Романовский С.И. Седиментологические основы литологии

Подождите немного. Документ загружается.

мерности уплотнения пород алевро-глинпстого ряда. Можно

полагать,

что такая закономерность должна носить общий харак-

тер и в тех случаях, когда пористость нижележащих слоев глины

оказывается

выше,

чем у слоев, их перекрывающих, объяснение

этому следует искать в особенностях литологического строения

данной толщи.

Среди факторов, определяющих характер и темп уплотнения

глинистых пород, помимо чисто механической нагрузки от веса

вышележащих осадочных образований следует указать на наличие

глинистых осадках органики (диатомеи)

[487],

на количество

натрия по отношению к другим обменным катионам, на вели-

чину

рН поровых вод, на концентрацию поровых электроли-

тов

[488J

и т. д.

Присутствие в глинистом осадке карбонатного материала за-

медляет процесс уплотнения по той причине, что известковая среда

способствует

быстрой литификации осадка

[408].

Особое место

занимает проблематичный «фактор времени», который, по мнению

ряда исследователей, оказывает не меньшее влияние на величину

уплотнения алевро-глинистых пород, чем глубина их погруже-

ния [196, 197, 330]. Согласно, к примеру, идее Ю. В. Мухина

[197],

более древние глинистые породы (палеозойские) должны быть

уплотнены сильнее, чем мезозойские, а у тех, в свою очередь,

пористость должна быть ниже, чем у относительно более молодых

глинистых образований кайнозойского возраста.

Следует заметить, что такая трактовка роли геологического

времени, как своеобразного уплотняющего фактора, сколь оче-

видна, столь и неверна. Действительно, если сравнивать разно-

возрастные

глинистые толщи, залегающие на одинаковой глубине

одном и том же регионе, то можно ожидать меньшие значения

пористости пород у более древних отложений в сравнении с более

молодыми. Для доказательства того, что в данном случае реша-

ющее

влияние на разницу в степени уплотнения оказало время,

требуется фиксировать все прочие факторы, которые, как мы

уже отмечали, также влияют на характер и интенсивность про-

цессов гравитационного уплотнения. Если же эти факторы не

учитывать, то может оказаться, что даже одновозрастные глини-

стые

толщи, но прошедшие через разные этапы геологического

развития, резко различаются по значениям пористости и плотности

пород

[201].

Интересный пример в этом отношении приводит В. Д. Лом-

тадзе

[178].

Он рассматривает кембрийские глины, широко

раз-

витые на северо-западе Русской платформы (районы Ленинграда

и Вологды). Глины, вскрывающиеся в этих районах, имели суще-

ственно различную историю геологического развития. Кембрий-

ские глины под Ленинградом в палеозое перекрывались кемб-

рийскими, ордовикскими и девонскими отложениями общей мощ-

ностью до 350 м (нагрузка около 70 кгс/см

). Затем эта зона стала

испытывать подъем. Вышележащие отложения почти полностью

были размыты, а к началу четвертичного периода кембрийские

глины оказались непосредственно под покровом ледника мощ-

ностью

до 1000 м, в процессе таяния и отступания которого

ледниковые воды размывали уже непосредственно кембрийскую

глину. В настоящее время эти отложения либо выходят на днев-

ную поверхность, либо перекрыты толщей современных осадков

мощностью

до 100 м. Таким образом, в данном случае древнейшие

Рпс.

71. Связь абсолютной пористости алевролитов и глин

глубиной их залегания. Данные по центральной части

Западно-Сибирской низменности

[201].

Черные

кружки

—

средние арифметические значения пористости гли-

нистых пород для отпельных свит

по

разным

скважинам; светлые

кружки

— то

же, для алевролитов.

фаыерозойские образования — кембрийские глины — значитель-

ную часть своей геологической истории были разгружены и лишь

дважды

они испытали хоть и интенсивную, но относительно не-

продолжительную по времени нагрузку. В итоге состояние и

свойства

кембрийских глин под Ленинградом не соответствуют

их возрасту: естественная влажность — 14% и пористость —30%.

районе Вологды эти же отложения начиная с кембрийского

периода испытывают большую гравитационную нагрузку

(—400

кгс/см

). В результате глины здесь имеют типичный облик

аргиллитов со следами сланцеватости. Иные и физические харак-

теристики этих пород: естественная влажность —5% и пори-

стость

—15%.

Не представляется убедительным и другой аргумент в пользу

геологического времени как «уплотняющего» фактора — завышен-

ные значения^пористости, полученные в лабораторных условиях,

сравнении с природными

[197].

В лабораторных условиях

испытывается лишь образец породы, причем в нарушенном зале-

гании, когда компрессионное сжатие только моделирует гравита-

ционное уплотнение, которое испытывает порода в естественном

залегании. Ясно, что в таких случаях важно прежде всего совпа-

дение вида компрессионных кривых, а не значений пористости

каждой точке. Завышенные же значения пористости, полученные

лабораторных условиях, фиксируют лишь характер экспери-

мента и никак не связаны с «уплотняющей ролью геологического

времени».

заключение данного раздела приведем несколько графиков,

иллюстрирующих характер изменения пористости алевро-гли-

нистых пород как функцию от глубины их залегания. На рис. 71

Пористость,%

О 10 ZO JO О W 20 SO О 10 ZO 0 10 ZO JO

Рис. 72. Изменение пористости

глин

в зависимости от глубины их за-

легания

[330].

а —

центральная часть Западно-Кубанского прогиба;

б —

Скифская

плита;

в —

южяый

борт Западно-Кубанского прогиба;

г —

Адыгейский

выступ.

показана зависимость абсолютной пористости алевролитов и глин

от

глубины, характерная для центральной части Западно-Сибир-

ской низменности, а на рис. 72 та же зависимость, типичная для

Скифской плиты и ряда впадин Предкавказья. Можно видеть,

что характер изменения пористости

нелинейный

и в первом при-

ближении его можно аппроксимировать экспоненциальной функ-

цией.

ОБЩАЯ

ФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

ПРОЦЕССА УПЛОТНЕНИЯ

Прежде чем более детально описывать физическую сторону

гравитационного уплотнения алевро-глипистых пород, заметим,

что основные эмпирические закономерности уплотнения, связы-

вающие

численные значения пористости глинистых пород с глу-

биной их залегания, а также с особенностями литологического

строения разреза и историей геологического развития данных

отложений, дают возможность не только глубже уяснить механизм

этого явления, но и конкретизировать его проявления примени-

тельно к региональной специфике исследуемого материала

[202].

Те

отклонения от эмпирических закономерностей, на которых

мы уже останавливались и которые зачастую не дают возможность

связать

фактические данные с «типовыми кривыми уплотнения»,

не могут рассматриваться как противоречащие общей теории [1],

тот факт, что конкретно региональные проявления гравитацион-

ного уплотнения глинистых пород в каждом отдельном случае

интерпретируются индивидуально, не означает ее бесполезность

[74].

Создается парадоксальная ситуация, когда необходимость

общей теории гравитационного уплотнения полностью отри-

цается только па том основании, что в природе встречаются ситу-

ации, не укладывающиеся в ее рамки. Но ведь сам факт

наличия

свободной

Миграция воды:

поверхност

ных слоев

адсорбированной

Рис. 73. Стадии грави-

тационного

уплотнения

глинистых

пород

[178]:

—

свободного уплотнения,

2 —

затрудненного уплотне-

ния,

з—замедленной

кон-

солидации.

таких ситуаций можно установить и даже оценить количественно

только в рамках теории, без которой было бы невозможно

раз-

витие науки, а все конкретно региональные исследования не-

избежно превратились бы в бессистемное накопление фактического

материала, интерпретация которого (без теоретических основ)

была бы крайне затруднительной.

Речь, очевидно, должна

идти

не об отрицании теории гравита-

ционного уплотнения [1, 74], а о ее совершенствовании. В насто-

ящем виде она действительно фиксирует лишь самые общие

сто-

роны процесса и не учитывает вариацию и многообразие природ-

ных ситуаций, приводящих к тому, что пористость глинистых

пород с глубиной изменяется не по экспоненциальному закону,

более сложным образом. Кроме того, не исключено, что эта

теория будет в большей мере адекватна описываемому явлению,

если ее сформулировать в вероятностных терминах.

Переходя к описанию физических сторон механизма гравита-

ционного уплотнения глинистых пород, заметим, что протекание

этого процесса обычно разбивают на несколько этапов или стадий

(рис. 73). Согласно исследованиям В. Д. Ломтадзе [178] таких

стадий три. Первая — это стадия свободного уплотнения, когда

пористость глинистого осадка уменьшается от максимального

значения, которое он имеет в естественном залегании до при-

ложения сжимающей нагрузки, до

величины

20—25%.

Вторая —

это стадия затрудненного уплотнения, при которой пористость

породы уменьшается до 15%. Наконец, третья — это стадия за-

медленной консолидации, когда пористость сокращается до 5—

10%,

т. е. минимально возможного значения для пород определен-

ного минералогического состава. При свободном

уплотнении

выделяется легкоподвижная вода; на второй стадии из осадка

удаляется рыхлосвязанная (иммобилизованная) вода и на заклю-

чительной стадии выжимается прочносвязанная (трудноподвиж-

ная) вода.

Интересны конкретизация выделенных стадий уплотнения

глин

на определенном фактическом материале и их связь с глубинами

погружения глинистых толщ. Такое исследование провели

Г.

И. Теодорович и А. А. Чернов [298] применительно к продук-

тивной толще Азербайджана. Первая стадия эквивалентна по-

гружению глинистого осадка на глубину до 8—10 м. При этом

пористость уменьшается с 66 до 40%. Эта стадия еще соответ-

ствует

седиментогенезу и, быть может, самому раннему диагенезу.

Второй

стадии (затрудненного уплотнения) соответствуют глу-

бины погружения от 8—10 до 1200—1400 м. Пористость здесь

уменьшается

до

20—21%.

На стадии замедленной консолидации

пористость

глин

сокращается до 7—8%, а глубина погружения

возрастает

до 6000 м.

позиций современного состояния данной проблемы механизм

гравитационного уплотнения пород алевро-глинистого ряда ри-

суется

следующим образом. Формирование свойств глинистого

осадка

начинается одновременно с возникновением связей между

отдельными частицами. Для осадков, находящихся в текучем

состоянии (глинистые и карбонатно-глинистые илы), характерны

еще

слабые связи. Вызваны они межмолекулярными и электро-

статическими силами. По мере роста внешней нагрузки интен-

сивно отделяется свободная легкоподвижная вода. Ил постепенно

из текучего состояния переходит в мягкопластичное и приобретает

характерный облик глины.

таком состоянии гравитационную нагрузку принимают

гидратно-коллоидные оболочки, покрывающие частицы породы.

Они препятствуют дальнейшему уплотнению и некоторое время

уравновешивают

внешнюю нагрузку. В. Д. Ломтадзе

[178],

на-

пример, считает, что толщина гидратных оболочек не только

изменяется при дальнейшем росте гравитационной нагрузки,

но и в сильной степени зависит от дисперсности породы, минераль-

ного состава тонкодисперсной (глинистой) составляющей, емкости

поглощения, состава обменных ионов и ряда других факторов.

При уменьшении толщины гидратных оболочек растет электро-

статическое и молекулярное взаимодействие между частицами,

т.

е. порода как бы последовательно вовлекает в этот процесс

все

новые и новые энергетические резервы, препятствующие

дальнейшему уплотнению. Однако гравитационная нагрузка по

мере

увеличения мощности накапливающихся осадков неуклонно

растет,

и гидратно-коллоидные оболочки уже не могут ее уравно-

весить.

Начинает отжиматься рыхлосвязанная (иммобилизован-

ная) вода. Пористость

глин

сокращается до

20—15%.

Глинистые

породы переходят в тугопластичное состояние, сохраняющееся

до оптимальной нагрузки, которая в зависимости от вариаций

минералогического состава глин колеблется в пределах от 20

до 100 кгс/см

, что в среднем соответствует глубинам погружения

от

100 до 500 м. Это стадия затрудненного уплотнения. Ведущий

фактор — гравитационный.

По мере погружения на большие глубины интенсивность про-

цессов дегидратации и уплотнения затухает. Из породы посте-

пенно удаляется часть прочносвязанной воды, и наступает за-

ключительный этап уплотнения — стадия замедленной консоли-

дации. Следует заметить, что при погружении породы на значи-

тельные глубины большое значение приобретает температурный

фактор.

При росте температуры внешней среды до 80° С, что

соответствует

глубинам около 2000 м, из глины удаляются остатки

рыхлосвязанной воды.

Интересное исследование свойств глин на больших глубинах

провел Д. Хелинг

[428].

Он установил, что до глубины 1000 м

пористость глин интенсивно уменьшается. Причем в равной мере

сокращается количество крупных и мелких пор. Однако на глу-

бинах свыше 1000 м уменьшение пористости происходит преиму-

щественно за счет мелких пор. Крупные поры на этих глубинах

более устойчивы. Это любопытное явление объясняется суще-

ственными изменениями минералогического состава глин на боль-

ших глубинах, приводящее к некоторому укрупнению глинистых

частиц (переход смектита в 10 А-слюду).

Таким образом, физический механизм гравитационного уплот-

нения, описанный даже в самых общих чертах, не только позволяет

объяснить те устойчивые закономерности, на которых мы уже

останавливались и которые связывают значения пористости алев-

ро-глинистых пород с глубиной их залегания, но и дает возмож-

ность построить аналитические модели процесса, фиксирующие

наиболее типичные и часто встречающиеся в природе эмпирические

закономерности.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ

МОДЕЛИ ПРОЦЕССОВ

ГРАВИТАЦИОННОГО

УПЛОТНЕНИЯ

Рассмотрим далее аналитические модели, которые позволяют

учетом физики процессов гравитационного уплотнения связать

изменепия пористости пород с глубиной их залегания. При этом

мы будем учитывать те эмпирические закономерности, которые уже

установлены для разных геологических ситуаций: уплотнение

гомогенной глинистой толщи при

наличии

оттока отжимаемого

флюида и уплотнение гетерогенной толщи, когда фиксируется

частое переслаивание легкосжимаемых пород алевро-глинистого

ряда и практически несжимаемых пород существенно песчаного

состава.

В первом случае уменьшение пористости с глубиной .

должно происходить по экспоненциальному закону, во втором —

должна фиксироваться периодическая или квазипериодическая

тенденция

колебания пористости..

Уплотнение

гомогенной

глинистой

толщи

при

наличии

оттока

отжимаемых

вод. Рассмотрим кинематику роста мощности

глини-

стой толщи. Пусть к моменту времени t

мощность глинистого

осадка была равной H

а его начальная пористость — п

. К мо-

менту ^

накопился еще

один

сшой

глины

мощностью H

. Таким

образом,

суммарная мощность стала равной H

-{-H

а под дей-

ствием веса слоя H

пористость нижележащего слоя H

уменьши-

лась на

величину

— п

= —Aw

, где U

— пористость слоя H

к моменту t

. К моменту tk могдность толщи стала равной H

-j-

-{-H

-)- . . .

-[-Ht

Под действием веса вышележащих слоев

пористость слоя H

к моменту tk

'Стала

равной n

, т. е. сократилась

на

величину

— п

= —Ащ. Пюристость слоя H

соответственно

ft-n

уменьшение пористости (составило щ _

— п

—Ащ_

Мы предполагаем, что формируется гомогенная глинистая толща,

причем такая, что в любой момент времени t

накопившийся слой

осадка H

имеет такую же начальную пористость /г

, что и все

нижележащие слои до уплотнения.

Таким образом, можно заключить, что за небольшой отрезок

времени At накапливается слой осадка мощностью АН, а за это

же время пористость нижележащих слоев сокращается на вели-

чину

А/г. Причем предполагаемся, что уменьшение пористости

пропорционально приращению мощности, т. е.

An=—

апАН. (209)

Здесь а — коэффициент пропорциональности, а знак минус ука-

зывает

на то, что An — величина отрицательная. При AH-^O

также стремится к нулю. Поэтому можно записать

—

= —adH. (210)

Выражение (210) есть обыкновенное дифференциальное уравнение

решением которого является

функция

rc=cexp(

—

аН). . (211)

Здесь с — произвольная постоянная, которая находится из на-

чальных условий задачи, т. е. при H = On = п

. Записываем

окончательно

= тг

ежр(

—

аН) (212)

или в логарифмическом масштабе

п = Im п

—

аЯ. (213)

Численное значение коэффициента пропорциональности а из

физических соображений оценить нельзя, поскольку он суще-

ственно зависит от факторов, же учитываемых данной моделью.

Поэтому его устанавливают эмпирически при исследовании

175 2,0

2,25р,г/см'

L- г т

1000

1400

конкретного регионального материала. Итак, мы получили анали-

тический вид зависимости пористости глин от глубины их залега-

ния для наиболее простых случаев: либо когда рассматривается

уплотнение единичного слоя под действием все возрастающей

нагрузки, либо когда изучается уплотнение гомогенной глинистой

толщи при

наличии

дренажа отжимаемых поровых вод.

Заметим, что эмпирическим путем зависимость вида (212)

устанавливалась многими авторами. М. Л. Озерская [207] на

экспериментальном материале полу-

чила формулу п =

тг

ехр

(—0,45/7).

П.

Смарт [543] исследовал коэффи-

циент пористости е алевро-глииистых

пород как функцию от нагрузки R.

итоге подбора функциональных за-

висимостей к эмпирическим кривым

получена формула общего вида: е =

а -f ехр ((3 — yR). Тот же вид

зависимости получился у Г. И. Тео-

доровича и А. А. Чернова [298] на

материале продуктивной толщи

Азер-

байджана: п=31,53ехр (—0ДЮ0152Я).

Ю.

В. Мухин [197] приводит сход-

ную формулу, выражающую связь

логарифмическом масштабе пори-

стости E алевро-глинистых пород с

давлением р перекрывающих пород:

0,67—0,18Ig/?.

Поскольку пористость и плотность

пород р функционально связаны, то

зависимость вида (212) должна фик-

сировать рост плотности пород с глубиной их залегания. Такую

связь

установил, в частности, Э. А. Прозорович [216] на мате-

риале сарматских глин Предкавказья и Азербайджана р = 2,8—

—1,23ехр

(—0,437/).

Хорошую согласуемость этого выражения с

фактическим материалом (до глубины 2600 м) иллюстрирует рис. 74.

Уплотнение

гетерогенной осадочной

толщи.

В данной модели

предполагается рассмотреть динамику изменения пористости при

формировании гетерогенной осадочной толщи, т. е. когда фикси-

руется чередование пород с существенно различной способностью

к уплотнению. При этом в зависимости от лито логического состава

пород либо должны наблюдаться периодические колебания зна-

чений

пористости с глубиной, либо эти колебания с глубиной

должны затухать, что соответствует затухающим осцилляциям

авторегрессионного процесса.

При разработке моделей используется основной закон дина-

мики (раздел теоретической механики), согласно которому уско-

рение, с которым изменяется пористость пород под действием

какой-либо силы (например, давления вышележащих осадочных

Рис. 74. Изменение средней

плотности глин сарматского

яруса

с глубиной

[216].

—

фактическая;

2 —

рассчитан-

ная

по

формуле

р = с —

—

ехр

{—BH).

образований),

по величине пропорционально этой силе, т. е.

где P — сила, под действием которой изменяется пористость;

— коэффициент, который характеризует степень сопротивля-

емости пород уменьшению пористости; п — пористость на глу-

бине Н.

Рассмотрим далее следующую схему изменения пористости

пород в процессе

накопления

гетерогенной осадочной толщи.

Как и ранее, предполагаем, что к моменту времени Z

отложился

слой осадка мощностью H

, у которого начальная пористость

(до уплотнения) была равной п

. Затем к моменту Z

сформиро-

вался слой другого лито логического состава мощностью H

у которого начальная пористость была равной /г

. Под действием

веса

слоя H

пористость слоя H

сократилась на

величину

—

Далее формируется слой H

, у которого начальная

пористость равняется п

. Причем под действием веса слоя H

пористость нижележащего слоя H

практически не изменяется,

пористость слоя /Z

хоть и продолжает уменьшаться, но уже

незначительно. Предполагается, что в данной схеме процесс

сокращения пористости глинистых слоев практически стабили-

зируется уже под нагрузкой только одного вышележащего слоя.

Если представить далее, что мы на оси пористости откладываем

ее последовательные значения в моменты времени Z

, Z

, . . .,

то

пористость будет совершать как бы гармонические колебания,

т.

е. если в момент t

она была равной W

, то в момент t

ее значе-

ние будет п

, причем п

Затем в момент

она станет равной

причем щ

и т. д. Более грубозернистый состав слоев,

пористость которых под действием гравитационной нагрузки

практически не изменяется, является своеобразной

«восстана-

вливающей силой», как бы возвращающей колебание точки на оси

пористости в ее начальное или близкое к нему положение. В дина-

мике предполагается, что восстанавливающая сила F изменяется

по

линейному

закону, т. е. F =

—

|3w,

где P — коэффициент,

характеризующий упругость (жесткость) сжимаемого слоя.

Система,

описывающая колебания пористости по разрезу, будет

находиться в равновесии, если P-F = O. Подставив вместо P

и F их выражения, получим дифференциальное уравнение этого

колебательного процесса:

P^a

(214)

§п = О,

(215)

или, обозначив р/сс = а

d?n

п = 0.

(216)

Уравнение (216) решаем при следующих начальных условиях:

при H = 0, п = п

и dnldH = Un

IdH

. Его решением, фиксиру-

ющим

закон колебаний пористости в условиях нашей модели,

будет

функция

= b sin (аН + с). (217)

учетом начальных условий Ъ = ft

/sin с. Функция вида (217)

описывает гармонические, строго периодические колебания пори-

стости по разрезу с периодом равным 2п/а. Она характеризует

так называемые свободные, т. е. незатухающие, колебания, когда

через равные интервалы мощности значения пористости повто-

ряются. Очевидно, что в реальных ситуациях такой случай, если

и встречается, то крайне редко. Чаще могут быть зафиксированы

отдельные интервалы разреза, в пределах которых пористость

изменяется по закону вида

(217),

но с переменными значениями

амплитуды &, частоты а и фазы с, т. е.

(Щ = S b

sin (a

H + c

), • (218)

где m — число интервалов разреза, в пределах которых колебания

пористости подчиняются закону (217) с точностью до параметров.

Рассмотрим далее другой, более общий случай, когда пори-

стость

с глубиной испытывает квазипериодические затухающие

колебания. Данная модель опирается на ту же седиментологи-

ческую трактовку процесса с единственным дополнительым усло-

вием:

все накапливающиеся литологические разности пород ха-

рактеризуются различной степенью уплотняемости. В

иной

тер-

минологии предполагается, что сила сопротивления пород сжи-

маемости пропорциональна скорости уплотнения, т. е. R =

(dnldH).

Тогда система сил, действующих в процессе фор-

мирования пористости гетерогенной толщи, будет находиться

равновесии, если P = F

~\-

R. Подставив вместо P

R и F их

выражения, запишем

Знак минус указывает на противоположное направление сил F

и R.

После очевидных преобразований дифференциальное уравне-

ние колебаний пористости по разрезу примет вид

d2n

2т-£

+ а

п = 0. (220)

аи

Здесь 2т = у/а и а

= (3/а. Уравнение (220) решаем при тех же

начальных условиях, что и уравнение

(216).

Его решением будет

функция

п (H) =

Ье-™*

sin (Va

-т

Н + с). (221)

Нетрудно видеть, что в данном случае изменение пористости

по разрезу описывается затухающими квазипериодическими коле-