Файл: Швецов П.Ф. Геотермические условия мезозойско-кайнозойских нефтеносных бассейнов.pdf

го напряжения (нагрузки), т. е.

Ориентировочно можно полагать, что следующим характерным глубинам соответствуют такие геостатнческие давления в толщах

соответствуют результатам экспериментов, длившихся несколько суток. Но превращенпе глин в аргпллпты может происходить, как справедливо отмечают экспериментаторы, и при более низких дав­ лениях, если на процесс преобразования глинистых осадков на­ кладываются другие факторы — старение коллоидов пли не учи­ тываемый в лабораторных экспериментах фактор геологического времени и др.

Эмпирические данные об уплотнении новейших плейстоцено­ вых и третичных глинистых отложений в естественных условиях с увеличением глубины и, стало быть, внешней нагрузки, а также возраста глин получены недавно у нас и за рубежом при бурении скважин путем определения пористости, влажности и объемного веса (плотности) большого числа образцов ненарушенного сло­ жения.

В статье И. Г. Коробаиовой, Л. К. Копыловой и А. П. Ковале­ вой (1963) приводятся результаты таких именно исследований уплотнения п упрочнения субаквальных глинистых отложений Бакинского архипелага до глубины 1200 м. Исследованная серия глпн представлена современными плами Каспийского моря, отло­ жениями древнего Каспия, апшеропа, акчагыла н продуктивной толщи. В интервале глубин от 70—90 до 550—600 м пористость п естественная влажность пород уменьшаются с увеличением глуби­ ны соответственно с 43 до 35% п с 26 до 17%.

Толща глии глубже 550—600 и до 1200 м характеризуется уменьшением пористости и естественной влажности пород с уве­ личением глубины соответственно с 33 до 21% и с 18 до 8%. По­ роды этой зопы достигают такой степени дегигратировапностп и уплотненности, когда их естественная влажность становится мень­ ше влажности при максимальной молекулярной влагоемкости, а на глубине 1200 м приближается к гидроскопической влажности, соответствующей содержанию прочно связанной воды. Порода приобретает прочность на раздавливание, измеряемую десятками кг/см2 (до 60). Глубже 1000—1200 .it начинается, по мнению на­ ших исследователей, зона катагенеза морских глинистых осадков (Коробаиова и др., 1963). Учитывая тот факт, что низы этих осад­ ков, представленные продуктивной толщей, моложе середины

86

Т а б л и ц а 8

Изменение пористости, ее коэффициента и плотности глинистых пород по мере увеличения глубины залегания и суммарного давления на них вышележащих осадков (Hamilton, 1959)

шая литификация их объясняется не одним временем нахождения в погруженном (всего на 1 км) состоянии. Они оказались в цен­ тральной полосе новейшей складчатости, преобразившей в антропогеновом периоде не только стратисферу, но и всю литосферу за­ падного окончания Большого Кавказского хребта. Имеются бас­ сейны третичной седиментации, результаты которой — осадки,— лишь на глубинах 2000 м вступают сейчас в стадию катагенеза.

Интересные данные, полученные в результате определения пористости третичных глинистых отложений Венесуэлы и р. По, содержатся в статье Гамильтона (Hamilton, 1959). Они приведе­ ны в переведенной большой статье Г. Мюллера (1971). По мне­ нию упомянутых авторов, толщи этих глинистых образований не подвергались тектоническим воздействиям. Коэффициент пори­ стости третичных глин на глубине 1 м равен 1,7 в Венесуэле и 1,84 в долине р. По, а на глубине 2000 м он там и тут оказался равным всего 0,1.

Используя многочисленные данные о пористости по разрезам скважин, Гамильтон вывел эмпирическую зависимость коэффи­ циента пористости от глубины. Выглядит она так

фициента пористости от глубиньц сохраняет силу до полного ис­ чезновения порового пространства, то с его помощью можно вы­ числить глубину h„ -■ о, на которой пористость уже отсутствует, по формуле

lq hn=о = — .

а

87

Таким путем получены значения /і„ = о, равные 3160 м (для тре­ тичных глинистых пород Венесуэлы) и 3500 ж (для таких же по­ род в бассейне р. П о).

В действительности на больших глубинах уменьшение пори­ стости происходит медленнее, чем показывает эмпирическое урав­ нение, и коэффициент пористости не равен нулю даже на глуби­ нах 4—5 км.

Многочисленные эмпирические данные об изменении пористо­ сти кайнозойских отложений Западного Предкавказья с увеличе­

установленную ранее другими закономерность этого явления, вы­ раженную соотношением вида

—Ае — а lq Д/г.

Придерживаясь прежней схемы (Швецов, 1966), рассмотрим гидрогеодинамический, гидрогеофизический и геохимический процессы в верхнем ярусе зоны эпигенеза или, точнее, катагенеза осадочных образований, ограниченной глубинами 1—3 км. Имен­ но этому интервалу глубин соответствует выделенная Н. Б. Вассоевпчем (1960) третья стадия — сильно затрудненного — уплот­ нения глинистых осадков, постепенно погружающихся и перекры­ ваемых новыми. Наиболее важными процессами в плане нашей темы представляются следующие.

1.Уплотнение пылевато-глинистых образований под влиянием внешней нагрузки — давления вышележащих слоев и толщ осад­ ков и пород, сопровождающееся уменьшением эффективной пори­ стости и полной влагоемкости их при наличии условий для филь­ трации поровой воды под влиянием градиента давления.

2.Физико-химическая дегидратация породы, являющаяся, по мнению В. Д. Ломтадзе (1955), ведущим процессом, регулирую­ щим геохимические преобразования под влиянием геостатического давления на частицы скелета и пленки воды с расклинивающим давлением.

3.Конденсация дегидратированных в значительной мере пы­ левато-глинистых частиц под влиянием дальнедействующих по­ верхностных сил (вандерваальсовых и др.), после того как пленки воды стали совсем тонкими или исчезли полностью.

Теория процессов первого вида — механической консолидации насыщенных водой и газом пылевато-глинистых образований на малых глубинах подробно освещается, как уже отмечалось, в тру­ дах по механике грунтов и по фильтрации воды в условиях упру­ гого режима подпочвенных водоносных систем («Развитие иссле­ дований по теории фильтрации в СССР», 1969). Излагать эту теорию здесь хоть сколько-нибудь подробно нет смысла еще и потому, что гидрогеомеханический процесс чисто компрессионной консолидации пылевато-глинистой грунтовой массы, отмеченный

86

в пункте 1, полностью заканчивается в интервале глубин 100— 600 м. Глубже в грунтовой массе остаются только модификации малоподвижной и совсем неподвижной при данных условиях свя­ занной частицами скелета влаги. О поведении их в ходе дальней­ шего уплотнения породы с увеличением глубины речь пойдет ниже.

Менее изученным и гораздо более сложным оказывается физи­ ко-химическое, а не простое механическое обезвоживание глини­ стых пород на глубинах более 500 лц необходимое для формиро­ вания коагуляционных структур и переходных к конденсационным (Горькова, 1965). Одновременно с работой неравномерного уплот­ нения глинистых и пылевато-глинистых пород часть гравитацион­ ной энергии затрачивается на выжимание некоторого остаточного количества свободной, а больше всего слабосвязаииой воды в сто­ рону, совпадающую с отрицательным градиентом давления. Абсо­ лютная величина барического градиента должна быть значитель­ но больше его начального значения, при достижении которого пленочная влага приходит в движение.

К характеристике свойств и поведения пленочной или, как теперь называют ее грунтоведы, слабосвязаииой воды при нали­ чии градиентов значительных уже давлений на глубинах 1000— 3000 м мы и переходим. Она имеет наибольшее значение в про­ цессах катагенеза. Заменой названия «пленочная вода» (Лебедев,. 1936) названием «слабосвязанная вода» подчеркивается роль формы взаимодействия и связи молекул Н20 с поверхностями ми­ неральных частиц, составляющих скелет породы (Приклонский, 1955). Толщина пленки такой модификации воды, образующейся на поверхности минеральных частиц с так называемой «гигроско­

В капиллярах диаметром 3-10-0 м около 25% воды относятся к модификации ее с аномальными свойствами.

Основная особенность слабосвязанной воды в отличие от сво­ бодной (гравитационной) заключается в том, что пленка слабо­ связанной воды обладает так называемым расклинивающим дав­ лением (Дерягин, 1955) и пластическим сопротивлением сдвиго­ вым усилиям, т. е. прочностью на сдвиг. Внутреннее расклиниваю­ щее давление в пленке не всегда уравновешивается внешним гидростатическим давлением, проявляющимся в макрообъемах свободной воды. Оно представляет собой результат взаимодейст­ вия сил молекулярного притяжения и ионно-электростатического отталкивания составляющих системы, которая состоит из молекул воды, растворенных в ней ионов и активных центров поверхности минеральных частиц. Сдвиговая прочность пленки слабосвязанной воды — полярной жидкости — объясняется ее способностью обра­ зовывать надмолекулярные структуры за счет межмолекулярных водородных связей под воздействием активных центров поверх­ ности— ее потенциальной энергии (Кульчицкий, 1971). В данном

89