Романовский С.И. Седиментологические основы литологии

Подождите немного. Документ загружается.

Действительно, если опираться на периодизацию тектонической

истории Земли

[315],

то можно видеть, что в среднем для всей

планеты начало каледонского цикла датируется средним кемб-

рием, герцинского — средним девоном, а киммерийского — нача-

лом

триаса. Разумеется, точность такой датировки весьма условна,

тем

более с учетом заведомой асинхропности проявления этих

циклов в отдельных регионах, т. е. с учетом широкого довери-

тельного интервала, в пределах которого сосредоточено равно-

вероятное время начала и завершения тектонических циклов.

Кроме

того,

можно полагать, что наиболее широко процессы

накопления

алевро-глинистого ряда пород должны проявляться

периоды максимального сглаживания (пепепленизации) рельефа

областей

сноса, т. е. в среднем ближе к началу новых крупных

тектонических циклов. Это и фиксируют графики на рис. 68.

Большей детальности и точности в интерпретации выявленной

закономерности в силу условности тектонической периодизации

и неясной региональной привязки фактического материала, по

которому

оценивалась скорость седиментации

глин

[125],

достичь

не удается. Заметим, что на

средний

триас приходятся макси-

мальные скорости

накопления

и других типов пород (аргиллитов,

доломитов,

известняков и мергелей).

Опираясь на фактические данные по наибольшим мощностям

систем

в отдельных регионах

СССР,

которые в основном мы заим-

ствовали

из монографии «Геологическое строение

СССР»

[79]

уточнением отдельных данных в соответствующих томах

«Гео-

логии

СССР»,

мы попытались оценить скорости осадконакопления,

исходя уже из чисто регионального

принципа.

Ясно, что такой

подход не может рассматриваться в качестве альтернативы тому,

который в свое время использовали Дж. Гиллули [410] и М. Кэй

[166].

Он является лишь дополнительным, уже чисто фактурным

обоснованием жесткой связи изменения во времени скоростей

осадконакопления с тектоническим режимом Земли. Исходные

фактические данные, которые в данном случае использовались,

приведены в табл. 20.

Несколько слов по поводу понимания границ отдельных реги-

онов,

которого мы придерживались при формировании исходных

данных. В понятие «Русская платформа» мы включили все впа-

дины

ее южного и восточного обрамления, т. е. Прикаспийскую

впадину, Южное Приуралье, Печорскую синеклизу и

Воркут-

скую впадину. В данные по Сибирской платформе вошел

мате-

риал по Южно-Якутскому бассейну и Иркутскому амфитеатру.

Иными словами, мы придерживались того же расширенного

понимания этих регионов, какое вкладывается в них стратигра-

фами,

увязывающими корреляционные стратиграфические схемы

как регионального, так и межрегионального характера.

Результаты

расчетов скоростей осадконакопления по пяти

регионам (Русская и Сибирская платформы, Уральская склад-

чатая система, Казахстанская складчатая область и

Кавказ)

ТАБЛИЦА

Фактические

данные о наибольших мощностях (м)

осадочных

толщ

по регионам

Система

Отдел

Русская

платформа

Сибир-

ская

платфор-

ма

Ураль-

ская

складча-

тая

система

Казах-

станская

складча-

тая

область

Кавказ

Неогеновая

Плиоцен

Миоцен

Палеоге-

новая

Олигоцен

Эоцен

Палеоцен

Меловая

Верхний

Нижний

Юрская

Верхний

Средний

Нижний

Триасовая

Верхний

Средний

Нижний

Пермская

Верхний

3400

1500

3150

>3000

Пермская

Нижний

4200

1500

5800 2000

Верхний

400

240

1500

Каменно-

угольная

Средний

400

670

1500 4800

Нижний

500

3100

520

3500

Верхний

500

3100

250

2800

3500

Девонская

Средний

860

780

2350 3000

Нижний

600

780

1200

2000

4300

1500

4000

5700

ПРОДОЛЖЕНИЕ

ТАБЛ.

Система

Отдел

Русская

платформа

Сибир-

ская

платфор-

ма

Ураль-

ская

складча-

тая

система

Казах-

станская

складча-

тая

область

Кавказ

Силурий-

ская

Верхний

Нижний

—

1000

340

500

5000

>1000

3900

—

1550

Ордовик-

ская

Верхний

130

IiXLL

300

>9000

Ордовик-

ская

Средний

265

IiXLL

300

1050

>9000

Ордовик-

ская

Нижний

185

1280

1250

2800

2000

Кембрий-

ская

Верхний

1280

1250 500

2700

Кембрий-

ская

Средний

1300 450

XUTL

5400

Кембрий-

ская

Нижний

JJJXl

450

2150

1000

I I I I

6000

приведены на рис. 69. Из этого рисунка отчетливо видно, что,

во-первых,

для каждого из регионов выделяются

один

или два

локальных максимума скоростей осадконакопления, которые тесно

увязаны с историей тектонического развития этих регионов и не

обязательно соответствуют более молодым отложениям; во-вторых,

даже при условии рассмотрения абсолютных максимумов скоро-

стей осадконакопления по отдельным геологическим периодам

тенденция

роста скоростей не отмечается. В-третьих, локальные

максимумы скоростей чаще всего тяготеют ко времени смены

циклов тектогенеза (на рис. 69 эти временные интервалы показаны

штриховкой).

Таким образом, при ином, чем у Дж. Гиллули и М. Кэя, фор-

мировании выборки по мощностям отложений

тенденции

роста

скоростей осадконакопления не отмечается. Максимальные ско-

рости соответствуют чаще всего времени смены циклов тектоге-

неза,

которое варьирует в разных регионах в пределах отдела

или периода. Если же эти скорости соотнести только с геологи-

ческими периодами вне их привязки к регионам, то и в этом случае

абсолютного роста скоростей осадконакопления во времени не

наблюдается.

Третий аспект, который мы сочли целесообразным под-

твердить фактическим материалом, касается детального анализа

Рис. 69. Изменение скорости

осадконакопления во

вре-

мени по материалам пяти

регионов

СССР.

—

Русская платформа;

2 —

Сибирская

платформа;

S —

Уральская

складчатая система;

4 —

Казахстанская складчатая

область;

5 —

Кавказ;

I —

аль-

пиды;

II —

герциниды;

III —

каледониды.

скоростей осадконакопления в плейстоцене по материалам современ-

ного океанического осадкообразования. В условиях глубоких котло-

вин океана можно быть практически уверенным в том, что осадки

не затронуты размывами и отсутствуют перерывы в осадконако-

плении.

Поэтому вычисленные скорости осадконакопления в дан-

ном случае наиболее приближены к тем реальным скоростям,

которые имеют место в зоне глубоководных депрессий океана.

Кроме

того, колонки осадков, которые поднимают со дна океана,

практически однозначно стратифицируются по литологическому

и микропалеонтологическому составу, а возраст отдельных слойков

определяется прямыми радиологическими методами.

1)Мм/Ю

лет

•о

-о-

-0~

-о

O——о

—T-J—П—I—I

' 1 1 1 1—P

' ''

Т 1 1

J5[ Ж W5 ПО Г

5 210 245'280315,350385420'455'490525'560' 595

10^em

\№ШПЗ;

I IF

\Ш-2

I EZ-J I

Ш-4

IEZ-Jl

EZZ

1 1 I I I 1__

Рис. 70. Изменение скорости осадконакопления в глубоководных котлови-

нах западной части Тихого океана за последние

600—800

тыс. лет.

Римские

цифры

—

стратиграфические горизонты,

Нами использован фактический материал, содержащийся в ра-

боте

Е. А. Романкевич, В. И. Баранова и Л. А. Христиано-

вой

[231],

в которой описаны литология, микропалеонтологи-

ческий

состав и определен возраст отдельных слойков в более

чем 200 колонках донных отложений глубоководных котловин

западной части Тихого океана. Этот материал лег в основу рис. 70,

на котором показаны графики изменения скоростей осадконако-

пления

для трех из опробованных зон Тихого океана. Стратифи-

кация

колонок была реализована с точностью до ледниковых (II,

и VI горизонты) и межледниковых (III, V и VII горизонты)

эпох.

Анализ приведенного материала позволяет заключить, что

абсолютные

величины

скоростей осадконакопления (5—

мм/1000 лет) соответствуют тем цифрам, которые считаются

типичными

для субарктических зон Мирового океана. Наиболее

интересен, однако, другой факт: за последние 600—800 тыс. лет

скорости осадконакопления в условиях Тихого океана не изме-

нялись. Если же учесть заключение А. П. Лисицына [172] о не-

изменности скоростей со времени позднего мела, то этот вывод

оказывается

справедливым уже для отрезка почти в 100—-

110

млн. лет, причем как для Тихого, так и для Атлантического

океанов,

поскольку в умеренной и тропической областях этих

океанов эпохи потепления и похолодания климата наступали

почти в одно и то же время

[231J.

Резюмируя все изложенное по данной проблеме, можно утвер-

ждать,

что для уверенного заключения о прогрессивном росте

скоростей осадконакопления в течение фанерозойского этапа

развития Земли нет оснований. Доводы чисто тектонического

плана, на которые всегда опирались, аргументируя этот тезис,

не могут рассматриваться в качестве его доказательства по ряду

причин,

на анализе которых мы уже останавливались. Что же

касается

аргументов негативного характера в отношении невоз-

можности установления продолжительности перерывов в осадко-

накоплении, с одной стороны, и неоднозначности в датировках

самих

периодов, если иметь в виду конкретные разрезы, предста-

вляющие

геологические системы из разных регионов, с другой,

то

даже

принципиальная

возможность однозначного решения

данной проблемы оказывается сомнительной.

ЧАСТЬ

ЧЕТВЕРТАЯ

АНАЛИЗ

МОЩНОСТЕЙ

СЛОЕВ

ГЛАВА

XIII

УПЛОТНЕНИЕ

С ГЛУБИНОЙ ПОРОД

АЛЕВРО-ГЛИНИСТОГО

РЯДА

ЭМПИРИЧЕСКИЕ

ЗАКОНОМЕРНОСТИ

ГРАВИТАЦИОННОГО

УПЛОТНЕНИЯ

Хорошо

известна общая качественная закономерность лито-

генеза

пород осадочного происхождения: отложившийся слой

осадка

изменяет свою первоначальную мощность под действием

веса

накапливающихся пород. Это изменение тем сильнее, чем

более

дисперсным является состав породы. Слои конгломератов,

гравелитов,

крупнозернистых песчаников практически не изме-

няют своей первоначальной мощности. Незначительно изменяется

начальная мощность средне- и мелкозернистых песчаников. На-

конец, породы алевро-глинистого, а тем более глинистого ряда

процессе

литификации

уменьшаются в объеме в 2—3, а по не-

которым

оценкам даже в 4 раза.

Знание первоначальных,

истинно

седиментациопных значений

мощпостей

осадочных толщ имеет чрезвычайно большое значение,

поскольку фациальная изменчивость разрезов как в вертикаль-

ном,

так и в латеральном направлениях порождает их резко

различные конечные мощности, что в значительной степени за-

трудняет стратиграфический анализ этих отложений и корреляцию

разработанных

местных стратиграфических шкал. Помимо этого,

знание первичных мощностей разрезов осадочных толщ позволяет

вносить коррективы и в палеотектонические реконструкции,

осуществляемые

па базе метода мощностей, и в палеоседимеыто-

логический анализ различных генетических типов осадочных

образований.

Следует

также отметить, что в процессе уплотнения осадка

резко

изменяются его физико-механические свойства (пористость,

плотность,

проницаемость и т. п.). Изучение же вариаций

раз-

личных

свойств пород с глубиной в настоящее время приобретает

особый,

уже чисто практический интерес в связи с поисками

нефтяных и газовых месторождений на глубинах свыше

4000—

6000

м. Помимо этого, геология, в том числе и литология, все

пристальнее и детальнее изучает нижние, наиболее глубокие

горизонты литосферы как в связи с решением общетеоретических

глобальных проблем текто- и литогенеза, так и в связи с сугубо

практическими задачами в сфере прогнозно-металлогенических

исследований.

Наконец, знание закономерностей изменения физико-механи-

ческих характеристик пород, которые за время своей геологи-

ческой истории неоднократно выводились на дневную поверхность

и затем вновь погружались в глубокие горизонты литосферы,

имеет первостепенное значение в практике инженерно-геологи-

ческих изысканий под промышленное и гражданское строитель-

ство,

поскольку при этом существенно меняются несущая способ-

ность и фильтрационные свойства осадочных пород [1, 178].

Если

к тому же учесть, что

л евро-глинистые породы составляют

около 80% осадочной оболочки Земли, то станет ясной и

масштаб-

ность данной проблемы.

Вопросами

гравитационного уплотнения глинистых пород с глу-

биной

занимались и продолжают заниматься такие крупные

ученые, как Н. Б. Вассоевич, К. Г. Войновский-Кригер, П. В. За-

рицкий,

В. Д. Ломтадзе, Л. В. Пустовалов, А. Б. Ропов, Л. Б. Py-

хин, Н. М.

Страхов,

У. X. Твенхофел, Э. Э. Фотиади и многие

другие. В их исследованиях уже получены достаточно серьезные

результаты:

ясен (в общих чертах) физический механизм гравита-

ционного уплотнения, известны устойчивые закономерности,

свя-

зывающие

копкретные характеристики глинистых пород с глу-

биной

их залегания и т. д. Поэтому в нашу задачу входит только

разработка

аналитической модели этого процесса, которой будет

посвящен

заключительный раздел главы.

На

эмпирическом уровне процессы гравитационного уплотне-

ния алевро-глинистых пород изучаются двумя путями: непосред-

ственным исследованием физических характеристик пород по

керну буровых скважин, результатом которого оказываются

«типовые»

кривые уплотнения глинистых пород [4, 42, 207, 297,

298,

299, 330 и многие другие], либо посредством лабораторных

экспериментов на компрессионных приборах, которые позволяют

моделировать практически любые встречающиеся в природе на-

грузки и получать кривые компрессионного уплотнения, доста-

точно хорошо согласующиеся с данными по буровым скважинам.

этом плане широко известны работы В. Д. Ломтадзе [177,

178

и др.].

Как

тот, так и другой путь исследования позволяет построить

теоретические зависимости, например, пористости алевро-гли-

нистых отложений от глубины их залегания в рамках наиболее

простой и одновременно наиболее широко распространенной

модели экспоненциального убывания с глубиной значений пори-

стости.

Однако следует заметить, что, как и всякая модель, она

удачно аппроксимирует лишь самую общую тенденцию, отклоне-

ния от которой в ряде случаев весьма значительны. Объясняется

это

тем обстоятельством, что данная модель, верно фиксирующая

физику процесса уплотнения, не учитывает

«внешние»

факторы,

т.

е. условия залегания пород, тектоническую историю данного

района, минералогический состав глин, химический состав норо-

вых

вод, однородность строения разреза (монотонная глинистая

толща

или чередование

глин

и песчаников), а такя^е ряд других

весьма

существенных для данной проблемы факторов. И тем не

менее установление экспоненциального закона уплотнения алевро-

глииистых пород представляется весьма важным фактом. Откло-

нения

же от него в каждом конкретном случае необходимо анали-

зировать

с других, уже общегеологических позиций. Тогда мера

отклонения от общего закона позволит дать количественную

оценку вклада того процесса, который, как устанавливается,

также влиял на уплотнение пород.

Н. Б. Вассоевич [42, с. 11] совершенно справедливо заметил,

что «глинистые породы — своего рода геологический манометр,

так как по их пористости можно судить о стадии литогенеза,

которой они достигли, и о мощности покрывающих их отложений,

что представляет интерес для палеогеографии и геотектоники».

Однако следует подчеркнуть, продолжая найденную И. Б. Вас-

соевичем аналогию, что если глинистые породы — действительно

своеобразный геологический манометр, то манометр, как и всякий

такого типа прибор, был бы способен верно предсказывать погоду

только в том случае, если бы она зависела только от атмосферного

давления. На самом деле мы знаем, что все обстоит значительно

сложнее и с предсказанием погоды, и с предсказанием пористости

пород, когда известна только глубина их залегания.

Рассмотрим несколько характерных примеров. Г. И. Теодоро-

вич и А. А. Чернов [297, 298, 299] изучали интересующее нас

явление на материале продуктивной толщи в пределах апшерон-

ской нефтегазоносной области. Исследуемый ими интервал глубин

составил около 4500 м. В итоге установлено

[297],

что серьезных

минералогических изменений

глин

до глубины 4500 м не проис-

ходит. Среднее значение пористости на прослеженных глубинах

также одного порядка, а незначительные отклонения не дают

возможности выявить какие-либо

тенденции,

согласующиеся

общеизвестной закономерностью. Правда, в последующей пу-

бликации

[298] эти авторы установили

линейный

характер изме-

нения

пористости в интервале 0—4500 м; п = 29,5—0,003/г, где

— пористость, a h — глубина (м), но, думается, что вывод,

сделанный ими в первой работе применительно к продуктивной

толще,

более правдоподобен, поскольку он согласуется и с дан-

ными других исследователей, а

линейная

аппроксимация вообще

не характерна для данного процесса. К тому же и сами авторы

отмечают

[298, с. 88], что «уплотнения

глип

до аргиллитоподоб-

ного состояния и песчано-алевритовых отлоя^ений до твердых

песчаников и алевролитов в продуктивной толще данного района

па глубинах 4000—4500 м не происходит».

Данный

пример интересен в том отношении, что продуктивная

толща

миоцен-плиоцепового возраста накапливалась в условиях

интенсивного прогибания и за время своей геологической истории

не испытала условий разгрузки, когда бы глубокозалегающие

слои были выведены в приповерхностные горизонты литосферы.

Казалось

бы, в данном случае должно быть наилучшее согласие

«типовыми кривыми уплотнения» пород, но этого не наблюдается.

Удачную, на наш взгляд, интерпретацию данного явления привел

своем исследовании А. П. Дурмишьян

[105].

Действительно, процесс уплотнения глинистых пород в первом

приближении

сводится к отжатию свободной и рыхлосвязанной

воды.

При этом, для того чтобы

данный

процесс протекал в хоро-

шем

согласии с общей теорией, должен быть обеспечен нормальный

отток вытесненного флюида, т. е. над кровлей сжимаемого гли-

нистого слоя должен залегать хорошо проницаемый для жидкости

слой песчаника. Если такого дренажа нет, то вместе с

глиной

сжи-

мается и содержащийся в ней флюид (не обязательно

вода),

что

препятствует нормальной консолидации глинистой толщи и одно-

временно создает в ее пределах аномально высокое внутрипоровое

давление. Эти явления функционально связаны: в зонах ано-

мально высокого внутрипорового давления пористость глин, как

правило,

выше,

чем на смежных участках, где чередование песча-

ных пород-коллекторов и глинистых слоев-покрышек гарантирует

нормальное сжатие

глин

и соответственно более низкие значения

пористости на тех же глубинах. В пределах продуктивной толщи

фиксируются оба случая. Так, на площадях Центрального Апше-

рона разрез характеризуется частым песчано-глинистым пересла-

иванием. Мощность существенно глинистых разделов, разобща-

ющих регионально развитые коллекторские пласты, колеблется

пределах 5—45 м. В этой зоне и зафиксирована нормальная

консолидация глин, хорошо согласующаяся с «типовой кри-

вой»

Н. Б. Вассоевича [42].

Напротив, на площадях Юго-Западного Апшерона (Карадаг —

Локбатан),

частично Бакинского архипелага и Прикуринской

области разрез продуктивной толщи характеризуется заметным

увеличением мощности глинистых свит и повсеместным проявле-

нием аномально высокого внутрипорового давления. Естественно

поэтому, что пористость

глин

здесь оказывается в

1.5—2,5

раза

выше,

чем пористость находящихся на тех же глубинах глинистых

пород Центрального Апшерона

[105].

Аналогичную закономерность подметили ранее A. IT. Шарданов

и Ю. Д. Кузьменко [380] на материале более 3000 образцов

глин

разного возраста, отобранных на территории Западного Пред-

кавказья.

Они установили, что образцы с большей пористостью,

как правило, соответствуют средним частям мощной глинистой

толщи, наиболее удаленным от подстилающих и перекрывающих

ее коллекторов. На то же явление указывают Г. М. Авчян и

М.

Л. Озерская [4], А. М. Мопюшко [193, 194], В. В. Коперина

и О. А. Дворецкая

[150],

Ф. Браун [375] и многие другие гео-

логи, детально исследовавшие в природных условиях законо-