книги из ГПНТБ / Бурштар М.С. Основы теории формирования залежей нефти и газа
.pdfТак, при глубинах залегания нефте производящей глинистой толщи примерно до 2500 м (на стадии катагенеза), когда из пород отжимается еще достаточно много седиментационной воды и когда генерируется мало газа, эмиграция его, как и нефти, происходит в водном растворе, а на больших глубинах при незначительных объемах отжатых седиментационных вод, генерация газа происходит достаточно активно и газ эмигрирует в однофазном состоянии.
Поскольку основные массы нефти и газа мигрируют в водорастворенном состоянии, длина пути переноса углеводородов соизмерима
с |
расстоянием от центров депрессионных |
зон |
(впадин, прогибов) |
до |
участков разгрузки пластовых вод в |
зонах |
нефтегазонакопле- |
ния или на поверхности, т. е. в зонах гидродинамических минимумов. Указанные расстояния могут достигать десятков и сотен километров.
ФАКТОРЫ МИГРАЦИИ
Внастоящее время найдется мало исследователей, которые отри цали бы главную роль подземных вод в переносе углеводородов из зон генерации к зонам нефтегазонакопления.
Вкачестве факторов, вызывающих перемещение подземных вод, независимо от степени их значения, в том или ином конкретном районе и обособленно друг от друга рассматривались процессы седиментационного и гравитационного уплотнения осадков, тектони ческого их сжатия, цементации, действия капиллярных сил и др.
Подобная универсализация единичных факторов привела к тому, что до настоящего времени нет твердо установленных мнений по этому вопросу.
Каковы же геологические процессы, вызывающие миграцию флю идов, каковы факторы, определяющие направление и характер перемещения углеводородов?
По мнению некоторых исследователей (Рамберг, 1955), все геоло
гические процессы, связанные с перемещением вещества |
(в том числе |
и с миграцией флюидов), в энергетическом отношении |
необратимы |
и могут быть дифференцированы по типам, среди которых наиболее важны следующие.
1. Механический перенос вещества, вызываемый нарушением механического равновесия пластовых систем.
2.Перенос тепла, связанный с нарушением термического равно весия в осадочном чехле.
3.Химические процессы (в том числе и диффузия), вызываемые нарушением химического равновесия и направленные к его устано влению.
4.Электрические, ядерные и прочие процессы, природа и резуль таты действия которых на перемещение вещества в земной коре недостаточно изучены и поэтому здесь не будут рассматриваться.
Перечисленные процессы очень сложны и многообразны по своему действию и результатам и проявляются в тесном взаимодействии друг с другом. Дать обстоятельный анализ их очень трудно и в на-
20
стоящее время вряд ли представится возможным, так как результаты действия каждого из них на миграцию флюидов еще недостаточно изучены. Попытаемся объяснить их и увязать в единую систему
взгляды по этому вопросу. |
|
|
М е х а н и ч е с к и й |
п е р е н о с . |
Всякому механическому |
перемещению вещества всегда противодействуют силы сопротивле ния, в результате механическая энергия движения, проделав неко торую работу, превращается в тепловую и рассеивается. Следова тельно, всякое механическое перемещение вещества в течение гео логических периодов — в результате тектонических подвижек, петрогенеза и других процессов — связано с перепадом механической энергии, обусловливающим это перемещение и называемым механи ческим потенциалом. В результате достигается некоторое механи ческое равновесие (относительно стабильного «мертвого уровня»), при котором никаких видимых макроскопических перемещений не происходит. Процессы механического перемещения вещества в зем ной коре довольно четко могут быть прослежены на примере изуче ния седиментационного и гравитационного уплотнения осадков.
Осадки минерального и биогенного происхождения опускаются на морское дно и образуют сначала рыхлую массу (ил), характери зующуюся общей пористостью 80—90% , которая находится в состоя нии физико-химического равновесия с окружающей водной средой бассейна. Преобразование осадка в породу происходит в результате трехстадийного процесса — сингенеза, диагенеза и эпигенеза. Син генез объединяет процессы, происходящие в самой верхней части осадка в первые этапы его существования.
По мере накопления осадка происходит его уплотнение под дей ствием собственного веса и нагрузки, создаваемой перекрывающими этот осадок новыми отложениями, и преобразование в породу — стадия диагенеза. В процессе диагенеза осадок теряет непосред ственную связь со средой отложения, а содержащиеся в нем иловые воды приобретают свойства, отличные от свойств морских и прочих вод, в которых происходило накопление осадка. Все физико-хими ческие процессы, происходящие в уже сформировавшейся в период диагенеза породе, объединяются понятием эпигенеза, который харак теризует процессы преобразования породы вплоть до ее метамор физма. Характерной особенностью эпигенеза является циркуляция подземных вод по всей образовавшейся толще пород, тогда как движение иловых вод происходит в небольшом по мощности слое осадка.
Имеющиеся материалы показывают, что седиментационное уплот нение и уплотнение осадка под действием гравитационной нагрузки вышележащих отложений являются важнейшими факторами, спо собствующими миграции и аккумуляции углеводородов.
До последнего времени господствовало мнение, что передвиже ние пластовых вод в проницаемых толщах пород в геологическом аспекте происходило и происходит из областей раскрытого зале гания пород (областей питания) к областям разгрузки. Считали, что
21
в областях разгрузки породы-коллекторы залегают гипсометрически ниже, чем в областях питания. Некоторые геологи до сих пор при держиваются таких взглядов (Корценштейн, 1962).
Еще в конце |
X I X в. было установлено движение |
пластовых вод |
из погруженных |
частей депрессионных областей к |
периферийным, |
а также к зонам поднятий, расположенным внутри седиментацион ных бассейнов. Было установлено также, что источником пополне ния пластовых вод и создания гидродинамического напора являются воды, отжатые из осадочных пород при уплотнении под действием собственного веса и нагрузок, создаваемых вышележащими отложе ниями.
Таким образом, уплотнение пород и отжатие из них седимента ционных вод выдвинулось в число наиболее важных факторов мигра ции подземных вод. Изучением этих процессов занимались многие
исследователи как американские (Ф. |
Кинг, М. |
Манн, |
Дж . Рич, |
Г. Гедберг, Дж. Уэллер и др.), так и |
советские |
(В. Д. |
Ломтадзе, |
Н . Б . Вассоевич, М. С. Бурштар, Е. И. Стетюха, Ю. В. Мухин, И. И. Нестеров и др.).
Первые исследования по уплотнению осадков были проведены Ф. Кингом (1899), который экспериментально доказал, что в процессе уплотнения осадков и соответственно уменьшения их объема проис ходит выжимание значительной части содержащейся в этих осадках седиментационной воды. Выжимание воды происходит как вверх — перпендикулярно к плоскостям напластования, так и вбок — по направлению краевых зон седиментационного бассейна. Результаты исследований Ф. Кинга были использованы М. Манном (1909) в при ложении к его гидравлической теории для объяснения характера и источника заполнения коллекторских горизонтов пластовыми водами.
В 1921 г. были опубликованы результаты исследования Дж . Рича. Он считал, что уплотнение осадков и пород может служить важным фактором боковой миграции флюидов и играть большую роль на ста дии преобразования осадков в горные породы. Аналогичной точки зрения придерживался и В. Моннет (1922), отмечавший, что акку муляция нефти в структурных поднятиях есть результат миграции «е из уплотняющихся пород. Однако в общем правильные предста вления Дж . Рича не разделяются нами в той их части, где он отводит уплотнению второстепенную роль и выдвигает на первый план арте зианскую циркуляцию.
Наиболее полное развитие теории седиментационного уплотнения принадлежит Дж . Льюису (Lewis, 1924), который считал, что этот фактор является решающим как для первичной, так и для вторичной миграции нефти и газа. Его наблюдения показали, что уплотнение илов и глин, приводящее к образованию сланцев, сопровождается уменьшением первоначального объема исходных осадков и пород не менее чем на 60 %.
Весьма сходны, |
но более убедительны представления Л. Эзи |
о седиментационном |
уплотнении. Основой их является положение |
22
о непрерывности процесса уплотнения осадка, начинающегося с момента образования этого осадка и продолжающегося при пере ходе его в породу. Миграция флюидов, связанная с уплотнением, происходит также непрерывно в течение длительных промежутков времени; выжимаемые из уплотняющихся под большим давлением глин флюиды переходят «в менее сжимаемые и не полностью насы щенные породы, а также в слои, залегающие ближе к дневной по верхности» (Athy, 1930). Решающее значение в этом процессе имеет
давление |
в глинистых образованиях, а не |
в песчаных породах, |
в которые |
переходят выжимаемые флюиды. |
В процессе выжимания |
в песчаные горизонты может перейти вся содержащаяся в глинах вода и почти вся нефть, за исключением ее части, сорбированной зернами породы. Уплотнение глинистых пород (и частично песчаных)
сопровождается уменьшением объема, перемещением, деформацией |
|
и дроблением их частиц. Попадающие в коллекторские |
горизонты |
флюиды мигрируют по ним в соответствии с характером |
распределе |
ния давлений, связанных с |
гипсометрическим положением этих |
|
горизонтов, причем |
гидравлический напор и уплотнение пород |
|
тесно связаны между |
собой. |
|
Были и противники этих взглядов. Так, А. Маккой и У. Кент (MeCoy, Keyte, 1926, 1934) считали, что уплотнение глинистых осад ков завершается уже в процессе их отложения или же вскоре после него. Придавая большое значение при переходе флюидов из глин в коллекторы капиллярным силам, эти исследователи вообще отри цали возможность перехода флюидов из более сжимаемых в менее сжимаемые породы и полагали, что вода, содержащаяся в песчаных пластах, даже при давлении больше 180 кгс/см2 будет играть роль «гидравлической подушки», препятствуя поступлению в них флюи дов. Но самым нелепым было безоговорочное утверждение о том,, что движение флюидов может происходить только вниз по падению пластов артезианского бассейна. Такое явление возможно, но лишь при устойчивом воздымании зоны выше уровня моря и при условии, когда давление столба жидкости, соответствующее высоте образо вавшегося тектонического элемента, превысит давление, создаваемое столбом жидкости во впадине.
Вопросами седиментационного уплотнения, как основного фак тора миграции углеводородов, занимался М. Чэни (1940); он допол нил эти представления так называемой гидравлической теорией. Важнейшей причиной миграции флюидов из центральных частей бассейна к бортам он считал дифференциацию давлений, обусловлен ную различной нагрузкой перекрывающих осадочных толщ, и пре обладание в центральных частях бассейна пелитовых фаций, а в крае
вых частях — песчаных. |
К основным факторам |
движения |
нефти |
и газа М. Чэни относил |
гидравлический напор |
(движение |
потока |
в сторону наименьшего давления). При этом он указывал, что в ре зультате уплотнения осадков в некоторых случаях миграция может происходить не только вверх, но и вниз. Известно, что многие круп ные скопления нефти расположены ниже поверхности несогласия.
2,8 |
|
|
|
|
|
Нефтеносные |
отложения, |
а |
следова |
||||||||
|
|
|
|
|
тельно, и подстилающие их толщи, |
||||||||||||
|
|
|
|
|
|
||||||||||||
|
|
s |
|
|
|
вероятнее |
всего, |
|
были |
|
значительно |
||||||
? 2,4 |
|
|
|
|
|
уплотнены |
еще |
до вывода |
их на |
||||||||
|
1 |
s |
|
|
|
дневную |
|
поверхность. |
|
Поэтому |
|||||||
I 2Р |
|
/ |
|
|
|
нефть |
могла |
мигрировать |
только |
||||||||
|
|
|
|
сверху |
вниз, |
из |
менее |
уплотнен |
|||||||||
/ |
|
|
|
|
|||||||||||||
W |
|
|
|
|
|
ных |
осадков. |
Подобная |
миграция, |
||||||||
/ |
|
|
|
|
|
правда, не вяжется с обычными |
|||||||||||
1,61 |
|
|
|
|
|
представлениями, |
но |
она |
вполне |
||||||||
|
|
|
|
-а |
|
реальна. М. Чэни обращает внима |
|||||||||||
<§ ',2 |
|
|
|
|
ние на то, что ряд залежей в |
тре |
|||||||||||
|
|
|
5 |
тичной |
толще |
Голф-Коста |
связан |
||||||||||
|
|
|
|
||||||||||||||
|
|
1200 |
2400 |
3600 |
то |
с проблематично |
|
морскими |
отложе |
||||||||
|
|
ниями, |
подстилающими |
заведомо |
|||||||||||||
|
|
|
Глубина, м |
|
|||||||||||||
Рис. |
7. Изменение плотно |
морские |
глины. А нефтеносные |
слои |
|||||||||||||
залегают при этом на |
мощных |
кон |
|||||||||||||||
сти |
глинистых |
пород |
с |
тинентальных |
толщах. Таким |
обра |
|||||||||||
глубиной. |
|
|
|
||||||||||||||
|
|
|
зом, |
вполне |
возможно, |
что |
нефть |
||||||||||
о — по Дж . Дикинсону; б — |
|||||||||||||||||
мигрировала |
из |
|
нефтепроизводящих |
||||||||||||||
по Л. Эзи; в |
— по Г. Гедбергу. |
|
|||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
отложений |
в подстилающие |
их кол- |
|||||||||
|
|
|
|
|
|
лекторские |
слои. |
|
|
|
|
|
|||||
Л. |
Уикс (1925, |
1945) |
также рассматривал |
уплотнение |
осадков |
как важный фактор миграции углеводородов. В результате его наблюдений установлено, что плотность пород во влажном состоя нии на глубине около 600 м составляет больше 2,0 г/см3 (против перво начальных 1,6 г/см3 ). Увеличение плотности глинистых образований от 1,8 до 2,2 г/см3 приводит к уменьшению их пористости от 53 до
30%. |
Подобное уплотнение может обусловить выжимание |
нефти |
||
и ее миграцию. Причем основным фактором, определяющим |
напра |
|||
вление миграции, он, так же как и М. Чэни, |
считает дифференциа |
|||
цию |
давления. |
|
|
|
Дж. Дикинсон (1953) высказывает весьма |
интересные |
соображе |
||
ния о передаче давления в уплотняющихся |
глинах и песках. Он |
|||
считает, что по мере увеличения уплотнения |
выжимание |
жидкости |
будет.затрудняться вследствие уменьшения пористости и проницае мости уплотняющихся глин. В связи с этим давление в глинах будет частично передаваться жидкости песчаных пластов, полностью заключенных в уплотняющихся глинах. Дж . Дикинсон указывает, что в молодых глинистых осадках объем пор, заполненных водой, составляет 60—90%, а плотность около 1,8. Изменение плотности глин с глубиной для третичных отложений Голф-Коста показано на рис. 7 (кривая а) . На этом графике приведены также аналогичные кривые из работ Г. Гедберга и Л. Эзи соответственно для пермских и верхнекаменноугольных пород Мидконтинента. Из анализа этих кривых видно, что закономерная связь между плотностью и глубиной залегания меняется в зависимости от возраста отложений.
Из глинистых отложений, уплотняющихся под действием нагрузки
24
вышележащих пород, выжимается огромное количество жидкости. Но при любом уплотнении не менее значительное количество жидко сти остается в этих породах.
Большой интерес представляют экспериментальные исследования, проведенные В. Д. Ломтадзе (1951, 1953, 1954). По его мнению, в течение первой стадии процесса уплотнения осадков (при сравни тельно небольших давлениях) происходит резкая отдача воды. Это положение хорошо согласуется с результатами исследований H . М. Страхова (1952), который считает, что наибольшая отдача воды из уплотняющихся глин происходит на глубинах до 250 м. При увеличении давления до 500 кгс/см2 процесс выжимания воды из глин постепенно замедляется и при давлениях больше 500 кгс/см2 приобретает линейный характер. По данным В. Д. Ломтадзе, из 1 м 3 глинистых пород с начальной влажностью 28%, подвергшихся
уплотнению, при нагрузке до 3000 кгс/см2 выделилось 0,37 м 3 |
воды, |
а при увеличении нагрузки от 3000 до 5000 кгс/см2 содержание |
воды |
в глине уменьшилось с 6—7 до 3—4%. А. Б . Ронов (1949), зани мавшийся вопросами уплотнения осадочных образований Русской платформы, пришел к выводу, что гравитационному уплотнению подвержены лишь глинистые и алевролитовые отложения. Причем сокращение объема глинистых толщ может достигать 30% и более от их первоначального объема.
Таким образом, в начале 50-х годов скопился достаточно большой материал, освещающий механизм уплотнения осадков вообще и в конкретных геологических условиях. Уплотнению осадков были посвящены работы Н. Б . Вассоевича (1955, 1960), Ю. В. Мухина (1960, 1961 и др.), М. С. Бурштара (1963), Е. И. Стетюхи (1964),
И. И. Нестерова (1965), Дж . Уэллера (1959) и др.
Н. Б . Вассоевич считает, что глинистые породы представляют собой «геологический манометр», позволяющий судить о стадии лито генеза, которой они достигли, и о характере распределения мощно стей перекрывающих отложений. На основе обработки материалов бурения в Предкавказье Н. Б . Вассоевич установил для процесса уплотнения глин следующие стадии: свободного уплотнения (глу бина до 250 м), затрудненного уплотнения (до 600 м), сильно затруд ненного уплотнения (до 3250 м) и весьма сильно затрудненного уплотнения (глубина более 3250 м).
Почти одновременно с Н. Б . Вассоевичем сделал попытку устано вить теоретическую зависимость между уплотнением осадков и глу биной погружения Дж. Уэллер. На основе анализа обширного материала им построены графики зависимости пористости песчаных и глинистых осадков от глубины залегания. Он выделяет несколько стадий процесса уплотнения: вытеснение воды из промежутков между зернами породы; перегруппировка зерен и постепенная более тесная их упаковка; вдавливание глинистых минералов в пустоты между более твердыми минералами и деформация зерен породы до полного исчезновения пористости. Наибольшее уплотнение песчаных образований происходит в результате межзернового растворения.
25
Причем строгой закономерной связи между пористостью и глуби ной погружения при уплотнении песчаных отложений не наблю дается.
Исследованиями перечисленных выше геологов установлено, что основным фактором уплотнения осадочных образований и отжатия седиментационных вод является геостатическое давление. Однако эмиграция флюидов из пелитовых пород может происходить не только в результате геостатической нагрузки, но и за счет разницы давлений между гидродинамическими максимумами и минимумами, соответ ствующими зонам развития больших мощностей и зонам разгрузки (поднятия, выступы, своды и др.).
В период 1960—1963 гг. под руководством М. С. Бурштара была проведена большая работа по изучению уплотнения глинистых отложений мезозойских и палеогеновых отложений Северного Кав каза, построены графики уплотнения пород и карты региональной гидродинамической обстановки по предложенной М. С. Бурштаром методике. Для всестороннего анализа гидродинамических обстановок в общем плане эти исследования были значительно расширены за счет привлечения большого материала по другим стратиграфическим комплексам. С целью осуществления более точных расчетов степени уплотнения глинистых пород и объемов отжатых из них седимента ционных вод, а также объемов вод, отжатых из песчаных и карбо натных пород, были использованы материалы И. И. Нестерова (1965), графики Е. И. Стетюхи (1964). При изучении направления движения отжатых седиментационных вод использовались данные, изложен ные в работе Ю. В. Мухина (1965).
Несмотря на очевидность роли уплотнения осадков в движении седиментационных вод находятся и противники теории уплотнения. Так, одни исследователи (Ван Тайл) считают, что уплотнение пород под нагрузкой может вызвать отжатие флюидов из зон с большими давлениями в зоны с меньшими давлениями только в том случае, если поры пород (песков) заполнены сравнительно сжимаемым веще ством, таким как воздух или газ, способным уменьшаться в объеме. Но эти возражения нельзя принимать всерьез, так как в природе почти нет таких пористых пород, которые были бы изолированы полностью непроницаемыми породами.
' Другие исследователи утверждают, что уплотнение глинистых осадков завершается в основном в начальную стадию диагенеза. Если бы уплотнение продолжалось и на последующих этапах литификации пород, то остатки ископаемой фауны, встречаемые в гли нах, должны были бы деформироваться. Отсюда делается вывод, что нефть выжимается в начале процесса уплотнения. В настоящее время экспериментально доказано, что уплотнение осадков происхо дит на стадии не только диагенеза, но и катагенеза, вплоть до вре мени превращения глинистых пород в аргиллиты и сланцы.
Установлено, что в уплотняющемся осадке давление воды в по
рах выше, чем гидростатическое давление |
в бассейне седиментации |
и чем давление в подстилающих осадок |
проницаемых породах, |
26
поскольку гравитационная нагрузка в начальный момент воспри нимается в основном жидкой фазой, а по мере уплотнения осадка распространяется на его скелет (Герсеванов, 1933).
Пути оттока воды из уплотняющегося осадка открыты вверх и вниз, но при условии его литологической однородности. В слу чае же неоднородности и наличия даже незначительного количества опесчаненных более проницаемых прослоев в осадочном слое дви жение вод происходит вдоль проницаемых прослоев, по напласто ванию. Этот путь ведет к краевым частям бассейна седиментации, где и осуществляется гидравлическая связь отжимаемых седимента ционных вод с водами бассейна седиментации или с подземными во дами со свободной поверхностью.
Таким образом, в бассейне седиментации имеются различные направления оттока отжатых вод: из верхних слоев осадка обратно в водоем, из нижних слоев вниз и по напластованию вдоль осадоч ного слоя. Во втором случае условия оттока контролируются пере падом давления в порах уплотняющегося осадка и подстилающих его проницаемых породах.
Как указывает Ю. В. Мухин (1965), несмотря на уменьшение проницаемости сверху вниз, в нижней части слоя осадка сопротивле ние фильтрации вниз будет меньше, чем сопротивление фильтрации вверх, а при наличии подстилающего слоя с хорошей проницаемостью вода из нижней части уплотняющегося осадка будет отжиматься только в этот слой.
Граница между зонами фильтрации вверх и вниз будет прохо дить несколько ниже середины слоя осадка. Ее положение опреде
ляется условием равенства |
градиентов (Мухин, |
1965) |
|
|
|||||
|
|
Р п о р — Рв |
|
Р п о р — Рн |
' |
|
|
|
|
где рпор |
|
h |
|
|
m — h |
|
|
|
|
— давление жидкости в порах осадка на |
границе зон филь |
||||||||
трации; рв — пластовое |
давление |
в перекрывающем |
(верхнем) слое |
||||||
или гидростатическое |
давление |
в |
водоеме |
у поверхности |
раздела |
||||
ил — вода; рн — пластовое |
давление в подстилающем |
(нижнем) |
|||||||
слое; |
h — глубина поверхности |
раздела фильтрации вверх и вниз, |
|||||||
считая от кровли слоя осадка; |
m — общая |
мощность |
осадка. |
||||||
Ю. В. Мухиным установлена |
зависимость положения границ зон |
фильтрации отжимаемых вверх и вниз флюидов от глубины погру жения слоя при средней плотности пород 2,25 г/см3 и плотности
седиментационных |
(пластовых) |
вод 1,1 г/см3 |
(табл. |
1). |
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
Т а б л и ц а 1 |
|
Глубина |
погру |
2Я |
з я |
5Я |
7Я |
10Я |
ЮОЯ |
1000Я |
жения |
слоя |
|
|
|
|
|
|
|
мощностью Я |
|
|
|
|
|
|
|
|
Положение гра |
0.67Я |
0.60Я |
0.56Я |
0,54Я |
0,52Я |
0.50Я |
0,50Я |
|
ницы зон фильт |
|
|
|
|
|
|
|
|
рации |
|
|
|
|
|
|
|
27
Из табл. 1 видно, что при погружении глинистого осадка на глубину, не превышающую мощности слоя осадка, отток отжима емых флюидов направлен только вверх; на глубине, превышающей мощность осадка в 3 раза, вверх отжимается лишь 60% всех флюи дов, а на глубине, равной десятикратной мощности осадка, — 52%. При погружении слоя осадка на глубину, превышающую десяти кратную мощность осадков, количество отжимаемых вверх и вниз флюидов приближается к 50% и может считаться одинаковым в обоих направлениях.
В результате уплотнения происходят значительные изменения мощности, пористости и плотности как первоначально накопивше гося осадка, так и уже достаточно консолидированной породы. Поскольку глины по сравнению с песками характеризуются боль
шими пластичностью и пористостью (до 80%) |
в стадии накопления, |
их уплотнение происходит более интенсивно и |
может привести к пол |
ному или почти полному исчезновению пористости.
Процесс уплотнения осадков может быть разделен на два этапа — седиментационного и гравитационного уплотнения. Первый этап охватывает период накопления осадков и их уплотнения под дей ствием собственного веса, а второй — период уплотнения уже сфор мированного осадка (диагенез осадка) и образовавшихся затем пород под действием гравитационной нагрузки перекрывающих их отложений.
По данным Дж . Уэллера (1959), |
уже при глубине захороне |
||
ния 152,5 м |
глинистый |
осадок с начальными пористостью 80% |
|
и плотностью |
1,4 г/см3 |
значительно |
уплотняется: пористость его |
на этой глубине около 32% и плотность 1,45 г/см3 . Однако в созда нии нагрузки на осадок, помимо геостатическог.о давления, экви
валентного глубине захоронения осадка 152,5 м (равного |
примерно |
22 кгс/см2 ), принимает также участие и гидростатическое |
давление, |
которое создается столбом морской воды высотой 200 м и соответ ственно равняется 20,6 кгс/см2 (при средней плотности морской воды 1,03 г/см3 ). Это давление принимается нами в качестве постоянного максимума дополнительной нагрузки на уплотняющийся под дей ствием собственного веса осадок на всех этапах геологической исто рии, поскольку образование осадочного слоя в морском бассейне происходит главным образом на средних глубинах до 200 м.
Таким образом, осадок на глубине 352,5 м (152,5 + 200 м) от уровня моря приобретает пористость, равную примерно 32%. Последняя будет отвечать только глубине 352,5 м, а в интер
вале глубин от 352,5 до 200 м (от уровня моря) она |
изменяется |
от 32 до 80% при средневзвешенной по мощности |
величине |
около 35%. |
|
Уплотнение глинистых отложений и выжимание из них жидкости увеличиваются на ранних стадиях осадконакопления под влиянием возрастания гравитационной нагрузки и в результате нарастания мощности перекрывающих слоев. По мере увеличения уплотнения выжимание жидкости будет затрудняться вследствие уменьшения
28
проницаемости. В таких условиях давление в уплотняющихся глинах будет частично передаваться и на заключенную в них жидкость, в свя зи с чем последняя будет выжимать ся. Давление в жидкости будет определяться давлением, обусло вленным сжатием и противодействи ем выжиманию. В конце процесса уплотнения может возрасти значе ние других факторов миграции под земных вод. Установлено, например, что пористость глинистых сланцев остается практически постоянной
*до очень больших глубин. Объяс
няется |
это |
различными |
причинами: |
|
действием |
температуры, |
изменением |
||
минералогического состава, с |
кото |
|||
рыми |
связано поглощение |
воды, |
||
и т. п. |
|
|
|
|
s wo |
\ |
1 |
і |
60 |
|
20 |
1 |
|
|
|
1200 2чю 3600 то |
|
Глубина, м |
Рис. 8. Изменение пори стости и степени уплотне ния глинистых пород с глу биной (в % соответственно от теоретически возможных общей пористости и уплот нения).
1—пористость; г—уплотнение.
Максимальная теоретическая плотность глинистых пород, не обладающих пористостью или обладающих минимальной пористо стью, должна составить, по Л. Эзи, 2,65 (если принять во внимание плотность составляющих ее минимумов). На приведенной им диа грамме (рис. 8) изменения пористости и степени уплотнения с глу биной видно, что, например, на глубине 2440 м достигнуто лишь 75% теоретически возможного уплотнения. Дальнейшее уплотнение, при котором пористость упала до 5%, привело бы к дополнительному сокращению объема на 16%.
Таким образом, уплотнение под |
действием |
собственного |
веса |
|
и дополнительного гидростатического давления (20,6 |
кгс/см2 ) |
про |
||
текает весьма интенсивно. Уже на |
глубинах до |
352 |
м от уровня |
моря пористость осадка, имевшего первоначальную пористость 80%, в результате уплотнения становится на 45—48% меньше. Промежу точные значения средней и максимальной пористости осадка, равные 35 и 77%, соответствуют границе двух стадий уплотнения — обез воживания осадка и механической деформации.
Все эти данные имеют большое значение для определения мощно стей и пористости исследуемых стратиграфических комплексов, соответствующих моменту завершения этапа седиментационного уплотнения.
Поскольку мощности отложений при уплотнении меняются, то определяются их средневзвешенные по каждому участку значения, а затем по известному процентному содержанию глин в разрезе того или иного стратиграфического комплекса вычисляются значения мощности глин.
В условиях относительно однородного разреза, состоящего из ряда пачек с равным средневзвешенным по мощности процентом
29