тектонические структуры.

В пределах этих структур в зависимости от размеров выделяются различные порядки неоднородностей.

Глубинными тектоническими структурами первого порядка являются континенты и океанические области коры. Глубинные структуры второго порядка - это подвижные геосинклинальные пояса и относительно устойчивые платформы. Структуры этих двух порядков, имеющие линейные размеры, исчисляемые тысячами километров, называют планетарными или глобальными.

Коровые тектонические структуры, в отличие от глубинных, менее развиты на глубину и, как правило, не выходят из пределов земной коры. Они образуют складчато-разрывные деформации различных порядков, имеющие линейные размеры по простиранию максимально до десятков, иногда нескольких сотен километров.

Особое значение в тектоническом строении и развитии земной коры принадлежит глубинным разломам, представляющим собой первичные элементы строения земной коры. Наиболее крупные и древние разломы проникают в глубину до подошвы земной коры и ниже, в верхнюю мантию. Сетью пересекающихся глубинных разломов земная кора расчленена на глыбы или их ещё называют литосферными плитами.

В настоящее время выделяют восемь крупных и около полутора десятков мелких литосферных плит. (рис.2.2).

Рис. 2.2 Крупнейшие литосферные плиты Земли и направления их движения 1 - оси раздвижения и разломы; 2 - планетарные пояса сжатия; 3 - конвергентные границы плит; 4 - современные континенты

Две крупные плиты (Тихоокеанская и Сомалийская) представлены тонкой и легко проницаемой океанической корой. Остальные шесть - Евроазиатская, Африканская, Индо-Австралийская, Северо-Американская, Южно-Американская и Антарктическая - обладают корой континентального типа.

Каждая литосферная плита разломами более высоких порядков - коровыми разрывами - расчленена, в свою очередь, на блоки. В пределах плит и блоков развиты плавные и пликативные деформации соответствующих порядков - складчатость и волновые изгибы. Таким образом, в целом земная кора имеет глыбово-волновое или, другими словами, блочное строение.

Выделяются две пары сопряженных систем глубинных разломов, расчленяющих земную кору: ортогональная система, разломы которой имеют широтное и меридиональное направления, и диагональная система, с северо-западным и северо-восточным направлениями.

Глубинные разломы и разрывы земной коры являются теми естественными швами, по которым на протяжении всей геологической истории Земли непрерывно происходили тектонические движения.

Тектонические движения, протекавшие на протяжении всех геологических эпох, имеют место и в настоящее время и поддаются непосредственным инструментальным измерениям. Эти движения, проявившиеся в историческое (в последние шесть тысяч лет) и проявляющиеся в настоящее время, называют современными тектоническими движениями в отличие от новейших, происходивших в геологические периоды неогена и антропогена (до 25-30 млн. лет назад).

Выделяют два типа современных движений: медленные (вековые) и быстрые (скачкообразные), связанные с землетрясениями.

Вековые движения земной коры проявляются повсеместно и происходят постоянно. Во все предшествующие геологические эпохи, как установлено, ни одна точка земной коры не находилась в состоянии тектонического покоя.

Скорость современных вертикальных тектонических движений составляет миллиметры или даже сантиметры в год. При этом одни точки земной коры испытывают поднятие, другие - опускание. Например, в пределах Балтийского и Канадского кристаллических щитов, имеющих сходное геологическое строение, наблюдается общее сводовое поднятие земной коры. Интенсивность поднятия в центре Балтийского щита, близ окончания Ботнического залива, достигает 10 мм в год, к югу и к востоку (Кольский полуостров) скорость поднятия постепенно уменьшается, сменяясь в районе пролива Каттегат и южнее опусканиями. Общеизвестно, в частности, опускание берегов Северного моря.

В геосинклинальных поясах земной коры скорости и амплитуды поднятий и опусканий примерно на порядок выше, чем в платформенных областях.

Наряду с вертикальными происходят также горизонтальные тектонические движения. Их определение до недавнего времени было технически сложно и трудоемко, так как требовало периодических повторных триангуляционных измерений. однако, в настоящее время благодаря широкому применению GPS - технологий и высокоточных методов измерения расстояний физическими методами эти измерения широко распространены и первые результаты уже опубликованы.

Например, установлено, что в настоящее время Европа «отплывает» от Северной Америки со скоростью до 5 см/год. В то же время Австралия «уходит» от Антарктиды с максимальной скоростью в среднем 14 см/год.

Наиболее высокими скоростями перемещения обладают океанические литосферные плиты - их скорость в 3-7 раз выше скорости континентальных литосферных плит. Из них самой «быстрой» является Тихоокеанская плита, а самой «медленной» - Евразийская.

Следует подчеркнуть, что тектоническим движениям свойственно изменение знака во времени, т. е. поднятия периодически сменяются опусканиями. Но такие изменения происходят в течение периодов относительно большой длительности, так что современные тектонические движения можно рассматривать в общем случае как монотонные, т.е. протекающие с неизменным знаком.

Очевидно, что как современные тектонические движения земной коры, так и тектонические движения, происходившие во все предшествующие геологические эпохи и периоды, должны быть связаны с силами, которые акад. АН СССР В. В. Белоусов называет тектоническими. С прекращением же действия больших тектонических сил наблюдается стремление к изостатическому выравниванию.

Причинами тектонических движений и деформаций земной коры и связанных с ними тектонических сил, по представлениям акад. АН СССР А. В. Пейве, могут быть тепловая, плотностная, механическая и вещественная неоднородность земной коры и верхней мантии, непостоянство скорости вращения Земли и положения ее полюсов.

Тектонические структуры в земной коре более высоких - третьего и четвертого - порядков называют региональными. Именно с этими структурными неоднородностями связаны месторождения полезных ископаемых, а, следовательно, и массивы горных пород, которые являются предметом исследований в геомеханике.

2.5 Виды структурных неоднородностей массивов горных пород, классификация

земля горный порода петрографический

Характерным свойством горных пород является высокая степень их неоднородности, под которой понимают пространственную изменчивость их строения, состояния и свойств, обусловленную особенностями генезиса, историей развития и динамикой экзогенных процессов.

Ещё более высокая степень неоднородности наблюдается в массивах, сложенных различными горными породами. Кроме того, в массивах пород часто встречаются геологические нарушения и повсеместно развита естественная трещиноватость. Наконец, в окрестности горных выработок массив интенсивно расчленяется искусственными (технологическими) трещинами, появление которых связано с технологическими процессами ведения горных работ, например, с проведением взрывных работ.

В результате расчленения поверхностями структурных неоднородностей различных видов массивы горных пород имеют ярко выраженную блочную структуру, причем размеры отдельных структурных блоков обычно существенно различаются между собой и определяются расстояниями между соседними поверхностями структурных неоднородностей одного и тго же класса или типа (порядка). В свою очередь, степень распространения различных типов неоднородностей весьма различна. При этом необходимо отметить, что блочное строение характерно для любых массивов пород, однако для массивов пород, сложенных относительно слабыми осадочными породами оно выражается относительно слабее, чем для массивов прочных скальных пород.

Разработаны различные классификации структурных неоднородностей, одна из наиболее удачных предложена докт. физ.-мат. наук М.В. Рацем, который выделил несколько различных порядков структурных неоднородностей.

К неоднородностям нулевого порядка М.В. Рац отнёс крупные тектонические разрывы, связанные с региональными полями тектонических напряжений, разбивающие массивы пород на блоки с линейными размерами свыше 10 км, это по своей сути региональные структурные неоднородности земной коры III - IV порядков.

Далее выделяются структурные неоднородности, относящиеся собственно к массиву пород в масштабах отдельных месторождений.

Неоднородности первого порядка обусловлены наличием в массиве различных по составу, структуре и текстуре пород, крупных геологических нарушений, тектонических разрывов и т. д. Эти неоднородности расчленяют массив на блоки размерами от сотен метров до километров.

Более мелкие блоки размерами от десятков сантиметров до десятков метров связаны с неоднородностями второго порядка.

К этому классу относят неоднородности структуры и состава пород в пределах одной пачки, слоя, а также естественную трещиноватость.

Роль естественных трещин в изменении механической характеристики массива горных пород отмечал еще профессор М. М. Протодьяконов: "Горные породы в массе своей отнюдь не представляют собой сплошных упругих тел. Множество трещин, от микроскопических до грандиозных, разбивают всю толщу на отдельные куски, и даже там, где связь остается, она в значительной мере слабее, чем внутри самих кусков".

Учитывая это, рассмотрим данный вид структурных неоднородностей более подробно. Трещинами называют разрывы в горных породах, перемещения по которым совершенно отсутствуют или очень незначительны. Совокупность трещин, расчленяющих тот или иной участок земной коры, называют трещиноватостью.

По степени проявления различают следующие три группы трещин: открытые, закрытые и скрытые.

Открытые трещины имеют четко видимую полость, часто заполненную вторичными и гидротермальными минералами. Закрытые трещины характеризуются столь сближенными стенками, что хотя сам разрыв по ним хорошо прослеживается, полость по разрыву незаметна. Скрытые трещины, к которым, в частности, относится кливаж углей, визуально не видны, так как они очень тонки, но их можно обнаружить при разбивании или дроблении горных пород.

Естественные трещины обычно образуют в массиве системы или ряды. Трещины одной системы имеют параллельные или близкие к параллельным направления, но не могут пересекаться друг с другом. Если же трещины пересекаются даже под очень острым углом, то они должны быть отнесены к различным системам.

Часто встречаются две или три системы трещин, пересекающихся друг с другом под углами, близкими к прямым. При этом изменение в ориентировке одной из систем сопровождается соответствующим изменением другой. Такие взаимосвязанные системы трещин называются сопряженными системами.

Обычно в массиве горных пород можно выделить не менее трех систем трещиноватости. В ряде случаев число систем достигает пяти-шести и более.

Детальный анализ развития трещиноватости массивов горных пород различных месторождений показывает, что по линейным размерам трещин и сцеплению пород на их контактах выделяются три группы трещиноватости: крупноблоковая, мелкоблоковая и микротрещиноватость. Последняя группа принадлежит к неоднородностям следующих, более мелких (третьего и четвертого) порядков.

Трещины крупноблоковой трещиноватости имеют протяженность, исчисляемую десятками и даже сотнями метров. Протяженность отдельных трещин мелкоблоковой трещиноватости исчисляется метрами и дециметрами. Микротрещины невооруженным глазом не прослеживаются, но отчетливо видны в шлифах и аншлифах пород при их просмотре под бинокулярной лупой с восьмикратным увеличением или под микроскопом.

Различные массивы пород в разной степени расчленены трещинами. Среднее число параллельных трещин (отклонение элементов залегания 10° от среднего по азимуту и по углу падения), приходящееся на единицу длины l (в направлении, перпендикулярном к трещинам), часто называют густотой или плотностью трещин. Это же число n = 1/l называют также линейным модулем трещиноватости соответствующей системы трещин. Линейный модуль является критерием сравнительной оценки степени выраженности в массиве трещин той или иной системы.

Сравнительная оценка развития общей трещиноватости различных массивов или разных участков некоторого массива может быть выражена объемным модулем трещиноватости W, представляющим собой безразмерное отношение единичного объема массива 1 м³ к среднему объему V структурного блока:

W = 1/V. (2.1)

Другим критерием для сравнительной оценки трещиноватости массивов горных пород может явиться акустический показатель трещиноватости А_i определяемый по формуле

А_i = (v₂ / v₁)² (2.2)

где v₁ и v₂- скорость упругих колебаний в монолитном образце породы и в трещиноватом массиве.

В зависимости от степени развития трещиноватости массивов этот показатель может принимать значения от 0,9 - 1,0 для практически монолитных нетрещиноватых пород до 0,0 - 0,1 для весьма трещиноватых мелкоблочных пород.

К неоднородностям третьего порядка, кроме уже упоминавшейся микротрещиноватости, относятся также контакты между отдельными минеральными образованиями, зернами и кристаллами. При этом размеры блоков, образуемых неоднородностями данного типа, варьируют в пределах от единиц до десятков сантиметров.

Наконец, поскольку горные породы в большинстве своём представляют многокомпонентные поликристаллические агрегаты, выделяют четвертый порядок неоднородностей, связанный со структурными нарушениями межкристаллических областей, а также с дефектами структуры в решетках породообразующих минералов. Размеры структурных элементов в этом случае колеблются от долей миллиметра до нескольких сантиметров.

Всё изложенное позволяет говорить об общих закономерностях структуры, характерных для верхней мантии и земной коры, и проявляющихся в едином иерархически - блочном строении, которое можно проследить от планетарных структур типа континентов до микроструктур на уровне кристаллов и отдельных минеральных зёрен. Это чрезвычайно важное заключение позволяет с единых позиций рассматривать вопросы поведения и состояния различных объёмов столь необычной физической среды, которой является земная кора и слагающие её массивы горных пород.

При этом необходимо подчеркнуть, что у всех выделяемых порядков структурных неоднородностей в пределах по крайней мере одного массива горных пород, как правило, наблюдается довольно четкое соответствие в пространственной ориентации. Кроме того, экспериментальные исследования показывают, что между геометрическими и механическими характеристиками структурных неоднородностей массива также существует определенная связь: крупным, но более редким поверхностям неоднородностей соответствуют, как правило, более низкие значения прочностных характеристик.

Изложенное позволяет представить схему строения массива горных пород с учетом структурных неоднородностей различных порядков в виде некоторой пространственной конструкции, состоящей из плотно прилегающих друг к другу блоков с различной степенью связи между ними (рис. 2.3).

Рис. 2.3 Структурная схема массива горных пород. a-г - деформирующиеся объекты различных линейных размеров. 1-4 - неоднородности соответственно первого - четвертого порядков

Естественно, что влияние неоднородностей различных порядков на деформирование и разрушение каких-либо конкретных объектов далеко не равнозначно. Например, неоднородности нулевого и первого порядков на устойчивость горных выработок практически не влияют, поскольку размеры структурных блоков, образуемых неоднородностями этих порядков, во много раз превосходят размеры выработок. В то же время неоднородности второго порядка, в частности естественная трещиноватость, оказывают на устойчивость выработок весьма существенное влияние, обусловливая вывалы пород из стенок и кровли выработок.

Степень влияния того или иного порядка неоднородностей определяется соотношением размеров соответствующих структурных блоков и геометрических параметров деформирующихся объектов. При этом механизм деформирования массива пород блочной структуры заключается в деформировании самих блоков и, кроме того, в их взаимном скольжении и вращении. Последние могут проявляться, если масштаб деформируемого объекта соизмерим с размерами блоков, образуемых структурными неоднородностями того или иного порядка, и они принимают участие в деформировании.

На рис. 2.3 деформации объекта «а» определяются лишь деформационными характеристиками материала среды (т. е. с учетом неоднородностей только четвертого порядка), а объектов «б-г» - суммарным влиянием неоднородностей соответствующих порядков и материала среды.

Заметим, что обобщенных численных показателей, характеризующих степень влияния структурных неоднородностей различных порядков на свойства и деформирование горных пород и массивов, пока не имеется. Это объясняется сложностью проведения крупномасштабных экспериментов, а также трудностью интерпретации получаемых результатов, поскольку при испытаниях непосредственно в местах залегания пород влияние на изучаемые процессы, помимо неоднородностей, оказывают и другие факторы: напряженное состояние массива, способ подготовки испытуемых объемов к эксперименту, влажность и др.

Вместе с тем имеющиеся данные экспериментов в массивах, сложенных различными породами, показывают, что наблюдается общая тенденция: - с увеличением объемов, вовлекаемых в процесс деформирования, модули деформации массива существенно снижаются, а значения деформаций возрастают.

Различие показателей свойств горных пород в зависимости от абсолютных геометрических размеров участков породного массива, обусловленное проявлением влияния неоднородностей различных порядков, называют масштабным. эффектом.

Масштабный эффект проявляется и при испытаниях образцов пород различных размеров. Например, даже при сравнении деформационных характеристик кристаллов минералов с соответствующими показателями мономинеральных кристаллических пород можно наблюдать снижение модулей упругости и деформации. Так, если модуль упругости кристалла кальцита равен Е = 12 10⁵, то даже плотные мраморы имеют модуль упругости до Е = 10 10⁵ кгс/см². Модуль упругости кварца равен Е = 10,3 10⁵, а кварцитов- - 9,2 10⁵ кгс/см².

В приведенных примерах четко прослеживается влияние неоднородностей четвертого порядка. Структурные неоднородности более низких порядков в ещё большей степени влияют на снижение значений деформационных характеристик.

На рис.2.4 в качестве примера приведена масштабная кривая изменения скорости продольных упругих волн, являющихся показателем степени упругости пород, в зависимости от исследуемого объёма породного массива, полученная для гранито-гнейсов одного из районов Кольского полуострова.

Рис. 2.4 Масштабная кривая изменения скорости продольных волн с увеличением объёмов исследуемого массива пород для гранито-гнейсов одного из районов Кольского полуострова

I - деформирование объёмов, включающих структурные неоднородности IV порядка (измерения методом ультразвукового прозвучивания на образцах стандартных размеров); II - деформирование массива, включающего структурные неоднородности III порядка (по данным ультразвукового каротажа в скважинах; III - деформирование массива с участием неоднородностей III порядка и ниже по результатам сейсмических измерений.

В частности, для объёмов пород с линейными размерами 10^-1 см, включающих неоднородности самого высокого порядка, характерны значения скоростей V_p = 5800 м/с, для объёмов с линейными размерами порядка 1 см (с неоднородностями III порядка) величины скоростей снижаются до 5000 м/с и, наконец, для неоднородностей низшего порядка с размерами 10⁶ см преобладающее значение V_p = 4500 - 4600 м/с.

В некоторых случаях наблюдается также и качественное изменение характера деформирования пород. Так, например, если образцы ультраосновных пород - пироксенитов и перидотитов,- включающие структурные неоднородности только четвертого порядка, практически деформируются упруго вплоть до разрушения (рис. 2.5, а), то по мере увеличения области деформирования отчетливо начинают проявляться и вязкие свойства массива. Это выражается, в частности, в постепенном сближении боков выработок очистных блоков (рис. 2.5, б).

Рис. 2.5 Характер деформирования ультраосновных пород в зависимости от размеров деформирующихся объемов. а - упругое деформирование образцов диаметром 40 мм (ОА-нагружение; AБ-разгрузка); б - развитие деформаций (сближения) стенок выработки u во времени t (1 - сближение реперов над выработанным пространством вертикального очистного блока высотой 40 м; 2 - то же, под выработанным пространством очистного блока)

В большей степени изучено влияние поверхностей неоднородностей различных порядков на изменение прочностных характеристик массива горных пород, являющееся одним из проявлений масштабного эффекта.

Так, например, для ультраосновных пород - пироксенитов медно-никелевого месторождения Ниттис-Кумужья-Травяная - предел прочности пород на сдвиг (с учетом неоднородностей только четвертого порядка) составляет 450 кгс/см², сцепление по мелкоблоковым естественным трещинам, представляющим собой неоднородности третьего порядка, равно 60 кгс/см², а по крупноблоковым трещинам (второй порядок) - всего около 10 кгс/см².

Однако необходимо отметить, что степень снижения отдельных параметров не одинакова. Весьма примечательно, например, что пределы прочности на растяжение по мере вовлечения в процесс деформирования неоднородностей низких порядков снижаются очень резко. Если для структурных блоков скальных пород (IV порядок неоднородностей) прочность при одноосном растяжении составляет 0.1 [_сж] и колеблется в пределах 70 - 120 кГ/см², то для микротрещиноватости (III порядок) это значение снижается до 40 - 50 кГ/см², а уже для макротрещиноватости (II порядок) оно составляет несколько килограмм-сил на квадратный сантиметр и часто практически падает до нуля.

Поскольку при оценке устойчивости выработок, целиков, откосов бортов карьеров и котлованов часто возникает необходимость характеризовать те или иные свойства массива по данным испытаний образцов в лаборатории, в практике находят применение так называемые коэффициенты структурного ослабления _i, характеризующие степень снижения показателей соответствующих механических свойств массива пород вследствие наличия в массиве естественных трещин или других поверхностей структурных неоднородностей.

Коэффициенты структурного ослабления _i, могут быть определены для большинства прочностных и деформационных характеристик - пределов прочности на сжатие и растяжение, модуля упругости Е, сцепления [₀], угла внутреннего трения и др.

Но наиболее употребителен коэффициент структурного ослабления, характеризующий отношение сцепления по контактам естественных трещин к сцеплению в монолитной породе. Этот коэффициент для широкого диапазона породных массивов достаточно устойчив, составляет 0,01-0,02 и наглядно иллюстрирует влияние неоднородностей второго порядка - крупноблоковой естественной трещиноватости - на прочностные характеристики массива пород. Для мелкоблоковой трещиноватости (третий порядок) коэффициент структурного ослабления составляет 0,1-0,2, а по микротрещинам (четвертый порядок) близок к 1.

Влияние других видов структурных неоднородностей на прочность массива изучено менее детально, имеются лишь обобщенные данные о прочностных характеристиках, в частности, значения сцепления и углов внутреннего трения по контактам слоев различных осадочных толщ и отдельных петрографических разновидностей пород.

2.6 Иерархично-блочная модель массива горных пород

Детальное рассмотрение структурных особенностей массивов пород и выделение различных порядков структурных неоднородностей показывает, что массивы горных пород представляют собой специфическую, иерархично-блочную среду, которая в зависимости от конкретных условий и рассматриваемых объектов может проявлять как свойства сплошной однородной или неоднородной среды, так и свойства блочной среды, т. е. приближаться к дискретным средам.

В последнем случае необходимо ввести несколько новых понятий.

Вообще всякий неоднородный объект характеризуется размерами элементов неоднородности и степенью неоднородности.

Элементом неоднородности обычно называют наибольший объём породы, который при данном масштабе исследований может рассматриваться «как внутренне однородный» по какому-либо признаку или по совокупности заданных признаков и отличающийся по этим признакам от смежных с ним объёмов.

Под степенью неоднородности понимается интенсивность и характер различия совокупности значений заданных признаков или одного из них в пределах исследуемой области.

В частности, под «структурным блоком» будем понимать объём, ограниченный соседними поверхностями структурных неоднородностей одного порядка. Структурные блоки могут иметь формы параллелепипедов или более сложных многогранников и характеризуются линейными размерами рёбер, которые представляют собой расстояния между ближайшими структурными неоднородностями одного и того же порядка. Таким образом, общая структура массива горных пород представляется в виде вложенных друг в друга структурных блоков.

Физическую поверхность, ограничивающую структурный блок, будем называть «структурной неоднородностью», понимая под ней любой вид неоднородностей - поверхности геологических нарушений, контактов различных пород, поверхностей напластования, поверхностей трещин и т.д.

При таком представлении для описания свойств и состояния массивов пород наряду с моделями сплошной среды может быть применена двухкомпонентная модель «структурный блок - структурная неоднородность». Необходимо отметить, что, в принципе, подобная модель может быть применена для массивов, сложенных любыми породами, как скальными, так и нескальными. Но в последнем случае блочная среда может быть будет менее выражена и необходимость её использования для решения практических задач с точки зрения точности получаемых результатов будет менее очевидной.

Специфичность массивов горных пород как физических сред в том и проявляется, что в зависимости от решаемых задач и конкретных размеров рассматриваемых объектов или, другими словами, от соотношения размеров элементов неоднородностей и области воздействия один и тот же массив пород может выступать как сплошная среда или как блочная среда с различными параметрами структурных блоков и структурных неоднородностей, а следовательно с различными плотностными и деформационно-прочностными характеристиками.

Наглядно это может быть проиллюстрировано диаграммой структурной неоднородности, конкретизированной для реальных горных объектов применительно к условиям массивов скальных пород (рис.2.6).

Рис. 2.6 Диаграмма структурной неоднородности горных пород. I-IV - порядки структурных неоднородностей

Деформируемые объекты: 1 - дневная поверхность; 2 - очистные выработки и выработанные пространства; 3 - капитальные и подготовительные выработки, целики; 4 - буровые скважины. Заштрихована область упругого деформирования в массивах скальных пород.

Обычно области, отвечающие сплошной (однородной) и блочной (неоднородной) структурам, условно разделяются прямой L_d / L_c = 10, т.е. если размеры деформируемого объекта превышают величину элемента неоднородности в 10 раз, среда может быть принята практически однородной. По данным же исследований на моделях среда может быть принята однородной лишь при соотношении указанных величин L_d / L_c = 20-40. Поскольку этот вопрос ещё требует уточнения, пока целесообразно выделить на диаграмме некоторую переходную область, где массив с известным приближением можно принимать за однородную или неоднородную среду в зависимости уже от необходимой точности решения конкретных задач. Верхней границей этой области условно можно считать прямую L_d / L_c = 100.

Таким образом, при рассмотрении любых задач геомеханики необходимо в первую очередь выяснить, какие размеры имеют интересующие области деформирования, затем, исходя из размеров деформируемых областей проанализировать структурные особенности конкретного массива пород, и установить какие виды структурных неоднородностей и в какой степени будут влиять на состояние рассматриваемых объектов.

В результате должен быть выявлен вид так называемой «эффективной структурной неоднородности». Все структурные неоднородности, которые меньше «эффективной структурной неоднородности» представляют собой ультранеоднородности, которые не препятствуют рассмотрению пород как сплошной среды и оказывают лишь интегральное влияние на её характеристики.

Объём элементов ультранеоднородностей (W_yн) на 2-3 порядка меньше области воздействия (W_в) т.е. W_ун . 0.01 - 0.001 W_в.

Другими словами, таким образом определяются параметры модели сплошной среды для компонента «структурный блок».

Сама «эффективная структурная неоднородность» обусловливает статистическое распределение любых характеристик и свойств пород массива. Соотношение её размеров с размерами области воздействия составляет W_эн . 0.1 W_в

Наконец, все структурные неоднородности, размеры которых превышают размеры «эффективной структурной неоднородности» вызывают закономерную изменчивость свойств пород и должны специально учитываться в расчётах, они выступают как макронеоднородности по отношению к области воздействия и объёмы этих элементов неоднородности W_мн . W_в.

...