Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер




13.12.2019


26.11.2019


20.11.2019


01.11.2019


01.11.2019


25.09.2019


14.09.2019


14.09.2019


08.09.2019


03.09.2019





Яндекс.Метрика
         » » Условия развития катагенеза песчаных и глинистых пород

Условия развития катагенеза песчаных и глинистых пород

13.12.2017

Песчаные и глинистые осадки под влиянием процессов диагенеза превращаются в горные породы. При развивающемся осадконакоплении они перекрываются новыми толщами отложений, постепенно погружаются на все большие и большие глубины земной коры, где в новых геохимических условиях под влиянием процессов катагенеза происходят дальнейшие изменения их состава, состояния и свойств.

В связи с постепенно увеличивающимся гравитационным уплотняющим давлением с глубиной постепенно уменьшается влажность пород и соответственно затухает бактериальная жизнь. Поэтому биохимические процессы, имеющие первостепенное значение в зоне диагенеза, в зоне катагенеза становятся подчиненными. Повышается с глубиной и температура пород, но в разных районах с разной скоростью — от 3—5 °C на 100 м в молодых складчатых областях до 1 °С на 100 м в районах кристаллических щитов.

Весьма существенным фактором катагенеза являются подземные воды, пропитывающие осадочные толщи и циркулирующие в них по отдельным горизонтам, трещинам или зонам трещин. Подземные воды в той или иной геологической обстановке находятся в большей или меньшей взаимосвязи с поверхностью земли, и это определяет их динамичность и соответственно изменение состава и состояния с глубиной, т. е. вертикальную зональность, Как известно, в зоне катагенеза для подземных вод типичным является развитие следующих трех основных подзон, различающихся по условиям режима вод, характеру и степени их минерализации.

Верхняя подзона активного водообмена имеет подземный сток с большими динамическими ресурсами и характеризуется преимущественно пресными гидрокарбонатными, иногда сульфатными, а в засушливых районах и сульфатно-хлоридными водами. Средняя подзона затрудненной циркуляции подземных вод имеет замедленный водообмен с поверхностными водами. Воды здесь обычно характеризуются повышенной минерализацией и по составу являются переходными от сульфатных к хлоридным. Для нижней подзоны застойного режима характерен весьма замедленный водообмен, отчего здесь в силу гравитации, диффузии и других физико-химических процессов формируются воды и рассолы высоких концентраций, иногда почти до предельного насыщения хлорнатриево-кальциевого типа.

С глубиной, особенно в глинистых породах, все больше и больше проявляется недостаток кислорода и условия становятся восстановительными. Одновременно с увеличением минерализации вод неуклонно возрастает pH, среда становится щелочной.

После превращения глинистых осадков в глинистые породы продолжается их уплотнение, которое сопровождается миграцией из них влаги, цементацией, а также кристаллизацией солей из отжимаемых водных растворов. В процессе уплотнения и дегидратации некоторые компоненты твердой фазы глинистых пород подвергаются перекристаллизации и приспосабливаются к условиям повышенных давления и температуры. В результате этого возникшие в глинистом осадке — в иле — структурные связи усиливаются, упрочняются, глинистая порода постепенно утрачивает текучесть, а затем пластичность и приобретает свойства полутвердого тела. Естественно, что эти преобразования сопровождаются упрочнением не только всей породы в целом, но и отдельных составляющих ее микроагрегатов и агрегатов. Гранулометрический состав такой породы существенно отличается от состава исходного осадка или той же породы, подвергшейся меньшей степени литификации. Различия эти проявляются в изменении степени дисперсности вследствие образования прочных микроагрегатов.

Некоторые изменения при катагенезе глинистых пород наблюдаются в составе минералов-примесей. Изучение различных глинистых толщ показывает, что в их вертикальном разрезе обычно можно выделить отдельные горизонты, зоны, пачки, резко различающиеся по составу глинистых минералов. Состав основных породообразующих глинистых минералов в процессе катагенеза изменяется незначительно. Зона катагенеза, по-видимому, наследует состав, сформировавшийся в период седиментации и диагенеза глинистых осадков. Эти обстоятельства позволяют использовать минеральный состав тонкодисперсной части глинистых пород для стратификации глинистых толщ и восстановления палеогеографических условий их накопления.

При катагенезе некоторые изменения происходят в минеральном составе песчаных пород. Так, несомненным является преобразование обломочных слюд, представленных в основном биотитом. Этот процесс заключается в их мусковитизации и гидратации и сопровождается переходом двухвалентного железа в трехвалентное, частичным выносом его из кристаллической решетки и замещением ионами алюминия. Вместе с этим идет замещение ионов калия ионами гидроксония. Например, в шокшинских песчаниках, развитых в юго-восточной части Балтийского щита, отчетливо прослеживаются постепенные переходы от полуразложившихся листочков биотита к крупночешуйчатым агрегатам серицита. Предполагается, что обломочные слюды первоначально замещаются гидрослюдами, а затем превращаются в серицит. С катагенезом связаны и изменения в составе цемента песчаных пород. Например, в тех же шокшинских песчаниках устанавливается перераспределение окислов железа, которые первоначально, вероятно, были равномерно рассеяны но всей массе цемента этих пород.

А.Г. Коссовская и В.Д. Шутов в разрезе Западного Верхоянья установили зоны, различающиеся по ряду структурных и минеральных признаков: 1) зона глинистого цемента, 2) зона хлоритового и хлорит-кварцевого цемента, 3) зона регенерационного цемента или кварцитовидных структур и 4) зона кварц-роговикового и слюдистого цемента. Первые две зоны характеризуют различные этапы катагенеза, третья и четвертая относятся к стадии начального метаморфизма.

Н.Г. Логвиненко в среднекаменноугольных отложениях Большого Донбасса установил интересные изменения глинистого материала в осадочных породах при катагенезе и выделил: 1) зону нормального катагенеза, характеризующуюся присутствием рыхлых и слабо сцементированных, мало измененных пород с глинистым, глинисто-карбонатным и опал-халцедоновым цементом; 2) зону прогрессивного катагенеза, характеризующуюся развитием плотно сцементированных песчаников с кварц-карбонатно-глинистым и хлоритовым цементом и 3) зону начального метаморфизма, характеризующуюся плотными метаморфизованными осадочными породами с развитием кварцевого, серицитового и серицит-хлорит-карбонатного цемента, т. е. зону, в пределах которой глинистое вещество полностью превращено в новые минералы. Первая зона распространена на площади, переходной от платформы к геосинклинали, вторая — в периферийной части Донецкой геосинклинали и третья — во внутренней ее части.

По мере углубления от поверхности земли минерализация подземных вод постепенно повышается и в зоне затрудненного водообмена нередко достигает нескольких граммов сухого остатка на литр, а в зоне весьма затрудненного водообмена часто 200—250 г/л, т. е. значений, свойственных рассолам. Эти рассолы пропитывают горные породы, и в том числе глинистые, по отдельным водопроницаемым слоям, трещинам, зонам трещин. Так как растворимость различных солей разная, то при повышении минерализации подземных вод в недрах земной коры из них последовательно начинают кристаллизоваться различные соли. В первую очередь выпадают в осадок карбонаты кальция и магния, происходит карбонатизация пород.

В верхней части зоны катагенеза наблюдается большая динамичность — активность — карбонатов, большая обогащенность ими пород. Эту часть зоны катагенеза выделяют как подзону карбонатизации. Здесь нередко наблюдаются следы замещения глинистых минералов, зерен доломита и кварца кальцитом. При этом кристаллы кальцита отличаются совершенной огранкой и имеют следы вторичного наращивания. Характерной особенностью подзоны карбонатизация является также и доломитизация пород, Подземные воды, содержащие в своем составе хлориды и сульфаты магния, при взаимодействии с известковистыми породами в условиях повышенной минерализации и щелочности вод могут способствовать образованию доломита, доломитизации пород. Карбонатизация пород способствует уменьшению их гидрофильности, упрочнению структурных связей, переходу пород в более твердое состояние. Все это повышает жесткость и прочность песчаных и глинистых пород, т. е. улучшает их строительные качества.

Наряду с этим следует отметить, что при повышении минерализации подземных вод с глубиной, после выпадения в осадок карбонатов, иногда начинается кристаллизация сульфатов кальция — гипса и ангидрита. Последние встречаются в песчано-глинистых породах как в тонкодисперсном виде, так и в виде выполнений пустот и пор, крупных кристаллов, жил, линз, слоев. Естественно, что обогащение пород такими водорастворимыми солями, как гипс и ангидрит, является фактом неблагоприятным с инженерно-геологической точки зрения.

Для нижней части зоны катагенеза характерны повышенная активность кремнекислоты по сравнению с углекислотой, обогащение пород кремнеземом, иногда замещение карбонатов кварцем. Поэтому ее выделяют как подзону окварцевания пород. Это преобразование состава пород на более глубоких горизонтах земной коры улучшает их качества.

Таким образом, при катагенезе в осадочных породах происходят заметные изменения вещественного состава. Наиболее важным из них является дегидратация пород, сопровождающаяся цементацией и соответственно повышением их плотности, упрочнением структурных связей и повышением жесткости, прочности и устойчивости в целом.

При диагенезе и катагенезе некоторые изменения происходят в структурах и текстурах осадочных пород. Так, в результате кристаллизации коллоидов, перекристаллизации различных минеральных образований и возникновения микроагрегатов в глинистой породе образуется больше частиц и агрегатов алевритовых и псаммитовых размеров. Поэтому структура их часто из пелитовой постепенно может преобразоваться в алевропелитовую, алевритовую и псаммитовую.

Наиболее существенные изменения происходят в структурных связях породы. В свежеотложившемся осадке, представляющем собой по существу гидрогель, они незначительны, только возникают и по своему характеру являются тиксотропно-коагуляционными. По мере дегидратации и уплотнения глинистых осадков эти связи усиливаются вследствие отделения большого количества свободной воды. При дальнейшей дегидратации и уплотнении возникают и постепенно развиваются конденсационно-кристаллизационные связи, порода утрачивает пластичность и приобретает жесткость и свойства полутвердого тела; прочность ее постепенно возрастает, и, таким образом, глинистая порода становится типичной полускальной.

Заметные изменения наблюдаются также в структуре песчаных пород, особенно на этапе их глубинного катагенеза, когда порода достигает высшей степени литификации, причем существенно изменяется ее первоначальный облик. Для глубинного катагенеза характерно развитие структур растворения под давлением. Преобладающим типом среди них являются структуры взаимного приспособления (конформные). Непосредственно соприкасающиеся между собой кварцевые зерна вследствие частичного растворения на контактах оказываются тесно сопряженными друг с другом по сложноизвилистым поверхностям. Происходит регенерация кварцевых зерен вследствие переотложения кремнезема, освобожденного в процессе растворения под давлением. Сближение кварцевых зерен при формировании структур растворения в совокупности с заполнением регенерационным кремнеземом поровых пространств приводит к образованию характерной структуры породы. Частичное выполнение пор может происходить также привнесенным цементом, особенно на начальном этапе катагенеза. Под влиянием всех этих процессов песчаные породы могут приобрести «сливную» массивную текстуру и высокую прочность.

При диагенегических и особенно эпигенетических преобразованиях пород высокое уплотняющее давление ориентирует согласно слоистости кристаллизацию новых минералов, что еще больше усиливает слоистую текстуру пород и формирование структур напластования. При этом обычно более четко выявляются смена петрографического состава пород в вертикальном разрезе и образование разделов между слоями. При хорошо выраженной слоистой текстуре, например, отвердевшие глинистые породы легко расслаиваются на плитки и часто очень тонкие пластинки. Породы с такими текстурами характеризуются резко выраженной анизотропией водных и механических свойств, у них четко выявляются поверхности и зоны ослабления.

Несколько иные изменения текстуры наблюдаются у лёссовых глинистых пород, т. е. пород субаэрального происхождения, важнейшим диагностическим признаком которых является макропористость. Сохранность макролор с глубиной постепенно ухудшается, типичные макропористые лёссовые породы переходят в деградированные, т. е. в обычные глинистые породы. Изменение текстуры лёссовых пород связано с их гравитационным уплотнением, обычно сопровождающимся изменениями влажностного режима.

Вследствие различных катагенетических преобразований осадочных пород изменяются их состояние и свойства. Показателями, характеризующими эти изменения, кроме чисто внешних признаков служат их естественная влажность, плотность и пористость. Если, например, свежеотложившиеся глинистые осадки имеют плотность скелета 0,6—0,8 г/см3, то у сланцеватых аргиллитов она обычно близка к плотности их минеральной части и достигает 2,65—2,70 г/см3. Соответственно изменяются пористость (от 75—80 до 1—2 %) и коэффициент пористости (от 3— 4 до 0,09 и меньше). Следовательно, диапазон изменений состояния и свойств глинистых пород при литификации от ила до сланцеватого аргиллита контролируется довольно точно.

На рис. IV-12 приведен один из многочисленных примеров изменения состояния глинистых пород с глубиной по данным бурения одной из опорных скважин в области Терско-Каспийского прогиба, который в течение значительной части палеогенового и всего неогенового и четвертичного периодов испытывал главным образом погружение. Из рис. IV-12 видно, как постепенно уменьшается влажность пород — от 15—18% на глубине 800—1000 м до 3—5 % на глубине 3000—3200 м. Соответственно изменяются и их пористость от 28—32 до 8—10 %, а также плотность. Любопытно заметить, что для пород, вскрытых на глубине 3000—3200 м, показатели, характеризующие их состояние, указывают на весьма высокую степень литификации.
Другим примером могут служить верхнепротерозойско-кембрийские глины, широко распространенные в северо-западной части Русской платформы. Они встречаются здесь в естественных обнажениях, но главным образом вскрыты скважинами под покровом четвертичных отложений в области предглинтовой полосы вдоль побережья Финского залива и Ладожского озера, в Приневской впадине под Ленинградом. На юге и юго-востоке верхнепротерозойско-кембрийские отложения постепенно погружаются под отложения более молодые и вскрываются скважинами на больших глубинах. Нa рис. IV-13 представлен сводный график, показывающий изменение состояния этих глин с глубиной по данным исследований образцов, взятых из скважин, пройденных в Ленинграде, на Валдае и в районе Вологды. Из графика видно, что и для верхнепротерозойско-кембрийских глин устанавливается та же закономерность изменения их состояния с глубиной, что и для других глинистых пород. Характерно, что на Валдае эти глины обладают достаточно высокой плотностью т по внешним признакам их правильнее называть аргиллитами. В районе Вологды это уже очень плотные аргиллиты со следами сланцеватости.
На рис. IV-14 приведены две схемы, показывающие геологическую историю верхнепротерозойско-кембрийских глин района Ленинграда и района Вологды. Из первой схемы видно, что под Ленинградом в палеозое они были перекрыты кембрийскими, ордовикскими и девонскими отложениями общей мощностью до 300—350 м, создающими нагрузку на них примерно 6—7 МПа. Впоследствии они оказались в области размыва и претерпели постепенную разгрузку. К началу четвертичного периода весь покров палеозойских отложений был смыт, и в четвертичное время ледник эродировал, а ледниковые воды размывали верхнепротерозойско-кембрийские глины. Согласно исследованиям, мощность ледникового покрова здесь могла достигать 1000 м. Следовательно, в период оледенения временная нагрузка на эти глины достигала 8—9 МПа. В послеледниковое время под Ленинградом они оказались под покровом четвертичных отложений мощностью от 5—10 до 50—100 м, т. е. под нагрузкой от 0,1—0,2 до 1—2 МПа.

Из приведенных данных видно, что верхнепротерозойско-кембрийские глины дважды после их отложения испытывали нагрузку: первую, меньшую, но продолжительную в палеозое, и вторую, большую, но весьма кратковременную в ледниковый период. В течение же значительного геологического времени они были разгружены, происходило их разуплотнение, которое сопровождалось явлениями гидратации. Эти геологические условия и определили современное состояние и свойства верхнепротерозойско-кембрийских глин под Ленинградом. Средняя естественная влажность их равна 14 %, плотность скелета 1,99 г/см3, а пористость 30 %. Oни находятся в тугопластичном или полутвердом состоянии, т. с. имеют состояние и свойства, не соответствующие их возрасту, самому древнему из всех глинистых отложений, известных на Русской платформе.

Совсем иную геологическую историю эти глины имеют в районе Вологды. Здесь они от палеозоя до наших дней непрерывно испытывают большую гравитационную нагрузку. Максимальное значение этой нагрузки в мезозое было равно примерно 40 МПа. В ледниковый период она увеличилась почти до 50 МПа и в настоящее время вновь составляет 40 МПа. В результате глины здесь превратились в аргиллиты со следами сланцеватости. Естественная влажность их нe превышает 5 %, плотность скелета 2,35 г/см3, пористость 15 %, т. е. они достигли весьма высокой степени литификации и превратились в типичную полускальную породу.

При катагенезе происходят различные преобразования пород: изменение минерального состава, перекристаллизация, цементация и другие процессы, однако только уплотнение, сопровождающееся дегидратацией, имеет четко выраженную закономерность. Поэтому гравитационное уплотнение глинистых пород, сопровождающееся дегидратацией, следует считать ведущим процессом в их катагенетических преобразованиях, обусловливающим все остальные процессы. Оно определяет степень влажности пород, подвижность воды, водных растворов и соответственно интенсивность геохимических процессов, направленность и интенсивность процессов минералообразования. а также характер и прочность внутренних связей пород.

Рассмотрение закономерностей уплотнения современных глинистых осадков и глинистых пород различного возраста, а также изучение уплотняемости глинистых пород в лабораторных условиях показывают, что она всегда подчиняется логарифмической зависимости изменения плотности — пористости пород от действующей нагрузки (рис. IV-15, IV-16).
Следует заметить, что состояние глинистых пород не всегда определяется фактической глубиной их залегания. Так, например, верхнепротерозойско-кембрийские глины под Ленинградом имеют плотность, не соответствующую природной нагрузке вышележащих масс. Они переуплотнены, что является, вероятно, следствием испытанной ими нагрузки в прошлое геологическое время, и в том числе нагрузки мощного ледникового покрова четвертичного периода.
В складчатых областях глинистые породы значительно уплотнены под влиянием тектонических движений, которые выступают здесь как наиболее сильный уплотняющий фактор. Поэтому глинистые и песчаные породы в складчатых областях, как правило, достигают наивысшей степени литификации. На изменение состояния пород влияет также их возраст, выражающий продолжительность воздействия на них различных факторов уплотнения. Поэтому в областях, где устанавливается нормальная стратиграфическая последовательность в напластовании различных толщ пород, наблюдается закономерное повышение их плотности от более молодых к более древним.

Отмечая сравнительно значительную степень изменения глинистых пород при литификации, важно подчеркнуть, что далеко не все они достигают при этом большой плотности и малой пористости. Объясняется это тем, что пористость пород в некоторых случаях не может являться следствием воздействия только определенной нагрузки. Уплотнение осадка, а затем породы на стадиях диагенеза и катагенеза происходит под влиянием силы тяжести вышележащих масс, преодолевающей силы трения и сцепления между частицами, а также прочность структурных связей. При этом эффект уплотнения породы при одинаковом давлении будет различным в зависимости от ее состояния, т. е. от влажности, степени и характера цементации и т. д. В ней могут возникнуть прочные структурные связи, задерживающие процесс естественного уплотнения, и поэтому породы надолго могут сохранить высокую пористость. Примером являются лёссы и лёссовидные породы юга России, верхнемеловые глины из района г. Калач, инжнесарматские из района Севастополя и др.

На формирование свойств осадочных пород четвертичного возраста решающее влияние оказали колебательные движения земной коры и связанные сними изменения климата, смены ледниковых эпох межледниковыми, а в позднеледниковое и послеледниковое время — геологическая история тех пли иных участков суши и прилегающих к ним водных бассейнов (например, Каспийского, Черного, Балтийского морей). Большое влияние оказали также состав подстилающих коренных пород и рельеф иx поверхности. Все это определило условия и способ образования четвертичных отложений, особенности их состава и свойств. На формирование свойств дочетвертичных пород — их плотности, прочности и деформируемости — наибольшее влияние оказали глубина залегания от поверхности земли, геологическое строение и возраст, т. е. продолжительность воздействия на них гравитационного, геохимического и тектонического уплотнения при литификации. Влияние же способа п условий отложения сказывается главным образом на степени их однородности и анизотропности.

Резкой границы между зонами диагенеза н катагенеза провести нельзя, так как диагенетические процессы постепенно сменяются катагенетическими. Соответственно осадок утрачивает свои признаки и свойства, а у образующейся породы появляются и развиваются другие. Зона катагенеза на платформах достигает 2,5—3,5 км. Поэтому процессы катагенеза развиваются в толще горных пород огромной мощности в течение миллионов лет, на все больших и больших глубинах.

В зоне катагенеза выделяются подзоны по изменению внешнего облика, минерального состава, состава цемента, структуры пород, их физического состояния и прочности. Большое значение при этом имеют изменение состояния органических остатков, их углефикация и особенно изменение каменных углей и углистых частиц. Резкие изменения свойств пород при катагенезе происходят под влиянием тектонических движений. Поэтому в складчатых областях гравитационное и геохимическое уплотнение пород резко увеличивается под влиянием тектонического уплотнения. Такие изменения устанавливаются как в вертикальном разрезе осадочных толщ, так и по простиранию, а также при сопоставлении одновозрастных пород складчатых и платформенных областей. Резкое повышение степени литификации пород под влиянием тектонических движений в складчатых областях одновременно сопровождается развитием в них тектонической трещиноватости, разломов и других нарушений, вызывающих формирование их неоднородности и анизотропии свойств.

При регрессивном развитии осадочного процесса и особенно под влиянием новейших тектонических движений в современную геологическую эпоху происходят разгрузка пород, гравитационное и геохимическое разуплотнение, формирование зоны разуплотнения, трещин упругого отпора, а в зоне выветривания их полное разрушение под влиянием физических и химических процессов.

Таким образом, длительный геологический процесс изменения состава, состояния и свойств осадочных пород при литификации распадается на две стадии. Первой является стадия осадка, т. е. свежеотложившихся галечников, щебня, песков, песчаных илов, глинистых илов, карбонатных илов, превращающихся под влиянием процессов диагенеза в породы. Вторая стадия состоит из ряда последовательных фаз, например, превращения песка под влиянием процессов катагенеза в уплотненный песок — слабо сцементированный песчаник, который при соответствующих условиях в зоне метаморфизма может превратиться в кварцит; или, например, превращение глины в уплотненную глину, а затем в аргиллит, аргиллита — в сланцеватый аргиллит, который при соответствующих условиях в зоне метаморфизма может превратиться в филлитизированный сланец и затем в филлит.

Для каждой из названных стадий образования осадочной породы можно дать следующую характеристику. Место действия первой стадии для осадков субаквальных — водоем, для субаэральных — поверхность земли; время — тысячелетия в ту или иную геологическую эпоху; обстановка — толща осадков сравнительно небольшой мощности. Физико-химические условия и соответственно интенсивность и напряженность развития диагенетических процессов зависят от фациальных условий и состава осадка. Место действия второй стадии формирования осадочной породы — пласт горной породы, погребенный под толщей других пород; время — миллионы лет; обстановка — недра Земли, все более и более глубокие. Физико-химические и термодинамические условия среды с глубиной, как правило, изменяются постепенно, поэтому при катагенезе процессы изменения состава, состояния и свойств пород имеют явно замедленный характер и в некоторой части трудноуловимы.

Примерные схемы формирования свойств глинистых пород показаны на рис. IV-17, IV-18 и IV-19.