Рухин Л.Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах
Подождите немного. Документ загружается.
308
СТАДИИ
И
УСЛОВИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ
ОСАДОЧНЫХ
ПОРОД
При
построеппи
графИJ\а
зависимости
плотпости
глип
ОТ
глубnпы
цх
эахоропеnпя
Дж.
Уэллер
11
ХОДJlЛ
В
основнОМ
из
даПIlЫХ
Л.
ЭiiЗJf
И
Г.
Хедб
рга,
ОТIIОСIIЩllХСJl
1<
аптп-к
I1шальrrым
ПОДНЯТИЯМ,
где
СОВР
меНlIая
глубина
залегапив
слоев
ущ
ствеп-
110
меньше
макспмальuой,
па
-которую
опи
ОПУСJ(аЛIlСЬ
раньше.
Этого
дефекта
лишен
матррнал,
отпоснщпiiсн
J(
четвертIJчIJыM
n
третпчным
отложеШllIМ
п
редовых
про
гиБОD.
НаиБО
J
I
е
иптсреСПЬL\Ш
явлmотся
даrmые
по
Ал
J(саuдрпiiскоu
опориой
СJ(важпп
,
заложе
Иllоii
D
т
J~ТОJJНЧ
скоН
депр
ссЮJ
на
северо-востонс
Навнааа,
ПОЧТI1
D
П
рерывл
пуснавшеJiся.
ВеРХIIИС
1
500
,,11
четвеРТII'fnЫХ
и
плиоцеиовых
осадков
отлагали
ь
б
з
зам
ТIIЫ
Х
n
рОрЫВОIJ.
П
ерерывы
в
отложешш
осаднов
JJмеЛII
м
сто
в
nШКJlем
плио
lIеll
11
частично
в
среднем
МlJоцеп
,
по,
судя
ПО
общим
гсологпчесюш
даllllЫМ,
отло
;j
ШВШJJОСЯ
ралее
породы
эрозпи
почти
пе
подвергались.
Поэто
ry
1Ifакспмальпая
глубиuа
захорон
IШЫХ
зд
ь
Jlеог
DOBNX
отложеншl
ВРЯД
лп
пр
вытала
совремеULlУЮ
I
'луб
uну
JlХ
залега[шя
бол
е
чем
на
100
.4'.
Все
зто
ВЫТОДIIО
отлнча
т
даншrо
о
фпзи
'IеСJШХ
BoikTBax
ГЛIlIIJl.СТы.х
пород,
получеUШIе
прп
ивучеlШП
нернового
мат
риала
113
АлсксаlJ
ДР
ПllCl(оii
1l
другнх
снважиu,
эаложенnых
в
депр
ссnлх,
от
даПJlliIХ,
IIMOB
-
шихся
В
распорлжеlJllИ
Л.
:)ilзп
и
Г.
Хедберга
11
использовюшых
затем
Дж.
эл
лером.
Путем
обобщения
lfмеЮЩIlХСЛ
мат
риалов
о
фпзлч
JШХ
свойствах
ГЛ,ИШJСТЫХ
пород,
пройд
иuых
Ал
исаНДРИЙСJ(ОЙ
и
ДрУГПМJI
опорными
С]{DаЖlJпа~m,
u
даюlы
об
УПЛОТIIСLlПИ
ГЛllllIIСТЫХ
осад]{ов
1
aCll1lUCJ(oro,
ОХОТС1ЮГО и
других
ыор
ii:
па
TepplI-
ТОРИП
СССР
Н.
Б.
Вассоевпчем
была
построепа
диаграмма
постеп
шого
ynлотисншr
I
'ЛИНПСТЫХ
пород
до
глуБШllil
В
3000.,ч
.
При
ПОМОЩll
uаращnвалnя
сплзу
дaBnЫx
по
другим
скважинам
,
вскрывшпи
более
УИЛОТ
El
еиные
ГЛИШ>I,
осреднеUllая
J(ривал
ynЛОТllеrJIlЛ
БЫ
J
Jа
удлпцена
до
глу
бины
в
5
00
А'
.
Эта
диаграмма
ПРИnОДlfТСН
lIа
фпг.
6-Х,
lIa
ROTOPYJO
для
сравп
rшя
n
Рl'l1есены
после
n
р
C'lC10B
П
дannыe
Дж.
Уэллера.
Значит
льно
п
lIарастающее
С
глубиной
расхожд
пие
между
Тlгповоii
J(РIJВОЙ
УllЛОТl1ешlЯ
ДЖ
.
УЭIIЛСРУ
И
:КРПВЬШП
по
даиnым
СОВОТСJ(ИХ
Сl{ваЖИI!
оБыiшrr
тсл
тем,
что
амерпкаНCIшii
исследоват
J
rb
не
уч
л
в
полвоii
м
ре
ыощпо
ть
смытых
ОТЛQ
Ж
rulU
в
раиопах,
изученlfЫХ
Л.
Эilзп
И
Г.
Хедборгоы.
Кром
того,
даП[[bJе
.
ЭUЗ
II
ОТIIОСЛТСН
1\
палеозоLIСКU.м
породам,
ноторы
за
весьма
длптсльпыjj
промеЖУТОI(
вре
м ШI
в
рОЯТJ10
преторпели
ЭПIlгенеТИ'fеснос
[ка
таген
ТJl'le
ко
]
изм
И
нив
путем
мед
ЛСIJIIОГО
пер
е
распределеmНt
вещества,
частично
илп
ПОЛllОСТЫ
отложившсгосн
В
~ш
нропорах
Г
J
IИП
.
]{РJlвая
ynлотuеnня
глин по
дапnым
АлсксандрпiiСI<оii
с:кваiЮШЫ
запима
т
на
диаграы
:
м
наnбол
е
ПFlЗJ(О
положепие
по
срanНОIППО
с
другими
]{РНВЬ!МИ.
Напбол
е
БЛЛЭ1\а
1<
вей
кривая
для
скважllnЫ
,
заложеш]Оii
в
Азопо-Нубапскоii"
депр
ССJlИ.
По
пореIIомам
алексаНДРИllскоii
кривой
можно
выдеЛIlТЬ
четыр
стадии
уплот
неНIlЯ
ГЛПU1fСТЫХ
пород.
ПО-DПДИМОМУ,
граnпца
между
стаДIJ
II
затрудпеrшого
ynлотпеllПЯ
отв
ча
т
рубежу
м жду
рашшми
п
бол
поздплыII
этапа~ш
стадш!
угл
фJ1наЦJJИ
[нзтаг
веза]
бурого
угля,
а
начало
оч
пь силыJо
затруднеll
ного
ynлотuеппя.
соответствует
ПрШIСрНО
н
роходу
ДJ1Инuопла~fCJШЫХ
угл
й
в
гааовы
.
Наша
нри
-
вая
ла
фJJГ.
6-
мож
Т
быть
п.СDольаош:ша
для
раЗЛII'lJJОГО
рода
орпеп
ТLIPOBO'lllblX
подсчетов,
напрнмер,
дл я
прпблпзнт
лы]ого
опред
л
пия
напБОЛ1>шеii
глубины
погр
беJШЯ
рассматриваемых
ГЛJШRСТЫХ
пород
в
прошлом,
илп,
ЛПЬL\Ш
сло
ВЭJ>ЛJ,
О
манспмальноii
МОЩErОСТИ
покрывавшеi1IlХ
ТОJlЩи
отложений;
длл
опр
Д
ленил
]{олпч
е
тва
воды,
)'шедшеu
П3
глппnстых
пород
в
р
зультате
их
ynЛОТlIСUИН
(А.
А.
1
ар
цев)
п
т.
д.
Обстолтельное
исследование
уплотненил
пород,
ГJlаrшым
образом
ГЛШПIСТЫХ,
было
педавно
зав
рш
по
Э.
А.
ПРОЗ0ровнч
ем
.
Он
обработал
оБШll'рlIЫЙ
Юlмеllllыii
мат
-
риал,
пр
JшуществеВIIО
нерп
из
скважин,
в
то
1
ЧJlсле
и
глубоких
(
до
4500.41).
Прrшодп
мые
Iшже
даDНЫО
Э.
А.
Прозороппча
относнтсл
к
аБСОJllОТПО
СУХJШ
образцам.
На
фиг.
7
-
Х
сопоставлены
значепnя
плотности
пород
)]3
J<аjjnозоя,
м
зозОн
II
палеозоя
Аэербайджанской
ССР.
На
диаграмме
ВИДНО,
что
папбольшей
плотностью
харахтеризуIOТСЯ
ДОЛОАШТЫ.
Большая
ПЛОТllОСТЬ
при
незначительпых
пределах
ее
пзмеnеиllЯ
xapaJ{T
рпа
длл
n
лв
томорфnых
II
кристалшrчеСЮIХ
известпя]{ов,
а
та-кж
для
мергел
ii.
Плотность
п
сча
БЫХ
пород
J<онтролируется
главным
образом
их
цементацией.
НаЛИ'!}1
песчаnых
пород
с
пористостью
до
20%
(плотность
2,14
e/C
.~13)
на
глубине
до
5
к."
нвмотся
хор
ШIШ
пона
аателем
JI
з
на'll[тельного
ВЛИЯflllН
гравитационного
давл
НШI
па
llX
уплотнеНJlе
.
В
на
чальп:
ый
псриод
прогр
ссивпого
;шигепсза
(I{атагеие
;за)
паибольшеii
плотностыо
обла
дают
n
СНИ,
а
паим
ньшеi1
-
глины.
ГЩIнпстые
породы
(ГЛIJLIЫ,
аргпллиты,
глшшстые
ПРЕОБРАЗОВАНИЕ
ОСАД
НОВ
И
ОСАДОЧНЫХ
ПОРОД
(ОНАМЕНЕНИЕ)
309
сла1щы)
арю(т
РИЭУ1Отся
наибольшИМ1!
пределаМJI
пзменешlЯ
FIX
ПЛОТНОСТИ
-
от
1,4
до
2,75- 2,80
г/с~,З
•.
ИЗУIJ
еШ
I
Э.
А.
ПРОЗ0рович:ем
уплотнопия
глин
С
глубиной
их
вал
гаUIfЯ
по
25000
образцов
нерпа
пз
СJшажип
па
теРРИТОРИII
Преднавказья,
Дагестана
и
зерба
й
джапа
привело
исслодователя
к
сл
ду1ОЩТlМ
выводам.
О
0.2.
0,5
1,5
~
~
2
~
~
<:>
2,5
:}
~
~
..,
3
~
~
3,
б
~
~
2,70
1,8
I
I
I
. '-
'
~
.-
~
2.80
5,4
/
06ъеннь"i
бес
сухои
nороgы
(г/с
м
.1)
(/
nОЛНО/l
nорисmосmь(
"/о)
2,50 2,40
2,30
2,20
2,10
2.00
1,9
0
1,80
1,70
l
,
БО
1,
50
1,40
9,1
12,8
Iб
,
~
20.0
23,6
27.2
30,9
3~,б
38,2
'-1.8
45,4
4J,1
100
200
зоо
400
500
БОа
700
800
900
100
0
1100
1200
ДаdЛСlfuе
,
/(f/C
M
Z
Фиг.
6- .
Диа
грамма нзм
пепия
ПОРI1СТОСТИ
и:
объеМЯОJ'О
веса
глин
в
заВПС
II
МОСТИ
от
г
Iубпuы
их
погружеПJIЯ.
ВеРХН
1I
Й
ГОРI1ЭОlIталыrый
масштаб
совмещает
вначеН11Я
ПОРIIСТОСТII
n
в
%
(щшамснатель
дроби»)
11
otYt.eMrloro
веса
скenета
(т
.
е
.
высушеllНЫХ
fJIIIНl
I
CTbIX
пород),
6
о
г/с
..
,з
(<<Ч
I
JcmIТель
Дробll")
'
овме
ще
[ше
достигнуто
nplI
допущсюш,
что
.Мllllералогичсская
nЛОТН()(''ТЬ''.
т.
е
.
удельный
вес
МlJuеральUb/Jt
чаСТIIЦ
скелета
IJОРОД
tJ.
остается
ВСС
вреыя
ПОСТОЯННЫМ
11
равным
2,75.
Нуль
вертикаЛbllОГО
ыасштаба
отвечает
nouepXHOCTII
лптосфсры
(точнее
-
верхнсй
поверхности
uелОСферы)
.
НРlIвая
Дж.
"УЭJ1лера
построена по
его
данным
о
ПОРПСТОСТII
(значсния
6
11
IIМ
ие
со
общаются).
Н
.
Б
.
Вас
о
DlI'ICM
KplIDI>le
ynлотнеmlR
пород
построеньчпрп
допущсFПШ,
что
поверх
осадков
(пород)
8UОДIIТСЯ
стоыетровая
толща
воды
.
Выдслеюr:ыс
11М
СТадИ1l
УПЛОТНСНI1Я
несl<ОЛЬКО
ОТЛl\чаютСА
ка/(
от
СТадJlЙ,
OffiiCaJJUЬ1X
Г.
Хедбсргом,
таи
11
от
стадий,
вы д
слеШIЫХ
В
.
д.
ЛОAlТадзс.
1.
Р
ШQ1ОЩlfМ
фю\тороъr
уплотuеuпя
глин
является
гравитациопuое
даnлеlfllе
,
что
обусловлпва
т
т
CIJYJO
зави
IЩО
ть
ПХ
плотности
ОТ
глубины
залегаllИЯ
(фI!Г.
8
-
Х).
От}(лов
еllИЯ
от
закОНОМСРНОСТJI,
ПО-ВIIДIDI0А1У,
обусловлоны
у
проч
еПIlСМ
СТРУl(ТУ
РЫ
ГЛllU,
пр
ПЯТСТIJУЮЩ[Ш
l]Х
уплотвеПJПО.
На
глубине
порядка
3000-3500
м
про
псходит
В
l(оторал
таБШIИзацIJЛ
ynлотцеuпя
при
плОТUОСТII,
достиraIощеii:
2,52-
2,57
г/см
3
.
*
Следует
отм
ТIIТЬ
песнольно
преувелич:сввуJO
'
плотность
глил
по
r
обра
зц
ам
IJ
абсол1ОТUО
сухом
состояиnи
в
связи
с
их
усаДI<ОЙ
(в
пекотороii
прямой
зависимости
от
цористостл)
fJ
Рll
Dысыхапии
ПЛIl
Dысушивацин.
310
Азер6аiiiJжан
Пл
от
ность
17
9 1
2.3
~
,)
J 1
li
i
, '
i
\
I
1
\
\
1
"
"
,
,
i
,
i
I
,
2
~
I
I
I
,
I
)
1.7
1)
2,1
2,3
2,5
СТАДИ
И
И
УСЛОВИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ
ОСАДОЧНЫХ
ПОРОД
r
!
'о
\6 I
,1
,;
(\
9
"
i;
I
. 1 \ \
I
I
' \
I
t \
~
• , 9
1
~
1,
\
\9
~
!
1
~
в
~B
2,0
l.2
2,4
2,0
.........
о
-
-и
----6
-$-1<
- ·
-8
-о-
л
о
-
о
г
-I-M
-+-
д
А
ff
-
·
·-
е
о
+
ж
•
п
з
--р
3ад
u
це~траЛЬНQе
ПреiJ/(а
казье
Плот
ность
1.1
I/J
2.1
1.J
25
2.7
1/3
(~
100
200
N }
JlJO
400
~
500
I
600
\ \
700
800
900
\
1;
1000
f.~
1100
~.
12
'~fJ
1200
'
t.
'
IЗОО
1\
1400
1500
1600
1700
i~
1800
1900
2000
2100
14з~
2200
1
1,
2300
:tl
-.
2400
~,
2500
2600
2100
21100
2900
3000
3100
3200
злю
~7
1,9
2,1
2,3
2,5
2.7
3'100
3.500
3600
3700
3600
3900
"000
"100
4;00
чJdO
Н
ОО
4500
Фиг.
7
-
Х.
арактерп
CTJllia
плотности
глшnт
СТЫ:Х
пород
Азсрбаiiджа
lIа
u
ПреДJ(аВJ(азья
(по
Э.
А.
llРОЗ0РОВrrчу)
.
а
-
антроооген;
б
-
IICPX-
IIJlI\
ПЛJlоцен;
,-
cpCДJlIlB
ПЛllоцен;
г-
ОТЛОЖСllllfl
Над
сармата;
д
-
М:JOТlIС
+
верх
IU,О
.
сармат;
е
-
сармат
+
+
"араган
-
ЧОIlРВК
;
ж
lIарагап
+
qОllраи
;
3 -
мвВ
KOOCIIRfI
CBIITa;
u -
форам\!
Нllферовые
cпOIl;
1>-
ЭОЦС
ll
+
+
ПвЛСОЦСII;
It
-
еоцс
н
-
мм;
ом.
-
мел;
,.
-
юра;
о
-
карБОн;
n -
средНЯfI
плот
I1ОСТЬ
ГЛШI
в
t
00
... IIIITcpBa-
лах
(по
обjJаuцаы
R
абсолютно
СУХОМ
СОСТОIIJ
IIIIJ
);
р
- yqa-
СТIII
I
IIнт
еРПОЛ
АЦlI1t
Hprl8bIx.
1
Pll8bIO
11
8MC
HeHIII'I
UЛОТIIОСТII
r1ll1lJIICTbIX
ПЩ
)I)Д
О
раеревах
л
в
·
рбаIJджвна
.
1 -
CpCДJ,CI<YPIIH
C
Hlln
про
Гllб
(ДаJ,ьмамсд.1lЫ);
2-
НJlЖIIСIIУРIIIIСIIIIО
прогиб
(Ладар);
3 -
НIIЖНСКУРIIН
скиП
I1РОГllб
(
С
врыджвnнр);
t -
Апш
еrОО
НСИIIО
ПОЛУОСТ-
ров
.
Вост
оч
но
е
Пl'едиввиазье:
6 -
I1р
едГОРl1ыlt
ров
(ооор
НВВ
скв
.
'
fcMllpr
oc).
6-
плат
фоРМСllllыll
Г
,
ШОН
(0
110Р1l8Я
C
IIO
.
АлсисаНДРIII!СКllR)'
7 -
платфорысинwll
СНЛ(\Н
«(\
пор
нан
С)(8
.
лрте
В
II8f1СИ
(11);
-
погребсшtое
ПОДIШТliС
(о
пор
И
ЗА
СН8.
ДЖВI<аf\);
9 -
по
гр
еб
нное
ПОЛIIАТlIе
(Про-
МЫС./IОDиа)
.
Западное
Лре
ДНВI)И8З ЬС
:
10
-
ПРlшубflllСИ3А
дСI1Рес
С1If1
(I{аЛУIИС!IDА
СИ8
.
);
11
-
НЩIIIАТII
на
n"8тфорМСIIНО
III
СН
ЛОIIС
(ВЫССЛIIОВСИIiА
СIIВ
.
);
12 -
то
)ие
<ПССЧВIIОll
опс
иаR
сив
.
);
13
-
то
же
(ТIIМОШСВ
СИ8q
сив
.)
;
14-
ТО
же
(HOBI>-
МIШСllаR
CHI
.)
.
ПРЕОВРАЗОВАПИЕ
О
АДН
В
И
ОСАДОЧНЫХ
ПОРОД
(ОКАМЕНЕНИЕ)
311
2.
К
факторам,
опрд
ллющи
повьппепвуЮ
плотность
гЛJШ,
отпосится
пересла
иваUII
IIX]]
С'lаньаш
n
родами
(продуктивная
толща
Азербаiiджапа).
3.
Плотпость
глпrшстых
пород
в
пеJ(ОТОРОЙ
степеuи
зависит
от
их
возраста.
По
-
ви
димому,
то
об
словлело
медлеLlвыи
вторпчвымlI
процессаъш
стареrшя
J(ОЛЛОJIДОВ,
пер
КТПСТ8ЛЛll
за
Цllll
U
Ц
fСllтаuпrr.
.
4.
ВЛИЯLlIIС
на
уплотпеJше
глпл
Оl,азывают
теJ(тов:ичеСl\ие
напряжения.
Согласио
Il
лсдоваю1НМ
. .
ФОТ1I8ДИ
И
Э.
А.
ПРОЗОРОВlrча,
плотность
ГЛИEl
(у)
наХОДIlТСЯ
D
Э
J(СПОll
е
НЦllальuоii
ааDI1СП
.
МО
'1'11
от
глуБивыlхx
залегания
(х):
с
=
с
-
Аг-
ва
t
rAe
С
- 2,
г/с
,мЬ
(Пlшбольшее
уллотпепnе
ГЛИН);
А
-
разnrща
в
напбольш
ii
11
наllМспьшей
(на
поверхности)
плотности;
В
-
показатель
степеШI. Ред.
Пороuы
Глины
оргиллитЫ
1
глинистые
сланць~
Пескu
Песчаники
Мергели
ИJ8естняки
(пелumоltlорrpные
и
кристалличес/(uеJ
ИJ6естНIIки
ракоВинные
доломuты
Плотностh
1,6
1,7
1,8
~g
2.0
2,1
2,2 2,3
2,~
2,5 2,6 2,7 2,8 2,9
J.O
Фнг.
8-
.
Пр
дел
ы
пзмеиепия
плотности
ocaдo'llIыx
пород
АзербаЙДЖ811а
(по
Э.
А.
Прозоровнчу,
1960).
Песчано
-
алевритовые
породы
под
возрастающей
нагрузной
сверху
уплотняются
по
другому
и
гораздо
менее
закономерно.
Они
имеют
не
(жолы{о
меньшую
пачальную
ПОРIIСТОСТЬ
(45-35
%
),
I<оторая
уменьшается
гор
здо
Jедленuее.
У
плотнеНlIе
происходит
во
?1Ногом
за
счет
цементации
порового
пространства
и
лишь
на
больших
глубввах
-
таюке
за
счет
раздроб
ения
зер
н.
у
Jшарцевых
и
кварц
ево-поле
вошпатовых
пеСI{ОВ
пористость
при
дав
ении
3000
1>г/с,м,2
уменьшается
от
36-48%
до
2'
1-2
%
(Е.
М.
Сер
геев,
1953).
По
дашIым
М.
А.
Цв
ет}
овой
(19
50
),
пористость
песнов
прантичесни
не
зависит
от
давления,
если
оно
не
превосходит
200-400
аm,
т.
е.
породы
не
погружаrотся
глубже
1-2
IUt.
Более
ВЫСОI<ие
давления
вызывают
раздроблеНllе
песч
пых
зерен,
зп
чительное
ИХ
сближение,
заметное
умепьшепие
ПОРl1СТ
сти
и
проницаемости.
пыты
М.
М.
и
атова
(193
6)
и
Е.
М.
Сергеева
(1946)
поназали,
что
уже
под
дав
епием
530
Ke/CJlt
2
большинство
J<pynHblX
песчаных
зерен
получило
трещипы
и
rногие
из
них
превратились
в
пыль
(фиг.
9-Х)
.
Степень
дробления
ча
тиц
в
зпачи
те
J
IЬНОП
{ере
зависит
от
их
fИнераль
ного
состава.
Tal(,
частицы
!шарца
разрушались
в
меньшей
степеПlI
по
сравнепию
с
зерна~m
глаУКОIlита
и
пиронсенов.
При
изучении
древних
песчаников
в
ш
лифах
наиболее
часто
ЗaIllетны
деформированные
частицы
~люды.
Инт
нспвпость
дробления
песчаных
зе
р ен
снижается
по
мере
уменьшепия
J;lx
размера.
Влажность
пе
ков
ОI<азывает
HeI<oTopoe
влияние
на
их
измельчение
под
давлением
.
Если
песни
состоят
преимущественно
из
минералов,
312
СТАДии
и
условия
ОБРАЗОВАНИЯ
О
обладающих
большой
прочnостыо,
то
величение
влал
пости
уменьшает
степень
их
дробления.
Если
в
n
Сl{ах
присут
твует
глаУI<ОПUТ,
l{
льцит,
слюды
И
полевые
шпаты,
то
наибольшее
разрушение
происходит
npu
максимальной
влажности
.
Наличие
цемента
В
песчаниках,
естественно,
зпачительно
ум
ньша
т
интенсивность
раздробления
пе
чаных
зерен
при
дав
л
ШШ.
70
60
50
за
га
10
Другим
след
тви
м
ДaDления,
обычл
леГI{О
танавлива
lЫМ
при
изуч
нии
песчапинов
в
шл.\I
фа,
явля
тся
измен
Би
е
хараит
ра
10HTaHTa
ме»
ду
зернами.
случайном
сеч
нии
ч
ЛЫIО
па
-
сыпанные
одинаковы
по
размер
сф
ры
~mоги
из
них
не
будут
сопрш
асать
я
др
г
с
д
р гом,
тан
как
ТОЧIЩ
их
контант
с
прилен
ащп~ш
зе
р
нами
будут
ра
полагаться
выше
и
ниже
ПЛОСl<О
ти
сечения.
Ес
u n
Д
читать
I<ОЛИЧ
ство
ноптактов
11
разд
лить на
1{
лrrч
тоо
сфер,
т
пол
-
Фиг.
9-Х.
Изменение
гранулометрического
состава
грубозер
нлстых
песков
при
увелич
Ш1Идавлеплл
с200
до
3000
"г/с
.
..,,
·.
(по
дarшъlМ
Е.
М.
С
рг
ва,
1952).
Граuуn
ометр
ичесюrlt
COCТ8JI:
1 -
первопачаnыlы;;
г
-
ПOCnСДУЮЩJlIt
.
ченные
веШlЧИИЫ
будут
колебаться
в
пределах
0
,6-
1,6.
уплотнеПllЫХ
neCI{ax
количество
I<ОИТal,ТОВ
иа одн
зе
рпо
в
лпчива
т
я
до
3-6
(фиг.
10
-
Х).
Песчаные
зерна резно
сближают
яме»
ду
соб
u,
увели
чивается
танже
протяженность
лпип
п
СОПРИI<Основепия
П
"
друг
с
д
р
у
гом,
нонтуры
«приспосабливаютсЯ»,
появляются
lеJП
оз
бчатые
I{OnTal,Tbl
II
пр.
(фиг.
Н
-
Х).
Иначе влияют
большие
давления
на
стр
ктуру
r
вши
тых
пород.
1
Ю;
показали
опыты
М.
<1.
Фплатова
(1936),
Е.
М.
Серг
ева
(195
) n .
д.
0111
-
тадзе
(1953),
подвергших
глины
ДaDлению
д
о
20
0-30
r.г/с.lt~2
(;>то
соответствует
погружению
на
глубшrу
7-
12
1>М
НШl
е
з
r.шоii
пов
РХ
ности),
их
гранулометричеснпй
состав
П
подв
ргает
я
значительном
изменению.
Происх
дит
лишь
распад
ню{оторых
пылеватых
ча
тиц.
Значительно
большие
измененпя
в
строенIIИ
глпии
Tыx
пород
зам
тны
под
МИКРОСНОПО
1.
П.РЕОВ.Р
ЗОВАНИЕ ОСАДКОВ
И
ОСАДОЧНЫХ
ПОРО
Д
(О
КАМЕН
ЕНИЕ)
313
П
о
данным
В.
д.
Ломтадзе,
В
шлифах
из
глины,
уплотнеииой
нагруз
кой
всего
ЛИ
Ш'h
60 l'i-e/CM
2
(т.
е
.
находившейся
на
глубине
примерно
300
_,,),
местами
уа
е
заме
тны
признаки
сланцеватости,
намечаемой
пара
JI
лельно
ориентированными
частицами
биотита.
Пр
и
уплотнении
глины
под
давлением
150
l'i-e/CM
2
параллельная
оптичеСI(ая
ориентировка
уже
ясно
заметна
и
определяет
сланцеватость
породы,
заметную
главны:/.{
образом
при
СI<рещенных
николях.
Глины,
пспыавmuеe
нагрузки
от
500
до
3000
I'i-e/CM
2
,
В
шлифах
имеlOТ
примерно
о
динак
овый
оБ
JIИК
.
Структура
во
всех
случаях
бластоалевропе
.",
100
зо
во
70
БО
5
О
О
J
О
fJ
10
о
v'
-
.
'
К'/
<.т
.
~
,
~
~
:.;.....
о<-
10-
l' ,
--
"
""
-
--
-
'.
:---.....
..
~
~--
..о.Ь·
<то
.~
с
П
~
~-
..
~--
.;ъ.~
о'
.0'
("./
'
0'
t'- •
••
_
......
'""-о
<ТО
-..,
с)
:t:
~
..,
d
6 :t:
ос)
с)
5
Е
:t:
d
4
Е
:t:
<:>
3 :t:
2
~
...
:::i.
1
::J-
300
600
9fJO
1200
1500
1800
2100
21100
270fJ
Глубина
----1
~г
-"'-3
--·-
4
------5
ФИТ.
10
- .
Измен
тУ
характ
ра
НОвтанта
песчаных
зерен
в
образцах
пеС'1аШЩОВ
взятых
па
различпоii:
ГJlубиде
пз
СIШажпп.
J -
ЧJ1сло
I\OHTIUCТOB
на
зt'pllt';
2 - I\OIiTawrbl
сугурпые;
iJ
-
IIопт8иты
ТО'lеЧIfhIС:
iI -
ПРЯА!О1Швсl\
ПhIС
протяжеНl1ые;
б
-
IIЫDYJlЛО'оогиутые
(по
Теl\лору,
1950).
литовая,
п
реходя:щая
в
м:икролепидобластовую.
Общий
вид
породы
та
!\ОЙ
же,
!\Ю{
у
филлитовидного
глинистого
сланца.
По
111
ре
уплотнения
меняется
и
внепmий
вид
глинистых
пород.
По
данным
В,
Д
.
ЛОJ\Iтадзе,
немБРИЙСI(ая
глина
и
I<аолиниты,
испытавшие
нагруЗI{У
до
10
кг/
см
2
,
лег!\о
раЗhшнаются
в
рунах
и
раскатываются
в
ТОНЮIU
шнур.
По
де
нагрузки
в
10
-60
1>.e/cJ.t
2
и
выше
они
утрачивают
плаСТl1'П10СТЬ,
n
шнур
п
раСl\атываются,
а
l\рошатся
на
l\УСОЧl\И
.
Вели
чива
плотно ти
И
пористости
этих
глин
свидетельствует об
их
значитель
ном
уплотнения.
При
давлеппn
60-5
О
l'i-e/CM!
глины
по
свойствам
уже
блиЗl(И
к
аргил
литам.
После
пагруЗIШ
в
3000-5000
1>.г/см
2
они
приобретают
свойства,
типичные
для
паиболее
уплотненных
глинистых
пород.
Еще
резче
сказывается
давление
на
углях.
Совместное
воздействие
те
шературы
n
давления
обусловливают
существование
целой
гаhШЫ
пород,
на'llIная
ОТ
паи
нщее
преобразованных
бурых
углей
и кончая
антрацитами
(10.
А.
ЖемqyЖНИI<ОВ,
1952
а).
Сущ
тnенному
nреобразовавИIО
в
стадию
эпигенеза
подвергаются
известюп
JI
1'1
другие
в
большей
или
меньшей
степ
ни
растворимые
в
вод&
Э14
АДИИ
И
УСЛОВИЯ
ОБР
ЗОВАНИЯ
ОСАДОЧНЫХ
ПОРОД
породы.
В
этих
породах
обычно
наблюдается
изменение
минерального
<:остава
(Оl{реъmение,
доломитизация и
др.),
а
таЮJ<е
перенристаллизаЦllЯ.
Аморфные
и
Сl{рытонристалличеСRие
фориы
I<pe
mенислоты
пере
ходят
11
нварц.
а)
б)
6)
г)
Фиг.
11-Х.
рanнепnе
строевия
в
шлиф
опр
е
м
JЩЬ!Х
I1
C
CJtOB
11
цревних
п
счашfКОП
(по
Gilb rt, 1954).
Соuрсмсиuые
УПЛОТR
uпые
песни:
а
-
пляж
выс;
б
-
речпые
др ВЮJе
почти
не
цементированные
п
е
счаНШШj
в
-
Ituарцсвый
n
счanи!(
свиты
Сап-Пстер
(8
1
);
г
-
ар:коаовый
п
счани:к
CBI!Tbl
Т
мблор
( ).
По
мере
возрастания
интенсивности
эпигенеза
меняются
и
другие
~изичес]<ие
своиства
пород,
в
частности
снорость
распространения
упругих
волн
.
Согласно
данным
А.
Т
.
Донабедова
(1940, 1943),
по
мере
,
возрастания
плотности
от
2,15
до
2,75
Cl<OPOCTb
распространения
упругих
волн
увеличивается
от
2600
до
5000
J.t/ce-,;"
т
.
е
.
почти
в
два
раза
.
При
этоы
угли
ОТ
бурых
до
па
р
овично-жирных
Rамепных
встречаются
среди
о
садочных
пород,
в
ноторых
снорость
распространепия
упругих
волн
R
олеблется
от
2600
до
3500
М/
ce~.
Аналогичная
величина
для
пород,
вмещающих
тощие
угли
и
антрациты
,
равна
уже
4000-5000
M/ce~.
ПРЕО
Р
ЗОВАНИЕ
ОС
ДИОВ
И
О
С
АДОЧНЫХ
ПОРОД
(ОИАМЕНЕНИЕ)
315
По
мере
возрастания
плотности
ПОРОД
увеличивается
и их
элеитриче
сиое
сопротивление
.
Уплотнение
пород
влечет
за
собой
быстрое
уменьшение
их
пористо
стп
И,
следовательно,
проницаемости,
что
затрудняет
движение
подземных
вод,
являющихся
важным
фаитором
эпигенетичеСI<ОГО
изменения
мине
рального
состава
пород.
Иногда
проницаемость
возрастает
за
счет
раз
вития
трещиноватости.
По
составу
подземные
воды
заметно
отличаются
от
иловых
растворов.
Во
время
диагенеза
воды
различных
горизонтов
могут
смешиватьсн
между
собой,
образун
единую
водонасыщенную
зону,
нереДIЮ
в
достатоЧ1IО
мощных
осадочных
ТОJIЩах.
ПодзеllIные
воды
в
осадоЧ1IОЙ
оБОЛОЧI<е
распределяются
по
своему
уд
ЛЬНОllIУ
весу, а
ледовательно,
и
по
степени
минерализации.
Поэтому,
как
правило,
их
минерализация
с
глубиной
возрастает.
Н.
К.
Игнатович
(1944)
различает
в
осадочпой
оболочке
три
зоны
подземвыx
вод.
Верхняя
из
них
-
зона
aRТИВНОГО
водообмена
с
поверхностью
земли
.
Она
доходи
т
иногда
до
глуБIlЛЫ
300
"'t
И
даже
более
и
характеризуется
преимущест
венло
пресньrми
водаllIИ
.
Глубже
(до
500-600
и
даже
1000
-2000
"'t)
рас
полагает
я
зона
затрудненной
ЦИрI<УЛНЦИИ
подземных
вод.
Здесь
распро
странены пр
имущ
ственно
сульфатнохлоридные
щелочные
термальные
воды.
Самой
НЮl
п
й явлнется
зона
застойного
водного
режима.
Для
нее
типично
наличие
высоиоминерализованпых
хлорнатриевоиальциевых
вод
и
рассолов.
Харантер
эпигенетичесиих
процессов
под
влиянием
воздействия
подземных
вод определяется
составо
l
не
толыю
данного
пласта,
но и
всей
ВI<лючающей
его
осадочной
толщи.
Чеи
больше
отличается
этот
слой
от
пр
обладающих
во
вилючающей
его
толще
пород,
тем
зпачитель
нее
10ГУТ
быть
D
нем
эпигенетичесиие
изменешш.
При
изучении
самых
различных
признаl<ОВ
(стадии
уплотнепия
глин,
отжпмание
из
них
воды,
прочность
пород
И
пр.)
намечается
необходи
мость
подразделения
зоны
эпигенеза
иа
три-четыре
части.
С
этим
согла
суются
и
существующие,
пока
еще
очень
немногочисленные
данные
по
эпигенетичеСI<ОМУ
преобразованию
минерального
состава
осадочных
ПОDОД
(и
.
особ
('ШО
«метаморфизму»
уr
'
лей
-
Ред.).
М. Ф.
Вииулова
различает
следующие
l<атегории
глинистых
пород:
пластичные
глины,
уплотненные
глины,
аргиллиты
и
глинистые
сланцы
.
А.
Г.
RОССОВСI<ая
и
В.
Д.
Шутов
(1955)
на
основании
изучения
типов
песчано-алевритовых
пород
и
изменения
глинистых
минералов
в
мощной
осадочпой
толще
Верхоянья
выделтот
зоны:
1)
глинистого
цемента;
2)
хлоритового
и
ОРИТО-Iшарцевого
цемента;
3)
регенераЦИОННО-I<варце
вого
цемента
(зона
песчанИI<ОВ
с
иварцитоподобными
структурами)
.
Ниже
располагается
зона
филлитовых
сланцев,
находящаяся
уже
в
обла
сти
действпя
отчетливого
метаморфизма.
Верхняя
зона
хараI<теризуетсн
отсутствием
за
{етных
преобразований
глинистых
мипералов.
В
средней
отчетливо
выражен
процесс
постепенного
изменения
первичпого
глини
стого
вещества
и
преобразование
его
в
смесь
хлорита,
нварца
и
гидрослю
дистого
минерала.
Наблюдается
аморфизация
биотита
иди
расщепление
его
на
«пакеты»
хлорита
и гидробиотита.
Ню<онец,
в
нижней
зоне
глини
стые
слапцы
на
7
0-80
%
превращены
в
агрегаты
хлорита,
слюдоподобного
Ашнерала
и
нварца.
Размер
вновь
образованпых
частичек
по мере
движе
ния
DНIIЗ
по
разрезу
увеличивается
до
0,01-0,05
жм.
С
одные
результаты
были
получены
неСI<ОЛЬКО
ранее
П.
Флауном
(1
953)
.
Он
предложил
подразделять
уплотненные
глинистые
породы
на
три
группы:
а)
плотненные
глины,
Iшеiiстоны,
почти
не
затронутые
316
процесса?IИ
преобразования
глинистого
вещества;
б)
аргнллиты,
в
]юто
рых
перer{ристаллизовано менее
50%
породы
и
в)
метааргилли:ты
(гли
ни
тые
сланцы),
сло>}
енные
БО
J1ее
чем
на
половину
нз
новообразований.
Размер их
частичек
-
до
0,05
~~.
При
более
интеНСИDIIОЙ
мета:морфиза
ции
образуются
уn
е
филлиты,
состоящи
целиком
из
продуктов
переl(РИ
стаШIИзации
.
Размер
возникших
прн
этом
чаСТllЦ
достигает
0,5
"'M~.
В
приведенной
ниже
таб
л
.
1
-Х
сделана
попытка
бобщить
все
п
ере·
численные
особенности
четыре'
зои
эnигенеза
.
При
пользованки
ею
необходимо
иметь
в
виду,
что
интенсивность
эпиген
тнчеСI
ого
преобразо
вания
осадочных
пород,
как
это
подч
еркивае
т
М.
Ф.
Вю,У
/
IOва
па
при
мер
е
глин,
в
больш
ей мере
зависит
от
наличия
в
них
органлч
ского
веще
ства
и
l{ОЛЛОИДНЫХ
минералов.
Обили
е
этих
веществ
н иин
ралов
благо
приятствует
тому,
что
данная
поро
да по
интен
ивности
эпигенетпческих
процессов
заметно
(<Qпережа
т»
своих
сос
деЙ.
В
противном
СJIучае
наБJIЮ
дается
значительно
меньшая
против
нормаJIЬНОЙ
интенсивно
тъ
пр
цес
сов
эпигенеза.
Посмотрим,
l(акие
условия
для
минералообразоваIIИЯ
создаЮТСJl
в
каждой
из
выделенных
зон
эпигенеза.
Для
этого
необходимо
проанали
ЗИРО13ать
изменение
с
глубиной основных
фаI(ТОРОВ,
опр
едеЛ
JlIОЩИХ
ра
с
творимость
осадочных
породообразующих
соединений.
Колич
ство
этих
соединений
мон
ет
быть
невелико.
Объясняется
это
тем,
что
по
м
ре
рсз
!{ого
уменьшения
пористости
сильно
понижается
CI{OPOCTb
движеЛnJl
под
зем
ных
вод.
В
этих
условиях
перенос
осадочного
материа
ла
стан
о
вится
возможным
преимущественно
в
виде
истинных
растворов.
Об
этом
свидетельствует,
например,
анали
з
лвлепий
окре!lшения.
Сохра
нен
и
е
тончайших
деталей
внутреннего
строения
окремненных
ргаunчесних
OCTaTl{OB
может
быть
понято
толы{о
при
переносе
кремнезема
в
вн
&
истинных
растворов.
Косвенным
подтверждением
подчиненной
.
роли
коллоидных
paCTBOpOJ:l.
в
зоне
эпигенеза
служат
таюке
результаты
изучения
гидротермаJIЬНЫХ
растворов,
произведеиного
А.
Г.
Бет
е
хтиным
(1953).
Он
полагает,
что
эти
растворы
ДОЛЖJiЫ
быть
истиииЪTh1И,
т.
е.
ионно-
и
молеI(УЛЯ,РНОДИСПСРС
ными.
1
олломорфные
структуры,
часто
наблюдае!lше
среди
Мlшеральных
заполнений
былых
зияющих
трещин,
связаны
с
появлепием
НОЛЛОИДIIых
растворов
уn
е
в
момент
осаж
дения
данн
ых
соединений
в
р
зультате
т
х
же
химичесний
реакций,
которые
ведут
и
)(
образованию
соотпетствуJOЩИХ
нрупнонристаллических
рудных
минералов.
Поэтому
А.
Г.
Б
техт.lfН
считает,
что
« •••
TPYДIIO
представить
себе
Сl{ОЛЫ
о-нпбу
дь
существеПIiыii
перенос
вещества
в
ноллоидном
состоянии
на
значительные
ра
СТОПНШl
на
всем
пути
движения
растворов
»
(1953,
стр.
147).
В
условиях
застоi:i:лых
по
дземных
вод,
в
особ
IШОСТП
в
ЗО11е
глубок
r
эпигенеза,
важное
значение,
вероятно,
приобретает
n
рем
щеН11С
веще
ства
путем
ди
ффузии
ионов
в
растворах.
Наблюд
ен
ия
Р.
Гаррел
а,
Р.
Дрейера
и
А.
Хоулэнда
(Gю'г
е
l
s
R.
М.
1949
пока
зали,
что
этот
фантор
заСЛУ>l
ивает серьезпого
ВllШlапuя.
Подобным
путем
на
протяжении
одного
?1Иллиона
лет
при
температур
е-
100
0
иовы
могут
ра
сп
ространять
ся
ч ерез
породы
на
расстоянне
до
lICCI<O
Jlb-
ких
километров.
Таним
образом,
можно
считать,
что
в
состав
минеральных
новообразо
ваний
зоны
эпигенеза
чаще
всего
входят
лишь
соединеНl1Я,
образующш
~
истинные
растворы.
К
пнм
относятся
нреll1незем,
I<арбоиаты,
сульфаты и
хлориды.
Особенно
обычны
замещения
нварцем
Il
}(арбоватамп,
тю,
IШК
они,
С
одной
стороны,
ШИРОI{О
распростр
анены
в
осадоqпоЙ'
об
о
лочяе
ТlРЕОБРАЗОВАНИЕ
ОС
ДИОВ
И
САДОЧНЫХ
ПОРОД
(ОИАМЕНЕНИЕ)
317
а
с
другой
-
ра
творяются
хуже,
чем
сульфаты
и
хлориды,
для
осажде
ния
иоторых
необходимо
образование
весьма
I\Онцентрированиых
рас
ВОРОВ.
Кю{
же
нзм
ня
тся
растворимость
этих
соединений
с
глубиной?
Для
эт
ГО
В
первую
чередь
проаюшизируем
имеJOщиеся
данные
по
И31l1е
D
ишо
рН
и
·h
.
На
пов
рхпости
ЗеIlШИ
l{онцентрация
водородных
ИОНОВ,
иаи
известно,
I
ия
тся
В
шпроюtх
пределах.
На
с
ше
местами
наблюдаются
Iш
слые
воды
(болота),
н
большая
>!
е
часть
поверхности
Земли,
ВJ<лючая
юря,
характериз
ется
Щ
ЛО'ПLOстыо
вод.
Однано
уже
в
поверхностпых
гори-
20нтах
м
РСIШХ
ил
В,
J{8H
эт
ПОI,азал
Н.
М.
Страхов,
иловые
воды
пмеют
lеиьшYIО
величnн
рН
по
равпеllИЮ
с
прндопноJ1
водой.
Слабощелочио
ПЛИ
нейтрально
большинство
подзеIlmых
вод,
ЦПРI{УЛИРУЮЩИХ
в
верхних
горизонтах
осадочной
оболоч[<И
(в
з
не
антивно1'О
водообмена).
ПО
мере
углублспия
в
земную
l{OPY
и
возрастанвн
минерализации
иодземных
вод
среди
них
вс
чащ
II
чащ
встречаются
нислые
разновидности.
Тю{,
среди
лаБОМИIIералпзованных
(2
г/л)
угл
кислых
гидро!
арбонатно
каЛЬЦиевых
вод
(типа
нарзана)
преобладают,
согласно
.
М.
ВЧИННIшову
(1947),
разновиДllОСТИ
с
нейтральной
И
J
JИ
слаБОI
ислой
ре8JщиеЙ.
Более
шнералпзовапuыо
(3-7
г/л
)
углеl
пслые
горячие
и
термальные
воды
ОТЛ11чаютсн
уже
рН
-<
6,
т. е.
они
уже
приобрели
отчетливо
выраженную
кислую
р
аицию
.
Кв
лую
реанЦИЮ
имеют
и
УГЛeI<Ислые
ГИДРОI{арбо
яатнонатри
вые
воды
боржо
lСl\О1'О
типа.
Минерализация
их
равна
5-
10
г/л,
а
рН
< 7.
Ср
ДIiI
сероводородных
вод
ишь
сравнительно
ре
ДJ{ие
гидросульфид
ные
воды
имеют
рН
= 7
,5-9,
.
Сероводородно-гидросульфидные
(рН
=
=
6,5-7,6),
11
в
особеRJIОСТИ
сероводородные
воды
(рН
=
5-6,5)
обл
.
а
дают
отчетливо
выраж
ШlOй
l{ИСЛОЙ реаJ{ци
еЙ
.
С
по
тепеПnЫll1
увеличением
!<Ислотности
по
зеIlШЫХ
вод по мере
углубл
ния
в
земную
нору
хорошо
согласуются
таЮl<е
данные
о
рН
тер-
faЛЬНЫХ источпинов
В
вуш{аничеСI{ИХ
областях.
Например,
большинство
из
'1
ПНЫ
с
этой
ТОЧl<И
з
рения
терм
1
амчаТI{И
и
ЧУ){ОТСl\оГО
полуост
'
рова
1I1IIеет
рН
= 5,
-6,8,
и
лишь
в
неиоторых
случанх
зарегистрированы
щелочnы
воды.
Т.
Барт
(1950)
изучавший
рН
горячих
ИСТОЧnИНОВ
одного
из
районов
Исландии,
установил,
что
паиболее
кислые
воды
(рН
< 5)
прпур
чены},
вуш
анической
зоне
И,
по
мере
удаления
от
нее,
воды
посте
пенно
становятся
щелоЧIIЫМИ.
Наиболе
е
Iшслые
растворы,
содеРil
ащие
свободн
10
рную
IШСЛОТУ,
обнаружены
во
I1ШОГИХ
фумаро
ллах и
JOве
нильных
горячnх
ПСТОЧRИI{ах
в
другпх
ВУЛJ{апичесиих
областях.
НаЛl1чие
в
гл
БОI\ИХ
горизонтах
зеIlШОЙ
норы,
в
зоне
грсйзенизации
11
1
варцевапия,
КII
лых
послема1'матиче
I<ИХ
растворов
подчеркивает
Д.
С.
КоржJШ
Jшif.
«Изучение
м
тасо
1атпческпх
процессов,
-
Шlшет
н,
ПОI{азыва
т,
что
){а
ждъrii
послемагматичеСRИЙ
процесс,
по
ирай.пеЙ
м
р,
вязаППЫll
с
грапитоида
Ш,
имеет
стадию
иислотного
состояния
ра
творов»
(1953,
тр.
367).
HecI
олы
о
ивой
ТОЧIШ
зрения
придерживается
А.
г.
Бетехтин,
счи
тающnii,
что
гпдр
термальвые
растворы
в
момент
своего
образования
могут
быть
лаБОJ\И
JfЫllШ
или
даже
щелочными.
Однано
и
А.
г.
Бетехтин
УJ{азыва
т
на
прон
ходившее
временами
усиление
l<Ислотности
рудо
образующих
растворов.
Учитывая
все
эти
фаиторы,
хотя
частично
и
относлщиеся
уще
к
более
гл
БОlШМ
горизонтам
земной
I{OPbl,
можно
допустить,
что
рН
водных
;ра
творов
в
зове
эпигепеза
lIостепенно
уменьшается.