Механизм образования очагов газодинамических явлений в соляном пород
..pdfстью в результате развития межзерновой трещиноватости и высокой газонасыщенностью [127-128]. Эти особенности строения участков, опас ных по ГДЯ, характерны и для пласта Б карналлитового и смешанного состава. При отработке пласта АБ газодинамические явления часто про исходят в зонах замещения пласта каменной солью (рис. 3.2, а) или гли ной (рис. 3.2, б). Нередко такие участки обнаруживаются в замковых частях антиклинальных складок, что характерно для восточного крыла шахтного поля БКПРУ-2. В пределах этой же части шахтного поля газо динамические явления из почвы горных выработок приурочены к участ кам развития эпигенетических изменений в межпластовой каменной со ли Кр I-A, которые представлены прослоями и отдельными блоками шпатовой каменной соли. Полостями газодинамических явлений вскры ваются на таких участках в пласте Кр1 мелкие зоны замещения сильвини та каменной солью в виде линз неправильной формы. Слоистость пород
взонах замещения нарушена. Как правило, такие зоны приурочены
кучасткам интенсивного смятия или перегиба пласта АБ.
Вусловиях шахтных полей рудников БКПРУ-2, БКПРУ-3, а также
вусловиях шахтного поля рудника СКПРУ-3 большинство газодинами ческих явлений на пласте АБ произошло на участках с весьма изменчи вым распределением в пласте Б карналлитовой породы и сильвинитов (рис. 3.2, в).
Породы пластов АБ и Кр II в опасных зонах по геохимическим осо бенностям существенно отличаются от основного фона шахтных полей. Они характеризуются сильной изменчивостью содержания MgCl2, Вг, CaS04, повышенным содержанием и определенным составом газов. Примерно 80 % газодинамических явлений на сильвинитовых пластах Верхнекамского месторождения произошло в местах с явными призна ками эпигенетических изменений как самих пластов, так и вмещающих пород [92, с. 169-181]. Особенности геологического строения мест раз вития ГДЯ различного вида позволяют предполагать, что их очаги при урочены к путям миграции в соленосной толще водных растворов.
3.2.Источники агрессивных водных растворов и оценка их реакционной способности
Формирование очагов газодинамических явлений в породах место рождения представляло собой весьма сложный процесс галогенного ме тасоматоза, сопровождавшегося эпигенетическими преобразованиями
пород и выделением растворенных газов в свободную фазу. Химическое воздействие подземных вод является наиболее мощным фактором эпиге неза соляных толщ. Среди подземных вод в Соликамской впадине разли чают надсолевые, внутрисолевые и подсолевые воды. Надсолевые воды являются инфильтрационными и в механизме образования очагов ГДЯ их участие маловероятно. Даже наоборот, проникая внутрь соляной тол щи, инфильтрационные воды играли деструктивную роль, разрушая оча ги газодинамических явлений в пределах крупных положительных структур Верхнекамского месторождения.
Количество внутрисолевых вод в современной залежи невелико, а са ми воды находятся в физико-химическом равновесии с составом вмещаю щих пород. Однако установленная отчетливая связь между интенсивно стью деформации солей и их вторичными преобразованиями (осветление, перекристаллизация, частичное замещение) логичнее всего объясняется влиянием внутрисолевых водных растворов. Наиболее вероятным источ ником водных растворов внутри соляной толщи являются пачки глини сто-ангидритовых пород. Нижний (подсолевой) гидрогеологический этаж Соликамской впадины включает в себя 6 водоносных комплексов: нижне- пермско-верхнекаменноугольный карбонатный; московский; башкир- ско-верхневизейский; средне-нижневизейский терригенный, турней- ско-верхнедевонский карбонатный и верхне-среднедевонский терриген ный [13, с. 79]. По данным ряда исследователей подсолевые воды в пределах Соликамской впадины являются газонасыщенными и при на личии путей восходящей миграции также могли войти в контакт с солями [129-132].
Для примера выполним количественную оценку возможного выделе ния водных растворов на стадии позднего диагенеза и катагенеза из под стилающей каменной соли и глинисто-ангидритовой толщи. В позднем диагенезе и катагенезе происходило основное отжатие поровых вод из не соляных осадков (глинисто-ангидритовых прослоев), уплотнение кото рых происходит значительно медленнее, чем солей. Общая мощность со леносных глин подстилающей каменной соли (ПдКС) месторождения со ставляет примерно 70 м [13, с. 290-291]. Современная их пористость равна 8,3 %. Предполагается, что их пористость после консолидации со лей составляла около 30 %. Следовательно, объем отжатой из соленосных глин ПдКС воды оценивается в 22 м3 на каждый метр площади соляной за лежи [13, с. 256-327]. Мощным источником агрессивных вод является
процесс дегидратации гипса, который сопровождается образованием ан гидрита. Установлено, что при погружении осадков на глубины 200-400 м гипс переходит в ангидрит, при образовании 1 м3 которого выделяется 0,783 м3 воды. В разрезе глинисто-ангидритовой толщи (ГАТ) Верхнекам ского месторождения мощность ангидрита составляет примерно 120 м. Отсюда следует, что при его образовании выделилось около 95 м3 практи чески пресной воды на каждый квадратный метр соляной залежи. Сум марная мощность глинистых пород в разрезе ГАТ составляет 110 м. При нимая те же оценки пористости, что и для соленосных глин (8,3 % — со временная пористость, 30 % — пористость после консолидации солей), находим, что после диагенеза солей из глин ГАТ было отжато примерно 35 м3 иловых вод на каждый квадратный метр соляной залежи.
Таким образом, в период катагенеза соляных пород Верхнекамского месторождения на каждый квадратный метр площади соляной залежи из глинисто-ангидритовых прослоев ПдКС, глин и сульфатных пород ГАТ выделилось 152 м3 воды. При этом подавляющая часть этой воды — 85 %, была практически пресной.
Воздействие агрессивных растворов на соляные породы должно со провождаться процессами выщелачивания и образования пустот. Рас смотрим взаимодействие водного раствора, насыщенного только по NaCl, с породами калийной залежи месторождения (раствор I). При про никновении раствора в сильвинитовый пласт образуется система: га лит + сильвин + раствор I, в которой подвижным компонентом является КС1, а инертным — NaCl. Система стремится к равновесию, в результате чего растворяется сильвин и одновременно кристаллизуется галит. Рас творение сильвина будет происходить до тех пор, пока фигуративная точка вновь образующегося раствора II в системе NaCl — КС1 — MgCl2 — н 20 не достигнет линии насыщения по NaCl и КС1. Раствор II остается равновесным твердой фазе, пока он не достигнет карналлита. Здесь образуется новая система: галит + сильвин + раствор II. В этой сис теме подвижным компонентом является MgCl2, что служит причиной инкогруэнтного растворения карналлита. Растворение карналлита будет происходить до тех пор, пока раствор не станет равновесным твердой фа зе (галит + сильвин + карналлит). Образующийся раствор III, двигаясь по карналлитовой породе, остается равновесным к ней, поскольку все мине ралообразующие компоненты являются инертными.
Количественная оценка степени агрессивности растворов, мигрирую щих внутрь калийной залежи, может быть дана в виде объема замещенно-
го минерала, приходящегося на единицу объема агрессивного раствора. Для получения этой величины необходимо знать состав агрессивных рас творов. В составе поровых вод глинисто-ангидритовой толщи содержание NaCl значительно преобладало над содержанием КС1 и MgCl2, так как до ломит и гипс выпадают в осадок при весьма малой солености. Поэтому при оценке степени агрессивности растворов в расчетах можно прини мать, что поровые воды глинисто-ангидритовой толщи к моменту взаимо действия с калийными солями были насыщены только по NaCl.
Количественная характеристика метасоматических процессов дает ся на основе материального баланса в системе NaCl — КС1 — MgCl2 — Н20 для двух типов реакции: взаимодействие агрессивных растворов с сильвинитами и взаимодействие агрессивного раствора с карналлитом. Расчет материального баланса проведен по общему уравнению, которое имеет вид [91, с. 131]
|
|
С + К + Г + Q(x) + Q(y) = 0, |
|
(3.1) |
||
где |
С, К, Г — количество растворенного или выкристаллизованного |
|||||
|
|
сильвина, карналлита и галита соответственно; |
||||
Q(x), Q(y) — количество исходного и конечного растворов, состав |
||||||
|
|
которых приведен в табл. 3.1 и на рис. 3.3. |
|
|||
|
|
|
|
|
Т а б л и ц а 3 .1 |
|
|
Состав растворов в весовых %, участвующих |
|
||||
|
|
в реакциях замещения |
|
|
||
Номера |
MgCL2 |
NaCL |
Н20 |
Плотность, |
Номера |
|
|
KCL |
г/см3 |
таблиц, [133] |
|||
растворов |
|
|
|
|||
1 |
0 |
0 |
26,33 |
73,67 |
1,205 |
3626 |
2 |
5,39 |
0 |
23,38 |
71,23 |
1,222 |
3688 |
3 |
9,02 |
0 |
21,36 |
69,62 |
1,233 |
3688 |
4 |
4,43 |
18,59 |
5,42 |
71,56 |
1,245 |
3646 |
5 |
2,67 |
25,43 |
1,92 |
69,98 |
1,270 |
3646 |
Решение системы уравнений для каждой реакции при объеме заме щаемого минерала, равного 1, позволит найти объемы твердых фаз, по лученные при замещении (табл. 3.2). Как и следовало ожидать, наиболее агрессивными являются растворы, в которых отсутствуют компоненты,
входящие в состав калийсодержащих минералов. Наибольшей величины достигает агрессивность мигрирующих растворов по отношению к карналлитовым породам.
|
|
|
|
Т а б л и ц а 3.2 |
|
Объемы твердых фаз в долях исходного объема |
|
||||
|
замещаемого минерала |
|
|||
Замещаемый минерал |
Выпавшая твердая фаза |
Дефицит объема твердой фазы, % |
|||
Сильвин (0|)* |
Галит — 0,36 |
|
|
64 |
|
Сильвин (Q2) |
Галит — 0,38 |
|
|
62 |
|
Карналлит (Сз) |
Сильвин — 0,24 |
|
|
65 |
|
|
Галит— 0,11 |
|
|
|
|
Карналлит (Q4) |
Сильвин — 0,24 |
|
|
70 |
|
|
Галит— 0,06 |
|
|
|
|
(СО* — индекс показывает номера исходных растворов реакции, приведенные в |
|||||
табл. 3.1. |
|
|
|
|
|
|
|
|
Из табл. 3.2 следует, что при |
||
|
|
замещении калийных минералов |
|||
|
|
возникает дефицит объема твер |
|||
|
|
дой фазы, который может дости |
|||
|
|
гать 70 %. Следовательно, при |
|||
|
|
воздействии агрессивных раство |
|||
|
|
ров на карналлитовые породы об |
|||
|
|
разуются |
наибольшие по |
разме |
|
|
|
рам |
полости выщелачивания, |
||
|
|
в которых могут аккумулировать |
|||
Рис. 3.3. Расположение фигуративных |
ся газы. Таким образом, выпол |
||||
точек состава растворов, участвующих в |
ненные исследования агрессивно |
||||
расчетных реакциях замещения (система |
сти отжимаемых водных раство |
||||
NaCl — КС1 — MgCI2 — Н20 ) [91 ] |
ров |
из |
нижележащих |
пород |
|
|
|
показали возможность локальных вторичных изменений в соляных породах Верхнекамского месторожде ния под их воздействием. При этом максимальную агрессивность вод ные растворы проявляли к карналлитовым породам.
3.3. Пути миграции водных растворов в соленосную толщу
Для миграции водных растворов из подсолевых отложений в соля ную залежь существовали следующие условия. Первое — в соленосной толще месторождения геологически длительное время существовали сублатеральные тектонические движения в направлении восток — запад. Об этом свидетельствует западное опрокидывание складок всех поряд ков. Второе — кристаллический фундамент и отложения, залегающие непосредственно под соляной толщей, разбиты крутопадающими и суб вертикальными разломами, по которым в послепермское время происхо дило перемещение блоков относительно друг друга. Это вполне установ ленный факт, выявленный в ходе региональных и детальных геофизиче ских исследований в пределах отдельных частей месторождения [13, с. 53-71; 14, с. 13-79; 94, с. 60; 95, с. 103; 134-140]. Схема предполагае мых разрывных нарушений в пределах центральной и южной частей Верхнекамского месторождения калийных солей по данным Р. И. Валее ва, Н. И. Денисова, Г. Г. Кассина, А. Д. Нояксовой, И. А. Санфирова и других ученых представлена на рис. 3.4.
Инвентаризация и анализ разрывных нарушений были выполнены коллективом автором под руководством А. И. Кудряшова [138]. В этой работе авторами приведен новый фактический материал, свидетельст вующий о наличии разрывных нарушений в разрезе Верхнекамского ме сторождения калийных солей, и предложена новая общая схема разло мов его центральной и южной частей (рис. 3.5). Особенностью этой схе мы является то, что при ее составлении авторами были учтены результаты всех предыдущих геолого-геофизических исследований, проведенных в данном районе [138, с. 156]. За все время исследования территории Верхнекамского месторождения геологическими, геофизи ческими, дистанционными и морфометрическими методами было выде лено около 180 разрывных нарушений длиной 10 км и более. Анализ проявления этих разрывных нарушений в комплексе геофизических и геологических полей показал, что большая часть из них не находит своего подтверждения. Остальные разрывные нарушения разделены ав торами этой работы на пять уровней. Первый уровень представлен глу бинным Красноуфимским разломом, разделяющим Предуральский про гиб от Восточно-Европейской платформы. Второй уровень включает две мощные субширотные структуры — Боровицкую и Дуринскую зоны глубинных разломов. Третий уровень представлен серией локальных зон
Рис. 3.4. Схема предполагаемых разрывных нарушений в пределах центральной и южной частей Верхнекамского месторождения калий ных солей [13]:/ — зоны Красноуфимского (I), Дуринского (IV) и Бо ровицкого (V) региональных разломов; 2 — оси зон локальных разры вов чехла и фундамента по данным гравиметрической и магнитомет рической съемок; 3 — по данным гравиметрической съемки; 4 — по данным комплекса геофизических и геоморфологических исследова ний; 5 — по данным сейсморазведки; 6 — по данным геологической
съемки; 7 — зоны наиболее вероятных разрывных нарушений
разломов. Севернее Дуринской зоны расположены Рубцовская и Володинская локальные зоны, а к югу от нее — Зыряновская, Балахонцевская, Сибирская и Палашерская. Четвертый уровень представлен 19 одиноч ными разломами, определенными как достоверные (достоверно выде ляемые). Пятый уровень включает 33 одиночных разлома, определенных как предполагаемые. Авторы новой схемы разрывных нарушений указы вают, что в соляной толще разломы могут проявляться в форме линей ных зон открытых и скрытых трещин скола. Эти зоны хорошо фиксиру ются малоглубинной сейсморазведкой и совпадают с зонами больших градиентов прочностных свойств соляных пород.
Для миграции водных растворов из подсолевых отложений в соля ную залежь существовало и третье условие — подсолевые отложения насыщены подземными водами, давление которых могло приближать ся к литостатическому. Водные растворы вполне могли быть газонасы щенными, так как с подсолевыми отложениями связаны нефтегазонос ные структуры.
Д. г.-м. н. А. И. Кудряшов считает, что в катагенетическую стадию формирования месторождения гидродинамический режим характеризо вался блочно-тектоническим типом разгрузки седиментационных вод подсолевых отложений и галопелитов самой соляной толщи. Движущей силой этой миграции явилось повышенное давление подсолевых водных растворов. Миграция агрессивных водных растворов в соляной толще на стадии катагенеза происходила над стыками блоков подсолевого ком плекса пород. В периоды тектонической активизации в низах соляной толщи над стыками блоков подсолевого ложа, вследствие меньшей жест кости солей (перемещение блоков происходило относительно быстро, но не мгновенно), формировались портьерные складки с многочисленными трещинами, часто образующими структуру типа конского хвоста, или флексурные складки, также образующие системы трещин (рис. 3.6). Вгобщем случае можно предполагать, что на участке входа разлома в со ляную толщу образовывался веер разнонаправленных трещин, которые заполнялись водными растворами. Далее трещины в солях развивались под совместным действием давления водных растворов и напряжений, обусловленных субгоризонтальными тектоническими движениями [13. с. 292-293]. Процессы миграции агрессивных водных растворов и свя занного с этой миграцией галогенного метасоматоза имели пульсационный характер, так как образование проводников в сильной степени зави-