CC BY
24
УДК 624.131.4
Ю.В. Фролова1
ЗАКОНОМЕРНОСТИ ИЗМЕНЕНИЯ СОСТАВА И СВОЙСТВ ГИАЛОКЛАСТИТОВ ИСЛАНДИИ В ПРОЦЕССЕ ЛИТОГЕНЕЗА2
В Исландии гиалокластиты образуют мощные толщи, сформированные в результате подледных извержений в период плиоцен-плейстоценовых покровных оледенений. Исследован процесс формирования гиалокластитов и особенности их преобразования в ходе литогенеза. Установлено, что гиалокластиты крайне неоднородны по физическим и физико-механическим свойствам. Показана последовательность их вторичных преобразований — от свежих и слабо-палагонитизированных гиалокластитов с контактовым цементом до интенсивно измененных пород, в которых вторичные минералы образуют поровый цемент и частично замещают вулканическое стекло. Выявлена общая тенденция к увеличению упруго-плотностных, прочностных и тепловых характеристик и уменьшению пористости и проницаемости гиалокластитов по мере повышения степени вторичных преобразований, от молодых отложений к более древним и увеличения глубины погружения гиалокластитовой толщи.
Ключевые слова: гиалокластиты, вторичные преобразования, палагонит, Исландия, физико-механичекие свойства.
In Iceland hyaloclastites form the powerful thicknesses generated as a result of subglacial eruptions during the period of Pliocene-Pleistocene glaciation. Formation of hyaloclastites and the features of their alteration during lithogenesis are investigated. It is established hyaloclastites are extremely heterogeneous by their physical and physical—mechanical properties. The sequence of their secondary alteration is shown from fresh and only slightly palagonitized hyaloclastites with contact cement to intensively altered rocks in which secondary minerals form porous cement and partially replace volcanic glass. The general tendency of an increase of elastic properties, density, strength and thermal characteristics and a decrease of porosity and permeability is observed with an increase in degree of secondary alteration, from young rocks to more ancient and with an increase of depth of hyaloclastites burial.
Key worlds: hyaloclastites, secondary alterations, palagonite, Iceland, physical-mechanical properties.
Введение. Изучение закономерностей формирования различных типов грунтов и их свойств — одна из основных задач современного грунтоведения. В общей классификации грунтов среди скальных грунтов долгое время выделяли три подгруппы — магматические, метаморфические и осадочные. В последнем варианте классификации введена новая подгруппа — вулканогенно-осадочные грунты [Грунтоведение.., 2005], однако инженерно-геологические работы, посвященные этому типу образований, по-прежнему немногочисленны. Наиболее распространенные представители вулканогенно-осадочных пород — туфы и туффиты. Более редкие, а поэтому совсем малоизученные образования — кластолавы, лавокластиты, агглютинаты, игнимбриты, гиалокластиты. Но в областях современного или древнего вулканизма эти породы широко распространены и служат основанием или вмещающей средой для разнообразных инженерных сооружений.
В основу статьи положены результаты исследований гиалокластитов — весьма своеобразных представителей вулканогенно-осадочных пород. Это породы, образующиеся при подводных или подледных извержениях фреатического характера. Быстрое
охлаждение лавы при контакте с водой приводит к ее превращению в мелкие обломки вулканического стекла, которые впоследствии цементируются под влиянием различных постгенетических процессов. Образующиеся отложения обычно имеют большую мощность и в целом похожи на туфы, формирующиеся в наземных условиях. Однако в отличие от туфов, в обломочной части гиалокластитов преобладает вулканическое стекло. Гиалокластиты широко распространены на дне океанов, а также на континентах в пределах горных систем, где в то или иное время соседствовали базальтовый вулканизм и оледенения.
В частности, на значительных площадях Исландии распространены мощные толщи гиалокластитов. Они образовались в плиоцен-плейстоценовое время в периоды покровных оледенений. Интерес к гиало-кластитам возник в связи с развитием геотермальной энергетики: будучи высокопористыми и проницаемыми, они представляют собой коллекторы термальных вод, широко используемых в стране в целях тепло- и электрофикации. Знание физических и физико-механических свойств гиалокластитов необходимо для решения разнообразных практических задач, например, для оценки продуктивности и долговеч-
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра инженерной и экологической геологической геологии, доцент, e-mail: [email protected]
2 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 07-05-00118-а).
Рис. 1. Геологическая схема Исландии с указанием района работ
ности геотермального резервуара, при бурении разведочных и эксплутационных скважин, строительстве сооружений геотермальных станций. С научной точки зрения гиалокластиты представляют собой весьма интересный объект, характеризующийся специфическими условиями формирования, — подводными или, как в Исландии, подледными извержениями фреатического характера.
Процесс образования и литификации гиалокла-ститов широко обсуждается в научной, в основном зарубежной литературе, однако единого мнения о механизмах их формирования и преобразования до настоящего времени не выработано [Hay, Iijima, 1968; Jakobsson, Moore, 1986; Zhou, Fyfe, 1989; Jercinovic et al., 1990; Crovisier et al., 1992; Thorseth et al., 1998; Schiffman et al., 2000]. Работы в основном посвящены геохимическим и минералогическим аспектам, тогда как вопросы изменения структуры и свойств гиалокластитов в ходе постгенетических процессов остаются неисследованными. Среди отечественных работ наиболее полные сведения о химическом и минеральном составе гиалокластитов Исландии и их преобразовании в ходе литогенеза содержатся в статьях [Гептнер, 1977; Гептнер и др., 1986], в частности, показано, что цементация и преобразование гиалокластитов могут происходить в широком диапазоне условий. На поверхности земли это зона выветривания, преобразование материала в ледовой обстановке, на дне пресных и соленых водоемов. Захороненные толщи гиалокластитов изменяются под воздействием подземных вод, как холодных, так и термальных.
Геологические условия. Исландия, будучи одним из самых продуктивных районов Земли по объему лавовых излияний, — благоприятный объект для изучения вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород и их
свойств. Она расположена на пересечении Срединно-Атлантического хребта и субширотных Северных порогов (Гренландско-Исландского и Исландско-Фарерского) и характеризуется интенсивным вулканизмом с миоценового возраста [Геншафт, Салтыковский, 1999].
Выделяются четыре комплекса вулканитов (рис. 1): миоценовый (16—3,1 млн лет), плиоцен-эоплейстоценовый (0,7—3,1 млн лет), позднеплейстоценовый (от 0,7 млн лет до 9—13 тыс. лет) и го-лоценовый (моложе 9—13 тыс. лет) [Saemundsson, 1979]. На миоценовом этапе вулканизма сформировалась мощная толща платобазальтов, покрывающая более половины территории Исландии. Трещинные излияния сопровождались образованием сложнопостроенных вулканов центрального типа. Специфика следующих двух этапов заключается в чередовании субаэральных и подледных извержений, давших начало так называемой гиалокластитовой формации, включающей гиалокластитовые туфы, брекчии и пиллоу-лавы. С позднего плейстоцена вулканическая деятельность локализовалась в неовулканической зоне.
Объект изучения — гиалокластиты плиоцен-плейстоценового возраста. Формирование гиало-кластитовой формации происходило в результате подледных фреатических извержений, которые были широко развиты в период покровных оледенений в плиоцен-плейстоценовое время. Как правило, гиало-кластиты образуют протяженные хребты и своеобразные формы рельефа, так называемые столовые горы, или тюйи, сложенные пиллоу-лавами, залегающими в основании, а также обрамляющими их брекчиями и гиалокластитовыми туфами. В некоторых случаях, когда в ходе подледного извержения лава полностью растопляла ледник и прорывалась на поверхность, образовывались лавовые покровы, перекрывающие брекчии и туфы и бронирующие столовые горы. Условия и механизм формирования гиалокластитовой формации детально описаны в работе [Jones, 1970].
Методика исследований. Образцы для исследований (75 образцов) отобраны в южных и юго-западных районах Исландии. Коллекция включает гиалокластиты, образованные в разное время (последнее оледенение Q3; 0,7—1; 1,7—2; 2,5 млн л.н.) и испытавшие погружение на различную глубину (без погружения; 500, 700, 1000 м) [Frolova et al., 2005]. Образцы представляют собой керн, отобранный с помощью портативной буровой установки. Каждая точка опробования охарактеризована несколькими образцами, на которых в лаборатории проводили
параллельные измерения свойств, а затем вычисляли среднее значение.
В ходе работ определяли следующие физические и физико-механические показатели: плотность (р); плотность твердой фазы (минеральная плотность, удельный вес) (р5); пористость общая (и), эффективная по воде (ивод), по воздуху (ивозд); газовая проницаемость (К), гигроскопическая влажность скорость распространения продольных волн V), прочность на одноосное сжатие (Яс), магнитная восприимчивость (х). Определения проводили по стандартным методикам на образцах цилиндрической формы (Н > Б = 2,5 см) [Трофимов, Королев, 1993]. Тепловые свойства — значения коэффициентов тепло- (X) и температуропроводности (а) на физическом факультете МГУ имени М.В. Ломоносова определял В.Г. Попов (13 определений), газовую проницаемость (24 анализа) определял В.П. Шустров в ООО «Под-земгазпром» [ГОСТ..., 1985].
Чтобы понять природу петрофизической неоднородности гиалокластитов и выделить однородные группы, проведен кластерный анализ. Применялся метод К-средних, который заключается в следующем: сначала выбирают к случайно выбранных кластеров (групп), а затем изменяется принадлежность объектов к ним, чтобы, с одной стороны, минимизировать изменчивость внутри кластеров, а с другой — максимизировать изменчивость между кластерами. Каждому выделенному кластеру дается характеристика и для него рассчитываются средние значения показателей свойств. В основу кластерного анализа автором положены 8 параметров: плотность, плотность твердой фазы, пористость (общая, открытая по воде и по воздуху), гигроскопическая влажность, скорость распространения продольных волн, прочность. Все величины до кластеризации были стандартизованы:
= (Х1 — ср)/$1,
где — стандартизованная величина; £г, X\ ср — стандартное отклонение и среднее величины X соответственно.
В результате кластерного анализа получено 5 однородных по свойствам групп (кластеров). Эти группы сопоставлены с геологическими и петрографическими факторами.
Одновременно с определением свойств изучали состав и структуру пород. Все образцы описаны макроскопически, изучены в шлифах и аншлифах. Минеральный состав определяли с помощью рентгеновского метода на дифрактометре «ДРОН-6»
(аналитик В.Г. Шлыков ). Определения выполнены
для 11 образцов. Для более детального изучения состава глинистых минералов измерения сделаны при нагревании препарата до 500 °С и насыщении глицерином. Часть образцов исследована в электронном микроскопе с определением химического состава на микрозонде «СатеЬах 8Х-50» (6 образцов, 42 определения).
Результаты и их обсуждение. Общая характеристика гиалокластитов. Минеральный состав и строение.
Изученные гиалокластиты представляют собой обломочные стекловатые породы, сложенные из угловатых, остроугольных (реже округлых), пористых, оптически изотропных обломков вулканического стекла, сцементированных вторичными минералами. В незначительном количестве присутствуют криста-локласты оливина, пироксена и плагиоклаза. Для измерения свойств отобраны только гиалокластиты с псаммитовой и мелкопсефитовой структурой, поэтому размеры обломков изученных образцов колеблются в интервале 0,01—1 см.
Главный компонент гиалокластитов — вулканическое стекло базальтового (толеитового) состава. Это термодинамически нестойкий материал, легко подверженный преобразованиям. Базальтовое стекло быстро вступает в реакцию как с холодными, так и с термальными флюидами, что влечет химические и минеральные преобразования, изменение структуры порового пространства и проницаемости и всего комплекса свойств гиалокластитов. Все исследованные образцы гиалокластитов изменены, однако степень изменения различна. Самый первый продукт преобразования вулканического стекла — палагонит. Термин «палагонит» впервые использован Вальтерхаузеном в 1845 г. для описания измененных гиалокластитов Па-лагонии на о-ве Сицилия [81гопс1к, БЬттеке, 2001]. В научной литературе термин «палагонит» обычно используется для любого гидратированного продукта замещения мафического вулканического стекла, а также для кристаллического материала, развивающегося по собственно палагониту. Обычно различают два типа палагонита: 1) желтый, оптически изотропный чистый «гель-палагонит» и 2) желтовато-коричневый, слегка оптически анизотропный, двупреломляющий, волокнистый или слоистый палагонит (фибропалагонит), который развивается на более поздних этапах пала-гонизации на внешней поверхности гель-палагонита. Доказано, что второй тип палагонита представляет собой не что иное, как зарождающийся глинистый минерал смектит, а собственно палагонит — только первый тип, являющийся рентгеноаморфным веществом. Процесс палагонитизации описан во многих научных статьях. Предложены разные механизмы палагонитизации, наиболее распространенные — метасоматоз, растворение вулканического стекла с последующим отложением в тех же границах (без изменения объема), отложение палагонита на поверхности обломка стекла (с изменением объема).
Исследования показали, что палагонит типичен для всех изученных образцов гиалокластитов, однако степень палагонитизации весьма различна. Обычно палагонит образует «рубашки» на поверхности обломков вулканического стекла. Он развивается также по внутренним поверхностям некоторых газовых пор в вулканическом стекле и в подводящих микротрещинах. Закрытые газовые пустоты, не сообщающиеся
микротрещинами с межобломочным пространством, остаются пустыми (рис. 2, а). Микростроение различных генераций палагонита и образованных им «рубашек» различно.
Наблюдаются разные типы границ между стеклом и палагонитом (рис. 2). Для большинства образцов характерна резкая граница (рис. 2, б). При этом химический состав обломка стекла одинаков для центральной и краевых частей, а далее, при переходе к палагониту, происходит его резкое изменение (рис. 3, а; табл. 1). В некоторых случаях по краям обломков наблюдаются следы выщелачивания мощностью несколько микронов (рис. 3, б). Реже
Рис. 2. Характер развития палагонита: а — образование палагонита на поверхности поры в обломке стекла с подводящей микротрещиной; б, в — характер границы стекло—палагонит (б — четкая граница, в — «дендритовый» тип)
Рис. 3. Первая фаза развития палагонита: а — палагонит на контакте обломков стекла; б — зона выщелачивания и палагонитизации по краю обломка стекла (снимки сделаны под электронным микроскопом). Для точек 1—5 в табл. 1 приведен химический состав
Таблица 1
Химический состав вулканического стекла и палагонита (данные микрозонда), мас.%
Номер точки* ХЮ* Al2Oз FeO MnO MgO CaO SO I
1. Стекло, центр обломка 48,521 1,398 15,922 10,837 0,119 8,370 13,084 2,154 0,145 0,079 0,022 100,651
2. Стекло, край обломка 48,159 1,304 15,529 10,964 0,128 8,726 12,46 2,202 0,208 0,0183 0,24 100
3. Палагонит на контакте обломков 44,097 1,613 13,789 9,772 0,221 5,316 7,277 0,055 0,065 0,019 0,038 82,262
4. Стекло, центр обломка 49,405 1,338 15,777 10,581 0,142 8,362 12,832 2,099 0,124 0,049 0,017 100,726
5. «Кайма» палагонита 45,832 1,68 14,016 9,578 0,134 5,08 8,729 0,262 0,123 0,042 0 85,476
* См. на рис. 3.
наблюдаются границы дендритового типа (рис. 2, в). Темные дендритовые «ветви» проникают в неизмененное вулканическое стекло. Согласно [СгоУ181ег е! а1., 1992], тип границы зависит от условий и скорости преобразования. Кроме того, на границе стекла и палагонита образуются микротрещины, которые способствуют повышению проницаемости и соответственно дополнительным преобразованиям.
Химический состав вулканического стекла и пала-гонита существенно различаются (табл. 1). По данным микрозондового анализа, процесс палагонитизации сопровождается выносом большинства петрогенных элементов: заметным снижением содержания 81, М§, Са, № и незначительным уменьшением количества А1, Fe и К; Т1 не выносится. Сумма всех элементов в палагоните составляет 82—85 мас.%. Отличие от 100 мас.% обусловлено значительным содержанием в палагоните воды, что впервые установлено в работе [8!гопс1к, 8Ьт1пске, 2001] на основе результатов инфракрасного фотометрического анализа.
С инженерно-геологической точки зрения процесс палагонитизации интересен тем, что именно он приводит к цементации рыхлых вулканогенно-осадочных отложений с образованием консолидированных пород или, другими словами, скальных грунтов. Интенсивная палагонитизация, как правило, сопровождается отложением в порах и межобломочном пространстве аутигенных минералов — цеолитов, глин и кальцита. Петрографические и геохимические исследования (в шлифах, рентгеноструктурный анализ, СЭМ) позволили выявить основные стадии преобразований — от неизмененных или слабопала-гонитизированных гиалокластитов до интенсивно измененных гилокластитов с вторичными минералами, развивающимися в межобломочном пространстве и частично по стеклу. Их описание и сопоставление со свойствами приведено ниже.
Свойства гиалокластитов. Гиалокластиты характеризуются крайне разнообразными свойствами. Встречаются как слабосцементирован-ные разности — высокопористые и проницаемые (р = 1,2-1,3 г/см3, п = 50-55%, К= 6,4-103 мД), так и плотные, низкопористые, слабопроницаемые об-
разования (р = 2,1-2,3 г/см3, п = 14%, К= 0,001 мД). Плотность твердой фазы большинства образцов составляет 2,7—2,9 г/см3 (до 3,07 г/см3) и соответствует базальтовому составу пород. Гигроскопическая влажность, отражающая содержание глинистых минералов и палагонита, варьирует от 0,4 до 13%. Скорость распространения продольных волн изменяется в интервале 0,9—4,05 км/с, при водонасы-щении она немного повышается до 1,15—4,3 км/с, а прочность на одноосное сжатие изменяется на два порядка — от нескольких мегапаскалей до 100 МПа. Преобладающие значения магнитной восприимчивости гиалокластитов не высоки и лежат в интервале (0,4-5)-10-3 ед. СИ, однако в отдельных образцах зафиксированы высокие значения (>30-10-3 ед. СИ). Коэффициент теплопроводности гиалокластитов отличается аномально низкими для скальных грунтов значениями и варьирует от 0,37 до 1,33 Вт/(м-К) [Попов и др., 2006]. Поскольку теплопроводность базальтового стекла значительно выше — X в среднем составляет 1,5 Вт/(м-К) [Дортман, 1984], — то пониженные значения теплопроводности у гиалокластитов объясняются их высокой пористостью, обломочной структурой и слабой цементацией обломков.
Причина весьма широкого разброса значений свойств гиалокластитов во многом заключается в различной степени вторичных преобразований в ходе постгенетических процессов. Чтобы понять природу столь широкого разброса значений свойств и среди всей совокупности выявить однородные по свойствам группы пород, проведен кластерный анализ. В результате кластерного анализа получено 5 однородных по свойствам групп. Свойства пород каждой группы приведены в табл. 2. Группы, полученные в результате кластерного анализа, сопоставлены с геологическими факторами — петрографией пород, вторичными преобразованиями, возрастом, глубиной погружения толщи. В результате сопоставления выявлена хорошая корреляция выделенных групп и стадий постгенетических преобразований. Оказалось, что каждая группа пород характеризуется своими типом цемента и набором вторичных минералов и соответствует определенной стадии переработки. Помимо стадий переработки
Таблица 2
Физические и физико-механические свойства гиалокластитов Исландии
Показатель I* группа II группа III группа IV группа V группа
р, г/см3 1,3-1,6** 1,2-1,46 1,53-1,85 1,85-2,34 2,06-2,18
1,49 1,35 1,67 2,03 2,13
р5, г/см3 2,72-3,0 2,67-2,83 2,49-2,8 2,45-2,75 2,91-2,92
2,84 2,76 2,66 2,57 2,92
К % 0,6-4,9 3,8-10,5 2,2-10,5 3,3-10,4 1,5-3,8
2,3 6,5 5,6 5,8 2,3
п, % 42-54 45-57 31-45 14-27 25-43
48 51 37 21 33
Пвозд, % 37-52 39-55 16-38 6,5-25 15-26
43 46 31 13 20
Пвозд /п 0,81-1 0,81-0,96 0,52-0,96 0,33-0,9 0,49-0,87
0,91 0,91 0,82 0,61 0,64
Пвод, % 21-36 25-39 18-30 9,9-21 20-24
30 32 24 17 22
К, мД (0,21—5,98)103 (1,68—6,35) 103 (0,4-9,5)-102 0,23-203,8 10-3—610-2
3,3-103 3,9103 6,1102 55,5 0,03
¥р, км/с 1,25-2,55 0,9-1,55 1,3-2,7 1,3-2,95 2,95-4,05
1,75 1,15 1,9 2,05 3,4
^ км/с 1,85-2,5 1,15-2,1 2,05-2,9 2,65-4,3 2,9-3,75
2,05 1,65 2,5 3,35 3,3
Д., МПа 2-13 2-10 8-37 40-111 48-99
7,2 4,4 19 60 70
* Описание групп см. в тексте; ** над чертой — минимальное и максимальное значения показателя, под чертой — среднее значение.
выделенные кластеры хорошо сопоставимы с возрастом и глубиной погружения гиалокластитовой толщи. В результате удалось достаточно легко выстроить и понять последовательность и механизмы вторичных преобразований гиалокластитов в процессе литогенеза. Четко установлено, какие изменения происходят с составом и структурой порового пространства и как это отражается на физическом состоянии горных пород. Ниже приводится детальная характеристика каждой группы (табл. 2; рис. 3).
Характеристика групп, полученных в результате кластерного анализа. I группа включает гиалокласти-ты, образованные во время последнего оледенения, которые в течение постгенетической истории не испытывали погружения и оставались на поверхности. Это породы темно-коричневого, реже желтовато-коричневого цвета, которые представляют собой наиболее свежие или слабоизмененные разности, отвечающие начальной стадии палагонитизации. Палагонит как бы сваривает обломки вулканического стекла в точках их соприкосновения, формируя цемент контактного типа (рис. 4). Обломки стекла остаются свежими или незначительно изменяются по краям. В последнем случае тонкие палагонитовые «корки» (мощность ~5 мкм, реже до 10 мкм) эпизодически развиваются на поверхности обломков стекла. В шлифах обломки стекла и палагонит выглядят оптически изотропными. Рентгеновский анализ не выявил каких-либо вторичных минералов с кристаллической структурой, только идентифицировал рентгеноаморфное вещество. Граница между стеклом
и палагонитом, как правило, резкая. При переходе от стекла к палагониту уменьшается содержание большинства петрогеннных компонентов — значительное для 81, М§, Са и № и небольшое для А1, Fe и К (табл. 1). В некоторых случаях по внешнему краю стекла наблюдается зона выщелачивания толщиной 2—3 мкм (рис. 3, б).
Гиалокластиты I группы отличаются низкой плотностью (р = 1,3-1,6 г/см3), высокими величинами пористости (п = 42-54%) и проницаемости (К = 2-102-6-103 мД), что обусловлено обломочной структурой пород и наличием межобломочных пор, незаполненных вторичными минералами (табл. 2). Эффективная пористость по воздуху близка к общей пористости, т.е. практически все поры связаны между собой (пвозд/п = 0,8-1). Значения эффективной пористости по воде в среднем на 30% ниже, чем по воздуху. Гигроскопическая влажность характеризуется относительно низкими величинами (№т ср = 2,3%), что находится в соответствии с небольшим содержанием палагонита в породах этой группы и отсутствием глинистых минералов. Гиалокластиты рассматриваемой группы слабосцементированы (Яс = 2-13 МПа).
Гиалокластиты II группы в целом похожи на таковые первой группы, но отличаются большей степенью палагонитизации. В результате палагонити-зации темный цвет породы изменяется на желтый и охристый. Обломки вулканического стекла покрыты «рубашками» палагонита толщиной в среднем 10 мкм, реже до 20 мкм, образующими цемент пленочного типа (рис. 4). Следует отметить, что перпендикулярно
границе стекло—палагонит образуются микротрещины. Палагонит развивается и по внутренним поверхностям некоторых газовых пор в вулканическом стекле и в подводящих микротрещинах. Закрытые газовые пустоты, не сообщающиеся микротрещинами с межобломочным пространством, остаются пустыми (рис. 4). Палагонитовые «рубашки» в шлифах оптически изотропны, хотя в некоторых случаях их внешние слои проявляют признаки оптической анизотропии, что свидетельствует о начале формирования кристаллической структуры вещества. Вторичные минералы в межобломочном пространстве не наблюдаются. Среди всех рассматриваемых пород гиалокластиты II группы наиболее высокопористые (n = 45-57%), проницаемые (K = (1,7-6,4)-103 мД) и характеризуются минимальными значениями плотности (табл. 2). В группе II по сравнению с I группой отмечается небольшое снижение плотности, плотности твердой фазы и увеличение проницаемости. Такая тенденция изменения свойств свидетельствует в пользу механизма замещения вулканического стекла палагонитом в равных объемах (с повторением его границ) и противоречит предположению об осаждении палагонита на поверхности стекла. По данным [Hay, Iijima, 1968], плотность палагонита составляет 1,93-2,14 г/см3, тогда как плотность базальтового стекла — 2,75-2,85 г/см3. Поэтому замещение плотного стекла более пористым палагонитом приводит к снижению плотности породы в целом и увеличению пористости на этой стадии преобразований.
Величина эффективной пористости по воздуху близка к общей пористости, т.е. практически все поры связаны между собой (пвозд/п = 0,8-0,96). Величина эффективной пористости по воде в среднем на 30% ниже пористости по воздуху. Гигроскопическая влажность гиалокластитов на этой стадии заметно повышается (W ср = 6,5%), что обусловлено увеличением количества палагонита. Гиалокластиты остаются слабосцементированными, что отражается в низких значениях их упруго-прочностных характеристик (Rc = 2-10 МПа; Vp = 0,9-1,55 км/с).
Большая часть гиалокластитов, образующих III группу, сформировалась во время последнего оледенения и не испытывала погружения, однако некоторые образцы, также оказавшиеся в этой группе в результате кластерного анализа, принадлежат толще с возрастом 2 млн лет, которая была захоронена на глубине 700—1000 м. Гиалокластиты в основном охристо-желтого цвета. Поверхность обломков стекла и стенки везикул покрыты «рубашками» палагонита. При этом внутренние части, примыкающие к стеклу, сложены оптически изотропным гель-палагонитом, тогда как внешние слои состоят из оптически анизотропного фибропалагонита (родоначальника смектита). Небольшие везикулы диаметром <0,05 мм полностью заполнены палагонитом, крупные поры (диаметр >0,1 мм) заполнены лишь частично — центральные части остаются пустыми. Межобломочное простран-
Рис. 4. Стадии изменения гиалокластитов с увеличением степени переработки
ство выполнено палагонитом либо смектитом, образующими цемент порового типа (рис. 4).
Заполнение межобломочного пространства и образование цемента порового типа вызывает уплотнение (р = 1,53-1,85 г/см3) и упрочнение (Яс = 8-37 МПа, среднее 19 МПа) пород, повышение значений Ур до 1,3-2,7 км/с и соответствующее уменьшение пористости (п = 31-45%, среднее 37%) и проницаемости (К = (0,4-9,5)-102 мД, среднее 6,1102 мД) (табл. 2). Между величинами общей пористости, пористости эффективной по воде и по воздуху наблюдается значительная разница. Величина эффективной пористости по воздуху примерно на 20% ниже, чем общая пористость, и на 20% выше, чем эффективная пористость по воде. Это свидетельствует об уменьшении доли открытых пор на этой стадии преобразования. Гигроскопическая влажность
Рис. 5. Вторичные преобразования гиалокластита (снимки сделаны под электронным микроскопом): 1 — неизмененное стекло, 2 — рентгеноаморфный палагонит, 3 — слоистый палагонит, 4 — сапонит, 5 — анальцим, 6 — шабазит, 7 — сапонит
отличается высокими значениями, достигающими 10,6% ( W ср = 5,6%), что обусловлено значительным содержанием в породах палагонита и смектита. Плотность твердой фазы снижается (ps = 2,49-2,8 г/см3, среднее 2,66 г/см3).
IV группа в геологическом отношении разнородна: она объединяет гиалокластиты с разными возрастом (от последнего оледенения до 1,7—2 млн л.н.) и глубиной захоронения (от 0 до 700 м). Характерная черта гиалокластитов этой группы — наличие нескольких генераций палагонита и развитие в порах вторичных аутигенных минералов — цеолитов, кальцита, смектита (рис. 4, 5). Палагонит представлен как
оптически изотропным, так и анизотропным типами, т.е. частично перекристаллизован в смектит, что подтверждается рентгеновским анализом. Детальное изучение глинистой составляющей показало, что это либо триоктаэдрический смектит (сапонит) или же смешанослойное образование смектит-хлоритового состава с преобладанием смектитового компонента. Цеолиты представлены двумя основными генерациями: ромбическими кристаллами шабазита, развивающимися в межобломочном пространстве, и радиально-лучистыми агрегатами филлипсита, обрастающими обломки стекла (рис. 4). В некоторых образцах встречается анальцим, зерна которого образуют цепочки вдоль поверхности обломков стекла (рис. 5). Межобломочное пространство практически полностью заполнено вторичными минералами (цеолиты, смектит). Обломки стекла остаются частично свежими, тогда как везикулы полностью заполнены цеолитами и глинистыми минералами. В этом случае микротрещины, секущие обломки стекла, по-видимому, служат путями, по которым флюиды проникают в поры.
Гиалокластиты IV группы значительно плотнее (р = 1,85-2,34 г/см3, среднее 2,03 г/см3) и прочнее (Яс = 40-111 МПа) по сравнению с предыдущими группами (табл. 2). Интенсивное развитие аутиген-ных минералов в межобломочном пространстве и везикулах вызывает существенное снижение пористости (п = 14-27%, среднее 21%) и проницаемости (К = 0,23-203 мД, среднее 55 мД). Величина эффективной пористости по воздуху значительно ниже, чем общая пористость: только 60% пор остаются проницаемы для воздуха.
Интересная особенность этой стадии преобразования — необычное соотношение между пвозд и пвод: эффективная пористость по воздуху равна или даже ниже, чем эффективная пористость по воде. По-видимому, такое необычное соотношение объясняется высоким содержанием в породах смек-тита — глинистого минерала, который характеризуется особой микроструктурой, способной поглощать значительное количество воды и набухать. Таким образом, смектит, с одной стороны, поглощает большое количество воды, тем самым увеличивая пвод, с другой — он не пропускает воздух, что отражено в снижении значений пвозд.
Большое содержание смектита соответствует высоким значениям Жт = 3,3-10,4% (среднее 5,8%). Плотность твердой фазы характеризуется низкими значениями (р8 = 2,45-2,75 г/см3, среднее 2,57 г/см3) вследствие измененности базальтового стекла и развития цеолитов, отличающихся низкой плотностью (р = 2,1-2,2 г/см3). Значения Ур = 1,3-2,95 км/с ненамного выше, чем у предыдущих групп, несмотря на относительно низкую пористость и более высокую плотность. Причина низких значений Ур, по-видимому, заключается в интенсивной цеолитизации. В предыдущих работах показано, что интенсивная
цеолитизация туфов вызывает значительное снижение значений Ур [Ladygin й а1., 2000].
Объединение в IV группу гиалокластитов с разным возрастом и глубиной погружения, очевидно, обусловлено следующими причинами. Как известно, цеолитизация может происходить при различных геологических условиях: в одном случае это преобразования гиалокаститов в приповерхностных условиях в результате современной гидротермальной деятельности, в другом — региональные изменения цеолито-вой фации метаморфизма, широко распространенные в Исландии при захоронении вулканогенной толщи. В результате обоих процессов состав гиалокластитов претерпевает похожие преобразования, что приводит к их однородности по свойствам.
V группа объединяет гиалокластиты, принадлежащие толще плиоценового возраста (2—2,5 млн лет), испытавшей погружение на глубину до 1000 м. Пространственно эта толща наиболее удалена от неовулканической зоны. Это интенсивно измененные, крепко сцементированные породы светло-серого цвета. Межобломочное пространство, трещины и везикулы заполнены аутигенными минералами (рис. 4). В отличие от предыдущих групп обломки вулканического стекла в значительной степени преобразованы. Основные вторичные минералы: хлорит или коррен-сит, кальцит, клиноцоизит, пренит, кварц.
В результате интенсивной переработки гиалокла-ститы этой группы характеризуются наиболее плотной текстурой (рср = 2,13 г/см3) и высокой прочностью (Д, = 48-100 МПа, среднее 70 МПа), несмотря на то что пористость немного возрастает (п = 25-43%, среднее 33%) по сравнению с предыдущей стадией. Вероятно, что вследствие перекристаллизации вулканического стекла и замещения его корренситом сформировалась вторичная пористость. Однако поры имеют ультра-малый размер и не пропускают флюиды, что объясняет низкую проницаемость этих пород (К = 10-3-6-10-2 мД). Соотношение пвозд/п показывает, что аналогично предыдущей группе примерно 60% всех пор сообщается. Необычное соотношение пводз/пвод < 1, характерное для предыдущей группы, сохраняется и у пород этой группы. Постепенное превращение смектита в хлорит сопровождается снижением до 2,3%. Плотность твердой фазы заметно повышается до 2,92 г/см3 вследствие развития таких минералов, как хлорит, клиноцоизит.
Особенности литификации гиалокластитов. Анализ всей совокупности образцов и каждой выделенной группы в отдельности показал, что для изученных гиалокластитов характерна следующая последовательность минеральных преобразований в ходе литогенеза: гель-палагонит ^ слоистый палагонит ^ смектит и цеолиты ^ корренсит/хлорит, кальцит, пренит, кли-ноцоизит. При этом наблюдается последовательная смена типов цемента: контактовый ^ пленочный ^ поровый ^ вторичный порово-базальный с интенсивной перекристаллизацией первичного материала
(рис. 4). Изменяется структура порового пространства: межобломочные поры и газовые пустоты постепенно заполняются вторичными минералами, уменьшается доля сообщающихся пор, снижается проницаемость. Однако проанализировать и оценить вклад конкретных факторов формирования и условий преобразования гиалокластитов (выветривание, подземные воды, температура, ледниковые условия и т.д.) на данном этапе исследований не представляется возможным.
В целом наблюдается закономерное увеличение значений упруго-плотностных и прочностных свойства гиалокластитов и снижение пористости и проницаемости в ходе постгенетических преобразований по мере увеличения глубины погружения гиалокла-ститовой толщи (от 0 до 1000 м) и ее возраста (от последнего оледенения < 300 тыс. лет до 2—2,5 млн л.н.). Гиалокластиты значительно уплотняются — плотность возрастает от 1,3-1,5 до 2,2-2,3 г/см3, тогда как пористость снижается от 50-55 до 20-30% (рис. 6, а, б).
На рис. 6 наглядно показана общая тенденция изменения пористости в ходе постгенетических преобразований гиалокластитов. В общем случае пористость и проницаемость гиалокластитов уменьшаются в процессе их литификации — от практически свежих или слабопалагонитизированных разностей со слабым контактово-пленочным цементом (п = 45-50%, К ~ 103 мД) до интенсивно переработанных пород, в которых аутигенные минералы (цеолиты, кальцит, глины) выполняют межобломочное пространство и в значительной степени замещают первичное вулканическое стекло (п = 20-30%, К ~ 10-3 мД).
Однако обнаружены некоторые отклонения от общей тенденции. В частности, палагонит обеспечивает начальную цементацию несвязанных обломков стекла и превращение их в консолидированную породу, которая отличается высокими пористостью и проницаемостью. Дальнейшее формирование пористого палагонита, замещающего края плотного вулканического стекла (с сохранением объема вещества), приводит к некоторому повышению пористости и проницаемости гиалокластитов, что нарушает общую тенденцию их изменения в ходе постгенетического процесса. Повышение проницаемости, по-видимому, связано с образованием микротрещин при формировании палагонита. На последующих этапах преобразования пород наблюдается закономерное снижение проницаемости до значений ~10-3 мД в наиболее переработанных и древних разностях. Пористость также уменьшается в течение прогрессивной пала-гонитизации и последующих этапов смектитизации и цеолитизации. На последней стадии увеличивается общая пористость за счет образования вторичных пор при замещении плотного вулканического стекла пористым корренситом. Однако эта пористость, типичная для корренсита, вследствие малого размера пор непроницаема для флюида и не способствует повышению проницаемости породы.
3,0
2,5
2,0
1,5
&.........3 р.........Ё ч
п..................3 -у '
О Плотность Плотность твердой фазы
I II III IV V
Стадии преобразований (группы)
4,5
4,0
3,5 3,0 2,5
и
2,0 1,5 1,0 0,5
)
Т X / Ь
11....................
ч. ------'
'■'С г V д
I II III IV
Стадия преобразований (группа)
I II III IV V
Стадия преобразований (группа)
р .-о ..........
/
X/
С В........Е±г" ^
I II III IV
Стадия преобразований (группа)
50000.00 5000,00 500,00 50,00 5,00 0,50 0,05 0,01 0,00
..........................................
....................
V
\
ь \
........................ !г................;
I II III IV V
Стадия преобразований (группа)
Рис. 6. Зависимость свойств гиало-кластитов от стадии переработки: а — плотность и плотность твердой фазы; б — пористость; в — скорость распространения продольных волн; г — прочность на одноосное сжатие; д — газопроницаемость. Описание стадий (1—У) см. в тексте. На графиках: точка — среднее значения показателя, «бокс» — среднее квадратическое отклонение, «усы» — минимальное и максимальное значения
В ходе литогенеза изменяется структура порового пространства гиалокластитов, о чем косвенно можно судить по соотношению величин п, пвозд и пвод. Как отмечалось ранее, интенсивно переработанные гиа-локластиты характеризуются необычным соотношением пвозд<пвод, что является результатом широкого развития глинистых минералов (смектит, корренсит), непроницаемых для воздуха, но способных сорбировать значительное количество воды (рис. 6, б).
В результате цементации гиалокластитов, формирования более прочных контактов между обломками и заполнения порового пространства вторичными минералами их прочность повышается на два порядка — от нескольких до 100 МПа (рис. 6, г); заметно увеличиваются значения ¥р — от 1,5—2 до 3,5—4 км/с (рис. 6, в). В ходе литификации с уменьшением пористости пород теплопроводность увеличивается от
экстремально низких значений — 0,3—0,4 Вт/мК — у слабосцементированных пористых гиалокластитов верхнего плейстоцена до 0,9—1,3 Вт/м-К у литифи-цированных пород плиоценового возраста.
Выводы. 1. Гиалокластиты в целом высокопористые, проницаемые, малопрочные, гигроскопичные грунты. В зависимости от степени литификации они могут относиться как к скальной, так и полускальной группе.
2. За превращение рыхлых гиалокластитовых отложений в скальные грунты — гиалокластиты — отвечает процесс палагонитизации.
3. Для гиалокластитов установлена следующая последовательность минеральных преобразований в процессе литификации: рентгеноаморфный палаго-нит ^ слоистый палагонит ^ смектит и цеолиты ^ корренсит/хлорит, кальцит, пренит, клиноцоизит.
4. В ходе литогенеза гиалокластитов наблюдаются изменения их структуры и последовательная смена типов цемента: контактовый ^ пленочный ^ поровый ^ вторичный порово-базальный с интенсивной перекристаллизацией первичного материала. Изменяется структура порового пространства: межобломочные поры и газовые пустоты постепенно заполняются вторичными минералами, уменьшается доля сообщающихся пор, снижается проницаемость. При интенсивной переработке вулканического стекла формируется вторичная пористость, которая, однако, не увеличивает проницаемость.
5. В общем случае значения упруго-плотностных и прочностных характеристик гиалокластитов закономерно повышаются, а пористость и проницаемость
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Геншафт Ю.С., Салтыковский А.Я. Исландия: глубинное строение, эволюция и интрузивный магматизм. М.: ГЕОС, 1999. 362 с.
Гептнер А.Р. Палагонит и процесс палагонитиза-ции // Литология и минеральные ресурсы. 1977. № 5. С. 113-129.
Гептнер А.Р., Селезнева М.А., Смелов С.Б., Лискун И.Г. Условия образования и начальные стадии изменения базальтового стекла // Литология и полезные ископаемые. 1984. № 4. С. 44-61.
ГОСТ 26450.2-85. Породы горные. Метод определения коэффициента абсолютной газопроницаемости при стационарной и нестационарной фильтрации. М.: Государственный комитет СССР по стандартам, 1985. 12 с.
Грунтоведение / Под ред. В.Т. Трофимова. 6-е изд. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2005. 1024 с.
Дортман Н.Б. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых (петрофизика). Справочник геофизика. М.: Недра, 1984. 455 с.
Попов В.Г., Петрунин Г.И., Пугина Л.М. и др. Влияние степени консолидации (литификации) на теплопереносные параметры туфов (на примере туфов Исландии) / Тез. докладов. 8-е геофизические чтения им. В.В. Федынского 2-4 марта 2006 г. М., 2006. С. 88-89.
Трофимов В.Т., Королев В.А. Методы изучения физических свойств грунтов // Практикум по грунтоведению. М., 1993. С. 168-214.
Crovisier J.-L., Honnorez J, Fritz B., Petit J.-C. Dissolution of subglasial Volcanic Glasses from Iceland: Laboratory Study and Modelling // Appl. Geochemistry. 1992. Sup. Is. 1. P. 55-81.
10. Hay R.L., Iijima A. Nature and origin of palagonite tuffs of the Honolulu Group on Oahu, Hawaii // Geol. Soc. Amer. Met. 1968. Vol. 116. P. 338-376.
Jakobsson S., Moore J. Hydrothermal minerals and alterations rates at Surtsey volcano, Iceland // Geol. Soc. of Amer. Bull. 1986. Vol. 97. P. 648-659.
уменьшаются в ходе постгенетических преобразований, по мере увеличения глубины погружения гиа-локластитовой толщи и ее возраста.
6. Гиалокластиты характеризуются аномально низкими значениями теплопроводности, что объясняется их высокой пористостью и обломочной структурой, в целом со слабой цементацией между обломками.
7. Интенсивно переработанные гиалокласти-ты характеризуются необычным соотношением пвозд < пвод, что является результатом широкого развития глинистых минералов (смектит, корренсит), непроницаемых для воздуха, но способных поглощать значительное количество воды.
Jones J.C. Intraglacial volcanoes of the Laugarvatn region, southwest Iceland // J. of Geol. 1970. Vol. 78, N 2. P. 127-139.
Frolova J., Ladygin V., Franzson H., Sigurdsson O. et al. Petrophysical Properties of Fresh to Mildly Altered Hyaloclasi-tie Tuffs // Proceed. of the World Geothermal Congress 2005, Turkey, Antalya, 24-29 April 2005 // Electron vers. (CD ISBN 975-98332-0-4)
Lagygin V., Frolova J., Rychagov S. Formation of composition and petrophysical properties of hydrothermally altered rocks in geothermal reservoir // Proceed. of the World Geothermal Congress 2000. Japan. P. 2695-2699.
Saemundsson K. Outline of the geology of Iceland // Jokull. 1979. N 29. P. 7-28.
Schiffman P., Spero H.J., Southard R.J., Swanson D.A. Control on palagonitization versus pedogenic weathering of basaltic tephra: Evidence from the consolidation and geochemistry of the Keanakako'i Ash Member, Kilauea Volcano. Geochemistry, geophysics, geosystems // Electron J. of the Earth Sci. 2000. Vol. 1.
Stroncik N.A., and Shmincke H-U. Evolution of Palago-nite: Crystallization, Chemical Changes, and Element Budget. Geochemistry, Geophysics, Geosystems // Ibid. 2001. Vol. 2. ISSN 1525-2027.
Thorseth I.H., Furnes H., Tumyr O. A textural and chemical study of Iceland palagonite of varied composition and its bearing on the mechanism of the glass- palagonite transformation // Cheochim. et Cosmochim. Acta. 1992. Vol. 56, N 2. P. 845-850.
Zhou Z., Fyfe W.S. Palagonitization of basaltic glass from DSDP Site 335, Leg 37: Textures, Chemical composition, and mechanism of formation // Amer. Mineral. 1989. Vol. 74. P. 1045-1053.
Поступила в редакцию 18.06.2009
