1.2. Терригенные осадочные горные породы

По происхождению все горные породы делятся на три группы: магматические (эффузивные и интрузивные), осадочные и метаморфические.

Магматические и метаморфические породы слагают около 90 % объема земной коры, однако на земной поверхности господствуют осадочные горные породы, занимающие 75 % площади. Осадочные горные породы формируются в термодинамических условиях, характерных для земной поверхности, и представляют собой последовательное переотложение продуктов механического (терригенные), химического (хемогенные) разрушения материнских горных пород либо продуктов жизнедеятельности живых организмов (биогенные). Именно осадочные горные породы, как правило, содержат нефтяные, газовые, угольные и многие рудные месторождения.

В группу терригенных осадочных входят все породы, состоящие из обломков, которые образуются при разрушении горных пород. Обломки переносятся водой или ветром, накапливаются в водоёмах и других естественных «ловушках» (т.е. тех местах, где они могут остановиться), образуя обломочные, или терригенные, осадки. Крупные глыбы и валуны часто остаются у подножия разрушающейся скалы. Они оторваны от материнской породы и, значит, также являются терригенными. В этом случае перенос обломков происходит под действием силы тяжести.

Самая распространённая терригенная порода на Земле — песчаник, который образуется из терригенного осадка — песка. Как бы долго ветер и вода ни перемещали песчинки, в конце концов все зёрна находят себе спокойное убежище и начинают превращаться в осадочную породу. Подобными убежищами могут служить болота, лагуны, озёра, моря — любые места, где ничто не тревожит эти зёрна. Песчинки могут спрятаться под более молодыми осадками, застрять в вязком иле, захорониться в углублениях дна. Как только движение зёрен прекращается, поры между ними начинают заполняться любым материалом, который приносит вода в твёрдом или растворённом состоянии. Это могут быть глинистые частицы, химические соединения, выпадающие в осадок из воды, живые организмы весьма малых размеров. Весь этот материал скрепляет зёрна и поэтому называется цементом. Иногда цемент образуется из самих зёрен: края обломков растворяются, растворённые компоненты скапливаются в порах и снова кристаллизуются в виде цемента. Особенно часто это происходит с кальцитом (карбонатом кальция).

Химический состав осадка довольно часто меняется, пока все его компоненты не приспособятся друг к другу. То вода принесёт избыток солей, то какое-нибудь зерно начинает разрушаться, выпуская на свободу химические элементы, то лежащий выше или ниже слой начнёт освобождаться от каких-нибудь компонентов. Немалую роль в этой природной химической лаборатории играют и органические остатки, попавшие в осадок. Они начинают гнить, поглощая кислород и выделяя углекислый газ. А углекислый газ тут же ищет кальций, иногда «выхватывая» его прямо из зёрен. Жизнь осадочной породы — это постоянное приспособление к меняющимся условиям: только частицы, наконец, притёрлись друг к другу, даже слиплись (сцементировались илом или солями), как происходят новые перемены — черви переворошили весь осадок, что-то съели, а что-то извергли, сверху лёг новый слой осадка, и изменилось давление. Причины могут быть разными, а результат один — снова породе необходимо приспосабливаться к другим условиям, до стадии перерождения породы в класс метаморфических. Современный разрез осадочных горных пород формировался на протяжении 2-2,5 миллиардов лет, и продолжает формироваться в настоящее время, претерпевая изменение пород по всей глубине вплоть до кристаллического фундамента.

Новая общность частиц стремится к равновесию как внутри самой себя, так и с окружающей средой. Этот процесс бесконечен. Даже в сцементированной горной породе, где соседствуют зёрна разных составов, непрерывно идут процессы разрушения одних минералов и создания других, лучше приспособленных к существованию в новых условиях. По мере накопления сверху молодых осадочных слоев более древние породы погружаются всё глубже. На глубине их ожидают совсем иные условия: и температура выше, и давление больше. Здесь многие минералы исчезают, вместо них образуются другие, более стойкие; осадочная порода перерождается, превращаясь в метаморфическую. Если в результате движений земной коры эта метаморфическая порода выйдет на поверхность, внешние силы вновь возьмутся за её разрушение до осадка и опять будут создавать осадочную породу.

Особое внимание в петрофизике уделяется глинам - осадочным терригенным породам с микроскопическим размером зерен. Если представить себе частичку меньше 10 мкм — это и будет размер глинистого минерала. Собираясь вместе, эти крохотные минералы и образуют горную породу — глину. Будучи не очень прочно сцепленными друг с другом, они легко отрываются и создают пыль. Поскольку частички чрезвычайно малы, расстояния между ними (которые называются порами) также невелики, и вода не может пройти через глину, как через песок. Она задерживается между глинистыми частичками, связывает их, и теперь это уже не пыль, а чавкающая грязь. Частички в обводнённой глине крепче сцеплены друг с другом, чем в сухой. Когда глинистые частицы, слагающие породу, попадут под давление слоев, лежащих выше, они лучше «притрутся» друг к другу, прочно сцепятся, и получится плотная и крепкая глинистая порода — аргиллит. Аргиллит не боится воды, потому что она не может пройти между сцепившимися минералами, а ветер не способен вырвать из породы отдельные частички и поднять их в виде пыли. Аргиллит легко расколоть молотком на тонкие плитки.

Глинистые минералы относятся к группе слоистых и слоисто-ленточных силикатов. Высокая дисперсность глинистых минералов является их естественным физическим состоянием. Частицы глинистых минералов имеют преимущественно пластинчатую форму, однако встречаются также частицы в виде полосок, трубочек, иголочек.

Высокая физико-химическая активность глинистых минералов обусловлена не только малым размером, но и особенностями их кристаллического строения. В основе кристаллической структуры глинистых минералов лежит контакт тетраэдрических и октаэдрических элементов. Первый элемент образован кремнекислородными тетраэдрами, состоящими из атома кремния и четырех окружающих его атомов кислорода. Отдельные тетраэдры, соединяясь друг с другом, создают непрерывную двухмерную тетраэдрическую сетку.

Другим структурным элементом глинистых минералов является октаэдр, образованный шестью атомами кислорода или гидроксильными группами. В центре октаэдра может располагаться атом алюминия, железа или магния. Отдельные октаэдры, соединяясь, образуют двухмерную октаэдрическую сетку. Благодаря близости размеров тетраэдрические и октаэдрические сетки легко совмещаются друг с другом с образованием единого гетерогенного слоя. Связь между гетерогенными слоями у глинистых минералов может быть различной в зависимости от особенностей строения слоя и его заряда. У некоторых глинистых минералов она достаточно прочна и обеспечивается взаимодействием атомов кислорода и гидроксильных групп (водородная связь) или катионами, располагающимися в межслоевом пространстве (ионно-электростатическая связь). У других минералов связь между слоями менее прочная и обусловлена молекулярными силами.

В первом случае глинистые минералы имеют более жесткую кристаллическую структуру, то есть такую, когда молекулы воды и обменные катионы не могут проникать в межслоевое пространство кристалла. У минералов с жесткой кристаллической структурой (каолинит, гидрослюда, хлорит) внутрикристаллическое набухание (расширение межслоевого расстояния при взаимодействии с молекулами воды) отсутствует. Во втором случае глинистые минералы (монтмориллонит, нонтронит) имеют раздвижную кристаллическую структуру. При гидратации таких минералов молекулы воды и обменные катионы могут проникать в межслоевое пространство и существенно увеличивать межслоевое расстояние, обусловливая этим большое внутрикристаллическое набухание.

Помимо описанных глинистых минералов в природе также широко распространены так называемые смешанослойные минералы, образующиеся в результате упорядоченного или неупорядоченного чередования набухающих и ненабухающих структурных слоев (монтмориллонит-гидрослюда, монтмориллонит-хлорит). По своим свойствам смешанослойные глинистые минералы занимают промежуточное положение между минералами с жесткой и раздвижной кристаллическими структурами.

Глинистые минералы обладают ярко выраженными ионно-обменными свойствами, что совместно с малым размером частиц и высокой удельной поверхностью (суммарной площадью поверхности частиц в единице массы породы) определяет их повышенную адсорбционную способность. Это замечательное свойство позволяет использовать глины как природные высокоэффективные сорбенты для защиты почв, грунтов и подземных вод от техногенных загрязнений.

Чрезвычайно важным моментом при взаимодействии частиц глинистых минералов с водой является формирование вокруг их поверхности двойного электрического слоя (ДЭС). Внутренняя часть ДЭС образована отрицательно заряженной поверхностью глинистой частицы, а внешняя состоит из адсорбционного и диффузного слоев гидратированных катионов. Структура ДЭС во многом зависит от pH и концентрации солей раствора, в котором он формируется. Из-за кристаллохимических особенностей строения глинистых минералов при изменении pH раствора наблюдается перезарядка торцевых участков глинистых частиц. Подобный эффект связан с амфотерными свойствами бокового скола октаэдрической сетки, который ведет себя подобно гидроокиси алюминия. В кислой среде скол октаэдрической сетки диссоциируется по щелочному типу, в щелочной среде скол диссоциирует по кислому типу. В результате этого процесса боковой скол глинистой частицы в кислой и нейтральной средах заряжается положительно, а в щелочной - отрицательно. Изменение заряда на торцевых участках глинистых частиц приводит к формированию в щелочных условиях одноименно заряженных, а в кислых и нейтральных знакопеременных ДЭС.

Толщина диффузного слоя зависит от состава и концентрации солей в водном растворе, окружающем частицы глинистых минералов. Она максимальна при отсутствии солей и резко сокращается по мере увеличения их концентрации. Подобное поведение ДЭС в различных физико-химических условиях является одним из главных факторов, регулирующих процессы структурообразования в глинистых осадках, и оно оказывает сильное влияние на формирование свойств глинистых пород в ходе их геологического развития.