Мелкообломочные сцементированные грунты

Песчаные сцементированные породы по величине зерен и соотношению фракций различного размера подразделяются на однородные (крупно-, средне, мелко- и тонкозернистые) и разнородные, т. е. разнозернистые. По минеральному составу преобладают кварцевые песчаники, особенно среди морских платформенных отложений.

Среди геосинклинальных образований преобладают песчаники полиминерального состава, плохо сортированные, с преимущественно слабоокатанными зернами. Цемент песчаников также может быть самым разнообразным как по составу, так и по типу (базальный, поровый, пленочный и т. д.).

Все эти факторы влияют на физико-механические свойства описываемых пород и обусловливают большое разнообразие их показателей.

Наибольшей прочностью обладают кварцевые песчаники с кремнистым или железистым цементом, а также песчаники с регенерационным типом цемента. Величина их сопротивления сжатию, как правило, превышает 1500—2000 кГ/см². Наименее прочные песчаники, обычно сцементированные глинистым цементом, имеют величину прочности 10—20 кГ/см².

Интересные зависимости между физико-механическими свойствами песчаников тунгусской серии Сибирской платформы, их составом и структурно-текстурными особенностями выявила Л. В. Шаумян (1969), которой были изучены кварцево-полевошпатовые и полимиктовые тонко-, мелко-, средне- и крупнозернистые породы с различным типом цемента. Наличие базального цемента (до 40%) глинистого и глинисто-серицитового состава снижает показатели свойств пород по сравнению с песчаниками, имеющими цемент вдавливания и регенерации того же состава. Первые из них имеют значения объемного веса 2,50 Г/см³, прочности на сжатие 850 кГ/см², скорости распространения упругих волн 4200 м/сек, динамического модуля упругости 420•10³ кГ/см², а для вторых те же показатели соответственно составляют 2,65 Г/см³, 1180 кГ/см², 4500 м/сек и 480•10³ кГ/см².

Существенное влияние на величину рассматриваемых параметров оказывает и состав обломочной фракции. Так, наиболее высокие значения объемного веса (2,62 Г/см³), прочности (более 1300 кГ/см²) и скорости распространения упругих волн (4500 м/сек) характерны для пород, в обломочной фракции которых преобладают кварц, полевые шпаты, базальты. Самыми слабыми породами являются песчаники, в составе обломочной фракции которых появляется большое количество аргиллитов.

Размер зерен сказывается также на величине показателей физико-: механических свойств. Мелкозернистые разности при близком минеральном составе и типе цемента обладают более высокими показателями, чем среднезернистые. Объемный вес мелкозернистых песчаников составляет 2,65 Г/см³, прочность на сжатие 1200 кГ/см², скорость распространения упругих волн — 3800 м/сек. Для среднезернистых песчаников характерны значения объемного веса 2,54 Г/см³, прочности. 910 кГ/см², скорости упругих волн 3400 м/сек.

Для многих районов существуют региональные закономерности изменения свойств песчаников в зависимости от их возраста, из которых видно, что от древних пород к молодым меняется характер цемента и увеличивается пористость, благодаря чему резко снижается прочность. Вместе с тем известно, что среди достаточно молодых отложений (например, меловых в Подмосковье) могут быть встречены прослои и линзы песчаников, сцементированных кремнеземом, прочность которых превышает 2000 кГ/см².

Большое разнообразие песчаников и их свойств заставляет говорить об их различной инженерно-геологической оценке. Крепкие песчаники являются высокопрочными породами, устойчивыми по отношению к выветриванию, фильтрующими только по трещинам.

Слабопрочные разности песчаников легко выветриваются, часто разрушаясь до песков, характеризуются поровым типом проницаемости и часто имеют водонестойкий цемент.

 

 

Аргиллиты и алевролиты

Алевролиты

Часто встречаются мономинеральные кварцевые алевролиты, реже олиго- и полимиктовые разновидности. В грубозернистых алевролитах преобладают полуокатанные зёрна, в тонкодисперсных – угловатые. Эоловые алевролиты характеризуются повышенной окатанностью зёрен.

Для алевролитов наблюдается зависимость состава от тектонических условий. Вблизи геосинклинальных областей алевролиты полиминеральные и слабо сортированные (например, пермские алевролиты Приуралья). На платформах они почти мономинеральны, тонко- и однородозернистые.

В большинстве случаев алевролиты формировались в прибрежно-морских условиях. Однако генезис их может быть также озёрным, лагунным, аллювиальным и эоловым. Иногда встречаются осадочно-пирокластические алевролиты, отличающиеся слабой цементацией.

Физико-механические свойства алевролитов разнообразны и зависят от состава зёрен, цемента и структурных особенностей. В целом они характеризуются жёсткими связями, малой пористостью (10 – 15% и менее), отсутствием набухания. Объёмная масса их равна 2000-2800 кг\м³, предел прочности на сжатие 3-30 МПа и более, модуль деформации менее 2,5*10³ МПа. Слоистые алевролиты характеризуются анизотропией показателей свойств. Алевролиты района Братской ГЭС имеют предел прочности на сжатие поперёк слоёв в среднем 45,1 МПа, а вдоль слоёв – 24,6 МПа.

Некоторые алевролиты в сухом состоянии обладают такой же высокой прочностью, как и скальные породы. Так, предел прочности кварцевых алевролитов девона и юры в бассейне верхнего течения Амура достигает 100-130 МПа. Эти алевролиты в воде не размокают, но коэффициент размягчаемости их составляет 0,56-0,73 и более. Часто даже прочные алевролиты на дневной поверхности быстро превращаются в щебень. Наиболее характерным сравнительным показателем алевролитов является предел прочности на сжатие при естественной влажности.

Алевролиты водопронецаемости по трещинам в районе залежей алевролитов Нурекской ГЭС, коэффициент трещинной пустотности в поверхностной зоне составляет 1-2% (реже до 7%), на глубине 8-10 м – 0,3% и менее.

 

Аргиллиты

В воде аргиллиты не набухают, одни разновидности их не размокают, другие же распадаются на тонкие (до 1 мм) плитки и пылевидные агрегаты. Аргиллиты относятся к тем же фациям, что и глины. Они занимают промежуточное положение между осадочными и слабо метаморфизованными породами. Образование их связанно со сдавливанием, дегидратацией и частичной перекристаллизацией глин.

Различают аргиллиты, текстура которых не изменена давлением, и аргиллиты сланцеватые. К первым относятся массивные и микрослоистые аргиллиты, а также известковые, битуминозные, углистые и некоторые другие разновидности. В сланцеватых аргиллитах плоскости раскола на плитки не совпадают, как правило, со слоистостью; они характеризуются шелковистым отливом на поверхностях раскола, тёмно-серой окраской и частичной перекристаллизацией глинистого вещества. Сланцеватые аргиллиты – породы, затронутые, процессом метеморфизма – занимают промежуточное положение между обычными аргиллитами и филлитами; текстура их обусловлена тектоническим давлением.

Ниже приведены данные о составе и физико-механических свойствах аргиллитов некоторых районов.

В аргиллитах Среднего Урала преобладают каолинит и гидрослюды, присутствуют тонкорассеянный кремнозём, полевые шпаты, цветные металлы, карбонаты, гидроокислы железа, углистые остатки. Цементом служит преимущественно глинистое вещество, частично перекристаллизованное. При дисперсном методе гранулометрического анализа по сравнению с полудисперсным (добавка к суспензии NH₄OH) содержание частиц менее 0,001 мм возрастает в 3-5 раз (от 7-8 до 23-35%). Плотный остаток водных вытяжек составляет лишь 0,12-0,16%, ёмкость обмена – 21,9-41 мг-экв, в составе обменных катионов преобладают Ca²⁺ и Mg²⁺. Плотность аргиллитов составляет 2720-2780 кг\м³, объёмная масса – 1810-2010 кг\м³, пористость – 26,4-34,9%, верхний предел пластичности – 0,47-0,49, число пластичности – 0,17-0,21. Предел прочности на сжатие воздушно-сухих образцов составляет перпендикулярно слоистости 13,8-17,3, сопротивление скалыванию воздушно-сухих (5,2-6,4%) аргиллитов равно 3,3 – 5,16 МПа, а при естественной влажности (10,2 – 12,8%) – 2, 08-2,75 МПа [Мельников 1954].

Аргиллиты Карагандинского угольного бассейна в отличие от охарактеризованных выше пород более литифицированы; влажность их равна лишь 5-8%, пористость 11-19%, объёмная масса скелета 1980-2350 кг\м³, предел прочности на сжатие 10-38 МПа. Они практические несжимаемы, хрупки, при сдвиге скалываются несмотря на значительную литификацию, аргиллиты в воде распадаются, образуя устойчивую суспензию и агрегированный осадок. Органические вещества содержатся в количестве 1-3% и более. Поглощающий комплекс насыщен преимущественно Na⁺ (21-57%) и Mg²⁺ (24-41%); ёмкость обмена – 14,2 – 24 мг-экв. В поверхностной зоне аргиллиты быстро выветриваются, становятся трещиноватыми, повышается их водопроницаемость. Коэффициент фильтрации аргиллитов в районе трассы канала Иртыш – Караганда составляет (2,88-6,94)*10^-6 м/с.

Типичные аргиллиты встречаются в геосинклинальных областях и в глубоких частях краевых прогибов, в меньшей мере – в межгорных впадинах. На платформах они вскрываются на большой глубине, но аргиллитоподобные породы находятся в поверхностной зоне. Аргиллитоподобные породы, встречающихся, например, в разрезе палеогена Волгоградского Поволжья, слабо и неравномерно сцементированы опалом, содержат прослои (до 1 мм) пылеватого материала. В них преобладают монтмориллонит и гидрослюда; содержание частиц менее 0,005 мм равно 28,5-30,6%; показатели физико-механических свойств таковы: плотность – 2710 кг/м³, объёмная масса 1800-1830 кг/м³, влажность 33,5-38,4%; объёмная масса скелета 1300-1380 кг/м³, коэффициент пористости 0,964 – 1,085, степень влажности 0,94-0,96, число пластичности 0,36-0,41, коэффициент сдвига при консолидированном сдвиге 0,47-0,59, при неконсолидированном сдвиге 0,33-0,37; относительное сжатие 0,68 – 2,72%.

Разновидностью аргиллитов являются так называемые сухарные глины, распространенные в подмосковном каменноугольном бассейне. Они имеют светлую окраску, коалинитовый состав, высокую дисперсность. В оптически аморфной массе сухарных глин наблюдаются кристаллы листоватого коалинита (0,05 – 0, 10 мм) и тонкорассеянного глинозёма. Они характеризуютя более низкой, чем собственно аргиллиты, прочностью, а также хрупкостью, неразмокаемостью, малой пластичностью, раковистым изломом, брекчевидной текстурой, залеганием среди недислоцированных и неметаморфизированных пород. Сухарные глины – промежуточные породы между глинами и аргиллитами, в образовании их важную роль играет выпадение коллойдных веществ в форме геля, старение коллойдов и частичная перекристаллизация. Брекчевидная текстура обусловлена неоднократно повторяющимся высыханием мелких озёр и растрескиванием осадков.

 

Карбонатные грунты

При всем разнообразии условий и обстановок карбонатонакопления пре­обладающая часть карбонатных осадков образуется в специфических услови­ях: теплой, мелководной морской среде, характеризующейся прозрачностью. Первичные химический и биологический способы, а также вторичный меха­нический способ карбонатообразования приурочены к теплым поясам Земли. Помимо широтной (температурной) зональности карбонатонакопление конт­ролируется другой климатической зональностью, определяемой степенью аридности, а также батиметрической и физико-географической зональностью.

В аридных зонах Земли до современного геологического времени сохраня­ются возможности химического осаждения не только СаС0₃, но и доломита, а также магнезита благодаря сильному испарению и общему отрицательному балансу влаги. Батиметрическая зональность проявляется в том, что ниже оп­ределенной глубины (в среднем 4500 м), благодаря высокому давлению (до 450 атм) и низкой температуре (до 0...—2°С), в морской воде очень много растворенного газа С0₂, что приводит к полному растворению карбонатов, Физико-географическая зональность отражается не столько на карбонатона-коплении, сколько на образовании карбонатных пород, потому что накопле­ние карбонатного материала, даже весьма интенсивное, не означает образо­вания карбонатных пород. Абсолютные массы карбонатонакопления макси­мальны у берегов и уменьшаются в сторону центральных частей водоемов. Однако у берегов еще более интенсивно накапливается терригенный матери­ал и карбонаты составляют лишь примеси или цемент в обломочных или глинистых осадках. Дальше от берега интенсивность накопления терригенного материала снижается более резко, чем карбонатного, и последний стано­вится преобладающим, т.е. создающим свои породы, все более чистые в на­правлении, перпендикулярном береговой линии.

По способу формирования карбонатные породы подразделяются на хемогенные, биогенные и механогенные. Хемогенные карбонатные осадки образу­ются из пересыщенных растворов. Карбонаты практически сразу возникают как кристаллы, которые оседают под действием силы тяжести. Опускаясь на глубину, они могут частично или полностью раствориться в агрессивных (не­насыщенных внизу) холодных водах. Поэтому хемогенные породы микро- и тонкозернистые, плотные, обычно однородные и тонкослоистые, их порис­тость составляет 2—5%. Хемогенные известняки довольно часто образуются в подвижных мелких водах, когда кальцит или доломит выпадает на взмучен­ных песчинках, служащих зародышевыми центрами оолитов и пизолитов.

Биогенные карбонатные осадки образуются осаждением скелетных остат­ков планктонных и нектонных организмов и бентоса. Планктоногенными яв­ляются визуально незернистые, пелитоморфные известняки. Нектогенная группа представлена в основном цефалоподовыми, аммонитовыми известня­ками. Органогенные известняки имеют более низкую плотность и высокую пористость (до 30% и более).

Механогенные карбонатные породы возникают при расчленении и пере­мывании известковых осадков и пород как хемогенных, так и биогенных. Обломочные известняки отличаются большим разнообразием структур (от крупнообломочных до пелитовых) и типов цемента, повышенными приме­сями терригенного материала. Чаще всего это плотные породы с низкой по­ристостью (1,5—1,2%).

Перекристаллизованные известняки образуются в процессе катагенеза и метагенеза из известняков различного происхождения. Это кристаллические зернистые известняки и мраморы с разнообразным размером зерен: от мик- розернистых до крупнозернистых и даже гигантозернистых (отдельные крис­таллы кальцита в мраморах имеют размеры до нескольких сантиметров). Все перекристаллизованные известняки в свежем состоянии имеют ничтожную пористость, как правило менее 2%.

Относительно происхождения доломитовых пород существуют различные точки зрения. Большинство исследователей выделяют две основные группы доломитов: первично-седиментационные и вторичные (диагенетические и эпигенетические). Первичные доломиты образуются при непосредственном химическом осаждении из вод, формируются в бассейнах повышенной соле­ности и в разрезе часто переслаиваются с эвапоритами. Они характеризуются более низкой пористостью, чем вторичные доломиты. Диагенетические доло­миты возникают за счет замещения боле ранних осадков СаС0₃:

2СаС0₃ + MgS0₄ <н> СаС0₃ • MgC0₃ + CaS0₄,

2СаС0₃ + MgCl₂ <-» CaC0₃ • MgC0₃ + СаС1₂.

Для образования доломита и в этом случае необходима достаточно высо­кая концентрация в морской воде MgS0₄, т.е. те же палеогеографические ус­ловия, что и при осаждении первичных доломитов.

Для доломитов характерна неравномернозернистая структура. Большин­ство исследователей отмечают, что доломитизация известняковых пород при­водит к увеличению пористости, создавая твердый скелет осадка, затрудняю­щий последующее уплотнение материала. Эпигенетические доломиты образу­ются в результате изменения полностью литифицированных известняков под воздействием просачивающихся нисходящих подземных вод или восходящих гидротермальных растворов. Такие доломиты кавернозны, характеризуются неоднородной зернистостью и неоднородностью структуры, когда наряду с участками полностью доломитизированной породы сохраняются участки не затронутой этим процессом реликтовой структуры.

Различные по происхождению карбонатные породы имеют разные пока­затели физических и физико-механических свойств. Органогенные известня­ки обладают низкой плотностью и высокой пористостью, что обусловлено наличием внутренних полостей в целых органических остатках и промежутка­ми между ними. Пористость таких известняков достигает 35—40%. Известняки химического происхождения имеют пелитоморфную или микрозернистую структуру, их пористость составляет 2—5%. Обломочные известняки отлича­ются большим разнообразием структур и типов цемента, а также повышен­ным содержанием терригенного материала. Перекристаллизованные в про­цессе мета- и катагенеза известняки в сохранном состоянии имеют, как пра­вило, пористость менее 2%.

Главным фактором, определяющим прочность на сжатие известняков, является пористость. При равной пористости решающее значение приобрета­ет размер зерна. Наибольшей прочностью обладают мелкозернистые кристал­лические разности, показатели прочности на сжатие их превышают 100 МПа. Среднезернистые известняки, как правило, имеют прочность около 70— 80 МПа. Прочность слаболитифицированных известняков-ракушечников ред­ко достигает 20 МПа.

Доломиты в целом имеют более высокие показатели физико-механичес­ких свойств. Однако вторичная доломитизация известняков в большинстве случаев приводит к увеличению их пористости. Наибольшей прочностью об­ладают микро- и тонкокристаллические доломиты с пористостью до 3—4%, их прочность на сжатие достигает 140—180 МПа. К наиболее слабым относят­ся вторичные доломиты органогенного или обломочного происхождения, часто имеющие пористость около 40%, а прочность — 15—30 МПа. При водонасы­щении прочность доломитов снижается в 1,5—2 раза.

 

Кремнистые породы

Кремнистые породы, силициты — группа осадочных и вулканогенно-осадочных пород, состоящих полностью или более чем на 50% из водного или свободного кремнезёма опала, халцедона, кварца, обычно в той или иной степени раскристаллизованного. В качестве примесей присутствуют: глинистые минералы, гидроксиды железа, марганца, алюминия, карбонаты, глауконит, хлориды, сульфиды железа, терригенный материал, рассеянное органическое вещество, углистое и нефтяного ряда. Силициты залегают в виде пластов, прослоев, конкреций, образуют натеки, корки, почковидные массы.

Происхождение

Кремнезем SiO₂ выносится из пород, подвергнутых химическому выветриванию в виде истинного или коллоидного раствора. При температуре 20⁰С растворимость кремнезема до pH=9 практически не зависит от колебаний кислотно-щелочного режима, а его содержание в водах не превышает 10-20 мг/л. Как правило, это недонасыщенные растворы.

Для миграции и осаждения кремнезема характерен перенос в истинных и коллоидных растворах и биогенное извлечение организмами – губками, диатомеями, радиоляриями и др. При резком повышении концентраций допускается осаждение хемогенным путем, в том числе и за счет коагуляции в виде гидрогеля – опала. Образование в ряде районов мощных кремнистых толщ при небольшом количестве остатков кремневых организмов при огромном объеме кремнезема позволяет предполагать обильное дополнительное поступление в водоем небиогенного кремнезема и сочетание биологического и химического его осаждения. Большей частью силициты – это накопления водоемов. Преобразование осадка в диагенезе и катагенезе приводит к растворению опала, его перераспределению с образованием конкреционных форм и раскристаллизации водного геля с образованием халцедона и затем кварца. Превращение кремнистых илов в породу идет по схеме: биогенный кремнистый ил (опал) – порцеланит (опал или неупорядоченный кристобалит) – халцедон, криптокристаллический кварц. Есть мнение, что биогенный опал трансформируется в халцедон, что является функцией времени. Появление массовых скоплений кремнезема в морских и океанических осадках связано с климатическими условиями определенных климатических эпох, а также с региональным прогревом верхних частей земной коры.

Интересно, что в современных осадках озер, морей, океанов формы нахождения SiO₂ биогенные – в раковинах диатомей, радиолярий, спикулах губок. Образование органогенных биоморфных кремнистых пород характерно для большого диапазона климатических обстановок от холодноводных бассейнов с обильным развитием диатомей и радиолярий, ведущих планктонный образ жизни. Организмы потребляют кремнезем, растворенный в морской воде, и строят свои скелеты, спикулы.

Считается, что важным источником кремнезема является его привнос из области сноса. Однако наличие значительных скоплений силицитов, для которых органогенные структуры не характерны, их связь с вулканогенными толщами, делает правомочным вывод о поступлении кремнезема в водоемы во время подводных вулканических извержений, за счет парогидротермальных проявлений в зонах разломов, и с водосборных площадей суши. Одна из характерных черт подводного вулканизма – широкое распространение его продуктов в массе водного бассейна. Результатом подобного явления является образование кремнистых сланцев, часто в переслаивании с железными рудами. В районах подводного вулканизма и гидротермальной деятельности намечается активизация химико-биогенного фактора, что обеспечивает перевод в осадок растворенного в морской воде кремнезема. Вынос кремнекислоты современными гидротермами оценивается сотнями тонн в сутки и это, несомненно, способствует расцвету диатомей, радиолярий и накоплению заметных масс аутигенного кремнезема. При охлаждении раствор делается пересыщенным, часть его связывается с железом и марганцем в силикаты шамозитового типа, часть осаждается как гель водного SiO₂.

По И. В. Хворовой кремненакопление определенным образом взаимосвязано с типом вулканизма. В этом плане отмечается первостепенное значение диатомитов, образование которых возможно при поступлении пирокластов любого состава. О соотношении органогенной и хемогенной форм накопления кремнезема можно говорить на примере яшмовой формации Южного Урала, которая тесно связана с подводными спилито-альбитофировым вулканизмом. Но большая часть этой формации накапливалась в период затухания вулканизма на значительной площади Магнитогорского прогиба. Однако прекращение активного вулканизма не исключает действия поствулканических горячих источников, способствующих привносу кремнезема. Оптимальный вариант сочетания условий, обеспечивающих химическое осаждение при достижении предела насыщения кремнеземом, возможен в условиях жаркого влажного климата за счет сочетания интенсификации процесса химического выветривания в области сноса и дополнительного поступления кремнезема вследствие деятельности вулканов. Так, по данным У. Х. Твенхофела, вулканические воды исландских гейзеров богаты кремнеземом (до 45 мг/л).

Кремнистые накопления термальных источников (гейзериты) возникают в результате уменьшения давления, понижения температуры, проявления химических реакций и деятельности водорослей.