Механизм образования очагов газодинамических явлений в соляном пород

большие размеры 20,0 35,0 м в плане. Горизонтальное сечение мульд имеет форму, близкую к эллипсовидной или круговой, а вертикальное сечение дает воронкообразную форму (рис. 4.1). Углы падения слоев со­ ляных пород изменяются от пологих (не более 5-6°) в краевых частях мульды до крутых (30-80°) вблизи ее центра. Для большинства мульд ха­ рактерно наличие ядра, представляющего собой типичную брекчию. Форма ядра — сферическая или изометрическая, породы в пределах яд­ ра — перемятые и перемешанные. Обломки соляных пород в ядре пред­ ставлены каменной солью и карналлитом, заполняющий материал — галопелиты. Размеры обломков изменяются от 0,1 до 1,0 м. В области мульды отмечаются системы концентрических и радиальных трещин, заполненных галитом, сильвином и карналлитом, увеличивается количе­ ство разноориентированных прожилков. В пределах мульд всегда уста­ навливаются признаки выщелачивания и замещения сильвинитов, карналлитов и каменной соли, которые фиксируются по уменьшению мощности слоев, их «выклиниванию», изменению химического и мине­ рального состава пород. В различной степени эти процессы проявляются

вбольшинстве слоев сильвинита, карналлита и каменной соли. В настоя­ щее время не вызывает сомнений тот факт, что мульды образовались

врезультате воздействия на породы III горизонта агрессивных водных растворов, недонасыщенных по тем или иным компонентам. Воздейст­ вие агрессивных водных растворов приводит к формированию зон изме­ ненных пород, которые характеризуются набором соответствующих признаков. Наиболее ярко эти признаки проявляются в центральных час­ тях мульд, а на периферии они сглаживаются из-за естественной эволю­ ции состава водных растворов. Статистические данные о внезапных

иискусственно инициированных выбросах соли и газа свидетельствуют о том, все они приурочены к локальным геологическим нарушениям — мульдам. Этот факт, в свою очередь, свидетельствует об однозначной связи выбросов соли и газа с мульдами.

Обрушения пород кровли, сопровождающиеся газовыделениями, происходят в результате непосредственной подработки горными выра­ ботками скоплений свободных приконтактных газов. Анализ показыва­ ет, что полости, образовавшиеся при ГДЯ этого вида, имеют плоское верхнее основание, приуроченное в основном к месту нахождения в мас­ сиве приконтактных газов (зоны контактов литологических разностей пород), и эллиптической формы нижнее основание (рис. 4.2). Высота

непосредственно в пределах полостей явлений. Кроме этого, в 23 случа­ ях тектонические трещины находились на расстоянии от полостей явле­ ний не более 3,0 м, в 18 случаях — на расстоянии не более 6,0 м и в 7 слу­ чаях — на расстоянии не более 9,0 м. В остальных 16 случаях положение тектонических трещин относительно полостей не установлено из-за от­ сутствия достоверной геологической информации о месте проявления ГДЯ. Таким образом, 84 % очагов обрушений пород кровли, сопровож­ дающихся газовыделениями, связано с тектоническими трещинами. Этот факт до настоящего времени не получил достаточной генетической оценки и требует научного объяснения.

Отжимы призабойной части пород, сопровождающиеся звуковыми эффектами, разрушением с выносом породы в горную выработку, имеют интенсивность, не превышающую несколько тонн (рис. 4.3). В то же вре­ мя совершаемая ими работа угрожает жизни шахтеров и вызывает разру­ шение элементов конструкций применяемых комбайнов. В калийных руд­ никах на III горизонте известны случаи травмирования шахтеров мелкими частями разрушенной породы, отбрасывания комбайнов от забоя на рас­ стояние до 3,0 м и разрушения ограждающих щитов. Детальный анализ случаев отжимов призабойной части пород показал, что все они приуроче­ ны к тектоническим трещинам. Величина раскрытия трещин в местах от­ жимов изменяется от 0,01 до 0,03 м, достигая в отдельных случаях 0,05 м. Трещины, как правило, залеченные, однако отмечались открытые геоло­ гические трещины с раскрытием 0,01-0,015 м, которые прослеживались от полостей отжимов в глубь массива на расстояние до 2,0 м. Анализ структур и текстур материала, заполняющего трещины в местах обруше­ ний и отжимов, показывает, что трещины в подавляющем большинстве случаев заполнены вторичными минералами. Минералы представлены карналлитом, сильвином и галитом в различных соотношениях. При этом вверх по разрезу III калийного горизонта содержание карналлита в трещи­ нах возрастает. Структура карналлита в трещинах поперечно-волокни­ стая, цвет буровато-, красновато-желтый или желтый. Сильвин представ­ лен мелкими кубическими кристаллами и зернами неправильной формы, среди которых встречаются кристаллы молочно-белого сильвина, у кото­ рых красное красящее вещество отсутствует или располагается отдельны­ ми участками на периферии кристаллов. Галит присутствует в виде бес­ цветных и желтоватых зерен неправильной формы, среди которых встре­ чаются зерна синего галита [112]. Каменная соль на контакте с трещинами разбита многочисленными пересекающимися микротрещинами, ориенти-

Таким образом, интерпретация большого фактического материала о приуроченности газодинамических явлений к локальным геологиче­ ским нарушениям, данные о составе, морфологии, структуре и текстуре пород в мульдах и тектонических трещинах, характер их взаимоотноше­ ния с вмещающими породами позволяют говорить о том, что физи­ ко-геологический механизм образования очагов ГДЯ можно вполне ло­ гично объяснить с позиции возможной миграции водных растворов внутри соленосной толщи на эпигенетической стадии формирования Старобинского месторождения. Для создания теории физико-геологиче­ ского механизма образования очагов ГДЯ необходимо выяснить источ­ ники агрессивных водных растворов и свободных газов, пути их мигра­ ции и результаты взаимодействия с породами III калийного горизонта.

4.2. Источники агрессивных растворов и оценка их реакционной способности

Известно, что после захоронения осадка происходит его уплотнение, которое сопровождается сближением частиц осадочного материала под действием веса вышележащих отложений и, как следствие, уменьшени­ ем порового пространства. Уплотнение осадка сопровождается вытесне­ нием воды, и этот процесс в общем случае является необратимым. Объем поровых растворов, отжатых из столба осадка сечением 1 м2 (Г ^ ), равен общему объему пор осадка (Робщ) за исключением объема остаточной (за­ крытой) пористости (Гост) образовавшейся породы.

где п(Н) — функция коэффициента пористости осадка от глубины его захоронения Н.

Для подсчета объема межкристальной рапы соляной толщи необхо­ димо знать вид функции п = п (Н). Многочисленные исследования пока­ зали, что изменение пористости от глубины практически не зависит от состава осадков и функция имеет один и тот же вид [113-115].

Вид функции определяется выражением

где пН — коэффициент пористости осадка на глубине Я; п0— начальный коэффициент пористости; а — показатель сжимаемости.

Пористость в верхних частях толщи соляного осадка составляет от 25 % до 40 %, а нередко и более [116-120]. Пористость консолидирован­ ных солей составляет от 0,62 до 2,0 %. Глубина, на которой соляные осадки превращаются в породы, составляет около 200-300 м. Зная коэф­ фициент пористости соляного осадка на двух глубинах, найдем величи­ ну показателя сжимаемости а. Суммарная мощность пачек соляных по­ род, подстилающих III калийный горизонт, составляет примерно 250 м. Принимая Я = 250 м, п0 = 35 % (0,35), п250= 1,5 % (0,015) и используя формулы (4.2) и (4.3) находим, что щ= 38,25 м3. Для упрощения при­ мем, что пористость консолидированных осадков остается постоянной и равна 1,5 % (0,015). Тогда объем сохранившейся рапы в остаточной по­ ристости (Гост) равен (250 х 0,015) = 3,75 м3 Объем поровых растворов, отжатых на стадии диагенеза из подстилающих III калийный горизонт соляных пород, составляет 34,5 м3 на каждый квадратный метр площади. Объем сохранившейся рапы в остаточной пористости соляных пород со­ ставляет 3,75 м3 на каждый квадратный метр площади. Участие рапы, со­ хранившейся в остаточной пористости соляных пород, в механизме об­ разования очагов газодинамических явлений маловероятно. Для ее вы­ свобождения и миграции к породам III калийного горизонта необходимо разрушение кристаллической структуры соляных пород, что практиче­ ски невозможно в условиях Старобинского месторождения, где на ста­ дии катагенеза отсутствовали соответствующие механические, термиче­ ские и химические факторы. Теоретически можно предположить, что весь объем рапы выделился из остаточной пористости соляных пород. Тогда при температуре 20 °С 1 м3 рассола, насыщенного по NaCl, может растворить 0,123 т сильвина или разложить 1,55 т карналлита с выделе­ нием из него КС1 в форме сильвина. Отсюда следует, что весь раствор, содержащийся в столбе сечением 1 м2 и высотой 250 м, может раство­ рить не более 0,46 т сильвина или разложить 5,8 т карналлита. Зная вес пород в мульдах, можно предположить, что объем водных растворов, участвующих в эпигенетических преобразованиях пород III калийного горизонта, должен быть, как минимум, в несколько раз больше. Таким образом, даже если из подстилающей толщи соляных пород на опреде-

ленной площади выделятся все водные растворы, то этого объема все равно будет недостаточно для выноса сильвина и разложения карналли­ та в пределах мульд. Кроме этого, остается открытым вопрос об источ­ нике свободных газов в очагах газодинамических явлений. Следователь­ но, необходимо искать другие источники водных растворов и свободных газов, участвующих в образовании очагов газодинамических явлений.

Другим источником агрессивных водных растворов могли служить отжатые поровые воды соленосных глин (галопелитов) и глинисто-кар­ бонатных пород, уплотнение которых происходило значительно медлен­ нее уплотнения солей. В ряде научных работ доказано формирование в калийных породах II и III горизонтов Старобинского месторождения на стадии катагенеза зон выщелачивания или замещения под воздействи­ ем отжимающихся из глинисто-карбонатных пород водных растворов [122-125]. Общая мощность глинисто-карбонатных пород верхней соле­ носной толщи, подстилающих III калийный горизонт, составляет 138 м. Принимая, что первоначальная пористость глинисто-карбонатных пород составляла 40 %, а современная пористость равна 8,3 %, найдем объем отжатой иловой воды, используя формулу (4.2). Показатель сжимаемо­ сти а определим из выражения (4.3) и после подстановки численных зна­ чений получим, что а = 0,148. Подставляя численные значения в (4.2), получим, что Кобщ = 32,0 м3. Для упрощения расчетов примем, что порис­ тость консолидированных глинисто-карбонатных пород остается посто­ янной и равна 8,3 % (0,083). Тогда объем сохранившейся иловой воды в остаточной пористости (Кост) равен (138 х 0,083) = 11,5 м3 на каждый квадратный метр площади. Таким образом, объем поровых растворов, отжатых из глинисто-карбонатных пород на стадии диагенеза, составит 20,5 м3 Оставшиеся поровые растворы в количестве 11,5 м3 на квадрат­ ный метр площади могли отжиматься при определенных условиях на стадии катагенеза и принимать участие в образовании очагов газодина­ мических явлений. Седиментационные воды глинисто-карбонатных по­ род, при наличии путей транзита, могли играть существенную роль в процессах выщелачивания и замещения пород III калийного горизонта. Известно, что условия образования глинисто-карбонатных пород соот­ ветствовали резкому опреснению рапы солеродного водоема. Поэтому поровые воды галопелитов могли быть существенно недонасыщены по некоторым компонентам солей, таким как КС1 и MgCl2. Весьма важным является тот факт, что продолжительность диагенетических превраще­ ний в глинисто-карбонатных породах и солях неодинакова. Очень высо­

кая скорость накопления осадков (около 0,1 м в год), минеральные ком­ поненты которых практически без изменений образовывали затем соля­ ную породу, определяла чрезвычайную быстроту диагенетических процессов. В сравнении с соляными породами диагенез глинисто-карбо­ натных пород протекал гораздо медленнее из-за относительно невысо­ кой скорости накопления глинистых и других силикатных минералов и более сложных, чем в солях, химических и минералогических изменений [122, с. 167]. Эта разница в скорости литификации соляных и иловых осадков приводила к тому, что литифицированные соляные горизонты становились водоупорными, в то время как залегающие под ними гори­ зонты глинисто-карбонатных пород еще не освободились от седиментационных вод. В связи с этим, начиная с некоторой глубины, глини­ сто-карбонатные породы оказывались более водообильными, чем пла­ сты каменной соли. Более высокая водообильность глинисто-карбонатных пород объясняется лучшей способностью глини­ стых тонкодисперсных минералов удерживать влагу по сравнению с со­ ляными минералами. Можно отметить, что седиментационные рассолы

внекоторых количествах и сейчас содержатся в глинисто-карбонатных породах соленосной толщи. В нижних частях разреза соленосной толщи относительно обводненные глинисто-карбонатные породы оказывались

внапряженном состоянии из-за действия двух взаимосвязанных, возрас­ тавших с глубиной параметров: литостатического давления, охватываю­ щего минеральный каркас, и пластового давления водных растворов, на­ сыщавших породу. В общем случае пластовое давление имеет порядок гидростатического давления и примерно в 2,5 раза меньше литостатиче­ ского [126]. Величина гидростатического давления водных растворов

вглинисто-карбонатных горизонтах ориентировочно может быть оцене­ на на основании значений литостатического давления. При глубине зале­ гания глинисто-карбонатных горизонтов от 850 до 1160 м величина гид­ ростатического давления водных растворов могла находиться в пределах от 7,0 до 10,0 МПа. В зависимости от условий миграции отжимаемые из глинисто-карбонатных горизонтов водные растворы могли оставаться

восадочной толще бесконечно долгое время или различным образом мигрировать по вертикали или латерали. При наличии вертикальных пу­ тей транзита миграция водных растворов неизбежно приводила к их взаимодействию с породами Ш калийного горизонта, в результате чего образовывались зоны выщелачивания или замещения, а при наличии свободного газа и выбросоопасные мульды. Взаимодействие водных

растворов с породами III калийного горизонта происходило в катагенетическую стадию преобразования пород до максимально полного отжа­ тая всех видов водных растворов. Динамика протекавших при этом про­ цессов была обусловлена давлением, температурой, литологическим со­ ставом и степенью агрессивности взаимодействовавших с калийными породами III горизонта водных растворов. Следовательно, в соленосной толще глинисто-карбонатные горизонты могли служить источниками аг­ рессивных водных растворов, миграция которых вверх по разрезу приво­ дила к взаимодействию с породами III калийного горизонта. Остается от­ крытым вопрос о газонасыщенности водных растворов, отжимавшихся из глинисто-карбонатных горизонтов. В пределах площади Старобинского месторождения 50 скважин пересекло породы глинисто-карбонат­ ных горизонтов и газовыделений при этом не наблюдалось. Этот факт не отрицает возможную газонасыщенность водных'растворов в геологиче­ ском прошлом. Часть газов в водных растворах глинисто-карбонатных горизонтов могла иметь воздушное происхождение, т. е. поступала вме­ сте с осадками (в виде защемленных пузырьков воздуха) и водой (в рас­ творенном состоянии). Другая часть газов могла появиться за счет разло­ жения органических веществ. В этом случае появляющийся газ оставал­ ся в породах глинисто-карбонатных горизонтов в виде отдельных пузырьков до тех пор, пока увеличивающееся пластовое давление не рас­ творяло их в поровом водном растворе. Наиболее вероятно, что компо­ нентный состав газов в водных растворах глинисто-карбонатных гори­ зонтов был азотно-метановый, так как площадь Старобинского месторо­ ждения относится к непродуктивной по нефти и газу.

Источниками агрессивных водных растворов, воздействовавших на породы III калийного горизонта, могли быть и водоносные горизонты кристаллического фундамента, верхнепротерозойских, подсолевых де­ вонских и межсолевых отложений. Эти водоносные горизонты сущест­ вуют и в настоящее время [127-131]. В породах кристаллического фун­ дамента и верхнепротерозойских отложениях залегают минерализован­ ные водные растворы, в которых содержание катионов калия изменяется от 0,7 до 13,4 кг/м3. Водные растворы — газонасыщенные, газовый со­ став — азотный, реже — азотно-углеводородный. Величина общей газо­ насыщенности достигает 0,285 м3/м3 [128, с. 28].

Водные растворы подсолевого комплекса девонских отложений также являются минерализованными. Ионно-солевой состав — хлоридно-каль- циевый и натриевый. Концентрация катиона калия достигает величины

по