Главные источники энергии геологических процессов

Главные источники энергии геологических процессов

Существуют два главных источника энергии Земли, которые порождают два типа геологических процессов: экзогенные – внешние, происходящие, главным образом за счет энергии Солнца, и эндогенные – внутренние, происходящие за счет внутренних процессов в Земле.

Экзогенные процессы протекают в приповерхностных частях Земли в основном за счет Солнца - основного поставщика энергии на Землю. Излучение Солнца достигает 1026 кал/с, на Землю попадает ½ млрд. части этой энергии. Однако за три дня мы получаем на Землю от Солнца больше тепла, чем дало бы сжигание всех запасов угля, нефти и лесов планеты. В среднем на Землю от Солнца поступает 10-2 кал/см2 ∙с. За счет неравномерного поступления энергии Солнца на разные широты происходят атмосферные явления - ветер, течение рек, рост и таяние ледников. Их деятельность направлена, преимущественно на разрушение поднятий рельефа (денудацию, эрозию), перенос (транспортировку) разрушенного вещества в пониженные участки и их заполнение (аккумуляцию, седиментацию). За счет энергии Солнца протекает фотосинтез, позволяющий переводить окисную форму углерода (СО2) в закисную, в органическое вещество и углеводороды и захоранивать его в виде горючих полезных ископаемых. Благодаря энергии Солнца развиваются животный и растительный мир, продуцирующие накопление горючих ископаемых, существует человек. Пока недостаточно оценена относительная роль энергии ударных воздействий метеоритов,падающих на Землю сейчас, и, вероятно, в несравненно большей степени, раньше когда атмосфера была еще недостаточно плотной.

Эндогенные процессы протекают в недрах Земли и вызывают землетрясения, извержения вулканов, а в недрах - переплавления и химическме изменения горных пород под действием высоких давлений и температур. В результате преобразуются (метаморфизуются) старые и образуются новые горные породы, нарушается их первоначальное залегание. В этом случае перемещение геологических тел может происходить и против силы тяжести. В горных породах образуются разрывы. С эндогенными процессами связано возникновение материков, океанических впадин и горных систем.

Эндогенные процессы обусловлены напряжениями в теле Земли, образованными в результате гравитационной дифференциации и радиоактивного разогрева вещества Земли. Причем в виде тепла к поверхности Земли энергия приходит в очень небольшом количестве – всего 10-6 кал/см2, то есть в миллион раз меньше, чем от Солнца. Основная доля эндогенной энергии проявляются в форме конвекционных потоков, порождая движение материков и воздымание гор (рис. 1.3).

Рис. 1.3. Конвекционные ячеи мантии и структуры земной коры

В меньшем масштабе сходные процессы возникают и в осадочной оболочке. Так формируются соляные, грязевые, гранитные диапиры - структуры, образованные «протыканием» вышележащих пород нижележащими. Такая ситуация в земной коре возникает, например, если легкие породы (каменная соль) окажутся погребенными под более тяжелыми (глиной). При этом они стремятся всплыть сквозь вышележащие толщи. Получившиеся геологические образования называются диапиры, а само явление – диапиризм. С ними часто бывают связаны месторождения нефти и газа.

Итак, вещество поступает на поверхность недр в том числе из мантии, здесь оно преобразуется, обогащается кислородом, и вновь затягивается в мантию, или продолжает участвовать в циклах преобразования горных пород внутри земной коры.

 

Тектонические движения

Тектонические движения – это перемещения вещества в земной коре под действием преимущественно эндогенных сил. Они имеют как вертикальную, так и горизонтальную составляющие. Вертикальные движения приводят к прогибанию (погружению) и выгибанию (относительному поднятию) литосферы. В истории Земли на одной и той же территории поднятия сменяются погружениями, и наоборот, то есть имеют волновой, колебательный характер. В прогибающиеся области приходит море (происходит трансгрессия) и образовавшиеся впадины заполняются продуктами разрушения воздымающихся территорий, откуда ушло море и где происходит регрессия[1] [1]. Медленные эпейрогенические движения захватывают обширные пространства. Относительно быстрые (орогенические) - со скоростью воздымания до 5 см/год – затрагивают сравнительно узкие зоны. Если рассматривать эпейрогенические движения не осредняя их на большие промежутки времени, то окажется, что они складываются из наложенных друг на друга колебательных движений, а мы наблюдаем усредненные их значения на больших временных интервалах и площадях.

Горизонтальные движения, затрагивающие обширные территории приводят к дрейфу континентов, смятию горных пород, воздыманию хребтов.

Движения, которые происходили в последние два млн. лет сформировали основные формы современного рельефа. Их называют новейшими, или неотектоническими, а науку их изучающую - неотектоникой.

Тектонические движения происходят и в настоящее время. Они приводят к землетрясениям, разрывам скважин и авариям на трубопроводах. Такие движения, фиксирующиеся за историческое время, называются современными и изучаются по историческим источникам и повторным геодезическим нивелированием. Нам привычно думать, что современными движениями охвачены тектонически активные территории, где извергаются вулканы и происходят землетрясения. Однако, появляется все больше сведений о том, что современным тектоническим движениям подвержены и считающиеся стабильными территории. В качестве примера приведен один из графиков повторного нивелирования на Угутском (Западная Сибирь) геодинамическом полигоне. На графике приведены данные изменений относительных высот между весной и осенью 1988 года. Видно, что в основном изменения не превышает 10 мм, однако, на отдельных участков достигает 10 см на расстоянии около 100 м. (рис. 1.4).

Нередко бывает сложно определить под действием тектонических, или каких-либо других причин (карст, процессы в многолетнемерлых породах, изменения объема, происходящие при преобразованиях горных пород, или по каким-либо другим причинам) происходят перемещения блоков горных пород. Важен результат - движения одних частей земной коры относитеьно других. Чаще всего перемещения осуществляются по разрывам, которыми Земля разбита на блоки. Как видно на карте современных (их еще называют «живыми») разломов Евразии, они закономерной сетью покрывают территорию Евразии (рис. 1.5). Изображенные на карте размеры блоков, на который разбита закартированная площадь, обусловлена лишь масштабом карты и детальностью исследования. На самом деле, при более детальном рассмотрении, зоны разломов из линий превратятся в специфические геологические тела, а в стабильных участках выделятся новые, вложенные в них блоки, так же перемещаемые друг относительно друга. Этот эффект хорошо виден на космических и аэрофотоснимках при рассмотрении одной и той же территории в различных масштабах.

 

Рис. 1.4. Кривая повторного нивелирования.

 

 


Рис.1.5.



Тектонические структуры

Горизонтальные движения приводят к смятию пород в складки. В них участвуют обширные территории, соизмеримые с континентами, - литосферные плиты, которые либо раздвигаются от срединно-океанических хребтов (в зонах спрединга ), либо поддвигаются друг под друга в зонах субдукции (пример – Курильские о-ва), либо сталкиваются (коллизия, пример - Гималаи), либо скользят относительно друг друга (пример – Калифорния). В результате образуются тектонические структуры - обособленные участки земной коры, отличающиеся от соседних особенностями строения, историей развития и составом слагающих их пород. Крупные тектонические структуры часто разделяются глубинными разломами - особыми подвижными зонами в земной коре, характеризующимися большой протяженностью, глубиной проникновения, длительностью и многофазностью развития, сейсмичностью, магматизмом. Крупные структурные формы слагаются из более мелких, те – из еще меньших, и так далее, до элементарных структурных форм, размером примерно 10 км. Структуры еще меньшего размера изучаются при полевых, микроскопических исследованиях, однако как самостоятельные вместилища для нефти и газа они выступать уже не могут. Структурные формы классифицируются самым разным образом. В табл. 3 приведена упрощенная выборочная классификация, включающая только интересные для нефтегазовой геологии структурные формы. Наиболее благоприятные для формирования залежей нефти и газа выделены жирным шрифтом.

 

Таблица 3

Выборочная классификация тектонических структур

 

Порядок

Структуры

Надпорядковые

Континенты

Океаны

1 порядок Континентальные платформы   Геосинклинальные области

 

2 порядок Плиты   Щиты
3 порядок

Синеклизы

 

Антеклизы

 

4 порядок Своды

Впадины

Прогибы Валы 5 порядок

Локальные поднятия и другие локальные структуры

             

 


 


Формации и перерывы

Тектонические процессы и

Выветривание

Выветривание названо так по главному фактору, в чьем царстве (атмосфере) оно происходит - ветре. Атмосфера большинства планет почти целиком состоит из углекислоты СО2. На Земле же атмосфера уникальна: здесь почти нет СО2, но в избытке сильнейший окислитель - кислород, который выделяется зелеными растениями в процессе фотосинтеза. В то же время выветривание целиком находится в биосфере - царстве жизни, которая и определяет специфику выветривания. Главным же физическим работником на поверхности Земли является вода. Следовательно, по тому, избыток или недостаток воды в регионе и формируется сам тип выветривания: гумидный, аридный и ледовый.

В гумидном климате объем атмосферных осадков больше, чем объем испаряемой воды. Из районов с гумидным климатом текут реки, уносящие избыток неиспарившейся воды. Таковы наши средние широты, таков пояс гумидного тропического климата. Поскольку большинство химических процессов на поверхности Земли связано с растворением, то в области гумидного климата особенно сильно химическое выветривание.

В аридном климате тепла достаточно, чтобы испарить воду, которая поступает в этот район с атмосферными осадками. Таковы степь и пустыни, отсюда не текут реки; более того, грунтовые воды испаряются поднимаясь на поверхность, оставляя на ней принесенные ими соли. Происходит засолонение почв. Граница между гумидным и аридным климатами проходит у нас в лесостепи, в районе Курска, где отлагается чернозем.

В ледовом климате формально рассуждая жидкой воды нет. Здесь происходит сильное механическое разрушение пород, и очень слабо химическое.

Начальный этап образования осадков – разрушение обнажающихся на поверхности горных пород любого происхождения: магматических, осадочных и метаморфических. Сначала происходит механическое растрескивание и дробление, вслед за которым идет химическая трансформация. Вода - активнейший растворитель многих веществ; это определяется тем, что молекула Н2О диссоциирует Н+ и ОН-. Если концентрация их равна по 10-7 г-ион/л, то реакция воды нейтральная, если ионы Н+ преобладают, вода становится кислой, а если преобладает ОН-, то вода щелочная. В зависимости от кислотных или щелочных свойств воды по-разному ведут себя разные минералы. Так, кальцит в кислой воде растворим, а в щелочной устойчив. Напротив, кварц растворим в щелочной среде. Трехвалентное железо растворимо лишь в сильно кислой воде, и обычно выпадает в осадок в виде лимонита. На поверхности Земли неустойчивы образующиеся в глубинных зонах земной коры плагиоклазы среднего и, особенно, основного состава, оливин, пироксены, амфиболы, а также осадочные хемогенные минералы - галоиды, сульфаты, карбонаты. Более устойчивы минералы гранита - калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы, мусковит и, особенно, кварц. Не всегда осознается гигантская роль в разрушении минералов живых организмов. Однако все химическое выветривание хотя бы косвенно биогенное, даже переход полевых шпатов в глины осуществляется бактериями.

Энергетически выветривание обеспечивается солнечным теплом и гравитацией, которые расходуются на испарение воды в океане, ее перенос в атмосфере, дожди и механическую работу текущей воды. Важнейший процесс выветривания - переход полевых шпатов в глины - эндотермическая реакция, идущая с поглощением тепла. Таким образом, образовавшийся глинистый минерал каолин фиксирует в себе энергию как каменный уголь - тепло. Растения, осуществляя фотосинтез, поглощают для этого солнечное тепло, а мы получаем эти калории обратно греясь около костра или съедая хлеб. С этой точки зрения биосфера, где и находится зона выветривания - гигантская система накопления и фиксации солнечного тепла. При выветривании происходит разделение - дифференциация вещества на составляющие. Из зоны выветривания в атмосферу выносится S, в растворах уходят K, Na и Ca, выносятся в растворах и коллоидах Al и Fe, устойчивее всех SiO2, которая в форме кварца разрушается механически и в обломках переносится текучими водами.

Таким образом, выветривание проходит следующие стадии:

1) механическое разрушение горных пород;

2) химическое разрушение горных пород и образование веществ с разной подвижностью, вплоть до истинных растворов;

3) образование новых минералов с неплотной упаковкой; глобальное значение имеет образование глин и полевых шпатов;

4) в зоне выветривания заметная дифференциация вещества приводит к образованию разнообразных осадочных пород и полезных ископаемых.

 

Перенос

Перенос по поверхности Земли вещества, ставшего подвижным в результате выветривания, - этап, когда формируется заложившаяся при выветривании дифференциация вещества, происходит во всех трех фазах - твердой, жидкой и газообразной. Однако объем переносимого в разном состояния вещества различен. Главным агентом переноса является жидкая вода, роль переноса ветром ничтожна. Вода, поглощая солнечное тепло, испаряется, переносится в газовой фазе в атмосфере и выпадает в жидкой или твердой фазе на суше, дает начало рекам и смывает с континентов в год около 20 · 106 т вещества. Реки переносят вещество в твердом, коллоидном и растворенном состоянии. Естественно, что масса и характер обломков, переносимых текучей водой, зависит от энергии потока.

Если размер переносимых обломков зависит от скорости потока, то объем переносимой материи зависит от энергии рек, которая определяется не только скоростью, но и объемом воды.

Во взвеси переносятся глинистые частицы, алеврит и, в быстрых потоках, мелкий песок.

Волочением по дну переносится песок, а в быстрых потоках – гравий и даже галька.

Валуны (более 10 см диаметром ) переносятся горными реками, временными потоками или селями. Они же составляют основную массу материала, переносимого ледником.



Седиментация

Эпигенез (катагенез)

 

Понятие эпигенеза, как стадии бытия породы, разработал Л.В. Пустовалов. Позже оно было детализировано и в ряде работ заменено на термин категенез. В результате предшествующей стадии диагенеза разнородные компоненты осадка прореагировали друг с другом и пришли в химческое равновесие. По мере погружения под тяжестью накапливающихся на них осадков породы вступают в область более высоких теператур и давлений, что приводит к медленному смещению геохимического равновесия и продолжению преобразовния породы. Главный фактор эпигенеза –это, несомненно, время, в течение которого происходит воздействие температуры и давления. Эпигенез длится для разных регионов и разных пород десятки и сотни миллионов лет - до миллиарда. Понятно, что для самого слабого процесса результы, помноженные на миллиард, могут быть велики. По определению, на стадии эпигенеза происходит перераспределение существующих минералов. Окончание эпигенза, и начало новой стадии метаморфизма характризует начало массового образования новых минералов. Такому условию отвечает изотерма 200º, которая проходит в разных районах на глубинах более 10 км, где горное давление достигает 500 МП. Осадочные породы пробурены на глубину 9000 м (скв. Берт Роджерс, США). Детальное изучение эпигенеза по разрезу Аралсорской сверхглубокой скважины провел Б.К. Прошляков. Сверхглубокая скважина на Кольском полуострове глубиной более 12000 м, пробурена в магматических и метаморфических породах.

В эпигенетических процессах можно наметить главные тенденции:

1. Уплотнение пород вследствие снижения пористости, как в результате механического сдавливания, так и перераспределения минерального вещества обломков и цемента. Например, растворение кварца на контактах зерен и его осаждение - регенерация приводят к образованию кварцитоподобных структур, когда зерна кварца теряют свою обломочную форму и срастаются по сложным извилистым контактам.

2. Отжатие флюида - воды, нефти или газа из пористых, пластичных, но непроницаемых глин в песчаники. Это приводит к образованию залежей углеводородов.

3. Минеральные новообразования сводятся к выделению в относительно незначительных объемах уже существующих минералов - кварца, полевых шпатов и карбонатов - кальцита и доломита. На стадии эпигенеза глинистые разбухающие минералы группы монтмориллонита переходят в гидрослюды, в содержащих их породах формируется слабая проницаеомсть.

Для нефтяников принципиально важно то, что на стадии эпигенеза на глубинах 2 – 4 км происходит трансформация органического веществ в углеводороды. Здесь проявляются главные фазы нефтеобразования и газообразования, на стадии эпигенеза происходит образование углеводородов и их отжатие в поровое пространство. С другой стороны, на этих же глубинах происходит растворение кальцитового цемента, и пористость песчаников возрастает. Все это приводит к образовнию залежей углеводородов.

 

3.4. Классификации осадочных горных пород

 

Осадочные горные породы классифицируются по способу образования и преимущественному составу.

Осадочные горные породы по способу образования подразделяют на обломочные, они же терригенные (терра - земля), хемогенные, органогенные (биогенные) и смешанные. Иногда дополнительно выделяют еще глинистые породы, иногда их объединяют вместе с терригенными.

 

Размеры обломков

 

В основу классификации размера обломков терригенных пород положена величина их по десятичной классификации - каждый последующий класс в 10 раз меньше предыдущего. Принято выделять грубообломочные породы, состоящие из глыб, валунов, гальки и гравия, песчаники, алевролиты и пелиты. Пелиты по структуре образуют плавные переходы к глинистой породе.

Таблица 14

 Классификация терригенных пород

 

 

Размер

обломков

 

Неокатанные (угловатые)

Окатанные

несцементированные (рыхлые) Сцементированные несцементированные (рыхлые) сцементи- рованные
>10 см глыбы глыбовая брекчия валуны валунный конгломерат (валунник)
10-1 см щебень брекчия галька конгломерат
1 см – 1 мм дресва дресвянник гравий гравелит
0,1 – 1 мм песок песчаник песок песчаник
0,01 – 0,1 мм алеврит алевролит алеврит алевролит
< 0,01мм глина аргиллит глина аргиллит

 

Состав обломков

 

Минеральный и петрографический состав обломков зависит от многих причин, в том числе и от структуры - размера фракций. В грубообломочных породах валуны, гальки и гравий сложены в основном не минералами, а их агрегатами - горными породами; напротив, в алевролитовой фракции отсутствуют обломки пород, а среди минералов преобладает устойчивый кварц. Среди песчаников, являющихся главным гранулярным коллектором, выделяют мономинеральные кварцевые песчаники (более 95% обломков представлены кварцем), олигомиктовые (75 – 95% кварца) и полимиктовые, где обломков кварца меньше двух третей. Полимиктовые песчаники бывают аркозовые и граувакковые. Аркозовые песчаники образуются при разрушении гранитов и поэтому сложены, помимо кварца, калиевыми полевыми шпатами, кислым плагиоклазом и слюдами. Темные граувакковые песчаники, казалось бы, должны состоять из обломков другой распространенной магматической породы - базальта, но базальт образован основными полевыми шпатами и пироксенами, которые в зоне выветривания неустойчивы и среди обломков отсутствуют. В действительности граувакки образуются при разрушении в основном метаморфических пород и содержат много обломков сланцев и роговиков. Состав обломков зависит не только от разрушаемых пород, но и от климата, в котором находятся эти породы. В сухом аридном климате, где преобладает лишь механическое выветривание, сохраняются многие минералы, в гумидном климате они разрушаются и, если в гумидном климате средних широт полевые шпаты лишь коалинизируются, то в тропическом гумидном климате устойчив лишь кварц. Впрочем, чтобы образовались действительно мономинеральные кварцевые песчаники, их обломки должны пройти несколько циклов осадочного процесса. Таковы, например, кварцевые пески в Люберцах.

 

Форма обломков

Форма обломков, как и их состав, сохраняет следы всех этапов осадочного процесса, но главное, форма связана с размерами, а поэтому способом переноса и протяженностью пути: валуны, гальки и гравий перекатываются по дну быстрыми потоками и вскоре оббивают углы, округляются. Крупнозернистые песчаники в основном также волочатся по дну и обычно окатаны; мелкозернистые пески и алевриты окатаны слабее, а вот мелкий алевролит, который переносится во взвеси вместе с глинистыми частицами, обычно угловатый. Кроме того, форму обломков меняют и вторичные процессы: регенерация и коррозия. При визуальном описании обломки делят на угловатые, полуугловатые, полуокатанные и окатанные. Существуют способы формализованного описания формы обломков на основании сравнения их контура с окружностью. По степени окатанности и по содержанию кварца и других устойчивых минералов говорят о "зрелости" обломочной части породы, т.е. степени ее проработки осадочным процессом.

 

Цемент

Кроме обломочной части, которая рассмотрена выше, песчаники содержат цементирующее вещество и поры, заполненные в пластовых условиях флюидом. Цемент по составу чаще всего глинистый и кальцитовый. Менее распространен цемент доломитовый, гипсовый, ангидритовый, опаловый, лимонитовый и некоторые другие. По соотношению обломков и цементирующей части цемент делят на ряд типов (рис.3.4): контактовый, когда порода сцементирована лишь в точечных соприкосновениях, а остальное - поры; сгустковый, когда цемент, обычно глинистый или кальцитовый, присутствует лишь в отдельных участках; пленочный, обволакивающий обломки, обычно глинистый или лимонитовый; поровый, заполняющий поры между соприкасающимися зернами, и базальный, где зерна не соприкасаются, а рассеяны в цементе («базе»). Если цемент кристаллический, то его разделяют по структуре - размеру кристаллов: крупнокристаллический ( кристаллы более 0,5 мм), среднекристаллический (0,1-0,5 мм), мелкокристаллический (0,05 - 0,1 мм), тонкокристаллический (0,01-0,05 мм) и микрокристаллический или пелитоморфный (глины - форма) – менее 0,01 мм.

 

Типы цемента по количественным соотношениям зерен и цемента Структуры цемента Типы цемента по характеру взаимодействия зерен и цемента

 

 


Крустификационный
Контактовый (соприкосновения) Пойкилитовая

 

Регенерационный
Поровый Неравномерно-кристаллическая  

 

Пленочный
Коррозионный
Базальный Равномерно- кристаллическая

 

 

Рис. 3.4. Цемент осадочных пород.

 


Если кристаллы цемента больше обломков, что характерно для базального и порового, гипсового и кальцитовых цементов, то цемент называют пойкилитовый.

В изменении структуры и состава цементов большую роль играют вторичные диагенетические и эпигенетические процессы. В случае кальцитового цемента они приводят к растворению или, в более глубоких зонах, перекристаллизации и даже осаждению цемента, что сопровождается коррозией или, напротив, регенерацией обломков.

 

3.5. Основные классы облОмочных горных пород



Песчаные породы

 

К песчаным породам привлечено особое внимание нефтяников, ибо именно к ним относятся гранулярные коллекторы, откуда и добывают значительную часть нефти и газа, а в России –подавляющее количество. К песчаным относятся породы, состоящие в основном из обломков размером от 0,1 до 1 мм. Генетически их справедливо разделить на две группы: крупнозернистые, которые вместе с гравелитом переносятся волочением по дну, а потому хорошо окатаны, и мелкозернистые, которые вместе с алевролитами в значительной степени переносятся во взвеси.

Как правило, вторичные процессы снижают коллекторские свойства песчаных пород. Одинаковые песчаные породы могут образовываться в разнообразных условиях, и определение их происхождения достаточно сложная задача. Можно выделить пески дельтовые, прибрежно-морские, донно-морские, речные, флювиогляциальные, эоловые и некоторые другие генетические виды песков: т.е. пески образуются практически всюду, где образуются осадочные породы.

Алевролиты

Алевриты, а если они сцементированы, то алевролиты распространены несколько больше, чем песчаники. К ним относят породы, где размер преобладающих обломков 0,01-0,1 мм. Выделение их по генетической классификации (табл.14) противоречит тому, что они как и песчаники делятся на две генетические группы. Крупнозернистые алевролиты тяготеют к мелкозернистым песчаникам, которые переносятся частично во взвеси, а частично качением по дну и поэтому окатаны. Мелкозернистые алевритовые обломки все переносятся во взвеси с глинистым материалом, и поэтому образуют парагенез глинисто-алевритовых пород.

Минеральный состав алевролитов, особенно мелкозернистых, иной, чем у песчаников. В принципе это более зрелые породы, в них устойчив только кварц, а большинство остальных минералов в алевритовой фракции неустойчивы. Алевриты, благодаря высокому содержанию глины часто бывают окрашены в красный, зеленый цвет, а когда в них много органического вещества, то в черный. Алевролиты, как и песчаники, полигенные: дельтовые, донные, речные, эоловые и т.д. Поскольку алевролиты в соответствии с рядом механической дифференциации образуются на большей глубине, чем песчаники, т.е в более холодной воде, то цемент в них по составу более характерен глинистый, чем известковый. Алевролиты обычно бывают смешанными – глинисто-алевритового состава и, более того, образуют парогенез глинистых и алевритовых прослоек; коллекторские свойства их, в особенности мелкозернистых разностей невелики, и часто алевролиты вместе с глинистыми породами оказываются флюидоупорными.

Глины

Более 50% магматических и метаморфических пород составляют алюмосиликаты - полевые шпаты. На поверхности одни из них – калиевые полевые шпаты и кислые плагиоклазы – малоустойчивы, а другие – основные плагиоклазы – неустойчивы. В первую очередь полевые шпаты теряют активные щелочные подвижные элементы (кальций, натрий, калий), которые замещаются гидроксильной группой; кристаллическая решетка их разрыхляется, и каркасные структуры трансформируются в слоистые. Переход полевых шпатов в глинистые минералы – один из самых грандиозных энергетически, но мало заметных процессов осадкообразования. Как полевые шпаты составляют более половины магматических пород, так глинистые минералы – более 60% осадочных пород. Одна из особенностей глинистых минералов - это то, что они не образуют крупных кристаллов, их чешуйки редко достигают 0,001 мм. Группу глинистых минералов делят на каолинитовые, гидрослюдистые, монтмориллонитовые и хлоритовые. К каждой из групп относят несколько близких друг к другу минералов. Глинистые минералы разных групп легко перемешиваются друг с другом. Глинистые породы очень разнообразны по составу как самих глинистых минералов, так и примесей - обломочного или хемогенного материала. Чистые мономинеральные глины скорее исключение, обычны смешанные глинистые породы.

В коре выветривания при разложении полевых шпатов в кислой среде образуются минералы группы каолинита, а в щелочной среде - гидрослюды и хлориты. Монтмориллонит обычно образуется при подводной переработке вулканического пепла в слабощелочной среде; это так называемые киловые глины. Например, в заливе Коктебель они обнажаются на дне залива, их собирают для отбеливания тканей. Глинистые минералы помимо выветривания могут образовываться путем синтеза из растворов и особенно на этапе диагенеза и эпигенеза в пористых проницаемых породах в связи с миграцией флюидов. Характерно, что в эпигенезе происходит трансформация монтмориллонитовых глин в гидрослюдистые. Глубже исчезает каолинит, и на конечных стадиях эпигенеза сохраняются лишь устойчивые минералы – гидрослюда и хлорит. Глинистые породы уплотняются и переходят в неразмокающие аргиллиты и сланцы.

В зоне метаморфизма образуются новые минералы - серицит, мусковит и полевые шпаты.


 

 

3.6. Основные типы карбонатных пород.

 

Карбонатные породы более чем наполовину сложены солями угольной кислоты Н2СО3, которая, как известно, в природе практически не существует. Кроме карбонатов встречаются гидрокарбонаты, содержащие ион ОН-. Угольная кислота образует с щелочными и щелочно-земельными металлами соли, часть которых встречается в природе.

K2СО3 - каустическая сода, в природе практически не встречается, весьма растворима.

2СО3 - пищевая сода, в природе крайне редка, весьма растворима.

СаСО3 - кальцит, весьма распространен, слагает известняки, образует протяженные пласты и горные массивы.

СаMg (CO3)2 - доломит, встречается в природе, как и кальцит, но несколько менее распространен.

MgCO3 магнезит, встречается в природе, но редок.

FeCO3 - сидерит, встречается в природе, широко распространен в виде желваков, конкреций.

Таким образом, реальную роль в составе осадочных образований играют кальцит, доломит и сидерит, составляющие до 15-20% массы осадочных пород. Рассмотрим происхождение химических элементов в составе карбонатов, определим, какие магматические горные породы они слагали до этого. Са определяет состав алюмосиликатов – основных плагиоклазов. Mg и Fe определяют состав фемических минералов - оливина, пироксенов, роговых обманок, а эти минералы, в свою очередь, образуют ультраосновные породы - дуниты и перидотиты, которые слагают, с одной стороны, мантию Земли, ее глубинную зону, подстилающую земную кору, а с другой – каменные метеориты. Эти же минералы слагают также базальты, которые выплавлялись из ультраосновных пород. Таким образом, кальций, железо и магний - элементы первичных глубинных магматических пород Земли. Вторая составляющая карбонатов - СО3, вернее, углекислый газ СО2. На Земле он существует в атмосфере (всего 0,04%), растворен в океанах, а вот на Венере и Марсе он образует атмосферу. Если бы на Земле повысилась температура настолько, что испарились бы океаны, сгорело бы все живое и даже разложились бы карбонаты, выделив СО2, то новая атмосфера Земли стала бы такой, как сейчас у Венеры. Таким образом, вторая часть карбонатов – это первичная атмосфера Земли, теперь окаменевшая. Итак, карбонаты геохимически - это синтез первичных пород и окаменевшей первичной атмосферы.

 


Образование и растворение известняков

 

Осаждение известняков определяется реакцией перехода бикарбоната кальция, существующего лишь в растворе, в карбонат, существующий лишь в твердом состоянии; осаждение или растворение кальцита происходит не как осаждение, например, галита NaCl в результате изменения концентрации, а по химической реакции

Ca(HCO3)2 СаСО3↓+ Н2О + СО2
бикарбонат кальция кальцит вода углекислый газ

 

При этом ход реакции определяется степенью растворимости в воде углекислого газа, и равновесие смещается в ту или иную сторону, в зависимости от давления или температуры. Если температура среды возрастает, то снижается растворимость углекислого газа в воде, а тем самым и кальцита: в теплых морях возможны пляжи из битой ракушки, а кальцит осаждается, образуя пласты и коралловые рифы. В холодных морях моллюски должны покрывать свои кальцитовые раковины хитиновым покровом, спасая их от растворения. Кальцитовая накипь в чайнике образуется при нагревании, поэтому она на-кипь. Даже рыхлый известняк-ракушняк оказывается «вечным камнем» в постройках древнего Рима, а в наших широтах и плотный известняк нестоек, и наши предки белокаменные постройки систематически штукатурили. При увеличении давления растворимость СО2 растет, при снижении давления, падает растворимость, и выделяется углекислый газ. Действительно, газ бурно выделяется при снижении давления, будь то минеральная вода или шампанское - их и охлаждают для того, чтобы ослабить бурное выделение. По мере погружения в недра, как известно, давление и температура растут и равновесие твердого кальцита и раствора меняется. Он оказывается то растворимым, то стабильным, о чем рассказано в разделе «Эпигенез».

При единстве состава происхождение известняков неодинаково, хотя в большинстве они биогенны. Это раковины и скелеты организмов. Известняки образуют гигантские скопления, сложенные в значительной степени раковинами и скелетами организмов. Биогенные известняки в заметных количествах стали формироваться с начала палеозоя, когда моллюски начали строить свои раковины из кальцита и арагонита. Это была своеобразная экологическая революция для одних организмов и катастрофа для других, ибо за геологически короткое время принципиально изменился состав атмосферы: она потеряла СО2, стала легче, прозрачнее, снизился парниковый эффект, началось планетарное похолодание.

 

Биогенные известняки

Биогенные известняки состоят более чем на треть из раковин, скелетов кораллов, известковых водорослей и продуктов их жизнедеятельности. В зависимости от степени сохранности биогенных остатков, выделяют биоморфные и биогенно-обломочные (детритовые и шламовые известняки). В биоморфных известняках остатки организмов хорошо сохранились и сцементированы кальцитом. Наиболее характерны раковины двустворок - гастропод, пелеципод и брахиопод, раковин остракод, фораминифер, остатки иглокожих, кораллов, известковых водорослей. Особенно часто известняки образуют мелкие раковинки фораминифер, видимые лишь в микроскоп. Раковинные известняки сложены остатками двустворок размером в несколько сантиметров: вестибюль нашего института оформлен известняком ракушечников из третичных отложений Мангышлака. Детритовые известняки сложены обломками до 0,1 мм, а шламовые более 0,1 мм. Частицы в них окатаны, и они образуют переход по структуре к обломочным породам.

Доломит

Вторая по распространенности после известняка карбонатная порода, особенно характерная для домезозойских отложений. В мезозойских ее вытесняют известняки. Образующий ее минерал доломит CaMg (CO3)2 отлагается в бассейнах с повышенной, относительно обычной морской соленостью, бедных живыми организмами, и биогенных доломитов мало. Поэтому он присутствует в регрессивных частях разрезов в замкнутых засолоняющихся бассейнах.

Большая часть доломитов - хемогенная. В отличие от кальцита, его кристаллы часто хорошо огранены и в шлифе выглядят как ромбики размером от 1 до 2 мм. Осадочный доломит обычно микрозернистый. Диагенетический доломит неравномерно зернистый, порфровидный. Эпигенетический вторичный доломит образуется при замещении кальцита под действием сильно соленых пластовых вод. Поскольку ионы магния меньше ионов кальция, то при эпигенетической доломитизации пористость новой породы увеличивается.


Биогенный доломит, встречающийся в отложениях рифейского возраста, представлен водорослевыми строматолитовыми разностями с характерной тонкослоистой структурой.

Так как в ряду химической диференциации доломит занимает место между известняком и гипсом, то он образует естественные парагенезы - с кальцитом в начале регрессивного цикла усыхания и с гипсом и ангидритом, когда бассейн засолоняется и доломиты вверх по разрезу замещаются гипсом.

 


Мергель

 

Широко распространенная порода, в которой наряду с пелитоморфным кальцитом или доломитом присутствуют глинистые минералы. Можно выделить ряд – от чистого известняка к глинистому известняку, мергелю, глине известковистой и глине. Мергель в силу своей малой проницемости в пластовых условиях не так сильно, как чистый известняк, подвержен эпигенетической перекристаллизации и для него даже на относительно больших глубинах характерны пелитоморфные разности. Пористость воздушно-сухих образцов мергеля превышает 20-30%,но в пластовых условиях его микропоры запечатаны пластовым флюидом, и проницаемость его ничтожна. Конечно, в зонах трещиноватости мергель, как и другие плотные породы, может быть коллектором.

 

3.7. Сульфаты и хлориды (эвапориты)

Гипс-ангидритовые породы

 

Гипс (СаSO4x2H2O), образуется в усыхающих бассейнах с теплой водой и высокой соленостью. Обычно он образует сахароподобные мелкозернистые массы, но в жилах вторичный гипс имеет волокнистую структуру. Он называется селенит, так как имеет лунный блеск.

Ангидрит (СаSO4) обычно имеет средне- и крупнокристаллическую структуру и состоит из голубоватых кристаллов. Из раствора ангидрит выпадает при температуре свыше 63,5о Со, но в присутствии других солей эта температура снижается. Однако большая часть ангидритовых пород образовалась при дегидратации гипса в стадии эпигенеза, начиная с глубины несколько сот метров. Напротив, если ангидритовые породы поднимаются на малые глубины или даже оказываются в приповерхностных зонах, то переходят в гипс, резко увеличивают свой объем и образуется микроскладчатость. И гипс и ангидрит легко растворимые породы. При растворении их пластов образуются пещеры, как, например, знаменитая Кунгурская пещера в Предуралье. Гипс и ангидриты породы благодаря своей химической подвижности легко выпадают в поровом пространстве и запечатывают коллектор.

Галоиды

 

Галит - каменная соль NaCl – весьма распространенная солевая порода, которую к тому же мы непосредственно употребляем в пищу. Галит образует парагенезы с сульфатами, с одной стороны, и с другими солями, с другой. Обычно образует пласты или собирается в линзы. Благодаря пластичности соли она под давлением выдавливается вверх по разрезу, образуя купола, гребни, массивы высотой до 10 км (Челкарский массив в Прикаспийской впадине), а в межкупольных зонах отсутствует, так отжата в купола.

       Благодаря растворимости, а потому подвижности и легкому осаждению, соли могут запечатать коллектор, соляные тела являются идеальным флюидоупором даже для газа. Соляные купола образуют антиклинальные поднятия, вокруг которых собираются углеводороды. Месторождения, связанные с соляными куполами, характерны для Прикаспийской впадины.

Большая часть галита используется как пищевой продукт. Поэтому добыча его, контролируемая только пищевыми потребностями, незначительна. Многие годы необходимое количество соли для всей страны обеспечивало Баскунчакское месторождение в Нижнем Поволжье.

Сильвинит (КСl) - хлорид калия, относительно мало распространенная порода. Образующий ее сильвин легко растворим. Залежи сильвинита, парагенетически связанные с залежами галита, сохраняются редко. Сильвин – важнейшее сырье для калийных минеральных удобрений.

Краткая характеристика структур хемогенных пород приведена в табл. 15.

Таблица 15

Классификация структур хемогенных пород

Критерий выделения структур Структура Краткая характеристика структур

Размер

зерен

  Преобладают кристаллы величиной, мм
Крупнозернистая > 0,5
Среднезернистая 0,5-0,1
Мелкозернистая 0,1-0,05
Тонкозернистая 0,05-0,01
Микрозернистая (пелитоморфная) < 0,01
Разнозернистая (гетеробластовая) В массовом количестве имеются кристаллы различных размеров
Порфиробластовая На фоне однородной кристалл. массы выделяются более крупные кристаллы

Форма

зерен и их агрегатов

Волокнистая ориентированная Кристаллы удлиненной формы, однонаправленно ориентированные
Волокнистая  беспорядочная Кристаллы удлиненной формы, беспорядочно расположенные
Листоватая Кристаллы листоватые, беспорядочно расположенные
Оолитовая В массовом количестве присутствуют оолиты - округлые образования концентрического строения, обычно размером 0,1-1,0 мм
Сферолитовая Внешне неотличима от оолитовой, но в разрезе сферолита (под микроскопом) видно радиальное строение.
Пизолитовая В массовом количестве присутствуют пизолиты - округлые образования концентрического строения, обычно размером более 1 мм
Бобовая Внешне подобна пизолитовой, но бобовины имеют однородное неконцентрическое строение
Степень кристалличности Аморфная Образована аморфной бесцветной или слабо окрашенной массой, угасающей в шлифах под микроскопом при скрещенных поляроидах

 

 


3.8. Кремнистые, фосфатные, глиноземистые,

железистые породы

 


Фосфатные породы

 

Фосфор – один из важнейших биогенных элементов. С другой стороны, фосфоросодержащий минерал апатит постоянно присутствует в виде акцессорного минерала в большинстве магматических пород. Биосфере постоянно не хватает фосфора, большая часть которого содержится в живых организмах. В литосфере фосфор встречается только в солях кальция фосфорной кислоты и образует минералы каллофанит, гидроксил апатит и фторапатит. В живом веществе апатит вместе с кальцитом формирует, в частности, кости.

В общем виде это один минерал – апатит, который в природе встречается в разнообразных непохожих формах и название его от апатос – обманчивый.

Разнообразные осадочные фосфориты всегда связаны с жизнью, они биогенны. Поэтому они обычно темные, даже черные; из-за большого содержания углерода в них присутствуют минералы другого биогенного элемента серы – пирит и халькапирит. Из-за этого фосфориты обычно пахнут сероводородом. Фосфориты образуют пластовые тела, желваковые фосфориты и конкреционно-лучистые фосфориты. Многие пластовые фосфориты образуются на морском шельфе, особенно богатом фауной и флорой, остатки их концентрируются на глубинах 350 тыс. м. В случае, если эти холодные донные воды перемещаются в теплые прибрежные зоны, растворимость СО2 в воде падает и из нее выпадают кальцит и сульфаты. Позже, в стадии диагенеза, фосфорит концентрируется в желваки и конкреции.

Поскольку уран также осаждается в резко восстановительной обстановке в присутствии углерода, то в фосфоритах его количество повышено, а некоторые фосфоритовые месторождения разрабатывают не на фосфорные удобрения, а на уран.

 

Глиноземистые породы

 

Алюминий – третий по распространению в земной коре после кислорода и кремния элемент. Как и кремний, он формирует вместе с кислородом одно из самых устойчивых образований минералов – алюмокислородные тетраэдры. Составляя в земной коре более 15%, он, тем не менее, очень редко образует богатые алюминием концентрации. Чистый алюминий получили в конце позапрошлого века и тогда из него чеканили особо торжественные медали, а во время Первой мировой войны делали кольца.

Большая часть алюминия в земной коре содержится в полевых шпатах магматических пород и в глинистых минералах пород осадочных. Если концентрация алюминия в породе превышает 28%, то она считается богатой рудой на алюминий. Это моногидраты диаспор, бемит и тригидрат гиббсит (гидраргилит). Они образуют осадочные породы бокситы и их элювиальный аналог латериты. Как уже говорилось, связи алюминия в полевых шпатах и глинах очень сильны, и руды глинозема образуются в специфических условиях, когда разрываются эти связи. Такие условия возникают в тропическом гумидном климате, где полностью разрушаются все минералы, выносятся подвижные компоненты, подвижным оказывается даже кремний в форме опала, и в латеритных корах выветривания остается в основном малоподвижный алюминий, окрашенный бурым трехвалентным железом.

В экваториальном поясе образуются красноземы. Латеритные красноземы древних этапов образуют почву Северной Африки и юга Европы, формируя, например, характерный ландшафт Испании. Гидроокислы алюминия могут выноситься из латеритной зоны в виде коллоидов, но тогда они отлагаются в узкой прибрежной зоне. Другой путь образования бокситов связан с вулканами, когда образуются источники вод, насыщенных серной кислотой. Магматические породы, которые разрушает эта серная кислота, сходным образом в условиях гумидного выветривания также дают коллоиды алюминия, которые также отлагаются в прибрежным зонах. Известен парагенез палеовулканов и невдалеке от месторождений боксита.

Железистые породы

 

       Железо – четвертый по распространенности элемент земной коры. Железистыми осадочными породами считают те, где его присутствует более 10%, а рудами – более 30%. В земной коре железо присутствует в трех формах: трехвалентный – окись бурого цвета, двухвалентный – закись зеленого цвета, карбонат железа и, как редкость, металлическое железо.

       Основные минералы - оксиды железа магнетит, гиматит и лимонит. Минералы двухвалентного железа – сидерит, пирит, шамозит. Основные железные руды – бурые железняки – смесь гидроокислов железа – гетита и гидрогетита (в честь великого поэта Гете). Они образуются в континентальных (озерные и болотные) условиях. Живущие на дне этих бассейнов специфические бактерии поглощают из воды растворимое двухвалентное железо, а при окислении его получают выделяющееся при этом тепло (энергию), как и мы свою энергию получаем при окислении углерода, переводя его в углекислый газ. Продукты жизнедеятельности бактерий – гидроокислы трехвалентного железа – нерастворимы и выпадают в осадок, поэтому железистые осадочные руды биогенного происхождения на стадии эпигенеза – гидроокислы железа – теряют воду и переходят в гематит, а в зоне метаморфизма трансформируются в магнетит, который, переслаиваясь с кварцитом, образует железистые кварциты – джеспилиты, представляющие собой тонкое чередование прослоек кварцита и магнетита.

Сидерит - карбонат железа. Образует конкреции в черных углистых сланцах, т. к. сидерит образуется в восстановительных условиях в присутствии избытка органического материала, то он является признаком нефтепродуцирующих пород, в частности, на основании присутствия сидерита предсказана продуктивность Девонских отложений Волго-Уральской области. В рудах содержится от 16 до 72% железа.

3.9. Каустобиолиты

 

Каустобиолиты – погребенные лучи солнца
В.И.Вернадский

 

Среди осадочных пород особое место занимают каустобиолиты - горючие ископаемые, возникшие в результате преобразования органического вещества в земной коре.

Каустобиолиты разделяют по исходному ископаемому веществу, (растения, животные), по условиям (окислительные или восстановительные) и степени преобразования исходного вещества (табл.16).


Таблица 20

Каустобиолиты

Условия преобразования

Окислительные

Восстановительные

Исходное вещество

Метаморфизм

Высшие растения (мох) Низшие организмы  (ил, сапропель)

Низшие организмы

(ил, сапропель)

Содержание углерода

Торфы Сапропели

Нефти

Бурый уголь Горючие сланцы

Мальты, асфальты

Каменный уголь Углистые сланцы

Керит

Антрацит

Антраксолиты,

шунгиты

Графит

           

 

    При преобразовании исходного органического вещества в окислительных условиях водород в исходном веществе сгорает, и в результате получаются породы угольного ряда. При преобразовании исходного вещества при недостатке кислорода водород сохраняется, в результате получаются углеводороды битумного (нефтяного) ряда. По мере преобразования исходное вещество освобождается от кислорода, водорода, серы, других примесей, относительное количество углерода в нем возрастает, и оба ряда каустобиолитов сближаются, образуя в предельном случае чистый углерод – графит. В любой момент в процессе метаморфизма каустобиолиты могут оказаться в окислительных условиях, в результате чего получаются озокериты, элькериты, оксикериты, выветрелые угли и т.д.

Органическое вещество горючих ископаемых состоит из огромного числа различных молекул. Для гетеромолекулярных веществ характерно непостоянство свойств, фазовые превращения в них происходят постепенно, причем с возрастанием величины молекул их подвижность (летучесть, растворимость) уменьшается.

       Самым главным из всех каустобиолитов для нефтяников являются жидкие каустобиолиты - нефти и битумы. Хотя химики уже могут получать их в лаборатории, на их образование в природе еще не выработано единой, всеми признаваемой точки зрения. Подробнее геология нефти и газа изучается в специальном курсе «Геология нефти и газа».

 


Глава 4

Коллекторские свойства горных пород

Важнейшим свойством горных пород является их способность вмещать флюиды, пропускать их через себя, или, наоборот – быть непроницаемыми. Эти свойства обусловлены пористостью и проницаемостью пород.

 

4.1. Пористость

 

Земные недра в толще осадочных пород содержат три фазы : твердую (минералы), жидкую (вода или нефть) и газообразную. То, что занимают жидкая и газообразная фазы, является пористостью. То есть пористость – это объем порового пространства, который оценивается отношением объема пор к объему горной породы. Выраженная в процентах эта величина называется коэффициентом пористости. Пористость чистого стекла – 0%, пористость гранита от 1 до 3 % , пористость песчаников 10–20 и не более 33 % , пористость хлеба 50–70%, пористость пуховой подушки до 85%, то же для пустой бутылки, считая за пору ее полезный объем. В нефтегазовой геологии обычно различают три вида пористости. Общая пористость характеризует все виды пор, в том числе и самые мелкие, поэтому общая пористость сухих глин, как правило, выше пористости песчаников.

Открытая пористость характеризует сообщающиеся поры, которые могут поглощать жидкость или газ; открытая пористость соответствует общей у пористых песков, меньше у песчаников на 10 – 30%, у глин на 50% и более, у каменной соли она отсутствует.

Эффективная пористость характеризует совокупность пор, через которые происходит миграция флюида т.е. это те поры , в которые он может не только проникать, но и быть извлеченным. Таким образом это объем пор с учетом остаточной воды. Поэтому эффективная пористость для воды, нефти и газа различна, более того она различна для их смеси в разных соотношениях. Пористость сухих образцов колеблется в широких пределах, но достаточно определенна для каждого типа пород.

Пористость, в которой каналы пор велики настолько (> 0,.2 мм) что флюиды могут относительно свободно проходить сквозь них и сравнительно легко (экономически рентабельно) извлекаться, называется эффективной. Общая пористость больше, чем открытая, а открытая больше, чем эффективная. Строение порового пространства определяется размерами, формой и пространственными взаимоотношениями пор. По размерам поры классифицируются по разным признакам (табл. 21).

Таблица 21.

Размеры и свойства пор.

 

Диаметр пор

Раскрытость трещин Свойства флюидов

Мегапоры (полости), от сантиметров до кубометров

Сверхкапиллярные

> 0,25 мм

Нефть и вода движутся в соответствии с законами гравитации

Макропоры >0,1 мм

Микро–поры <0,1 мм

Капиллярные– 0,1 мм Капиллярные 0,25–0,001 мм Действуют преимущественно капиллярные силы
Субкапиллярные < 0,002 мм Субкапиллярные <0,001 мм Движение флюида практически невозможно

 

Пористость может быть в горной породе изначально, тогда она называется первичной, а может появиться в процессе существования горной породы – тогда она называется вторичной, например, при растворении горной породы или ее перекристаллизации. Кроме того, пористость бывает гранулярная (или межзерновая) – в терригенных породах, каверновая встречается в карбонатных породах и трещинная – в любых по генезису породах. Гранулярная пористость зависит от окатанности, сортированности, формы и способа укладки зерен, а также от типа и состава цемента. Коэффициент пористости может достигать 40%, но обычно он превышает 20. Очень большую, но неравномерную пористость имеют органогенные известняки. Равномерно пористы хорошо окатанные и слабо сцементированные терригенные породы. Характерные значения пористости для различных горных пород приведены в табл. 22.

Таблица 22

 

Общая пористость осадочных горных пород, %

 

Порода Пределы колебаний Наиболее вероятная
Песок 4–55 20–35
Песчаник 0–30 5–25
Алевролиты 1–40 3–25
Ил 2–90 50–0
Глина 0–75 20–50
Известняки 0–35 2–15
Мел 40–55 40–50
Доломиты 2–35 3–20

 

По структуре пористость разделяют на межгранулярную (между обломками), трещинную и кавернозную. Трещинная пористость не превышает 3–5 %, но в формировании проницаемости роль трещин весьма велика. Кавернозная пористость характерна для растворимых пород карбонатов, сульфатов и хлоридов. Размеры каверн от долей миллиметров до десятков метров – например, карстовые пещеры. Кавернозная пористость достигает десятков процентов. По происхождению выделяют поры первичные, возникшие на стадии формирования породы (седиментез, диагенез), и вторичные, образующиеся в недрах, на стадии существования породы (катагенез, эпигенез) или на поверхности, при выветривании (гипергенез).

4.2. Проницаемость

 

Проницаемость – способность пород пропускать флюиды. Она зависит от размера и конфигурации пор, что обусловлено размером зерен терригенных пород, плотностью укладки и взаимным расположением частиц, составом и типом цемента и др. Очень большое значение для проницаемости имеют трещины. Традиционно проницаемость оценивали во внесистемных единицах дарси (Д). А в системе СИ ей примерно соответствует единица 1··10–12м2. Такой проницаемостью обладает образец горной породы длиной L 1 м, площадью сечения в 1 м2, пропускающий сквозь себя 1 м3/сек жидкости Q вязкостью 0,001 Па··с при перепаде давления на концах образца p 0,1013 МПа.

Различают абсолютную и относительную проницаемость. Абсолютная проницаемость описывает прохождение однородного флюида, не реагирующего с вмещающей горной породой, которая принимается однородной. Абсолютная проницаемость не меняется со временем. Эффективная проницаемость описывает прохождение конкретного флюида, например, смеси нефти и воды, которые могут реагировать с породой. Естественно, что определение ее в каждом конкретном случае необходимо. По величине проницаемости горные породы разделяются на три порядка в пределах 1·10–15 – 110–12 м2; последнее соответствует 1 Д. Примерно такой проницаемостью обладает обычная водопроводная труба, а проницаемость реальных горных пород в сотни и более раз меньше. Продуктивные коллектора имеют проницаемость 10–14 – 10–13 м2. Проницаемость обеспечивается сообщающимися порами между частицами, обломками или кристаллами. Поэтому если размер пор более 10 мкм., то проницаемость возрастает пропорционально пористости. Минимальный размер поры, в которой может перемещаться флюид, более 1 мкм. Если же пора меньше, то поверхностные силы ее стенок делают капилярное натяжение непреодолимым для флюида. Поэтому, например, глины, обладая в сухом состоянии пористостью 30%, непроницаемы из–за ничтожных размеров своих каналов. В трещиноватых породах флюид перемещается по трещинам, достигающим иногда 100 мкм. В отличие от межгранулярной проницаемости в общем постоянной в пласте, трещинная проницаемость резко возрастает в узкой зоне вблизи разломов. Вскрытие скважиной таких узких линейных зон обещает гигантские притоки, но грозит аварийными выбросами, фонтанами и требует особого искусства.

4.3. Породы–коллекторы

и породы – покрышки (флюидоупоры)

 

Пористость и проницаемость горных пород обуславливает особенности их взаимоотношений с жидкой и газовой фазами. Важнейшие из этих взаимоотношений для нефтегазовой геологии – это способность вмещать и пропускать сквозь себя или, наоборот – не пропускать флюиды. Такие свойства называются коллекторскими или флюидоупорными свойствами пород.

 

Породы, способные вмещать нефть, газ и воду и отдавать их при разработке, называются породами–коллекторами.

 

Изучение коллекторских свойств горных пород проводится прямыми методами – по образцам керна (кусочкам породы, вынутым из скважины), или косвенными – по геофизическим материалам, по испытаниям скважин на приток. Лабораторное изучение керна – прямое, точное и достоверное. Однако из–за того, что керн обычно разламывается по трещинам, они выпадают из поля зрения исследователя, в результате чего реальная проницаемость пород зачастую оказывается больше, чем определено при лабораторных исследованиях. Поэтому В.Д. Скарятин рекомендует рассматривать трещинный коллектор в виде совокупности двух сред:

– блоков горных пород, размером от нескольких сантиметров до нескольких дециметров (матрицы коллектора), где основная емкость и фильтрация обусловлены порами, кавернами и мелкими трещинами сообщающимися друг с другом;

– межблокового пространства, представляющего собой крупные протяженные трещины и зоны дробления пород с приуроченными к ним расширениями, кавернами, пещерами и другими полостями.

Классификации коллекторов и флюидоупоров многочисленны и разнообразны. Среди коллекторов чаще всего выделяют поровые (обусловленные гранулярной пористостью), кавернозные, трещиноватые и смешанные (кавернозно–трещиноватые, трещиновато–поровые, кавернозно–трещиновато–поровые), рис.4.1.

Трещины в коллекторах – это не только полости для накопления флюида, но и пути его миграции. К трещиноватым коллекторам за рубежом приурочено более 50% запасов нефти, а в России 12% залежей. Именно трещиноватыми коллекторами обусловлена нефтегазоносность знаменитой баженовской свиты в Западной Сибири (бажениты), а также доманиковых слоев в Европе и Северной Америке.

Рис. 4.1. Виды коллекторов: а,б,в,г – поровые коллекторы – а – высокопорстый, образованный хорошо отсортированными частицами, б – плохо отсорированная низкопористая порода, в – хорошо отсортированная высокопористая порода сложенная проницаемыми частицами, г – хорошо отсортированная сцементированная порода, д – каверновые поры, е – трещинные поры.

 

Кроме пород–коллекторов существуют породы слабопроницаемые, или практически непроницаемые. Такие породы называются породами – флюидоупорами (покрышками). Лучшие из них – каменная соль и глина. Особенно хорошие изолирующие свойства у монтмориллонитовой глины, способной разбухать в воде. Большая часть горных пород имеет средние коллекторские и изолирующие свойства. В результате флюиды не могут спокойно мигрировать по породе и в то же время не являются надежно удержанными. Такие породы называют ложными покрышками.

Колекторские и изолирующие свойства зависят не только от особенностей породы, но и от состояния флюидов внутри нее, от давления и температуры, при которых они находятся. Характеристики коллекторов и флюидоупоров меняются с глубиной часто неоднозначно и непредсказуемо. Например, коллекторские свойства карбонатных пород улучшаются за счет выщелачивания и образования каверн, растворения карбонатного цемента. Глинистые породы часто обезвоживаются и растрескиваются. А в терригенных породах обломочные частицы уплотняются, ближе прилегают друг к другу, в результате чего коллекторские свойства породы ухудшаются. С уверенностью можно утверждать только то, что ни идеальных флюидоупоров, ни идеальных коллекторов в природе не существует.


4.4. Нетрадиционные коллекторы

Понятие о традиционных и нетрадиционных коллекторах условно и соотносится с временем, местом, и научной позицией. В самом широком смысле к нетрадиционным относятся коллекторы с негранулярной пористостью. Как правило, это толщи, сложенные глинистыми, кремнистыми, вулканогенными, интрузивными, метаморфическими породами.

Коллекторы в глинах возникают как зоны разуплотнения вследствие преобразования глинистых минералов, выделения связной воды, генерации из органического вещества жидких продуктов и газов. При этом какой–то участок породы, вследствие роста внутреннего давления, пронизывается системой трещин и возникает природный резервуар, ограниченный со всех сторон менее измененными породами. Трещины возникают преимущественно по наслоению пород. Иногда эти участки на первый взгляд никак не связаны с тектонческими особенностями региона, но зато в их размещении угадывается приуроченность к закономерным зонам связанным с ротационными силами. По мнению Ю.К. Бурлина [Геология и геохимия, 2000], таким образом образовались резервуары в баженовской карбонатно–глинисто–кремнистой толще верхней юры в Западной Сибири (Салымское месторождение), в майкопской глинистой серии Ставрополья (Журавское месторождение). Сходным образом возникают резервуары в глинисто–карбонатных богатых органическим веществом так называемых доманикоидных, или доманиковых толщах.

В кремнистых биогенных толщах гранулярный биопустотный коллектор поначалу создается ажурной структурой створок диатомовых водорослей и других сложенных опалом организмов. Затем, при минеральной трансформации опала возникает глобулярная (шаровая) структура, которая растрескивается и создается связная система трещин, аналогичная описанной ранее. Так образуются коллекторы в кремнистых породах формации Монтерей миоцена на шельфе Калифорнии (месторождение Пойнт Аргуальо), на Сахалине.

В вулканогенных породах пустотное пространство образуется при выходе газа из лавового материала, или при вторичном выщелачивании. Примерами нефтегазоносных вулканических толщ служат осадочно–туфогенный комплекс в Восточной Грузии и Западном Азербайджане, формация «зеленых туфов» в Японии.

Нефтегазоносность фундамента платформ как правило бывает связана с вторично измененными магматическими и метаморфическими породами в их корах выветривания, в зонах проработки гидротермальными растворами и другими вторичными изменениями. Притоки нефти из резервуаров такого типа получены из гранитно–метаморфических пород, залегающих в Шаимском районе Западной Сибири, Оймаша на Южном Мангышлаке, Белый Тигр на Вьетнамском шельфе.


Глава 5

Физико-механические свойства

горных пород

 

Знание физико-механических свойств горных пород необходимо при строительстве скважин и разработке меторождений. С учетом их следует производить предварительный выбор долот для различных интервалов бурения; учитывать их при проектировании режимов бурения; при выборе типа бурового раствора и его свойств, методов вскрытия продуктивного пласта и конструкции призабойной зоны скважины; для предупреждения возможных осложнений в процессе бурения; иногда - при выборе конструкции скважины. Знать физико-механические свойства горных пород необходимо и при составлении проекта разработки нефтяных и газовых месторождений.

 

5.1. Плотность

 

Плотность d - это отношение массы m вещества к единице объема V. Плотность измеряется в г/см3, кг/л или т/м3. Так как плотность воздуха мала, то ею пренебрегают и при измерениях плотности взвешивают вещество в воздухе, а не в вакууме. Плотность воды 1 г/см3, дерева немного меньше - оно плавает как и жидкая нефть (0,8–0,9 г/см3), растекаясь пятнами на море при авариях танкеров. Плотность человека, выдохнувшего воздух, тоже почти 1 г/см3, а вдохнувшего - 0,95 г/см3. Плотность густой нефти, и тем более мазута 1,05 г/см3 – недаром он оседает на дно при крупных разливах нефти в море. Это случается при авариях танкеров, во время военных сражений протекающих на территориях нефтяных промыслов.

Плотности минералов колеблются в очень широком диапазоне от 2,2 г/см3 у галита, 2,66 г/см3 у кварца, 2,55 – 2,7 г/см3 у полевого шпата, 2,72 г/см3 у кальцита, до 3,9 г/см3 у сидерита и 5,0 г/см3 у магнетита. Среди самых тяжелых минералов магнетит, киноварь и золото. Горные породы состоят из комплексов породообразующих минералов, плотности которых колеблются в узких пределах - от 2,55 г/см3 у ортоклаза до 2,75 г/см3 у доломита, и поэтому минеральный состав существенно на плотность не влияет. Иное дело жидкая и газообразная фазы породы или, в терминах нефтяной геологии - поры: плотность кварцевого песка снижается при 10% пористости с 2,66 до 2,40 г/см3, а при пористости 20% – до 2,10 г/см3 .Таким образом, плотность горных пород, и особенно пород осадочных, во многом определяется пористостью.

При некоторой тренировке геолог может, взвесив в руке образец, довольно точно определить его плотность, а по ней пористость.

В пластовых условиях, где поры заполнены солеными пластовыми водами, плотность соответственно возрастает при пористости 10% до 2,50 г/см3, а при пористости 20% до 2,35 г/см3. В науке о бурении плотность породы в пластовых условиях называется объемной массой.

С увеличением всестороннего сжатия объемная масса возрастает благодаря, во-первых, уменьшению пористости и, во-вторых – некоторому увеличению плотности сжимаемого в порах флюида. Кроме того, соленость пород растет с глубиной. Объемная масса осадочных пород обычно колеблется от 2,0 до 2,7 г/см3. С ростом объемной массы связано и увеличение горного (литостатического) давления.

 

5.2. Прочность

 

Прочность - это способность вещества не разрушаться под действием механических сил – будь то удар молотка или воздействие долота на породу. Прочность измеряется напряжением, при котором вещество разрушается. Измеряется прочность в МПа. Прочность горной породы зависит от вида деформации. Горная порода и минералы могут подвергаться одноосному сжатию и растяжению, деформациям изгиба и сдвига (простым видам деформации), а также нескольким деформациям одновременно (сложные виды деформации). Горные породы наиболее устойчивы по отношению к сжатию, а другим деформациям горные породы противостоят слабее; прочность на растяжение составляет менее 10% от прочности на сжатие. И действительно, из камня сложены стены неприступных крепостей, и даже конструкция арки такова, что и здесь камень в основном, работает на сжатие. Прочность горных пород на сжатие σсж, на сдвиг σс, на изгиб σизг и на растяжение σр связаны между собой следующим соотношением:

σ > σс> σизг> σр                                                                                   (5.1)

Приведенное соотношение показывает, что наиболее рациональный способ разрушения горной породы на забое скважины связан с использованием деформации растяжения.

Прочность минералов на сжатие достаточно велика, хотя и колеблется в широких пределах – свыше 500 МПа у кварца до 10–20 МПа у кальцита. Прочность горных пород существенно ниже, что объясняется их неоднородностью, наличием локальных дефектов, трещиноватостью (от зияющих трещин до паутин и микротрещин). Прочность пород существенно зависит от её минерального состава, структуры и текстуры породы, глубины залегания и других. факторов.

Прочность породы уменьшается с ростом влажности, например, прочность песчаников и известняков снижается при насыщении их поровой водой на 25 – 45%, что и происходит в пластовых условиях. Особенно сильно можно снизить прочность пород, используя поверхностно-активные вещества ПАВ (эффект Ребиндера). У слоистых – т.е. анизотропных пород прочность сильно меняется в зависимости от направления действия нагрузки. Отношение прочности перпендикулярно слоям к прочности параллельно им называется коэффициентом анизотропии, который колеблется у различных пород от 0,3 до 0,8. Естественно, что у изотропных, однородных пород, например, известняков или гранитов он равен 1. Прочность пород растет по мере их погружения в недра, отражая уменьшение пористости, изменение структуры и минерального состава и благодаря напряженному состоянию, в котором порода пребывает в недрах. Например, у глин прочность возрастает от 2–10 МПа на поверхности до 50–100 МПа в зоне метаморфизма, где глины преобразуются в сланцы. В процессе разрушения долотом горной породы последняя испытывает сложные виды деформации. Учитывая это, а так же особенности процесса внедрения зубца долота в забой скважины, прочностные характеристики горной породы мало подходят для проектирования процесса её разрушения.

 

5.3 Упругость.

 

В общепринятом смысле упругость – это свойство тел после снятия напряжения восстанавливать свою форму без остаточной деформации. Деформация упругих тел описывается законом Гука, т.е. относительная деформация x пропорциональна приложенному напряжению σ:

σ = Е · x                                                                           (5.2)

Где Е - модуль Юнга, характеризует упругость тела. Классический пример упругого тела – пружина. Чем сильнее вы её растягиваете (сжимаете), тем больше она удлиняется (укорачивается). Как только вы перестаете на неё воздействовать она возвращается в первоначальное состояние (к первоначальной длине).

Наряду с модулем Юнга упругие свойства горных пород описываются коэффициентом Пуассона m. Он является коэффициентом пропорциональности между относительными продольными и поперечными деформациями.

m=

xх
xу (5.3)

где x x и x y продольная и поперечная деформация породы соответственно.

Коэффициент Пуассона для большинства минералов и горных пород находится в интервале 0,2–0,4. Исключением является кварц, у которого из-за специфики строения кристаллической решетки m достигает 0,07.

Большинство минералов подчиняются закону Гука. Кристаллы ведут себя как упругие тела и разрушаются минуя пластическую деформацию, когда напряжение достигнет предела прочности.

В табл.23 приведены модули Юнга для некоторых горных пород, полученные при одноосном сжатии.

Таблица 23

Модули упругости некоторых горных пород

 

Горная порода Модуль Юнга E×10-4, МПа Горная порода Модуль Юнга E×10-4, МПа
Глины 0,03 Мрамор 3,9–9,2
Глинисты сланцы 1,5–2,5 Доломиты 2,1–16,5
Алевролиты 1,7–2,7 Граниты до 6,0
Песчаники 3,3–7,8 Базальты до 9,7
Известняки 1,3–8,5 Кварциты 7,5–10,0

 

Данные таблицы показывают зависимость модуля Юнга от минералогического состава породы. Но какую-то закономерность здесь проследить сложно. Обратим внимание на ряд факторов, от которых зависят упругие свойства пород. Породы одинакового минералогического состава, но разной степени уплотнения имеют разную упругость (чем больше уплотнение, тем больше упругость). Т.к. уплотнение горных пород растет с глубиной их залегания, модуль упругости одноименных пород также увеличивается с глубиной. Как правило модуль упругости уменьшается с увеличением пористости пород. Он также уменьшается с увеличением увлажненности пород.

Заметное влияние на упругость горных пород оказывает текстура. Обычно в породах с явно выраженной слоистостью или сланцеватостью (глинистые сланцы) в направлении перпендикулярном к сланцеватости модуль Юнга меньше, чем в направлении параллельном ей. Установлено, чем меньше размер кристаллов в горных породах, тем больший модуль упругости они имеют.

С увеличением глубины залегания горных пород возрастает температура и давление всестороннего сжатия. Под их действием такие упруго–хрупкие породы как граниты, кристаллические сланцы приобретают пластические свойства. В результате для объемного разрушения горной породы требуется большее время контакта зубца с породой, а следовательно, меньшая частота вращения долота. Таким образом, свойства горных пород влияют на выбор параметров режима бурения.

Горные породы можно подразделить на три группы:

1) упруго-хрупкие, подчиняющиеся закону Гука вплоть до их разрушения;

2) пластично-хрупкие, разрушению которых предшествует как упругая так и пластическая деформация;

3) высокопластичные, упругая деформация которых незначительна.

 

5.4. Пластичность

 

Под пластичностью в общем случае понимают свойства твердых пород сохранять остаточную деформацию, возникшую под воздействием внешних сил, после прекращения их действия.

Пластичность проявляется тогда, когда напряжение превысило предел упругости, и предшествует разрушению. Пластические деформации в отличие от упругих непропорциональны величине деформирующего напряжения, а растут быстрее, например, пластилин или влажная глина. Если пластические деформации растут без роста давления, то тело идеально пластично и деформируется в режиме ползучести (режиме растекающегося масла). Если рассматривать поведение вещества за долгий промежуток времени, то текучим оказывается «твердый» битум, а за геологическое долгое время текучими оказываются многие горные породы. Горные породы по пластичности разделены на шесть категорий. К первой отнесены упруго-хрупкие породы. Ко второй–пятой категориям пластично-хрупкие породы, а шестую составляют высокопластичные горные породы. В табл. 23 приведена классификация осадочных пород по пластичности.

В недрах пластичными оказываются породы хрупкие на поверхности, потому что пластичность пород возрастает при растущих давлениях и температурах за геологически большие промежутки времени. Например, лед и сухая глина – хрупкие на поверхности, в тот же время на глубине несколько сот метров они пластичные. Этим обусловлено медленное течение ледников, галит на глубине более 500 метров выдавливается, образуя соляные купола и штоки.

Таблица 23




Таблица 25

Классификация горных пород по твердости

 

Породы Категории Твердость, МПа

Глина, глинистые мергели и сланцы

1 <100
2 100–250

Аргиллиты, гипсы, ангидриты

3 250–500
4 500–1000

Алевролиты, песчаники, известняки, доломиты

5 1000–1500
6 1500-2000
7 2000-3000
8 3000-4000

Кварциты, кремнистые породы

9 4000-5000
10 5000-6000
11 6000-7000
12 >7000

 

В табл 26 приведены свобные характеристики ряда горных пород по твердости и пластичности (табл.26).

 

 

Таблица 26

Об авторе

 

9 октября в возрасте 88 лет ушел из жизни академик, вице-президент Академии наук России Александр Леонидович Яншин. Он был одной из самых крупных фигур в мировой науке второй половины XX века. Для тех, кто понимает, что природа - драгоценный дар, он - глава «Комисии Яншина», которая сумела противостоять безумному «Проекту века» - переброске северных рек на юг. В геологию он пришел в конце двадцатых годов, и с тех пор там, где работал А.Л. Яншин, вырастали рудники, заводы, города. Велика роль Яншина в организации издательского дела Академии наук. Последние годы жизни он отдавал много сил и души исследованию и публикации трудов великого естествоиспытателя, академика Владимира Ивановича Вернадского. 28 июня 1999 года во время геологической практики группу студентов первого курса геологического факультета принял в Нескучном саду, в Президиуме Академии наук РФ академик Яншин и рассказал о В.И. Вернадском и об экологии. Студенты записали рассказ Александра Леонидовича, и расшифрованную запись передали ему. Он сделал в ней необходимые пометки и, возвращая текст, тепло вспоминал прошедшую встречу, шутил и обещал снова повидаться с полюбившимися ему студентами-геологами. Не успел. Получилось так, что его подпись под текстом стала последней. Поэтому сказанное им слово стало его завещанием студентам нашего университета.


Беседа А.Л. Яншина о В.И. Вернадском,

со студентами РГУ Нефти и Газа им. И.М. Губкина

28 июня 1999 г.

С большим удовольствием я расскажу вам о Владимире Ивановиче Вернадском, потому что давно, еще с 1960 года, занимаюсь его творчеством, когда вас еще не было на свете. Я являюсь председателем специальной комиссии Президиума Академии наук по разработке научного наследия академика Вернадского. Главная наша задача - это выполнение решения Президиума Академии наук об издании Полного собрания его сочинений. Мы издали уже семь томов. Но сначала мы издали библиографию Вернадского - вот эту книжечку. Первая ее половина – это работы самого Вернадского, а вторая половина – это работы других авторов о нем и о его творчестве, в том числе и работы вашего профессора П.В.Флоренского. Я думаю, без подготовки библиографии нельзя было работать, это было необходимо для подготовки Полного собрания сочинений.

Вернадский был несомненно самым крупным отечественным ученым в области естествознания конца прошлого и первой половины нашего века.Он родился в 1863 году, если по новому стилю, то 12 марта. Он умер в Москве в своей квартире 6 января 1945 года, не дождавшись четырех месяцев до окончания Великой Отечественной войны.

Вернадский начинал как почвовед в экспедициях своего люби- мого учителя, основателя современного почвоведения, профессора Василия Васильевича Докучаева. Самые ранние его работы были посвящены почвам Нижегородской (1882 и 1884) губернии, потом Полтавской губернии (1893). Докучаев преподавал, создавал почвоведение как минералогию и Вернадский увлекся минералогией. После окончания Санкт-Петербургского университета (1885) он был отправлен за счет университета, тогда такие вещи практиковались, на целый год за границу продолжать свое образование в университеты Парижа и Берлина. Во время следующей командировки в Европу (1888-1890), он встретился с академиком Алексеем Петровичем Павловым, куратором Московского университета в области геологии, который пригласил его преподавать в Московском университете; и с 1891 года по 1911 – двадцать лет – Вернадский преподавал там минералогию и кристаллографию. За это время он раз пять издавал обновленные учебники по минералогии и кристаллографии, печатал большое количество статей по этим проблемам, защищитил по кристаллографии магистерскую (1891) и докторскую (1897) диссертацию. Докторская работа «Явления скольжения кристаллического вещества». ни разу не переиздавалась и сейчас готовится нами к публикации.

В конце девяностых годов Вернадский начал заниматься геохимией, то есть историей атомов в земной коре. В геохимии он дал одно ответвление в сторону радиогеологии, радиогеохимии, а другое - в сторону геохимии живого вещества. Он был первым в России, кто обратил внимание на открытие на рубеже двух веков радиоактивности и в декабре 1910 года на общем собрании Академии наук произнес речь «Задачи дня в области радия». В этой речи он впервые в мире предсказал, что человек научится управлять скоростью радиоактивного распада и получит в свои руки такой мощный источник энергии, с которым несравнимы ни пар ни электричество. И тогда же начал испрашивать деньги для организации экспедиции для поисков урановых руд, и сам выезжал в разные места в эти экспедиции. И в 1916 году, уже во время Мировой войны, поиски увенчались успехом: в Фергане, недалеко от города Ош, было найдено первое в тогдашней России урановое месторождение, названное Тюя-Муюнское («Шея Верблюда». Из руд именно этого месторождения, уже после революции, в 1918 году, были получены в Перми первые миллиграммы отечественного радия. До конца жизни Вернадский продолжал возвращаться к радиевой теме; в 1939 году, когда немецкими учеными было доказано, что облучение урана потоком нейтронов вызывает резкое ускорение разложения, он стал писать докладные записки о необходимости широкого развертывания соответствующих работ и изучения возможности выделения изотопов урана, особенно подверженных облучению нейтронами. По этим запискам были организованы лаборатории в Ленинграде, в Институте физических проблем, и в Москве. На базе лаборатории в Москве уже во время войны был организован Курчатовым институт атомной энергии, которым тот и руководил до конца своей жизни. Это одно направление.

Второе. Живое вещество. Он сам писал, что начал изучать живое вещество в 1916 году. Живым веществом он называл совокупность всех животных и растений, живущих в данный момент на Земле, от бактерий до человека. Он определял полный химический состав различных организмов, рассчитывал энергию, которую через зеленые растения получает Земля от Солнца, подсчитывал, как эта энергия распределяется, сколько расходуется животными на движение, на размножение, сколько идет на то, чтобы живое вещество выветривало горные породы, а сколько живого вещества захороняется под осадками в морях, в океанах, в озерах. Все эти цифры были вычислены.

Еще во время Первой русской революции 1905 года Вернадский увлекся политической деятельностью. Он был одним из основателей партии кадетов – конституционных демократов. Поэтому в 1917 году, после Октябрьской революции, когда начались аресты кадетов, получив командировку от Академии наук на Украину, уехал сначала в Полтавскую губернию, где у него было небольшое наследственное имение Шишаки, на реке. Потом его пригласили в Киев, где в годы Гражданской войны осенью 1918 года он организовал Украинскую Академию наук, и был 27 ноября единогласно избран ее первым президентом. Потом начались скитания ученого. Он поехал в сентябре 1918 года в Ростов на Дону выпрашивать деньги на существование Академии в правительстве при штабе А.И. Деникина. А в это время началось наступление Красной Армии. Киев заняли, он не смог туда вернуться, поехал через Новороссийск в Крым, по дороге заразился сыпным тифом, тяжело болел, а по выздоровлении его пригласили в Симферополь, в Таврический университет преподавать геохимию, а позже он стал ректором этого университета.

Везде, где он работал, – в Киеве, в Ялте, в Симферополе, он везде пытался налаживать и налаживал точные анализы химического состава различных организмов. Обычно биохимики изучали содержание в живом веществе только основных элементов: кислорода, водорода,азота, а его интересовало содержание всех элементов таблицы Менделеева, что он и изучал. Например, он нашел, что во мхах под Киевом есть небольшие содержания никеля и кобальта, что в теле мышей, там же, под Киевом, существуют небольшие количества сурьмы.

От живого вещества в начале двадцатых годов он перешел к исследованию той оболочки Земли, в которой существует живое вещество и которой австрийский геолог Эдуард Зюсс дал название «биосфера». Но Зюсс не расшифровывал это понятие, а Вернадский создал цельное учение о строении биосферы Земли, о ее химическом составе, составе живого вещества, о влиянии живого вещества на мертвые породы, процессы распределения энергии живого вещества в биосфере. Все это было изучено, опубликовано в 1926 году в монографии «Биосфера» и в целом комплексе статей. Один из изданных нами томов «Живое вещество и биосфера», 60 печатных листов.

Очень важно сказать, что в середине тридцатых годов Вернадский изменил многие свои представления о биосфере. Первоначально он считал, что жизнь вечна, и что она везде где-нибудь существует, а на Землю принесена из космоса, скорее всего с Венеры, температура поверхности которй тогда оценивалась в 50-60 градусов. Потом, когда стали синтезировать многие органические вещества, неотличимые по химическому составу от биогенных, например, аминокислоты путем нагревания, или пропускания электрического тока через смесь углекислого газа, аммиака и метана (они образуются во время гроз в облаках, обнаружены в вулканических пеплах), Вернадский в целом отказался от своей первоначальной точки зрения и признал абиогенез, то есть происхождение живого из неживого у нас, здесь на Земле, и подчеркивал свою уверенность в абиогенезе и в том, что жизнь возникла сразу. Различаются же абиогенные органические вещества от биогенных не по химическому составу, а по структуре молекул. Все живые организмы обладают асимметричным строением молекул. Вероятно, жизнь началась после какого-то толчка в ранней истории Земли, после какой-то асимметричной причины, которая вызвала появление асимметричных молекул живого вещества. Я предполагаю, что этой причиной было появление магнитного поля Земли, о чем я опубликал работу. Первоначально холодная Земля, состоявшая из космической пыли и крупных обломков так называемых планетоземалий, не имела магнитного поля. Потом, в результате притяжения, началось сжатие и частичное плавление и дифференциация вещества с погружением тяжелых элементов к центру Земли, образование твердого внутреннего ядра Земли и более пластичного внешнего, по которому началось проворачивание мантии Земли со всеми вышележащими оболочками. Это и был момент появления дисимметричного магнитного поля, которое имеет северный и южный полюсы, а я предполагаю, что именно в этот момент часть молекул органического вещества приобрела дисимметрию и получила способность к размножению.

В поздние годы жизни В.И. Вернадский пересмотрел свои представления о биосфере, но эти работы долго не публиковались. После его смерти началось издание шеститомника его сочинений, но туда не вошли хранившиеся в архивах рукописи. Они стали издаваться только после снятия Хрущева, когда значительно ослабла идеологическая цензура, с 1965 года. Тогда смогли издать «Химическое строение биосферы Земли и ее окружения», подготовленное к печати Кириллом Павловичем Флоренским. А также работу о биологическом времени, которое он считал отличным от физического.

Последнее. Когда Вернадский принял эволюционную точку зрения, то стал считать воздействие человека на биосферу закономерным этапом ее эволюции, и этот новый этап, к которому мы приближаемся, назвал ноосферой. Этот термин был предложен французским ученым Ле-Руа, который слушал лекции Вернадского в Париже. По Ле-Руа, ноосфера - это будущее состояние биосферы, разумно преобразованной научной мыслью человека для удовлетворения всех его материальных и духовных потребностей. Вернадский не успел написать полное учение о ноосфере и опубликовал лишь кратенькую статью «Несколько слов о ноосфере». Более подробно он изложил свои представления о ноосфере в работе «Научная мысль, как планетное явление». Это его замечательная работа, где он подвел итог своим раздумьям. Недавно ее удалось издать и на английском языке. Она является завершением его могучего творчества. Не сейчас, а через несколько курсов, когда вы будете кончать свой Университет, я вам очень рекомендую прочитать эту работу. Ее нужно читать несколько раз, и находить в ней все новое и новое. Я желаю вам удачи.


 



Главные источники энергии геологических процессов

Существуют два главных источника энергии Земли, которые порождают два типа геологических процессов: экзогенные – внешние, происходящие, главным образом за счет энергии Солнца, и эндогенные – внутренние, происходящие за счет внутренних процессов в Земле.

Экзогенные процессы протекают в приповерхностных частях Земли в основном за счет Солнца - основного поставщика энергии на Землю. Излучение Солнца достигает 1026 кал/с, на Землю попадает ½ млрд. части этой энергии. Однако за три дня мы получаем на Землю от Солнца больше тепла, чем дало бы сжигание всех запасов угля, нефти и лесов планеты. В среднем на Землю от Солнца поступает 10-2 кал/см2 ∙с. За счет неравномерного поступления энергии Солнца на разные широты происходят атмосферные явления - ветер, течение рек, рост и таяние ледников. Их деятельность направлена, преимущественно на разрушение поднятий рельефа (денудацию, эрозию), перенос (транспортировку) разрушенного вещества в пониженные участки и их заполнение (аккумуляцию, седиментацию). За счет энергии Солнца протекает фотосинтез, позволяющий переводить окисную форму углерода (СО2) в закисную, в органическое вещество и углеводороды и захоранивать его в виде горючих полезных ископаемых. Благодаря энергии Солнца развиваются животный и растительный мир, продуцирующие накопление горючих ископаемых, существует человек. Пока недостаточно оценена относительная роль энергии ударных воздействий метеоритов,падающих на Землю сейчас, и, вероятно, в несравненно большей степени, раньше когда атмосфера была еще недостаточно плотной.

Эндогенные процессы протекают в недрах Земли и вызывают землетрясения, извержения вулканов, а в недрах - переплавления и химическме изменения горных пород под действием высоких давлений и температур. В результате преобразуются (метаморфизуются) старые и образуются новые горные породы, нарушается их первоначальное залегание. В этом случае перемещение геологических тел может происходить и против силы тяжести. В горных породах образуются разрывы. С эндогенными процессами связано возникновение материков, океанических впадин и горных систем.

Эндогенные процессы обусловлены напряжениями в теле Земли, образованными в результате гравитационной дифференциации и радиоактивного разогрева вещества Земли. Причем в виде тепла к поверхности Земли энергия приходит в очень небольшом количестве – всего 10-6 кал/см2, то есть в миллион раз меньше, чем от Солнца. Основная доля эндогенной энергии проявляются в форме конвекционных потоков, порождая движение материков и воздымание гор (рис. 1.3).

Рис. 1.3. Конвекционные ячеи мантии и структуры земной коры

В меньшем масштабе сходные процессы возникают и в осадочной оболочке. Так формируются соляные, грязевые, гранитные диапиры - структуры, образованные «протыканием» вышележащих пород нижележащими. Такая ситуация в земной коре возникает, например, если легкие породы (каменная соль) окажутся погребенными под более тяжелыми (глиной). При этом они стремятся всплыть сквозь вышележащие толщи. Получившиеся геологические образования называются диапиры, а само явление – диапиризм. С ними часто бывают связаны месторождения нефти и газа.

Итак, вещество поступает на поверхность недр в том числе из мантии, здесь оно преобразуется, обогащается кислородом, и вновь затягивается в мантию, или продолжает участвовать в циклах преобразования горных пород внутри земной коры.

 

Тектонические движения

Тектонические движения – это перемещения вещества в земной коре под действием преимущественно эндогенных сил. Они имеют как вертикальную, так и горизонтальную составляющие. Вертикальные движения приводят к прогибанию (погружению) и выгибанию (относительному поднятию) литосферы. В истории Земли на одной и той же территории поднятия сменяются погружениями, и наоборот, то есть имеют волновой, колебательный характер. В прогибающиеся области приходит море (происходит трансгрессия) и образовавшиеся впадины заполняются продуктами разрушения воздымающихся территорий, откуда ушло море и где происходит регрессия[1] [1]. Медленные эпейрогенические движения захватывают обширные пространства. Относительно быстрые (орогенические) - со скоростью воздымания до 5 см/год – затрагивают сравнительно узкие зоны. Если рассматривать эпейрогенические движения не осредняя их на большие промежутки времени, то окажется, что они складываются из наложенных друг на друга колебательных движений, а мы наблюдаем усредненные их значения на больших временных интервалах и площадях.

Горизонтальные движения, затрагивающие обширные территории приводят к дрейфу континентов, смятию горных пород, воздыманию хребтов.

Движения, которые происходили в последние два млн. лет сформировали основные формы современного рельефа. Их называют новейшими, или неотектоническими, а науку их изучающую - неотектоникой.

Тектонические движения происходят и в настоящее время. Они приводят к землетрясениям, разрывам скважин и авариям на трубопроводах. Такие движения, фиксирующиеся за историческое время, называются современными и изучаются по историческим источникам и повторным геодезическим нивелированием. Нам привычно думать, что современными движениями охвачены тектонически активные территории, где извергаются вулканы и происходят землетрясения. Однако, появляется все больше сведений о том, что современным тектоническим движениям подвержены и считающиеся стабильными территории. В качестве примера приведен один из графиков повторного нивелирования на Угутском (Западная Сибирь) геодинамическом полигоне. На графике приведены данные изменений относительных высот между весной и осенью 1988 года. Видно, что в основном изменения не превышает 10 мм, однако, на отдельных участков достигает 10 см на расстоянии около 100 м. (рис. 1.4).

Нередко бывает сложно определить под действием тектонических, или каких-либо других причин (карст, процессы в многолетнемерлых породах, изменения объема, происходящие при преобразованиях горных пород, или по каким-либо другим причинам) происходят перемещения блоков горных пород. Важен результат - движения одних частей земной коры относитеьно других. Чаще всего перемещения осуществляются по разрывам, которыми Земля разбита на блоки. Как видно на карте современных (их еще называют «живыми») разломов Евразии, они закономерной сетью покрывают территорию Евразии (рис. 1.5). Изображенные на карте размеры блоков, на который разбита закартированная площадь, обусловлена лишь масштабом карты и детальностью исследования. На самом деле, при более детальном рассмотрении, зоны разломов из линий превратятся в специфические геологические тела, а в стабильных участках выделятся новые, вложенные в них блоки, так же перемещаемые друг относительно друга. Этот эффект хорошо виден на космических и аэрофотоснимках при рассмотрении одной и той же территории в различных масштабах.

 

Рис. 1.4. Кривая повторного нивелирования.

 

 


Рис.1.5.



Тектонические структуры

Горизонтальные движения приводят к смятию пород в складки. В них участвуют обширные территории, соизмеримые с континентами, - литосферные плиты, которые либо раздвигаются от срединно-океанических хребтов (в зонах спрединга ), либо поддвигаются друг под друга в зонах субдукции (пример – Курильские о-ва), либо сталкиваются (коллизия, пример - Гималаи), либо скользят относительно друг друга (пример – Калифорния). В результате образуются тектонические структуры - обособленные участки земной коры, отличающиеся от соседних особенностями строения, историей развития и составом слагающих их пород. Крупные тектонические структуры часто разделяются глубинными разломами - особыми подвижными зонами в земной коре, характеризующимися большой протяженностью, глубиной проникновения, длительностью и многофазностью развития, сейсмичностью, магматизмом. Крупные структурные формы слагаются из более мелких, те – из еще меньших, и так далее, до элементарных структурных форм, размером примерно 10 км. Структуры еще меньшего размера изучаются при полевых, микроскопических исследованиях, однако как самостоятельные вместилища для нефти и газа они выступать уже не могут. Структурные формы классифицируются самым разным образом. В табл. 3 приведена упрощенная выборочная классификация, включающая только интересные для нефтегазовой геологии структурные формы. Наиболее благоприятные для формирования залежей нефти и газа выделены жирным шрифтом.

 

Таблица 3

Выборочная классификация тектонических структур

 

Порядок

Структуры

Надпорядковые

Континенты

Океаны

1 порядок Континентальные платформы   Геосинклинальные области

 

2 порядок Плиты   Щиты
3 порядок

Синеклизы

 

Антеклизы

 

4 порядок Своды

Впадины

Прогибы Валы 5 порядок

Локальные поднятия и другие локальные структуры

             

 


 


Формации и перерывы

Дата: 2019-02-02, просмотров: 299.