WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 | 2 || 4 |

«Victor N. Nikolaevskiy Geomechanics and Fluidodynamics В. Н. Николаевский Геомеханика и флюидодинамика Geomechanics and Fluidodynamics With Applications to Reservoir Engineering by Victor N. ...»

-- [ Страница 3 ] --

5.2.6. ДИССИПАЦИЯ ВОЛН Затухание сейсмических волн составляет главную нерешенную проблему математической теории, поскольку экспери менты показывают, что коэффициент затухания Ъ примерно пропорционален первой степени частоты со: v = v0 exp(-foc) exp i(x - ct), b « aco (5.55) или даже Ь » С^со", П — 0,7, как это следует из данных наблюдений за сейсмическими сигналами ядерных взрывов на дальних расстояниях [58, 109]. Физические объяснения подобных данных основываются на вязкоупругих моделях с некоторым специфическим спектром времени релаксации или же используют концепцию нелинейного допредельного сухого трения [200]. В последнем случае диссипация связана с относительным проскальзыванием на контактах зерен или вдоль бортов микротрещин. Для преодоления трудностей, связанных с нелинейностью, в этом случае использовались энергетический метод [101] и метод гармонической линеаризации [200]. При этом было показано, что сейсмические волны имеют пренебрежимо малую дисперсию, но обладают коэффициентом затухания Ъ да асо или декрементом затухания Q, независимым от частоты:

2ch = const.

(5.56) Соотношение (5.56) вполне может быть проверено экспериментально с помощью резонансных колонн при возбуждении в них индивидуальной гармоники. Полевые наблюдения, например, показали, что для волн сдвига в сухих песках Qs = 20 - 50, а для Р-волн в гранитах, н известняках или в песчаниках ( ^ = 100-200. Обычно Q / Qf a 2 для одного и того же геоматериала. В сплошных минералах Qp да 2000, как это было обнаружено в лабораторных экспериментах (с ультразвуковыми волнами) Сопоставление указанных цифр приводит к заключению, что главный механизм затухания в реальных геоматериалах связан с относительным движением на уровне микроструктуры.

5.3.

5.3.1.

Сейсмика нефтяных и газовых пластов РЕЛАКСАЦИЯ ВОЛН СДВИГА Математическая модель динамической пороупругости с тепловой релаксацией, сформулированная в разделе 2.3, описывает две моды Р-волн и одну S-волну. Уравнение (2.96) для S-волны наиболее просто, и для гармонических одномерных плоских волн / СО \// = у/0 exp i(cot - Xх), %— cs i 5* (5.57) ему соответствует дисперсионное уравнение / {cl+clo+ico вРс1) ~со2{1 + ico GP) = (5.58) и Соответственно для скорости поперечных волн cs коэффициента их затухания §s получим следующие выражения:

Cs CsOV* г il/ где + c t CO' up • »> 2 I 2 л. 2 2 Q2\ CsO \ CsO Cs CO и n) CsO "•" Cjw, CO 9P Результирующие зависимости скорости и коэффициента затухания от частоты представлены на рис. 5.14 и 5.15 в безразмерном виде. = 0. 21п9рю Рис. 5.14. Зависимость волновой скорости от частоты вследствие инерционновязкой диссипации _0. 21nepco Рис. 5.15. Зависимость коэффициента затухания инерционно-вязкой диссипации от частоты вследствие 5.3.2. ДВА ТИПА Р-ВОЛН Система динамических уравнений (2.88)-(2.94) для продольных волн весьма сложна, поскольку она учитывает одновременно взаимодействие сжимаемостей матрицы и самих твердых частиц, термические эффекты и, как и в случае S-волн, инерционно-вязкую релаксацию. Если термический эффект достаточно слаб, а твердые частицы жестче чем матрица в целом, как, например, в случае водонасыщенных грунтов, то применима эффективная система (2.104). Существование двух типов Р-волн видно непосредственно, поскольку эффективные динамические уравнения (2.104) отделены от (2.111). Уравнение (2.105) для Р-волны первого типа отличается от уравнения (2.96) для S-волн только значениями волновых скоростей - "замороженной" и "равновесной". Поэтому вполне аналогичное дисперсионное уравнение X2(d+cio+ico вр c i ) - со2(1 + ш вР) = применимо для волны порового давления: р = р0 exp i{cot - %х).

(5.63) (5.64) Соответственно для сР и Sp можно использовать графики рис. 5.14 и 5.15. Первый тип волн характеризуется одинаковым направлением смещений твердых и жидких частиц. Однако смещения фаз противоположны (по знаку) в Р-волне второго рода. Тем самым жидкость должна покидать поры, чтобы полные деформации пористой матрицы были реализованы. Это приводит к весьма интенсивной фильтрационной диссипации, причем стандартное волновое уравнение заменяется на "телеграфное" уравнение (2.112). Соответственно, дисперсионное уравнение Р-волны второго рода имеет вид X2c20p2=a>2e,2-i{pm/p0)\ (5.65) где х ' характерное волновое число деформаций матрицы: е = е0 expi{cot - хх), х= О) 'Si, (5.66) Си Для волновой скорости сп и коэффициента затухания будут справедливы такие выражения (рис.5.16 и 5.17): - С.

- • Рис. 5.16. Дисперсия фазовой скорости второй Р-волны г 0. -5. Рис. 5.17. Частотная зависимость коэффициента затухания для второй Р-волны Си — -> 2 * С* (5.67) 8п = 2ci * (5.68) Водонасыщенные кварцевые пески характеризуются такой системой параметров [97] то=О,3, /#> = 2,5 г/см?, р{/] = 1 г/см3 К = 102 МПа, K = 0,5х 10s МПа, и волновыми скоростями Сро = 1900 м/с, С/ко = 2200 м/с, С, = 140 м/с (5.70) (5.69) К® = 0,25 < 104 МПа Можно видеть, что скорость волны первого рода согласуется с измеренными скоростями сейсмических Р-волн в полностью насыщенных грунтах, тогда как скорость волны второго рода соответствует наблюдениям за сейсмическими волнами в ненасыщенных грунтах.

5.3.3. КОНТАКТ "ГАЗ-ЖИДКОСТЬ " В ПОРИСТОЙ СРЕДЕ Модель пороупругости позволяет интерпретировать ряд сейсмических данных для массивов, насыщенных водой, нефтью и газом. Прежде всего вторая Р-волна, равно как и и S-волна, соответствует деформациям пористой матрицы вне зависимости от ее насыщенности. Если геоматериал насыщен газом при очень низком поровом давлении, вторая Р-волна и S-волна оказываются единственными фиксируемыми волнами. Это имеет место, например, в газовой шапке истощенного нефтяного месторождения или в подземном газовом хранилище внутри водонапорного пласта. Ниже уровня подстилающей воды (нефти) относительные смещения жикости и матрицы создают настолько интенсивную диссипацию, что существование Р-волны второго рода практически исключено. В результате здесь существует только первая Р-волна, а скачок скорости JVр сейсмической продольной волны на поверхности раздела "газ - жидкость" внутри той же самой пористой среды оказывается весьма существенным: Приведенный результат следует из (2.106) и (2.113), если учесть относительно низкие частоты реальных сейсмических волн. Поскольку pt/p0 — O(l), наибольшие значения _V /n определяются отношением сжимаемостей зерен (минералов) и пористой матрицы. В то же самое время скачок скорости Ns сейсмических волн сдвига намного ниже. Он зависит всего лишь от соотношения плотностей [97] газонасыщенной и флюидонасыщенной пористых сред:

О Г^п mo)PpS> »' ( } как это следует из (2.97) при р0 » р0. Вторая Р-волна может распространяться в виде компоненты особой (второй) волны Релея вдоль контакта газа и жидкости внутри пористого массива или, скажем, вдоль пористого дна моря (реки), поскольку в этих случаях жидкость может легко покидать поровое пространство в латеральном направлении, обеспечивая существенное деформирование матрицы. Для анализа подобной ситуации был специально развит метод "пограничного слоя" [170]. Соответствующие волны Релея были действительно зафиксированы, когда геофон был помещен на дно моря непосредственно.

5.3.4. ЭФФЕКТЫ ГАЗОНАСЫЩЕНИЯ Первая и вторая Р-волны могут сосуществовать в форме объемных волн, если поровая жидкость содержит небольшое количество газовых пузырьков. Проблема механизма смены наблюдаемых волн от первого ко второму типу волн нетривиальна. Она исследовалась теоретически для газонасыщенных пористых сред в условиях 18 Загаз № 1497 постепенного роста жесткости матрицы и начального порового давления [97]. Было показано, что при низком давлении скорость второй продольной волны определяется жесткостью матрицы и превосходит скорость первой волны. Последняя определяется эффективной сжимаемостью газа. Более того, распределение импульсной нагрузки зависит от граничных условий (2.42)(2.45). Если волна из чисто газовой среды падает на пористую газонасыщенную среду, генерируется первая Р-волна (называемая также волной по "газу" или "воздушной" волной), которая затухает из-за потерь внутри газонасыщенной идеально жесткой пористой матрицы. В этом случае нагрузка, приложенная к твердой фазе, весьма мала, и среда играет роль адсорбера для звуковой энергии. Однако в случае приложения импульса к твердой матрице волна напряжений распространяется главным образом в форме волны второго рода. Демпфирование звука в газонасыщенных пористых средах (адсорберах звука) определяется вязким сопротивлением фильтрационным перетокам газа и сопутствующими температурными эффектами. Последние связаны с нагревом газа при сжатии и необратимой передаче тепла твердой матрице, обладающей весьма большой теплоемкостью. Можно показать, что полное затухание волн есть сумма вязкой и температурной частей [97];

более того, как следует из оценок параметров пористой среды, они имеют один порядок. Именно поэтому газонасыщенные среды имеют весьма высокие демпфирующие свойства. Дисперсия скорости из-за инерционно-вязкой релаксации относительно мала, и она подавляется ростом жесткости пористой матрицы. Это случай водонасыщенной пористой горной породы. Однако дополнительная релаксация, связанная с тепловым затуханием и проявляющаяся в нефтенасыщенных пористых геоматериалах, приводит к более существенной дисперсии сейсмической скорости (табл. 5.1). Впрочем значительные температурные эффекты в реальном нефтяном пласте объясняются присутствием растворенного газа. Таблица 5.1. Дисперсия Р-волн в термопороупругих кварцевых насыщенных породах Относительная жесткость среды Скорость С, м/с Водонасыщенная пористая среда СО - > оо со -> 0 2000 2200 2400 2600 2800 3000 2160 2340 2500 2660 2830 3000 Нефте насыщенная пористая среда СО —> ОО со -> 0 1570 1830 2050 2350 2570 2800 1880 2100 2300 2520 2720 Kffs)» 0. К ffs> = 0.1 К ^ = 0. К tf = 0. К /]fs) = 0. s> к e = о. s> Соответствующие расчеты для табл. 5.1 выполнялись по дисперсионному уравнению, отвечающему общему случаю, приведенному в разделе 2.3, см. также [97].

5.3.5. ЭФФЕКТ ВЯЗКОСТИ ПОРИСТОЙ МАТРИЦЫ Дополнительный источник диссипации волновой энергии обусловлен вязкостью матрицы геоматериала и учитывается определяющим законом (2.198). Вводя эту связь вместо (2.3), можно получить следующие уравнения для одномерных Р-волн из системы (2.4)- (2.7): 4_ ое dx2dt (5.73) дх ~ dtiV ' ' ' к dt (5.74) Здесь используются коэффициенты Био [145] и переменная Е,: 18* Н = K + -G-(l-j3f K) M, M = ((3-ff К)", s) С = (/ - f K]M\ (5.75) ю Z=m(d/ dx)(v» - V ).

Дисперсионное уравнение имеет вид:

+ со причем (5.77) //, / _s - -/ " ^ ^ ^ /ff" i lnco Рис. 5.18. Частотная зависимость коэффициента затухания для Р- волн C-io)M\ V з •)• (5.78) m kco Расчеты [18], выполненные по уравнению (5.76), показали, что вязкость твердой матрицы могут существенно изменить коэффициент затухания 8 р и даже вид его частотной зависимости. На рис. 5.18 приведены типичные данные для разных типов флюидов, которые могут насыщать геоматериалы. Как можно видеть, вязкость матрицы подавляет эффект различий флюидов в интервале С,,7] « 106 - 10 10 П, что соответствует пескам, песчаникам и известнякам. Параметры геоматериалов, использованные в расчетах, приведены в табл.5.2. Учет вязкости матрицы позволяет объяснить различие в скоТаблица 5.2. Влияние вязкости матрицы на сейсмические волны Параметры n г/смЗ p, г/см (s) Песок 2. 2. Песчаник 2.62 2. Известняк 2.60 1. б f X 10~, СМ2/ДИН Л, G, П ю ю m k,CM. 0. 10- 0. 0.05 10-1° 3 х 10П 4 х ЮН 3.6 3. ю G, дин/см2 К, дин/см C 4 х 109 7х 10" 1.7 1. 4 х 101° 6 х 10Ю 2.7 3. P P (при 10 Гц), км/с [при 104 Гц), км/с C ростях сейсмических волн (при 100 Гц) и ультразвуковых колебаний (при 10000 Гц), используемых, в частности, при лабораторных измерениях скоростей волн в образцах пород. Эта разница существенна для правильной интерпретации таких измерений и, кроме того, важна для эффекта перекачки волновой энергии в иерархии от блоков к зернам, от сейсмических к ультразвуковым частотам. Еще один источник диссипации связан со взаимодействием волны с неоднородностями, поскольку вторая Р-волна возникает при каждом отражении. Соответствующий эффект определяет дробную зависимость [200] 3*асог/г (5.79) при случайном распределении инородных включений в объеме геоматериала. Если неоднородности представлены системой трещин, то существенным будет расщепление S-волн по их поляризации. Эффект заметен при подготовке землетрясений и внутри некоторых трещиновато-пористых пластов [160].

5.4. Микроструктурные трансформации и генерация волн 5.4.1. ОДНОМЕРНАЯ МИКРОУПРУГАЯ ДИНАМИКА Существует возможность кинематически независимого движения фрагментов, слагающих реальный горный массив, если его матрица не слишком жестка. Для математического описания результирующих эффектов можно воспользоваться методами обобщенного континуума (разделы 1.1 и 2.2). Для адекватного анализа динамических процессов в пористых средах к балансам масс и импульса нужно добавить баланс момента количества движения (1.13). Рассмотрим, например, одномерную микроупругую динамику, представленную [61] двумя следствиями уравнений (1.13) и (1.20) - (1.22) с дополнительными нелинейными слагаемыми:

д2и д2и ди д2и "— >,д*и <Г п г дФ дх.

У \3.O\J) dt дх дх дх' дх 52Ф _ дФ сс 1 дГ дх 2 2д Ф с„ — — - аФ ^ = 0. 2 dxz дх (5.81) Можно видеть, что в уравнении (5.80) обычный волновой оператор расширен за счет производной четвертого порядка по пространству, которая имеет тот же порядок, что и микроструктурный эффект поворот частиц на угол Ф [152]. Это требует использования так называемого градиентально-согласованного реологического закона. Здесь введена наиболее простая нелинейная зависимость плотности от деформации:

р = ро{1 +ди/дх)Х (5.82) В линейном приближении уравнения (5.80) и (5.81) разделяются. Антисимметричная часть напряжений пропорциональна углу Ф, т.е. G(if ~ У укФк(5-83) Соотношение подобного типа уже не будет включать в себя макродисторсию, поскольку среднее движение полностью одномерно. dui/dxj = 0, i*j.

В уравнениях v, 8, (5, а - упругие константы геоматериала, с,, с2 - волновые скорости:,.'_*, Ро с /= Л PoJ,5.84, Для напряжения использовано усложненное реологическое соотношение ^ дополненное определением моментного напряжения дх дх ^ д ^Рр..

(5.85) ц = А—, (5.86) дх что согласуется с разделом 2.2. v=Ci2+2 —, Ро При этом 8 = —, Ро a = ^j, PJ (5.87) причем постоянная у определена уравнением (5.83).

5.4.2.

МОДУЛЯЦИЯ ВЫСОКИХ ЧАСТОТ Как и обычно при нелинейном анализе [68], воспользуемся бегущей координатой Е, с изменением масштабов длины и времени:

{i) T = r?t, (5.88) что сводит уравнения (5.80) и (5.81) к виду [61] \A\ ^;

A. Здесь введены новые переменные А и V: Ф = Ае, а также обозначения 1& (5.89) (5.90) V =^ t (5.91) 4а ^о = —> где cg - групповая скорость. Уравнение (5.89) сформулировано относительно амплитуды сейсмических деформаций, V, а уравнение (5.90) - для dco cg = —, dX © = X$-w, (5-92) амплитуды колебаний угла поворота А. Поскольку параметры уравнения (5.89) и (5.90) включают малый внутренний линейный масштаб -Jj, отмеченные осциляции соответствуют длинам волн того же порядка, что и диаметр зерен (блоков) матрицы. Если q = 1 в экспоненте (5.89) и 7] — 0, то уравнение > (5.8) приводит к такой нелинейной связи между V мА :

V = 2fi\Af/(ct2-Cl3), (5.93) тогда как амплитуда А, согласно (5.90), удовлетворяет нелинейному уравнению Шредингера : 2 \A\2A.

дт (5.94) Таким образом, огибающая высокочастотных колебаний может быть солитоном, соответствующим такому решению уравнения (5.94):

А = - ' ~т~ Ао Usech Ao С, Некоторые экспериментальные данные о сейсмическом шуме подтверждают этот математический результат.

5.4.3. ДЛИННОКОРОТКОВОЛНОВЫЙ РЕЗОНАНС (ДКВР) Важный эффект связан с передачей энергии сейсмических волн (при длиннокоротковолновом резонансе) ультразвуковым колебаниям, когда групповая скорость ультразвука cg равна сейсмической волновой скорости ci О) со,, X* ~ X* соответствует Рис. 5.19. Дисперсионные кривые для сейсмических и ультразвуковых волн в геоматериалах с микроструктурой ( волновое число %ш длиннокоротковолновому резонансу - ДКВР) На рис. 5.19 даны дисперсионные кривые для линейных вариантов уравнений (5.80) и (5.81) относительно сейсмических и ультразвуковых частот соответственно:

4 COus2 = C2 ZuS+2 COO2'• (5-%) Условие резонанса также проиллюстрировано на рис. 5.19: Cg = Cs~Cl. (5.97) В этих условиях уравнения (5.89) и (5.90) переходят в каноническую форму [61], где х* ~ xrf dt дх дх (5.98) dt (5.99) a q таково, что уравнение (5.89) упрощается к виду Вт д, (5.100) Здесь L w S - нормированные переменные V и А. Из условий резонанса (5.97) можно получить длину волны возбужденного ультразвука Х*ш-', Xus 2л С2 I ~2 2~ \C2 ~ С] • (5.101) (Оо Cl Это означет, что Хш не зависит от сейсмических частот и, поскольку 1 U (О \2pJ пропорционально внутреннему линейному масштабу \J. Используемые приближения для длиннокоротковолнового резонанса справедливы, если TJ«1, где Xs ' Длина сейсмических волн и As»S]/2/a. (5.104) (5.103) Также предполагается, что С2 > Сь, т.е. ультразвуковая скорость должна быть выше сейсмической (и это так, см.табл.5.2).

5.4.4. ПОТОК СЕЙСМИЧЕСКОЙ И УЛЬТРАЗВУКОВОЙ ЭНЕРГИЙ Поток сейсмической энергии имеет вид, стандартный для волнового движения: la^-^cfasXsPU* ( ) Аналогично можно составить поток ультразвуковой энергии Обратим внимание, что сейсмическая деформация (5.91) имеет вид du 1Г ~dii = и \ Ф 2 = ?]2q\A\2.

2 XsU ' (5Л07) (5.108) При условии резонанса (5.97) поток сейсмической энергии будет Я* * 2^рс\Уг> а поток ультразвуковой энергии (5-109). L /а L Cfl С, if р Их отношение позволяет оценить пропорцию совместного переноса волновой энергии сейсмическими и ультразвуковыми модами колебаний.

5.4.5. СЕЙСМИЧЕСКИЙ ШУМ ПРИ ПОЛЗУЧЕСТИ МАССИВА Благодаря микроструктуре горных пород механическая энергия ползучего движения горных масс может переходить частично в сейсмический шум. Снова для математического моделирования и этого явления воспользуемся асимметричной механикой (Коссера) - теперь в предположении о вязком типе макродвижения. Начнем с баланса момента количества движения в такой линейной форме: д2Ф 7 2 { )дхк 3д хк I ГФ,-Т% I где поверхностные моментные напряжения соответствуют упругим коэффициентам Д. Взаимодействию между макро- и микроконтинуумами отвечают вязкий объемный источник (с коэффициентом В) и упругий объемный момент (коэффициент у) реакции среднего макродвижения [39, 40]. Упругий потенциал среды с микроструктурой будет записан как (5.112) ^Ф;

Ф;

4^Ф'Т*ТТ 2 2\ dj (5Л13) есть потенциал упругого взаимодействия. Согласно (5.111) даже наиболее простые одномерные Sволны в среде с микроструктурой вызывают повороты частиц. Предположим, что v, - v(x,t)Sn> щ = u(x,t)Sn> Ф, = Ф(х,0ё,3, х = х,. (5.114) Тогда результирующее уравнение имеет вид ) dt PoJ dx2) 4 Po J dt Po J дФ (5.115) dxj ) Здесь фигурирует волновой оператор, диссипативный член и релаксирующий волновой источник F, определяемый средней динамикой горных пород. Уравнение описывает динамические процессы во фрагментированных массивах. Рассмотрим случай [40], когда поле средних скоростей сдвига стационарно %P Тогда уравнение (5.115) можно преобразовать к виду (5.117) ^ dt 4B dt (5.118) относительно малых возмущений Ф' = Ф - Ф 0 ( х ). Здесь, Ф 0 (л:)- стационарное решение, и использован оператор Шредингера причем дх „ d2W° ^ (5.119) Можно показать, что в окрестности точки Ф' — а / 2 решение (5.122) неустойчиво [40]. Была развита численная процедура расчета отклонений от такого стационарного поля: фо(х) = a(L-x) 4L — ел !

• •.

частота.

частота, Гц Рис. 5.20.

Расчет приведенных спектров сейсмического шума при ползучести рад) геоматериала с микроструктурой (табл. 5.3;

а = Был рассмотрен (О.Ю. Динариевым и автором) и несколько иной вариант вязкоупругой математической модели с независимыми поворотами блоков, сводящийся к системе уравнений:

1 1 dW --Л^хи = --дх{р0,ф + —) 2 2 аф аф (5.120) аф Если и = -а0 cos (cot - кх), со = kV, V = 2р0 / Л то система (5.120) сводится к уравнению типа Дюффинга tfq> + $д <р + (go

r(77 - 7 )) 7 о Было обнаружено, что подобное уравнение прекрасно соответствует экспериментальным данным (Н.А. Вильчинской, Ю.М. Заславского и др.), свидетельствующим о появлении более низких частот в спектрах сигналов волн, распространяющихся в гранулированных средах. Уравнение (5.121) обладает конечным числом "простых аттракторов", чему соответствует уменьшение частот (увеличение длин волн) в целое число раз. Пример расчета приведен на рис. 5.21.

Рис.5.21. В волне с начальным спектром, обозначенным пунктиром, появляются колебания с меньшими частотами в 2 раза.

2S Соответствующие решения Ф' со спектрами, приведенными на рис. 5.20, выявляют черты компактного аттрактора Хаусдорфа для уравнений (5.122) - (5.124). Видно, что именно такой источник энергии, как макроползучее течение массива, может генерировать сейсмический шум, наблюдаемый в поле. Подчеркнем, что максимальная амплитуда шума зависит от размеров блоков V/ ~ d и масштаба ползучего течения L. Таблииа 5.3. Данные численного расчета шума при ползучести Параметры Размерность Вариант Вариант 2 Вариант 3 1 103 L, масштаб 10 1 м течения 10-ю /, момент 10-8 ю-4 кг/м инерции ю-4 10-3 10 J/(4B), время сек релаксации ю-' 10 ю9 А, модуль кг/(м сек 2 ) вращения Ю-2 2 10-2 а, угол рад Ю м 3 х Ю-7 и х Ю-6 1.7 •J7.внутренний масштаб 3 х Ю- 1 7 х Ю- и х Ю- 5.5.

5.5.1.

Вибровоздействие на горные массивы и пласты ВЫЯВЛЕНИЕ ДОМИНАНТНЫХ ЧАСТОТ Вибрации горных и грунтовых массивов возникают при работе тяжелых поверхностных вибраторов, под воздействием транспорта, взрывов и многих природных источников, например, вулканов, землетрясений, штормов, приливов и т.д. Вибрации могут влиять на многие процессы, поскольку это приводит к потере устойчивости (откосов, например), ускорению динамики таких процессов, как ползучесть горных пород. Также вибрации могут генерировать сейсмический шум, который существен, например, если сдвиговая волна действует как начальное возмущение. Важная черта, однако, - это роль отдельных частот, что связано с резонансными эффектами [94].

19 За*аз № 14» Первым источником резонанса служит природная стратификация массива, которая усиливает частоты и приближенно равна j (5-122) где С - скорость сдвиговой волны;

Я - толщина пласта. у Эта частота проявляется из-за многократных отражений на границах пласта. Другой источник резонанса в соответствии с теорией разделов 5.3 и 5.4 связан с микроструктурой грунтов и фрагментированных пород. Соответствующие осцилляции исследовались в ходе специальных экспериментов, поставленных на песчаном берегу Рижского залива [24]. (Морской песок был обычным со средним диаметром частиц примерно 0.4 мм, но разной степени водонасыщенности.) Первый опыт был проведен с ультразвуковыми импульсами (и 20 кГц), которые в сухом песке были диссипированы после расстояния всего в 10 см. Для сравнения в сплошных горных породах такие импульсы затухают после расстояния 1 м (Чрезвычайно мощные ультразвуковые импульсы могут проникать глубже, преобразуясь, впрочем, в волны иного рода). Если среда была не полностью насыщена водой, то появлялась Р-волна второго рода, которую можно определить не только по более низкой волновой скорости, чем ультразвук, но и по характерному спектру с максимумом амплитуды 25 Гц. Приближенно спектр соответствовал акустической эмиссии того же песка при любом слабом механическом воздействии. Отмеченную выше частоту максимальной амплитуды можно считать доминантной и оценивать ее по отношению скорости смещения V к самому смещению и O) = v/u или согласно выражению (5.124) где / - масштаб эффективного внутреннего осциллятора. Измерения показали, что 290 (5.123) 1* d, (5.125) где d - диаметр зерна или фрагмента массива [24].

С J\(\AAA /V — — O. ' Рис. 5.22. Записи колебаний: а - падение тяжелого тела с высоты А = 1 м;

Ь - взрыв (влажность 26 %, толщина пласта песка Н = 2 м);

с - то же (однако А = 1 м, Я = 15 м, влажность 20 %). Расстояние между датчиками 2 м [24] Второй э к с п е р и м е н т был проведен с м а л ы м и зарядами (20 г взрывчатки T N T ), причем волновое поле измерялось датчиками, р а с п о л о ж е н н ы м и п о радиусу с интервалами 4 м. В третьем эксперименте в о л н ы создавались ударом о п о верхность песка тяжелого тела (падающего с высоты 1 и л и 2 м). К а к э т о видно из р и с. 5.22, первая волна всегда представлена более в ы с о к и м и частотами, з а в и с я щ и м и от т и п а и с т о ч н и к а сейсмических волн. Вторая волна обладает частотами н а м н о г о н и ж е, которые к тому ж е меняются и после некоторого расстояния, трансформируются в д о м и н а н т н у ю частоту 25 Гц. 19» Если мощность массива Н = 2 м, то его стратификационный резонанс близок к 25 Гц, т.е. к микроструктурному, и хвостовая часть волны, в которой реализуются эти колебания, становится значительно длиннее (амплитуды не изменялись). В ближайшей окрестности источника первую волну можно считать и ультразвуковой, поскольку зерна песка смещаются незначительно из-за очень короткой продолжительности колебаний и благодаря пороговой роли сухого трения или вязкости пленок воды на контактах зерен. Поэтому два типа волн оказываются наблюдаемыми во влажных песках и могут интерпретироваться как первая и вторая моды Р-волн соответственно при теоретически оправданных волновых скоростях 460 м/с и 210 м/с (разделы 1.3 и 5.2). Нужно отметить, что эти две моды также приводят к двум типам наблюдаемых поверхностных волн, где Р-волны выступают в комбинации с S-волнами. Все наблюдаемые в поле спектры имеют ультразвуковую составляющую даже на дальних расстояниях, где основная волновая энергия уже соответствует доминантной частоте 25 Гц. Последнее объясняется генерацией ультразвуковых частот из-за шероховатости контактов зерен и (или) относительными движениями зерен, например поворотного типа, в условиях длиннокоротковолнового резонанса (раздел 5.4). Суммируя приведенные экспериментальные результаты, можно сказать, что реальные геоматериалы играют роль нелинейного пребразователя сейсмических волн. В этой связи укажем, что изменения сейсмических спектров источников землетрясений отмечались при сопоставлении записей геофонов до и после пересечения волнами тела разлома, вскрытого глубокой скважиной (Кайон-пасс) [139]. Это же свойство отмечалось также и при сейсморазведке в форме правила достижения определенных рабочих частот с помощью одного и того же заряда (порядка 1 кг ТНТ) при помещении его в песок (25 Гц), глину (40 Гц), гравий (10 Гц) или в эродированный гранит (100 Гц).

5.5.2. ВОЛНОВОЕ ВОЗДЕЙСТВИЕ НА ПЛАСТ Было обнаружено, что амплитуды колебаний в пласте зависят от частоты внешнего источника, причем максимальная амплитуда соответствует некоторой доминантной частоте. Для нефтяных обводненных пластов отмечались значения 6, 8, 12 Гц, при которых поровое давление, выделение газа и даже коэффициент обводненности (!) действующих нефтяных скважин максимально изменялись. Изучение влияния землетрясений на дебиты нефтяных скважин на расстояниях 70-200 км от эпицентра показало, что рой землетрясений может увеличить процент нефти в дебитах обводненных скважин, если изначально он был весьма мал, или уменьшать это значение, если нефтяная доля была преобладающей. Конечно, имеются и промежуточные случаи, но примеры, приведенные на рис. 5.23, представляют нужную идеализацию явления, которое наблюдается и при вибрационных воздействиях на пласт. Рассмотрим вибрационную технологию добычи нефти и газа. Как отмечалось ранее, вибрации могут ускорить прохождение газа через пласт. В некоторых лабораторных экспериментах при вибрациях несколько менялась абсолютная проницаемость среды, но эффект не был существенным. Смещения нефтяных капель в обводненных пористых средах также изучались в лабораториях при одновременных гравитационных и вибрационных воздействиях. Такие исследования проводились в предположении, что вибрации могут ускорять сепарацию газа и нефти в истощенных месторождениях на макроскопическом уровне. Однако для этого оказался нужным очень высокий уровень амплитуд. Критерий подвижности капель размером (г х /) в потоке инородного флюида сквозь пористую среду сводится к отношению капиллярных сил осо&в к смещающей силе [187]: 11. «0.3, (5.126) (у sin а + др I дх + Арсо2)г1Ар где dx, d2 - линейные масштабы капель;

Др- разница плотностей;

у = pg- удельный вес;

др / дх- градиент давления в протекающей фазе ;

А и со - амплитуда и частота волны соответственно;

а - межфазовое натяжение;

в - угол смачивания. Критическое число П, может быть найдено экспериментально. П• Q, м^/сутки нефть-вода IT II it Z S 10 !S№t.

Рис. 5.23. Динамика нефтяной (сплошные линии) и водной (пунктир) долей дебитов скважин при рое землетрясений энергетического класса К на Северном Кавказе (вблизи города Грозный). Эпицентральные расстояния указаны в км |Ю2] В то же время акустическая обработка нефтяных скважин в ходе стандартного каротажа показала, что и она в некоторых случаях может приводить к увеличению дебита нефти. При таких операциях на забое скважин генерируются непосредственно ультразвуковые частоты, что, благодаря переводу загрязнений во флюидное, микроэмульсионное состояние, приводит к очистке порового пространства прилегающей части пласта (ультразвук не может проникнуть глубже первого метра в реальные грунты или пористые горные породы). Другой вариант вибровоздействия на продуктивный пласт состоит в помещении звукового генератора (типа колокола для использования энергии притока жидкости) внутрь ствола скважины. Конечно, любой механический или электрический генератор звука, воздействующий на призабойную зону скважины, энергетически ограничен внутренним объемом скважины, относящимся к пласту.

5.5.3. ПРИМЕРЫ ВИБРОДОБЫЧИ ОСТАТОЧНОЙ НЕФТИ Известно, что сейсмические волны, генерируемые тяжелыми вибраторами, могут наблюдаться на очень больших расстояниях. В ходе проверки таких возможностей было решено поместить вибраторы на территории нефтяного промысла. Результаты первых полевых работ, проведенных на месторождении Абузы Краснодарского края на Северном Кавказе, таковы [112]. Месторождение эксплуатировалось с 1938 г. и было полностью обводнено ко времени проведения опытно-промысловых работ. Использовался сейсмовибратор СВ-20/60. Создаваемая им эффективная нагрузка равна 20 т. Глубина была равна 1400 м, а продуктивный пласт представлен песчаником. Продуктивность скважин N 56 и N 32 равна 2-3 т/сут;

скважины имели исключительно низкое соотношение "нефть-вода". Вибрации проводились каждый час в течение 20 мин, причем обработка продолжалась 15-20 часов каждого дня, тогда как полная продолжительность цикла промысловых работ составляла 37 дней. Отношение "нефть-вода" возрастало и сохранялось стабильным в течение 17 дней после всего цикла работ (табл. 5.4). Таблица 5.4. Динамика соотношения нефть-вода при вибрации пласта РассИнтервал Доля нефти Доля со N перфорав дебите нефти в тояние ции перед дебите при от вибравибрацией вибрации тора Г м % % (м) ц 1471-1496 1259- 3.2 7. 6.7-8.0 12.5-17. 12 1000 100 Было обнаружено, что частота 12 Гц оптимальна для положительного изменения указанного соотношения. Этот факт также подтвеждается измерениями микросейсмичности горного массива, вмещающего месторождение (рис. 5.23). Шум резко возрос через 20 мин после начала вибраций.

Г ш « •ИИ!

я 1.9 2.8 12 3.5 4.0 4.7 5.6 6.0 6.5 В 12 Частота, Гц Рис. 5.23. Динамика сейсмичности горного массива, вмещающего месторождение, при работе вибратора на частоте 12 Гц Вибровоздействие приводит даже к химическим изменениям высвобожденных углеводородных газов. Содержание метана определенно возросло в затрубном пространстве скважин. Было отмечено и увеличение гидравлического напора, но это возрастание составляло не более одного метра, хотя максимальное его значение также соответствовало той же частоте. На других месторождениях доминантная частота оказалась несколько иной (6 Гц, 18 Гц). Однако текущая доля нефти в дебитах уменьшилась, когда начальный процент воды был мал (месторождение Зыбза). Когда после вибровоздействия достали геофизические приборы из наблюдательных скважин, находившихся за контуром нефтеносности, они оказались пок рытыми пленкой нефти. Это означает, что даже "связанная" нефть в водной части пласта при вибрации становится подвижной. Итак, положительный результат при вибровоздействии возможен в случае обводненного месторождения, т.е. метод относится к технологии повышения конечной нефтеотдачи пласта, причем самое главное, чтобы вибровоздействие проводилось в условиях отбора флюидов из пласта. Последнее отвечает эффекту градиента давления в критерии (5.130). Таким образом, вибрации возмущают систему водонефтяных потоков внутри порового пространства на микроуровне.

5.5.4. ФАЗОВЫЕ ПРОНИЦАЕМОСТИ ПРИ ВИБРАЦИЯХ Общепринято, что двухфазный фильтрационный поток определяется обобщенным законом Дарси (3.78), основанным на концепции относительных проницаемостей для нефтяной и водной фаз. Если проницаемость для нефти нулевая, то соответствующая часть нефти оказывается остаточной. Она размазана по поровому пространству в виде изолированных капель или пленок, хотя и может несколько смещаться под воздействием интенсивного водного потока. Эффект может быть учтен [200] дальнейшим обобщением закона (3.78) в соответствии с правилом Онзагера. При стандартных квазистатических условиях этот поток настолько мал, что смещениями остаточной нефти пренебрегают и вводят понятие пороговой насыщенности ?«. Таким образом, считается, что если насыщенность нефти в<в,, то практически нет течений нефти, и только вода может достигнуть продуктивных скважин. Эти представления основаны на кривых относительных проницаемостей, приведенных на рис. 3.13 и измеренных для стационарных фазовых течений сквозь образцы пористых горных пород. Возможные отклонения связаны с подвижностью капель нефти или конденсата (5.130) в форме микроэмульсии в потоках воды. Описанные выше существенные изменения в относительных дебитах нефти и воды означают, что капли нефти действительно становятся подвижными в водном потоке под воздействием вибрации. Это может произойти только, если прони цаемость для нефти (при в < в,) отлична от нуля, либо из-за кластеризации - слияния капель в "ручейки" (рис. 5.25), либо из-за появления капель размера значительного меньшего, чем радиус поровых каналов. Последнее означает переход водонефтяной смеси в состояние микроэмульсии.

Рис. 5.25. Кластеризация капель нефти при вибрации ( а —> Ь) в водном потоке [94] Другой сценарий связан с высвобождением газа в виде весьма мелких пузырьков, которые могут двигаться с течением воды или даже быстрее. Гидродинамическая схема расчета, соответствующая этому сценарию, была изложена в разделе 3.3, и она основана на концепции единого фильтрационного потока, для которого насыщенность играет роль объемной концентрации. Как показывает формула (3.103), мельчайшие газовые пузырьки могут уменьшить напоры, требуемые для заданного дебита скважин. Это же объясняет необычную форму кривых продуктивности скважин в момент, когда растворенный газ только начинает высвобождаться из нефти в пласте (см. рис.3.18). Хотя изменения суммарного дебита скважин не очень существенны, поскольку они зависят от интенсивности откачек и условий вибраций, высвобождение газа играет положительную роль. Этот эффект может быть усилен путем одновременного нагнетания газа в пласт. Переход газонефтяной смеси в состояние микроэмульсии можно описать системой уравнений (4.34)-( 4.36), если ввести кинетику эмульгирования вместо десорбционного источника. Следует подчеркнуть, что подвижность остаточной нефти может быть восстановлена в обводненных пластах только под действием ультразвука (при длине волн порядка размера нефтяной капли или порового канала). В соответствии с разделом 5.4 и упомянутыми выше экспериментами с морскими песками техногенные и природные сейсмовибрации и в самом деле возбуждают ультразвук внутри пористой среды.

5.5.5. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ РЕЗОНАНСНЫХ ЭФФЕКТОВ Тяжелые вибраторы излучают в основном поверхностные сейсмические волны. Главным образом поэтому не более одной десятой сейсмической энергии волн достигает пласт. Однако существуют некоторые оптимальные частоты, которые влияют на продуктивность скважин эффективнее других. Основываясь на данных полевых работ, примем, что доминантная частота (раздел 5.3) генерируется микроструктурой геоматериала и стратификацией. Этот процесс описывается уравнением (5.47) или его более сложным вариантом. При этом, чем больше коэффициент нелинейности N, тем быстрее происходит перекачка сейсмической энергии к доминантной частоте. Более того, лучше воздействовать на пласт на доминантной частоте, поскольку волна может покинуть массив или диссипироваться раньше, чем будет достигнут спектр с доминантной частотой. Мотивация для уравнения (5.47) связана с возможностью зерен пористой матрицы или фрагментированного массива совершать свое собственное движение. Как было показано в разделе 5.2, линейные масштабы (5.43) массива учитываются уравнением (5.47). Отметим, что доминантная частота, генерируемая стратификацией, приводит к вполне реалистическому значению толщины (Н = 30 м), если скорость волны сдвига cs - 1500 м/с, а доминантная частота 12 Гц. Значение Н = 30 м близко к толщине пласта, но эффект требует слишком много волновой энергии, чтобы сыграть заметную роль. Однако, как было замечено в опытах, сейсмовибрации существуют дольше, если совпадают микроструктурный и стратификационный резонансы (см. рис. 5.22). Таким образом, резонансный отклик стратифицированного и одновременно блочного массива представляет особый интерес.

400 0 0, Гц Рис. 5.26. Скорость утопления вибрирующего тела в морском песке при разньк частотах колебаний [173] Ультразвук, нужный для реорганизации водонефтяных микротечений, генерируется постоянно сейсмическими волнами по мере их распространения внутри пористого или фрагментированного массива. Этот факт был выявлен экспериментально в песках [24], где сейсмические волны сопровождались ультразвуком. Действительно, деформации песка невозможны без относительных движений контактирующих частиц, а каждый движущийся контакт с сухим трением излучает ультразвук. Согласно рис. 5.26, относительная скорость утопления вибрирующего легкого тела, помещенного на поверхность песка, максимальна, если выбрана доминантная частота wd = 25 Гц. Отсюда следует, что именно на доминантных частотах песок максимально проявляет свои вибровязкие свойства.Как было по казано выше, для построения простых моделей перечисленных явлений можно использовать идею вращения частиц, кинематически независимого от среднего движения. Так, для модели генерации ультразвука можно воспользоваться градиентально-согласованным микрополярным континуумом [152], сохраняя нелинейные эффекты. Микродвижения могут возбуждаться разными способами, и немало соответствующих нелинейных эффектов следует изучить. Например, можно представить, что под воздействием вибраций горный массив начинает ползти (виброкрип) и излучать при этом ультразвук (раздел 5.4). Начальная упругая энергия, или даже энергия самого фильтрационного течения, соответствующая обычному отбору флюидов из пласта, также могут быть дополнительными источниками энергии для вибраций, возмущающих распределение воды и нефти в поровом пространстве и необходимых для преодоления порога нулевой нефтепроницаемости. Практически главная остающаяся проблема - это оптимальный способ передачи волновой энергии пласту. Однако даже изложенная здесь технология с поверхностными вибраторами приводит к эффективному увеличению соотношения нефтьвода в неглубоко залегающих обводненных продуктивных пластах. Это новый шанс для многих старых нефтяных регионов.

5.5.6. ЛАБОРАТОРНЫЕ ИСПЫТАНИЯ И ОЦЕНКА ВИБРОМЕТОДА Как это следует из критерия (5.130), подвижность нефти может быть восстановлена, если в продуктивной толще к действию водного потока добавить силу виброускорений и увеличить разницу плотностей. Первый шаг состоит в проверке критерия подвижности на специальной двумерной модели. Модель представляла собой два плексигласовых листа, между которыми был помещен один слой стеклянных шариков. Под действием продольных и поперечных колебаний упаковка шариков менялась. В результате в части упаковки появилась плотная гексагональной структура. (Таким образом удается моделировать в лаборатории природную структуризацию трещиновато-пористых сред, см. разделы 3.4 и 4.5.3). Средняя пористость т была равна 0,6. Проницаемость к была 3,7 flO"10 и2). Вибростол, на котором проводились испытания, создавал суммарное ускорение 16 g. Частоты выбирались таким образом, чтобы получить устойчивые колебания постоянной амплитуды, но одновременно избежать вибро перемещений шариков.

(Последнее случалось при частотах выше 40 Гц, когда вибросила превзошла силы сухого трения, как это, например, происходит при разжижении в вибровязкое состояние.) Устойчивая амплитуда колебаний А составляла 0,45 мм, если частоты были в интервале 1 5 - 4 0 Гц. Через специальное отверстие в модель подавалось некоторое количество воды. Таким путем в пористой среде, насыщенной воздухом, создавалась система линзообразных жидких капель толщиной г = (4 - 5) мм и длиной / < 33 мм. Результаты экспериментов приведены ниже в виде критических условий начала движений капель: /, мм.... 22 21 20 19 18 17 со, Гц.... 16 18 18 19 20 Было известно, что минимальный размер / капель воды таких, которые начинали перемещаться в обычном поле тяжести, составлял 33 мм. Используя эту цифру, удается найти константу в таком частном представлении критерия (5.126), как l(g + Асасо) = const, (5.127) который, впрочем, справедлив [187], если остальные параметры (5.126) неизменны. Для контроля были использованы также амплитуды колебаний А = 3 мм. Тогда критический размер подвижности капель составил / = 17 мм при частоте 27 Гц. В полевых условиях, однако, практически невозможно получить столь высокие ускорения, как при моделировании на вибростоле. Из-за исключительно низких реальных амплитуд, которые могут быть созданы с помощью обычных технических средств, эффекта можно добиться только при использовании ультразвуковых частот. Например, в случае частот 2 кГц критическая амплитуда, необходимая для подвижности ино4 родных жидких включений, может быть уменьшена в 10 раз. Более того, только если длина ультразвуковой волны имеет порядок диаметра зерна матрицы нефтяного продуктивного пласта (фрагмента массива), капли остаточной нефти (или жидкого конденсата) станут подвижными. Выше уже указывалась возможность генерации ультразвука при распространении сейсмических волн в горных породах. Коэффициент энергетического обмена К, определяемый как отношение потоков энергии (5.109) и (5.108), составляет величину 10~3 или меньше. При иерархическом строении блочного массива, а следовательно, и процесса диссипации, ультразвуковая энергия в конце концов переходит в тепло, т.е. в молекулярный хаос. Диссипативную сторону процесса можно учесть при введении эффективных вязких составляющих в реологические соотношения. Уже было показано, что каждая продуктивная толща обладает своей доминантной частотой, которая зависит от микроструктурного вязкоупругого и стратификационного резонансов. Эта частота предпочтительна для проведения работ, что подтвердилось наблюдаемым откликом пласта на вибронагружение. Это первое важное условие вибротехнологии было защищено авторским свидетельством ( USSR No 1549301, Cl. E21 В43/00, 1986, Бюлл. No 36, SU 1596081 Al ), как и второе, которое состоит в одновременном применении вибровоздействия и интенсивного отбора воды из обводненного месторождения или его обводненной части. Это означает использование эффекта градиента давления в критерии (5.130) для интенсификации добычи остаточной нефти. (Следует также помнить, что применение вибровоздействия на свежем месторождении может привести к подвижности водных масс и уменьшить нефтеконденсатоотдачу с самого начала.) 5.5.7. РОЛЬ ГЛУБИННОГО АКУСТИЧЕСКОГО ШУМА Эффект доминантной частоты может приводить к интенсивному сейсмическому шуму в продуктивной толще или усиливать природный шум. В этой связи были проведены специальные измерения глубинного акустического шума при вибрационных воздействиях на заводненные месторождения Чангыр-Таш (Киргизия) и Жирновское (Поволжье). Месторождение Чангыр-Таш расположено в Ферганской долине на глубине 410 - 570 м под рыхлыми осадками - гравийным конгломератом (толща 100 м) и слоем глин. Нефтенасы щенный песчаник имел проницаемость до 30 миллидарси, пористость 10 - 23%, среднюю суммарную мощность 25 м, эффективную 5,7 - 6,4 м. Плотность нефти была 0,8769 г/см3 в поверхностных условиях, а динамическая вязкость - 35 сантипуаз. Месторождение эксплуатировалось с 1938 г. Вибрационное воздействие проводилось с 5 до 20 октября и в декабре 1988 г. на площади Текебель, где действовало 6 продуктивных скважин. (Продуктивная толща здесь была наклонена под углом 35° и имела мощность 25 м при глубине в 240 - 448 м.) Приведем данные по скважине 149, первоначально обводненной на 60% при суммарном дебите 2-3 тонны/сутки. Вибровоздействие осуществлялось двумя электромагнитными молотами, расположенными на расстоянии 20 м друг от друга и на расстоянии 200 м от этой скважины, причем высота участка их расположения была на 25 м ниже устья скважины. Молоты производили 55 ударов в минуту продолжительностью 55 миллисекунд по сваям, углубленным в грунт. Рабочая частота оказывалась равной 20 Гц. Средний дебит указанной скважины возрос на 36%, а содержание воды уменьшилось на 13%. При этом в наблюдательной скважине проводились послойные измерения глубинного шума. В интервале продуктивной толщи (302-310 м) акустический шум возрос примерно на 20% и сохранялся постоянным в течение некоторого времени и после вибрации. Это говорит о существовании некоторого предельного шумового насыщения. Месторождение Жирновское эксплуатировалось с 1949-1951 гг. Оно относится к антиклинальной складке. Сейсмические волны возбуждались в продуктивном пласте Б-1, представленном песками и песчаниками, а также еще в двух пластах, расположенных выше и ниже Б-1. Мощность пласта Б-1 изменялась от 2 до 44 м. Продуктивная толща составляла 2 - 39 м. Её максимум соответствовал центру структуры. Пористость была 18-35%, а проницаемость состав3 2 ляла (0,004-5)10" м согласно исследованиям керна и 0,1-5 по данным гидродинамических исследований скважин. Геофизические данные говорили о 89%-ном насыщении нефтью. Давление растворения газа было близко к пластовому поровому давлению и равно 102 атм. Вязкость нефти была 4,5 сантипуаз в пласте, содержащем 59,9% от полных запасов. Начальные геологические запасы оценивались в 62.500.000 тонн нефти при коэффициенте нефтеотдачи 0,7. Однако на 1 января 1992 г. нефтеотдача считалась равной 0,6. Обводнение пласта началось в 1952 г. В последние годы удовлетворительно соблюдался баланс нагнетаемой в пласт воды и отбора флюидов, так что поровое давление стабилизировалось и было равным 96,6-98,5 атм. Средний отбор воды составлял 92% от суммарного отбора. Газовый фактор уменьшался и в 1991 г. составлял 70 м3/т. Вибрации проводились с 20 октября по 15 декабря 1991 г. на северном участке с площадью 3,3 км х 2,5 км, где были расположены 34 продуктивные скважины, причем для передачи волновой энергии на пласт на скважине 157 был смонтирован внутриколонный жесткий волновод, по которому ударял электромагнитный молот. Вибровоздействие привело к изменениям на 23 скважинах пласта Б-1, на 3 скважинах нижележащего пласта и 1 скважине над пластом Б-1. После первого цикла вибровоздействия увеличение добычи нефти было высоким, тогда как поступление воды уменьшилось. Максимальный эффект был достигнут в феврале 1992 г. Среднее увеличение нефтяной доли в дебите составляло 54%, тогда как процент воды уменьшился на 6%. Акустический шум измерялся в скважине 186 на расстоянии 850 м от скважины вибровоздействия 157. Он возрос от фонового значения до 30%. Подробнее эти данные освещены в докладе [187]. Работы на Павловском месторождении в 1995 - 1996 гг. привели уже к дополнительной добыче нефти из 5 обводненных скважин не менее 2500 тонн за 5 месяцев после начала вибровоздействия по той же технологии.

20 3aia3 I* Глава 6 СТРУКТУРА И РЕОЛОГИЯ ЛИТОСФЕРЫ 6.1.

6.1.1.

Прочность геоматериалов на глубине СТАНДАРТНЫЕ ИСПЫТАНИЯ ГОРНЫХ ПОРОД Главным источником данных о прочности горных пород [37, 206] служат трехосные испытания, проводимые при высоких давлениях обжатия и высоких температурах. Непрерывные измерения нагрузок и деформаций позволяют выявить реологические законы для геоматериалов [202]. В разделе 1.3 была изложена основная математическая модель для дилатирующих горных пород, причем для проведения адекватного компьютерного моделирования потребовалось подробное описание процессов упрочнения и ослабления. Однако следует рассматривать также и конкурирующие процессы (например, скольжения вдоль разломов при таких же высоких термодинамических условиях, ползучести массивов и т.д.). Более того, нужна дополнительная информация о микроструктуре деформированного или разрушенного геоматериала, поскольку любое внутреннее изменение сказывается на таких гидрогеологических или геофизических свойствах, как проницаемость, электропроводность и другие. На рис. 6.1 приведена общая характеристика данных лабораторных испытаний для хрупкого или пластического разрушения при сдвиге под давлением р, в ходе которых напряжение сдвига было аг = (1/2)(<т, - сг 3 ). Здесь даны количественные данные для типичных вариантов реальных распределений температуры (геотермы) и литостатического давления, определяющих границы перехода от одного типа разрушенного конечного состояния к другому (рис.6.2). Предельная поверхность (паспорт) прочности, построенная по данным о несущей способности образцов геоматериалов, и предел упругости также представлены в той же плоскости (рис. 6.2). Между ними расположена зона дилатансии, которой соответствуют открытые микротрещины и поры [235]. Это состояния предразрушения [149]. Сухое трение 0.4 0.2 СЕРПЕНТИНИТ СГ *I 0.65 04. 15. 08. 20 04. 20. 12. Р, ГПа Oj, ГПо Т, °С а, ГПа 0.18 Т«550 0.7 0.4 1.5 1.1 °с Т>550°С ПЕРИДОТИТ Р, г п °з, гп т, " с Т 5*650 «С АМФИБОЛИТ, нет катаклаза 09 18..

0.2 200 0.5 400 0.7 1.0 800 21.

1.5 500 т,°с Вертикальные трещины (разломы) Наклонные трещины (разломы) Локализация сдвига Катаклая |ДислокационнаЯ| Повторное (псевдопластн.1-| ( „ „ „ „ „ „ „хруптаваниг. иость) ) ( I СБРОС НАПРЯЖЕНИЙ ' ! ^ V ХРУПКОЕ РАЗРУШЕНИЕ (ГЛАДКОЕ СКОЛЬЖЕНИЕ) [ПРОМЕЖУТОЧНЫЙ] | (ПРЕрТ™ИСТОЕ I I СКОЛЬЖЕНИЕ).

НЕТ СБРОСА НАПРЯЖЕНИЙ ПЛАСТИЧЕСКОЕ РАЗРУШЕНИЕ (ГЛАДКОЕ ТЕЧЕНИЕ) Рис. 6.1. Обобщенное описание хрупкого/пластического геоматериалов при высоких термодинамических условиях детализация представлена в [200]) 20» разрушения (дальнейшая Все использованные данные получены для скоростей деформации De/Dt » 10"1с". Как отмечалось выше, прочность несколько зависит от скоростей деформации, если последние ниже скоростей при взрывном нагружении (т.е. 103 с"1), и если температуры не слишком высоки. Рис. 6.3 показывает, что это условие справедливо для температур земной коры. Изменения скоростей деформаций (De/Dt) от 10~6 с*1 до 103 с"1 не влияют на кривые деформирования, если Т < 600°С.

6.1.2. КЛАССИФИКАЦИЯ КОНЕЧНОГО РАЗРУШЕННОГО СОСТОЯНИЯ В соответствии с [90] и классификацией, представленной на рис. 6.1, при низком давлении обжатия р = —оъ образец геоматериала разрушается вертикальной макротрещиной, а в горном массиве разлом должен быть вертикальным (интервал I). Соответствующий механизм можно считать раскалыванием. С ростом давления обжатия разрушающая образец трещина становится наклонной, поскольку под давлением стенки трещины касаются друг друга (интервал II) и начинает действовать сухое трение. В соответствии с законом Кулона (1.77) и разделом 1.3.5 наклон разлома минимален к оси максимального сжатия. Силы сухого трения, действующие на краях разлома, определяются линией Байерли с коэффициентами (интервалы даны в МПа), слабо зависящими от температуры [154]:

г = 0.85 р, г = 60+ 0.6 р, /><200;

200 <.р< (6.1) Можно видеть, что эта линия - ломаная, с угловой точкой при переходе от интервала скольжения // к интервалу прерывистого скольжения ///. Другими словами, перелом линии Байерли примерно соответствует замене макротрещины на полосу сдвига, поскольку здесь сухое трение по порядку величины сравнивается с прочностью монолитных бортов трещины. Сцепление (chs и 60 МПа) характеризует в (6.1) проч ность зацеплений (шероховатости) или же дробление краев разлома. Конкуренция скольжения вдоль разлома с деструкцией его бортов приводит к процессу прерывистого скольжения. Такая интерпретация последнего позволяет идентифицировать соответствующий термодинамический интервал (III) с зоной дилатансии земной коры. Действительно, при дилатансионном деформировании сопротивление трения внутри разлома лишь несколько менее прочности сплошного массива, но они имеют один порядок. В этих условиях разлом расширяется в структуру скольжения (полосу). Эффективная несущая способность разрушенного массива определяется, главным образом, углом поверхностного трения, который ниже, чем угол внутреннего трения ненарушенного массива. Вот почему для оценки именно остаточной прочности фрагментированного массива и следует пользоваться линией Байерли (6.1). Дальнейший рост давления обжатия и температуры с глубиной приводит к выполаживанию предельной прочности геоматериала, т.е. к ее независимости от давления, тогда как сопротивление трения в разломе продолжает расти с давлением. При этом разрушение образца породы (массива) сводится к появлению сети малых трещин, фрагментирующих образец на множество малых частей (интервал IV). Соответственно остаточная прочность оказывается по порядку равной сопротивлению пластическому течению фактически дробленого геоматериала. Реальная причина снижения сопротивления связано с эффектом вращения фрагментов (см. раздел 1.4). Подобное течение материалов называют сверхпластическим. В геологии соответствующее фрагментированное состояние называют катакластическим. Эффект катакластической ползучести горных пород значительно усиливается из-за миграции флюидов [129], растворения под давлением [218], коррозионной пластичности [199] и т.д. Катаклаз не может описываться традиционными реологическими законами (6.11), применимыми лишь для ползучести монолитных горных пород, ср. [193, 211]. Соответствующие законы могут быть найдены эмпирически. Внутри интервала катакластических состояний существует еще одна граница (600°Сдля силикатов), за которой течение более измельченного материала приводит к меньшему сопро тивлению сдвигу. Тем самым энергетически более выгоден переход от катаклазитов (подинтервал TV) к милонитам (подинтервал IV"). Переход от катакластического (милонитного) состояния к истинно пластическому иллюстрируется по данным для гранитов [233]. Интервал V истинной пластичности соответствует дислокационному течению внутри самой кристаллической решетки минералов. Изолированные трещины появляются только внутри отдельных минеральных зерен. Таким образом, состояния геоматериалов в интервале V оказываются непроницаемыми, и вообще можно думать, что горные массивы проницаемы, только если в них существуют дилатансионные трещины.

6.1.3. ПСЕВДОПЛАСТИЧЕСКОЕ (КАТАКЛАСТИЧЕСКОЕ) РАЗРУШЕНИЕ Рассмотрим теперь изменения нагрузок, связанные с разрушением горных пород. Исходить будем из данных опытов на испытательных машинах. Прежде всего в момент хрупкого разрушения образца машина претерпевает сброс напряжений, если только нет специальной реверсивной регулировки. Подобный сброс напряжений соответствует разнице между несущей способностью и остаточной прочностью образца. Это главная особенность хрупкого типа макроразрушения, когда практически нет сопротивления скольжению вдоль трещины. Наоборот, пластическое разрушение горной породы характеризуется полным отсутствием сброса напряжений, а разрушение носит форму неограниченного течения. Пластическое поведение не вносит своего времени релаксации, и контролируется исключительно заданием граничных условий. Как можно видеть, максимальная несущая способность (прочность) соответствует закону Кулона вплоть до уровня кристаллической пластичности, полностью не зависимого от давления (см. рис. 6.1). Промежуточный интервал давления и температуры, соответствующий переходу от хрупкого к пластическому разрушению, совпадает с зоной прерывистого скольжения (the stickslip zone), где скольжение преодолевает сопротивление "течения" с некоторым упрочнением, сменяемым на неполный сброс напряжений. Согласно В.Брейсу [147], зона прерывистого скольжения ограничена полузамкнутой границей, показанной на рис. 6.2. Здесь также нанесена граница перехода от микрохрупкого (катакластического) разрушения к внутрикристаллической пластичности [91]. Конкретные границы зависят от типа горной породы. Данные, представленные на рис. 6.2, основаны на испытаниях гранитов.

Дислокациоонал пластичность Н, Км гп» 10 - 35 Катаклаз Мохо у / Теотерма Кольско /. скважины ik / (по С Ю. Милаеовскому)^ Граница Конрада 0.5сколъженяе (зова дилатансии Катаклазическое состояние /Л т,°с 100 200 300 400 500 600 700 Рис. 6.2. Характерные зоны разрушения пород земной коры в предположении, что интервалы прерывистого скольжения и дилатансии совпадают [80] На рис. 6.1 приведены сведения и для других геоматериалов (т.е. для серпентинитов, базальтов, амфиболитов и перидотитов). Видна существенная (и количественная и качественная) разница в характерных параметрах между этими геоматериалами. Важные геологические следствия этих различий будут обсуждаться несколько позже (разделы 6.2, 6.3). Переход в серпентинитах от хрупкого разрушения к пластическому (катакластическому) поведению под нагрузкой происходит при давлении р я 0,2 ГПа - практически вне зависимости от температур [206]. Однако при температурах выше Т" = 500-600" С серпентиниты неустойчивы, и их разрушение снова принимает хрупкие черты. Серпентиниты являются продуктом химической реакции (Хесса) воды с оливинами, т.е. с главной составной частью перидотитов. При температурах выше Т* вода кристаллических решеток высвобождается, разрушая тем самым микроструктуру серпентинитов. Амфиболиты также неустойчивы при Т > 650"С, когда химически связанная вода высвобождается, а разрушение породы становится катакластическим [175]. (Те же черты проявляются даже в гранитах при температурах ~ 900°С, когда внутрикристаллическая вода также становится свободной, а жесткость породы резко уменьшается [234].) 250 -Ш/— Рис. 6.3. Сдвиговая прочность мантийных пород перидотита в зависимости от скорости деформирования: 1 - de/dt = 10'" l/c;

2 - 10~5;

3 - 10~4\ 4 - 10~3 при 1000°С. При 600°С все кривые сливаются (заштрихованая полоса) 6.1.4.

ТЕМПЕРАТУРНЫЕ И СКОРОСТНЫЕ ЭФФЕКТЫ Прочность мантийных пород перидотитов, например раза в полтора выше прочности гранита. При температурах Т > 1000° (рис. 6.3) их прочность становится чувствительной [182] к скоростям деформирования, что типично для ползучести горных масс. Такие температурные эффекты должны быть тщательно изучены. Относительной мерой температуры служит так называемая гомологическая температура Т / Тт, где Тт - температура плавления. При Т / Тт к 0.45 происходит переход к истинному сверхпластическому течению, обусловленному движениями дислокаций вдоль границ отдельных минеральных зерен. Для Т /Г а 0.6 характерна стационарная ползучесть пород;

она также зависит от скорости нагружения. Некоторые типичные скорости нагружения приведены в табл. 6.1. Таблица 6.1. Геологические времена нагружения [58] Циклические процессы Акустическая эмиссия Микросейсмичность, удары, малые взрывы Сейсмические волны землетрясений и мощных взрывов Катастрофические землетрясения Осцилляции Земли Приливы Геодезические наблюдения Геоморфология Геология Время релаксации Частота, Гц > 10 2 10 1 2 <т Ю' с 1с 100 с 10- ±10 с 4 7 х 10 с г 0.5 - 10 лет 102 - Ю6 лет 10 6 10-1 2 х 10 ~ - 10" s лет 6.1.5.

ЭФФЕКТЫ ПРИСУТСТВИЯ ВОДЫ Согласно эффекту Ребиндера хрупкое разрушение весьма чувствительно к присутствию воды [113]. Эффект Ребиндера состоит в уменьшении энергии Гриффитса у при смачивании (раздел 1.5). В результате прочность породы зависит от водонасыщенности 9 (рис.6.4).

нр, % МПа • 0.0 v 0. А 1. • U 400 п / г /. / •* * / У О / / \ о/ / керосин о (. а 800 -О,,МРа Рис. 6.4. Зависимость сдвиговой прочности гранита от давления обжима и присутствия жидкости;

показаны значения влажности (предоставлено Р.Н. Шоком, данные пересчитаны) Это означает, что в играет роль параметра ослабления, т ек дополнительного к параметру х> деформации или к работе деформаций, в предельном условии (1.77), см.(1.88):

Ф.

s а г ~ а(Х,0)а = 0;

(6.2) / da)da + (дФа / daT)daT + +{дФа / dd)ds.

Разгрузка происходит при Фа < 0. Условия Ф^. = 0 и d Фа = 0 соответствуют нейтральному нагружению. В этих случаях приращения dX в определяющих законах (2 2 \ del = I ст.. + - Л Y sy - ст ёу - - Ассст 8Ч Ш полагаются равными нулю. Процесс упрочнения определяется условиями (6.4) Фа = 0, й'Ф>0, Я>0.

(6.5) Непрерывное разрушение (пластическое деформирование) геоматериала определяется как Фа = 0, й'фа<0, dl>0.

(6.6) Эти определяющие уравнения можно фактически интерпретировать как коррозионнодилатансионную модель с масштабом времени, контролируемым диффузией воды [199]:

=J Также можно показать, что коррозионное деформирование при активном переносе влаги может быть неустойчивым, а потому ускоряет тектонические изменения горных массивов. Перенос влаги (6.7) имеет свое собственное характерное время. Процесс в целом может аппроксимироваться специальной моделью ползучести для дилатирующих геоматериалов с вязкостью ju « pD, зависящей от коэффициента диффузии D. Эта вязкость намного ниже, чем истинная вязкость ползучести сплошных пород при температурах земной коры.

6.2.

6.2.1.

Строение земной коры ЗЕМНАЯ КОРА КАК ЧАСТЬ ЛИТОСФЕРЫ Литосфера Земли - это внешняя твердая оболочка, ниже которой расположена астеносфера (ослабленный слой Земли). Последняя была выявлена сейсмическими методами, которые показали, что волновые скорости в астеносфере намного ниже, чем над и под ней. Литосфера подразделяется на верхнюю часть, которая и есть земная кора, и на нижнюю, относящуюся к верхней мантии (рис.6.5). Нижняя часть самой мантии контактирует с ядром Земли. Граница между земной корой и верхней мантией была открыта А. Мохоровичичем по систематическим отражениям сейсмических волн на соответствующих глубинах. Отражения соответствуют скачку скоростей Р-волн порядка 1.5 км/с, хотя это значение не постоянно. Граница Мохоровичича объясняется переходом от пород земной коры к мантийным породам, более жестким и плотным [15], что обусловлено их составом. Физически существование астеносферы принято объяснять частичным плавлением горных пород, что возможно из-за ее полиминерального состава.

верхняя КОРА 40 км средняя нижняя ЛИТОСФЕРА 100 км граница Мохоровичича т ВЕРХНЯЯ МАНТИЯ АСТЕНОСФЕРА 100 км (частичное плавление) МЕЗОСФЕРА Рис. 6.5. Схематическое представление нормального строения верха континентов Земли (см. также табл. 7.1).

Строение коры Земли исследуется в ходе сейсмического зондирования. Структура земной коры весьма сложна и включает серию внутренних границ, иногда даже с инверсией сейсмической скорости, наложенной на общую тенденцию роста скорости с глубиной.

скорость Р - волны, км/с 6.0 8. 4. Граница Мохоровичнч - Напряжение сдвига, кбар Рис. 6.6. Строение земной коры с границами F, С, М - Форша, Конрада и Мохоровичича (пунктир соответствует сплошным состояниям пород;

точками дана линия напряжений сдвига, требуемых для тектонического разрушения пород) [90] На рис. 6.6 сейсмический профиль дан для скоростей Р-волн [15]. Традиционная интерпретация сейсмической стратификации основана на разнице химических составов горных пород и на измерениях ультразвуковых скоростей в сплошных образцах. Типичные измерения скоростей приведены в табл. 6.2. Глубинные условия учитываются созданием соответствующих температур и литостатических давлений при испытаниях. Последние оцениваются как произведение среднего удельного веса пород у на глубину Н. Таблица 6.2. Типичные скорости Р-волн сплошных пород [15] Геоматериал Гранит Гранодиорит Сланец Кварцдиорит Габбро Амфиболит DyHHT Плотность, г/см3 2.643 2.705 2.734 2.852 2.988 3.120 3.277 3. Давление, 1 кбар | 10 кбар 6.13 6.27 5.79 6.44 7.02 7.17 7.87 7.52 6.44 6.56 6.22 6.71 7.24 7.35 8.15 7. Эклогит 6.2.2. СЕЙСМИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ ТРЕЩИНОВАТОЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ Подход, основанный на испытаниях образцов', недостаточен, так как не учитывает трещин размером больше самого образца, которые вполне могут присутствовать in situ. Кроме того, ультразвуковая скорость выше, чем сейсмическая, как это уже отмечалось в разделах 5.4 и 5.5. Наконец, напряжения на глубине могут отклоняться от состояния литостатического изотропного сжатия. Типична анизотропия напряжений, создаваемая природным тектоническим процессом, что и приводит к непрерывному дилатансионному возобновлению пор, трещин и разломов. Поэтому должны быть учтены сейсмические различия, связанные с поровым пространством (представленные, в частности, на рис. 6.7). Рис. 6.7 показывает, что эффект пустотности иногда более важен внутри коры, чем изменения составов. Соответствующие резкие изменения волновых скоростей позволяют объяснить и сейсмические аномалии. На основе прочностных характеристик вполне можно считать, что гранит является типичным геоматериалом континентальной коры. Действительно, соответствующие мантийные геоматериалы, такие как перидотит (дунит) или эклогит, в полтора - два раза тверже гранита. Наоборот, такая переходная порода океанической коры Земли, как серпентинит, на один порядок слабее (см.рис.6.1). Сравнение рис.6.1 и 6.6 приводит к следующим результатам.

им Vp бооо гнейсы биотитовые гнейсы пироксеновые граниты порфирировашше граниты среднеэернистые граниты адамеллитовые граниты мелкосреднезернистые граниты кварционционитовые граниты трахитовые иагиатиты гигантопорфиробластовые мигматиты порфиробластовые граниты Рапакиви Рис. 6.7. Плотность распределения вероятности для сейсмической скорости изза трещин и пор (предоставлено В.И. Шаровым) Прежде всего переход от хрупких состояний к истинной кристаллической пластичности "гранитной" коры происходит при р — \ ГПа и Т = 600°С.Однако эти термодинамические условия строго соответствуют границе Мохоровичича (сокра щенно - Мохо) нормальной континентальной литосферы, если давление обжима рс = — оъ совпадает с литостатическим (вертикальным) давлением az — у Н — 1 ГПа. Поскольку истинное пластическое состояние означает аннигиляцию проницаемости, фактически повсюду на Мохо существует пластический непроницаемый экран, который исключает перенос воды (пара) между земной корой и верхней мантией. Последняя тем самым должна быть "сухой", а мантийные фазовые переходы и химические ракции будут отличаться от коровых [86]. В условиях высокой тектонической активности, когда реализуются интенсивные сдвиговые усилия, земная кора подвергается гидротрансформированию, и прежде всего метеорной водой. Механизм проникания влаги в кору связан с возникновением нового, а потому вакуумированного порового пространства трещин, которые действуют как тектонически-дилатансионные насосы. На рис. 6.6 видно, что строение земной коры успешно повторяет целиком таблицу на рис. 6.1. Когда верхний слой осадочных пород тонок, т.е. давление в верхней части кристаллического фундамента относительно мало, последняя содержит вертикальные (Г) и наклонные (/У) разломы - в соответствии такими термодинамическими условиями (давление ниже дано в ГПа): р < 0.2, Т < 200°С. (6.8) Расширение разлома происходит на уровне аномально низких сейсмических скоростей, которые играют роль волноводов. Таким образом, происхождение волноводов земной коры связано с концентрацией дилатансионно-раскрытых трещин, как предписано условиями интервала ///: 0.2 < р < 0.5, Интервал IV соответствует нижней коры: 0.5 < р < 1, 320 200°С < Т < 400°С. катакластическим (6.9) состояниям 400"С <Т < 600°С.

(6.10) Интервал V - это пластический экран на границе Мохоровичича: Р =1, Т = 600°С.

Максимальная сдвиговая прочность пород представлена на рис. 6.6 кривой сгт(р), которая учитывает температурное ослабление. Отсюда для достижения истинно пластического состояния на Мохо требуется напряжение сгг » 0. 2 ГПа. Это значение было зафиксировано в глубинных разломах косвенными измерениями [195].

6.2.3. РАЗЛОМЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ Истинное пространственное расположение разломов может быть найдено по данным сети взаимно ортогонального сейсмического профилирования. Вблизи свободной поверхности разломы оказываются квазивертикальными в (рис. 6.8).

Рис. 6.8. Л метрические разломы (А), появляющиеся из-за переориентации главного сжатия от вертикали к горизонтали с ростом глубины (В = вертикальный оазлом в зонах растяжения коры) 21 Замз № U» Внутри интервала от 3 до 10 км разломы имеют почти постоянный наклон (« 60° )> н о постепенно становятся квазигоризонтальными примерно на глубине 18 км. Так как разлом составляет меньший угол, скажем, в = (тг / 4) - (<р / 2) с главной осью сжатия (раздел 1.3), это означает, что вертикальное сжатие превалирует в верхней части коры (под собственным весом пород), но на уровне низкоскоростного слоя главное сжатие происходит по горизонтали. Тем самым наклон разлома позволяет находить ось главного сжатия в литосфере. Поэтому листрические разломы типичны при горизонтельном сжатии средней коры. Их дилатансионнорасширенные "корни" составляют локальные зоны низких сейсмических скоростей в земной коре. Состояние геоматериала зависит от напряжения и температуры и внутри самого разлома [226]. Иногда смещения висящего блока листрического разлома понимают как свидетельство растяжения коры. Однако это растяжение должно было возникнуть при вторичном тектоническом движении. При растяжении литосферы создаются вертикальные разломы;

на глубинах средней коры они также дилатансионно расширяются. О расположении корней разломов можно судить и по ориентации нодальных плоскостей механизма землетрясений средней коры (раздел 7.2). Во многих регионах обычна их горизонтальная ориентация. Переориентация главных напряжений с ростом глубины, происходящая в земной коре, может быть связана с движением типа "детачмент" [64] верхней части земной коры относительно верхней (твердой) части мантии по нижней коре, породы которой находятся в состоянии катакластического разрушения. При соответствующих оценках напряжений следует учитывать преимущественное горизонтальное сжатие и на Мохо.

6.2.4. ВОЛНОВОДЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ Соответствие низкоскоростных зон коры интервалу локализации дилатансионных трещин и пор было подтверждено бурением сверхглубоких скважин - Кольской (в России), КТВ (в Германии) и других. Сверхглубокое бурение показало, что существуют сейсмические границы в земной коре, связанные с разрушением горных пород, но не со сменой составов пород. Так, на глубине Н — 6 км. Кольской скважины, где сейсмический отражатель пересекает литологическую стратификацию пород, наблюдается инверсия сейсмических скоростей. Низкоскоростные слои (волноводы) выявлены на Русской платформе на глубинах от 10 до 25 км, т.е. между границами Ki и К2> и н а Украинском щите (рис. 6.9) в интервале от 8 до 15 км [103].

Белозерскнй блок Камьшиш- Павлоградскжй скжй блок бдок Днехсровско-Допехски* бассейн Воронежский массив Рис. 6.9. Низкоскоростные зоны коры Украинского щита (предоставлено Н.И. Павленко вой): / - сейсмические отражатели;

2 - изоскоростные линии;

3 - экстраполяция;

4 - нижняя граница осадочного бассейна;

5 - граница Мохоровичича;

6 низкоскоростная зона (LVZ);

7 - границы блоков Эти изменения могут объясняться разными вариантами пересечения геотермы с границами зон интенсивной дилатансии (иначе, зон прерывистого скольжения - см. рис. 6.2), а также конкурирующим процессом залечивания трещин из-за п р о цессов метаморфизма, флюидопереноса минералов и дислокац и о н н о й ползучести пород. 21» 4 км Сарташ 20.

Н, км 1- - Рис. 6.10. Листрические разломы и граница Конрада одного из регионов Средней Азии (по В.И. Шарову): / - сейсмические отражатели;

2 - типичные волновые скорости;

3 - разлом (по гипоцентрам землетрясений) Эркин-Сай ISO Во» А Т [1,1< Рис. 6.11. Вертикальное сечение (а) и проекция на свободную поверхность (Ь) центрального района Киргизии: 1 - сейсмические аномалии по наблюдениям в 1968-1973 гг, 2,3- в 19741979 гг (2 - Ср = 5,7 км/с;

3 - Ср [34] = 6,30-6,38 км/с) Растянутые низкоскоростные зоны (слои) вполне могут быть представлены густой системой "корней" листрических разломов и даже включать вертикальные разломы, возникающие при растяжении литосферы. Расширение вертикальных разломов с глубиной подтверждается исследованием рифтовых зон [32], в том числе методами магнитотеллурии (электрического тока). Низкоскоростные зоны отмечались даже под океанами на глубинах порядка тех же 12 км. Низкоскоростная зона ограничена снизу границей Конрада (С или Kj), примерно соответствующей наиболее сильным землетрясениям (рис.6.10). Ранее граница Конрада считалась переходом от гранитной к габбро-базальтовой толще. Однако сверхглубокая Кольская скважина показала, что эта граница соответствует не изменениям состава пород, а изменениям состояния той же самой породы. Таким образом, нижняя кора (под С) отличается от верхней механохимическим преобразованием корового геоматериала. Кроме того, нижняя кора может включать интрузивный мантийный материал. Например, шведская глубокая скважина (Гравберг I) вскрыла сейсмический отражатель в глубинной гранитной толще, который оказался в действительности горизонтальным разломом с диоритовой дайкой внутри.

6.2.5. НИЖНЯЯ КАТАКЛАСТИЧЕСКАЯ КОРА Согласно рис. 6.1 переход к катакластическому типу разрушения происходит примерно на границе С. Хорошо известный дискретный вид границы С можно объяснять пространственным разносом системы разломов. Корни этих разломов и определяют наблюдаемую дискретность отражателей сейсмических волн. Сечения коры Земли (см. например, рис. 6.11) часто соответствуют кольцевой системе разломов, что является следствием эффекта бифуркации в тектонической плите, литостатически растягиваемой или сжимаемой на вязком слое нижней коры [27];

см.также раздел 4.5. Вблизи выходов крупномасштабных разломов на свободную поверхность или кристаллического фундамента можно ожидать подъема массива в силу дилатансионного появления пустот и порового пространства в корнях разломов [192]. Таким образом возникают горсты, и это можно проиллюстрировать на экспериментах с песком. Аналогичные возмущения могут появиться и на Мохо, хотя обычно они интерпретируются как следы взаимодействия гигантских вертикальных разломов, проникающих сквозь всю литосферу. Уже отмечалось, что термодинамические интервалы прерывистого скольжения и волноводов совпадают. Это означает также, что сильные коровые землетрясения (магнитуды М «5.5), которые могут происходить в средней коре, связаны с созданием самих волноводов (т.е. со внезапным переводом громадных объемов глубинных пород в катакластическое состояние) [91]. Как правило, нет гипоцентров землетрясений между границами С (или Кг) и Мохо. Однако внутри нижней коры может происходить локализация сдвига в полосы (раздел 1.4) в силу интенсивного катакластического течения при относительном движении верхней коры и верхней мантии. Свидетельства такого движения можно найти, сравнивая крупные геологические структуры верхней коры и верхней мантии, при этом даже кимберлитовые трубки могут быть разорваны со смещением внутри нижней коры. Напомним, что кимберлитовые трубки заполнены следами быстрого трещинного проникания при интрузии магмы в очень жесткую литосферу с глубины порядка сотни километров, причем они пересекают подплавленную астеносферу по правилам хрупкого разрушения. О такой хрупкости могут говорить исключительно высокие сейсмические скорости (вплоть до 9 км/с), установленные [122] под Мохо в окрестности кимберлитовых трубок. Последние знамениты тем, что геомасса, заполняющая трубки, содержит алмазы, доставленные к свободной поверхности непосредственно с глубин астеносферы Земли. Однако под осадочными бассейнами нижняя кора содержит множество сейсмических отражателей, а иногда и источники землетрясений. Физической причиной может быть тепловая изоляция нижней коры осадочным верхним слоем или двойная мощность радиогенных гранитов, созданная тектоническим надвигом. Перегрев катакяастического геоматериала приводит к керамизации нижней коры. В результате восстанавливается упруго-хрупкий отклик нижней коры, который сменяется на внутрикристаллическую пластичность непосредственно на границе Мохоровичича.

Рис. 6.12. Изотопное отношение для гелия R/Ra > 1 как показатель притока мантийных газов (пунктир соответствует осадочным бассейнам;

двойная линия - сейсмический профиль, выявивший разломы в нижней коре;

Ra - атмосферное значение [188]) Разломы коры могут иметь продолжение в верхней мантии только при хрупком разрушении нижней коры. Мантийные материалы получают доступ в кору по таким разломам, которые служат путями интенсивной миграции для флюидов и газов. Кроме того, эти разломы, как и дайки отвердевших материалов мантии, становятся эффективными сейсмоотражателями внутри коры. Другой сценарий связан со свойствами амфиболитов (раздел 6.3), которые термодинамически неустойчивы при Т > 650°С (см. рис. 6.1), что приводит к возвратному катакластическому разрушению при нагреве нижней коры. При низких температурах внутренняя структура разломов в массивах амфиболитов (как и в кварцитах) представлена истинно пластическими течениями. (Физическое объяснение тому - исключительно жесткие связи между зернами матрицы, которые даже превосходят прочность самих зерен.) Тем самым в природе могут существовать и непроницаемые разломы. Мантийный гелий служит наилучшим (но не единственным) показателем проникания флюидов мантии в кору. Критерием служит изотопное соотношени R = He3/He4, различное для атмосферных и мантийных условий (в последнем случае оно значительно выше). На рис. 6.12, изображено распределение изотопного соотношения гелия для Паннонского бассейна [188]. Видно, что максимальные числа соответствуют не горным массивам, где глубинные коровые разломы достигают свободной поверхности, а глубоким осадочным впадинам. Объяснение тому складывается из двух частей. Во-первых, разломы не могут непрерывно пересекать всю кору в глубину вплоть до мантии. Во-вторых, только широко распространенная система водных горизонтов осадочного бассейна аккумулирует гелий, который может проникнуть из мантии по хрупким разломам в нижнюю кору, перегретую под "подушкой" осадочных бассейнов. (Именно поэтому гелий часто присутствует в природных месторождениях углеводородных газов.) 6.3. Граница Мохоровичича как непроницаемый экран 6.3.1. КОРОВО-МАНТИЙНЫЙ ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЙ ПЕРЕХОД Аннигиляция проницаемости пород коры на границе Мохоровичича означает появление здесь изолирующего слоя, исключающего проникание воды и вверх и вниз [90]. Эта концепция вполне согласуется с экспериментальными свидетельствами, что такие породы верхней мантии, как перидотиты и эклогиты, не содержат сколь-нибудь существенного количества воды [107]. Рассмотрим фазовый переход континентальных пород, типичных для нижней коры (габбро, базальт, амфиболит), к эклогиту через промежуточную фазу гарнет-гранулитов. Соответствующие поля термодинамической устойчивости были найдены экспериментально (рис. 6.13) для "сухих" условий. Этот фазовый переход может объяснить скачок сейсмических скоростей на Мохо, поскольку отмеченные выше породы коры имеют примерно те же механические параметры, что и граниты (ср « 6 - 7 км/с при р = 1 ГПа, у » 2.6 - 3 г/см3), но эклогиты и перидотиты (Ср « 8, ^ > 3 ) резко от них отличаются.

э базальт или амфиболит СОЛИДУС \ и, & н а У/ / у / » / / у.X* / А< / // у / л 1 f 1 ВЕРТИКАЛЬНОЕ ДАВЛЕНИЕ, ITU i 35 70 ГЛУБИНА, КМ Рис. 6.13. Поля термодинамической устойчивости пород коры (базальт, амфиболит) и мантии (эклогит): 1 - состояния на Мохо;

2 - границы перехода при "сухих" условиях;

3 геотерма;

4 - фаза (промежуточная) гранулитов[91] Амфиболиты относятся к промежуточному типу пород (С « 7.3, у « 3.12 ) и содержат значительное количество р воды. Можно видеть, что границы устойчивости пород коры и эклогитов пересекают ось температур в точке Т — 400°С, р = 0. Если бы это было так в реальности, то поверхность Земли (р « 0, Т « 20°С) была бы представлена мантийными (но не коровыми) породами, однако активность воды внутри коры частично изменяет термодинамические оценки, изображенные на рис. 6.13 (те, которые даны пунктиром). Зоны реальной устойчивости эклогитов и их переходы к базальто-габбровому комплексу определяются положением геотерм в плоскости РТ. Фазовые трансформации эклогитов при спаде давлений и температур приводят к амфиболитам, если кора содержит воду. Более подробное графическое изображение метаморфических преобразований пород, данное в [80], учитывает "сухие" и "влажные" состояния и преобразования и может даже быть использовано для детальной стратификации нижней коры. По данным космических исследований, термодинамические условия Т « 400'С, р « 0 соответствуют свободной поверхности планеты Венера. Так как вода в атмосфере Венеры отсутствует, то эти условия отвечают полю устойчивости базальтов, и, предположительно твердая поверхность планеты Венера представлена базальтом. В самом деле, отечественная космическая станция обнаружила там базальтовое плато.

6.3.2. ГЕОТЕРМАЛЬНЫЕ ВОДЫ И ИХ ЭФФЕКТЫ Ход геотерм играет решающую роль в фазовых преобразованиях горных пород. Если термодинамическое состояние 1 (см. рис. 6.13) на Мохо смещено с границы устойчивости эклогитов вверх в область устойчивости гарнет-гранулитов, то интенсивность скачка сейсмических скоростей на Мохо уменьшается. Действительно, в природе "резкость" перехода на Мохо может быть самой различной. Мощность земной коры в целом уменьшается, если геотерма смещается ближе к оси температур, что обеспечивается высокой теплопроводностью, связанной с циркуляцией масс воды от свободной поверхности вплоть до нижней коры, как, например, в случае Паннонского бассейна. Толщина коры здесь равна 25 - 27 км. Тот же самый фазовый переход (когда температура быстро нарастает в сухой нижней коре) показан на рис. 6.14. В этом случае в коре реализуется истинная пластичность гранитоидов (рис. 6.15), а глубина Мохо попадает в интервал от 50 до 70 км (в зависимости от траектории 4 или 5 геотермы 3 в нижней коре). Сейсмический профиль на рис. 6.15 соответствует Центральным Альпам, где нижняя кора "сухая". Нетрудно видеть, что "наклон" геотермы определяет толщину "влажной" части коры /, причем нижний "этаж" коры 7 представлен гарнетгранулитом. Таким образом, становится ясно, что границу Мохоровичича нельза ассоциировать с какой-либо изотермой литосферы.

солидУС 800 Он g ВЕРТИКАЛЬНОЕ ДАВЛЕНИЕ, ГПа II i l l 50 70 ГЛУБИНА, КМ Рис. 6.14. Поля термодинамической устойчивости и "высокие" геотермы нестандартой континентальной коры: / - предел проникания воды;

2 - "сухая" нижняя кора;

3 - геотерма;

4,5 - два варианта положения Мохо;

6 - гранулитовая фаза;

7 - гранулитовая часть коры [91] 6. 7. 8.0 ЗОВА ТРЕЩИН 1 ПЛАСТИЧЕСКАЯ Vi X.

.

ЗОНА I Рис. 6.15. "Сухая" (пластичная) нижняя кора Центральных Альп, представленная в интрузивном теле Ивреа [91 ] К сожалению, до сих пор известные данные о прочности эклогитов крайне ограничены, и доступны лишь отрывочные сведения о пластичности эклогитов (при Т = 600° С и р « 1.5 МПа).Так, эксперименты показали, что мантийные породы в 1.5 раза жестче, чем породы земной коры.

6.3.3. ПОЧЕМУ ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА ТОНЬШЕ ?

Океаническая кора Земли намного тоньше континентальной. Этот факт объясняется несколько иной ролью, которую играет вода на границе Мохоровичича под океанами. Океаническая вода мигрирует по трещинам базальтовой коры вниз, достигая мантийных перидотитов. При соприкосновении воды с перидотитами происходит химическая реакция Хесса: "вода + перидотит <-> серпентинит". Существенно, что серпентинит переходит в истинно пластическое состояние (рис. 6.16), когда давление обжима равно 0.2 ГПа, причем в достаточно широком интервале температур (от 0 до 550°С). Серпентиниты, которые по объему значительно превосходят начальные геоматериалы реакции, заполняют тела разломов, и последние перестают быть проницаемыми. пластическое состояние \ промежуточное хрупкое 0° 200° 600° хрупкое Рис. 6.16. Поля устойчивых состояний серпентинитов [57], включая (проницаемое) и пластическое (непроницаемое) Вот почему Мохо под океанами соответствует строго изобаре 0.2 ГПа или, другими словами, глубинам коры 7-11 км (с учетом веса вод океана). Можно также думать, что серпентинизация океанической Ок 'кеан > Литосфера Серпентин 1гг 'ливнновыи пояс Шлннель и—*~ 5 Вода Мантия Насиад серпентинитов хх,.

Рис. 6.17. Глобальная циркуляция метеорных вод Земли в зонах субдукции океанических плит коры имеет место исключительно внутри разломов, как это и отмечалось при изучении выходов древней коры [57]. Это означает, что разломные пути миграции воды носят изолированный характер. Таким образом, кора Земли в целом является зоной активного действия воды или водяного пара. Наиболее интенсивная циркуляция метеорной воды представлена на рис. 6.17. При этом сама серпентиновая часть нижней коры подвижна и транспортирует воду.

6.3.4. ХРУПКОЕ РАЗРУШЕНИЕ В ВЕРХНЕЙ МАНТИИ Уже отмечалось, что породы верхней мантии в 1.5 - 2 раза жестче коровых геоматериалов.

Сибирская платформа Западно-Сибирская Тунгусская скнеклиза Вилюйекая синеклиза ( Рис. 6.18. Глубинное сейсмическое прозвучивание Сибири ядерными взрывами: / - граница фундамента;

2 - граница Мохоровичича;

3 - отражатели;

4 низкоскоростная зона;

числа соответствуют скоростям Р-волн, км/с (предоставлено Л.Н. Солодиловым) Вот почему при реальных термодинамических условиях мантии они могут разрушаться хрупким образом, а разломы и волноводы могут появиться и ниже коры. Это единственно возможное объяснение происхождения мантийных волноводов (на глубине 50-80 км в зоне Торнквиста - Тессейри в Швеции или же в Сибирской верхней мантии [119]). Заметим, что соответствующая система волноводов существует независимо от астеносферы (рис. 6.18). При рассмотрении структуры и возможностей хрупкого разрушения верхней мантии, следует иметь в виду, что при Т « 1000 "С прочность перидотита (пироксенита) (см. рис. 6.3) зависит от скорости деформации. Это означает, что при стандартных геодинамических условиях (De/Dt и 10 46 1/с), верхнемантийные массивы начинают течь и не могут аккумулировать энергию, достаточную для очага землетрясения. Поэтому энергия землетрясения аккумулируется в верхней части литосферы, т.е. в коре. Однако когда происходит обычное ("быстрое") землетрясение, вся литосфера упруго-хрупка, и разлом землетрясения может мгновенно разрушить кору, проникая и в верхнюю мантию. Природные "медленные" землетрясения были также зафиксированы, и они, по-видимому, соответствуют ползучему росту трещины (см. раздел 1.5.3). Известны проекты предотвращения землетрясений путем нагнетания воды в разлом с целью снижения роли сухого трения и инициирования их ползучего роста, медленно снижающего накопленные напряжения.

6.3.5. ТЕРМОВЯЗКОЕ РАЗМЯГЧЕНИЕ МАССИВОВ Рост температуры снижает эффективную нелинейную вязкость в соответствии с формулой [177] которая типична для оливинов и многих других пород в их монолитном состоянии. Соответствующие данные часто использовались для объяснения эффекта детачмента (разъединения путем скольжения) [64, 193], хотя они и не учитывают возможности уменьшения вязкости за счет катакластического состояния нижней коры. Наоборот, после деформационного нагрева и температурного размягчения [153], связанного с экспоненциальным спадом вязкости породы, по реологическому закону (1.64) может происходить отверждение. Если воспользоваться аппроксимацией Франк-Каменецкого для вязкости (6.11) f^j « ехра(Г - То), (6.12) то одномерный баланс тепла (1.43) совместно с правилом Онзагера (1.61), осредненные поперек полосы локализации сдвига dt дадут ду аху ду' (бЛЗ) дт д 2 в = а(Т - То);

4 = У / *;

г = Kt / ch ;

P = (ah / ё - dvx I ду.

к)^^, Второй член в правой части уравнения (6.13) представляет собой скорость диссипации механической энергии в единице объема внутри полосы мощности h. Как было показано численно, в зависимости от значения (3 стационарное распределение температуры в полосе сдвига может быть неустойчивым (как и в случае взрывной детонации, поскольку аналогичное уравнение [53] описывает переход от горения к взрыву). Основной вывод таков: при высоких дифференциальных напряжениях (~/ кбар) или при широких полосах сдвига (более 1 км), возникает термическая неустойчивость (рис. 6.19), и в результате становится возможным плавление массива (и возникновение дайки после отверждения). Вг А Б о 1. тепловая неустойчивость устойчивость 0.3 0.5 0.7 R напряжение сдвига Рис. 6.19. Стационарное решение уравнения (6.14) в форме зависимости Вг = a7j0 VX/K от /3 демонстрирует диапазоны устойчивого разогрева и (при f3 > 0.88) потери устойчивости Дифференциальные напряжения (сг, - <т3) достигают нужного порядка в условиях земной коры (как это было установлено методами палеопьезометрии, основанными на изучении зерен минералов рекристаллизации, размер которых зависит от уровня действующих напряжений сдвига). Измерения показали, что напряжения сдвига в коре достигают по крайней мере уровня 2 кбар. Это значение точно соответствует порядку прочности сдвига для монолитных пород коры, - если учесть их термическое ослабление с глубиной (см. рис. 6.6).

6.3.6. СТРОЕНИЕ АСТЕНОСФЕРЫ Переход к астеносфере происходит благодаря частичному плавлению, которое значительно облегчается в присутствии хотя бы малых добавок воды (причем вода растворяется в расплаве породы). Последнее обстоятельство важно для процесса генерации магмы. Вот почему действующие вулканы находятся в регионах, где серпентиниты погружаются в глубину мантии в ходе процесса субдукции, становятся неустойчивыми и высвобождают кристаллическую воду внутри мантии (рис. 6.17).

22 Загаз № м>7 Легкие мантийные геоматериалы могут проникать сквозь пористую матрицу астеносферы в форме "флюксонов" [215]. Благодаря подплавлению вязкость астеносферы порядка на три (1017 - 10 20 П) ниже вязкости литосферы (1022П). Иными словами, эффект плавления реологически весьма существен. Комбинирование этой "тектонической" вязкости и упругости, соответствующей сейсмическим скоростям, в виде вязкоупругих свойств пористой матрицы позволяет объяснить затухание сейсмических волн в астеносфере. (Расчеты проводились на основе реологической модели (2.198), сформулированной в терминах эффективных напряжений [18].) Кроме того, было обнаружено, что имеет место "скачок" скоростей Р-волн на нижней границе астеносферы, тогда как аналогичного "скачка" для S-волн практически нет. Согласно разделу 5.3 подобный факт объясняется присутствием газоподобной фазы внутри порового пространства над такими границами (рис. 6.20) и жидкоподобной фазы под ними. Иначе говоря, в силу гравитации могла произойти сепарация "газ - жидкость" в выплавке, создавшей поровое пространство астеносферы в силу частичного плавления (см. также [215]).

4.6 4.7 100 200 8.2 8.4 100' 200 • 300 • 400 • 500 • 600 • \ \ \ 1 Оливин "Свободный г&ж" Жидкий пояс \ \ 5 6 7 8 9 |С р дяуокшсь углерод да азот С > км/С Н, км' Н, км ' Северная Америка Рис. 6.20. Сейсмоскоростные профили астеносферы с переходами от "газонасыщенного" порового пространства к более плотному "жидкокгу" насыщению (расчет и наблюдения) [19] Волноводы мантии, обнаруженные в ходе глубинного сейсмического зондирования (см. рис. 6.18), пересекают расчетные границы астеносферы (по данным о геотермах - согласно Н.И. Павленковой). Это также может быть связано и с гравитационным разделением геоматериалов в реальной астеносфере. Следующая сейсмическая граница имеет глубину 400 км и соответствует отверждению расплава в порах в силу оливиншпинелевого фазового перехода. Присутствие газов в верхней части астеносферы существенно для многих процессов. Под высоким давлением эти газы могут быстро проникать в литосферу при таких магматических событиях, как создание вулканов, или через систему проницаемых разломов. Поскольку массы метана могут присутствовать в астеносфере, их движение вверх может быть важным фактором формирования или обогащения нефтяных и газовых месторождений, а также отложений угля [29, 30, 133].

6.4. Флюидодинамика земной коры 6.4.1. ДИЛАТАНСИОННАЯ ПУСТОТНОСТЬ И АККУМУЛЯЦИЯ ФЛЮИДОВ Для анализа миграции флюидов существенно, что в земной коре вполне возможна свободная циркуляция, есть глубинные массивы с "открытой" пористостью и дилатантными трещинами и на Мохо присутствует пластический непроницаемый барьер [90, 91]. Следует помнить, что типичные осадочные породы раз в пять слабее гранита. Поэтому предельная глубина "открытой" пористости в осадочном бассейне близка к 7-10 км. Однако метаморфизм нижних горизонтов осадочного комплекса делает их более жесткими, а поэтому их дилатансионное разрушение оказывается возможным на глубинах больше 7 км. На рис. 6.21 представлен типичный профиль [35] глубинного сейсмического зондирования поперек южной части Каспийского моря. Высокоскоростные слои заштрихованы, причем их природа связана с эффектами пластического уплотнения и возм о ж н ы м метаморфизмом. 22» Рис. 6.21. Промежуточный интервал возможной аккумуляции углеводородов в низкоскоростных зонах коры п р и изоляции сверху Мохо — 4.0 — с, [ 1 Районы Рис. 6.22. Разломы Сахалина (а) и глубинные зоны низкого электросопротивления (Ь),(с) [2] на глубинах 15 км:1 - нефтяные залежи с высоким начальным поровым давлением;

2 - нефтегазовые месторождения;

3 - газовые пласты с низким начальным поровым давлением Ниже присутствует мощный слой дилатансионно-разрыхленного состояния, контактирующий с глубинным разломом, пересекающим границу Мохо. В интервале разрыхления может происходить трансформация масс углеводородов, проникающих вниз вместе с осадочными породами (или сквозь них) или же снизу в виде газов даже из астеносферы. Промежуточный этап аккумуляции углеводородов в пористых массивах, выявленных под Каспийским морем и островом Сахалин (рис. 6.21, 6.22), считается необходимым в неорганической теории происхождения нефти [133]. Следует заметить, что пластические барьеры в литосфере приводят к возникновению аномально высоких поровых давлений внутри подстилающих пород. Вообще говоря, эти давления могут достигать уровня литостатических напряжений. Это обеспечивает, например, возможность прорыва углеводородов и воды и приводит к появлению грязевых диапиров. Конечно, такие процессы вполне реальны для мягких осадочных толщ. Диффузия углеводородных газов приводит к флюидизации глин [124] и играет ту же роль в грязевых вулканах, что и теплопроводность при магматическом диапиризме. Последний связан с высокой мобильностью жидкой магмы ниже границы Мохоровичича, где давление жидкостей также может быть аномально высоким. Прорыв легких флюидов астеносферы в виде магмы внутрь земной коры можно также понимать как процесс гидроразрыва. Месторождения неорганического метана были найдены вблизи вулканов Японии. Сверхглубокая шведская скважина Гравберг-I, пробуренная в метеоритном кратере Силиан, показала присутствие неорганического метана в листрических разломах гранитного массива. Большие массы гелия и даже свободного водорода были найдены вместе с метаном. Однако все они оказались корового (не мантийного) происхождения.

6.4.2. ФЛЮИДЫ МАНТИИ И ОСАДОЧНЫЕ БАССЕЙНЫ Восходящие течения мантийных флюидов могут быть обнаружены в земной коре там, где разломы пересекают Мохо [189]. Подобные гидравлические каналы пересекают катаклазированную нижнюю кору под осадочными бассейнами (ркс. 6.23).

ГРАБЕН ВИКИНГ 30 мохо ВЕРХНЯЯ МАНТИЯ РАЗЛОМ Рис. 6.23. Мантийный разлом, пересекающий границу Мохоровичича под осадочным бассейном (предоставлено Д.Х.Мэтьюзом) В этих случаях только неорганические углеводороды могут проникать сквозь нижнюю кору и попадать в технически доступные глубины осадочных бассейнов. Прежде всего они аккумулируются в пористых и трещиноватых пластах, выявляемых сейсмическими методами как волноводы, а также методами магнитотеллурии (измерения электрических полей) - как зоны аномально низкого электросопротивления [22]. Действительно, насыщенные пористые породы часто имеют исключительно низкое электрическое сопротивление (10 Ом/м вместо 1000 Ом/м для сплошных пород). Причина этого кроется в свойствах расплава астеносферы или в присутствии тонких твердых пленок графита, создаваемых в ходе реакций между газами фильтрующихся потоков при дефиците кислорода. Другое объяснение, подтверждаемое многими прямыми наблюдениями, - это присутствие в литосфере соленых вод [180] или углеводородных жидкостей (газоконденсата) в виде водной эмульсии. Подобные слои существуют под островом Сахалин на глубинах 10-15 км в форме изолированных пятен, которые, вероятно, соответствуют системе дискретных корней разломов (см.рис.6.22) [2]. На таких глубинах аккумуляции углеводороды могут быть термодинамически устойчивыми в форме газоконденсата. В верхних толщах смеси углеводородов разделяются на группы газовых и нефтяных месторождений. При "быстрых" (см. раздел 7.5) изменениях тектонических напряжений или под воздействием сейсмических волн система разломов подвергается пульсирующему деформированию с дилатантными приращениями порового пространства внутри тел разломов. Тем самым в дополнение к эффектам обычной гравитации возникают /Зоны временного уменьшения или возрастания порового давления, которые приводят к миграции флюидов в земной коре. Без сомнения сейсмотектоническое деформирование механохимически, равно как и высокие температуры, ускоряет миграцию и трансформирование углеводородных масс внутри разломов. Преобразования углеводородов могут также инициироваться активностью бактерий на этих глубинах, поскольку тела бактерий упрощенно представляют собой оболочки, заполненные водой. (Бактерии погибают, если вода закипает, однако температура кипения зависит от давления. Вот почему бактерии могут сохраняться живыми вплоть до 374 С за счет повышенного давления.) 6.4.3. МОБИЛИЗУЮЩЕЕ ВЛИЯНИЕ ВОДЫ НА ТЕКТОНИКУ Эффекты воды весьма существенны для нижней коры по двум основным причинам. Первая связана с высокой физико-химической активностью воды, которая при высоких температурах растворяет и переносит массы кварца (SiO 2 ) вверх вместе с золотом и другими металлами. Пути переноса кварца и его последующее переотложение внутри разломов верхней части коры показывают, где, например, искать месторождения золота. Горячие газы, такие как метан, играют ту же роль для многих металлов. Углеводородные газы также уменьшают критические термодинамические условия (от 374°С) воды. Впрочем, присутствие солей действует в противоположном направлении. Вторая причина - это высокая динамическая подвижность водонасыщенных слоев как из-за уменьшения эффективного трения, так и из-за перехода к эффективным литостатическим давлениям [129] f cr = cr-p (6.15) в предельном условии Кулона (1.77) вместо обычных литостатических напряжений а. Здесь р - поровое давление, которое может быть высоким при отсутствии дренажа [204];

а- полное литостатическое давление. Заметим, что катастрофическое землетрясение в Нефтегорске (1995 г.) произошло (см. рис. 6.22) из-за внезапной подвижки разлома (/), которая может быть результатом как действия глобальных тектонических волн, распространяющихся вдоль Японских островов и Сахалина (вызвавшее и землетрясение в Кобе - сообщение В.П. Рудакова), так и перераспределения глубинных вод, связанного с добычей нефти. 6.4.4. ПЕРЕНОС МИНЕРАЛОВ И НАПРЯЖЕНИЯ ЛИТОСФЕРЫ Если под осадочными бассейнами имела место керамизация катакластических пород, нижняя кора становится весьма жесткой в целом, а хрупкое разрушение приводит к наклонным разломам (в соответствии с рис. 6.1). Такая же ситуация возникает и в случае хрупкости амфиболитов. Углеводороды астеносферы мигрируют сквозь систему разломов вверх и аккумулируются в форме месторождений, если глины или отложения солей сыграют роль изолирующей кровли. Конечно, эта изоляция отнюдь не абсолютна, а потому вышележащие массивы содержат следы углеводородных газов, которые могут быть обнаружены методами геохимической разведки. Сами геологические структуры обнаруживаются методами сейсморазведки. Поры и дилатантные трещины раскрыты для миграции газа Рис. 6.24. Корреляция зон низких литостатических давлений с нефтяными месторождениями в Южной Калифорнии (а) и отложениями полиметаллических руд на Северном Тянь-Шане (Ь) (уменьшение давления показано по степеням от 0 до 1) и флюидов, если литостатическое давление а достаточно низко. Это дает ключ к поиску газа и нефти по картам распределения литостатических напряжений. На рис. 6.24 даны соответствующие карты для Южной Калифорнии и Киргизии. Эти карты были построены численно путем решения задачи о плоско-напряженном состоянии литосферного блока, на границах которого заданы тектонические усилия [28]. Неоднородности полей напряжений считаются связанными с присутствием разломов. Последние учитывались путем уменьшения упругих модулей литосферы пропорционально концентрации разломов. Можно видеть, что месторождения углеводородов совпадают с зонами аномально низких литостатических давлений. Более того, отложения руд также расположены именно в этих зонах. Происхождение этих залежей можно связывать с переносом металлов потоками горячих углеводородных газов или глубинных вод и их последующими отложениями вблизи свободной поверхности, где температуры становятся достаточно низкими. Так же происходит и в случае "черных курильщиков" в океане, где горячие газы или воды, насыщенные углеводородными газами, проникают в холодные воды океана, что приводит к появлению рудных конкреций (В. И. Петренко). Аналогичные расчеты проводились и для плоских сечений земной коры под такими гигантскими месторождениями углеводородов Северного Прикаспия, как Тенгиз. Месторождение расположено под массивами каменной соли, его продуктивная толща превышает 1,5 км и представлена известняками, доломитами и другими осадочными породами. Поровое давление оказалось намного выше гидростатического уровня, что означает его изоляцию от окружающего водного бассейна. Однако Тенгиз может иметь глубинные трещинные корни, поскольку расчетами была найдена зона аномально низкого литостатического давления вплоть до 18 км ниже свободной поверхности. Если это так, то система трещин открыта вплоть до средней коры (рис. 6.25). Такое же газоконденсатное месторождение Карачаганах (также в бассейне Северного Прикаспия), как известно, содержит очень много металлов в коллоидном состоянии. Последнее может быть результатом гидросвязи со средней корой Земли. 120 km 15km Рис. 6.25. Низкие литостатические давления под нефтяным месторождением Тенгиз, рассчитанные на основе сейсмических и гравитационных полей [29] (числа соответствуют дефициту давления, атм;

нефтяная толща показана точками) 6.4.5.

РАДОНОВЫЙ ИНДИКАТОР ВОДНЫХ ПОТОКОВ С помощью наблюдений за концентрациями газа радона можно проводить весьма тонкие наблюдения за очень быстрыми изменениями тектоники. Поскольку этот газ радиоактивен, его концентрация фиксируется путем счета числа N треков а, Р,у - частиц в чувствительных фотопленках. Измерения радона [231] на свободной поверхности выявляют контуры глубинных нефтяных месторождений (рис. 6.26). Это означает, что радон может мигрировать (вместе с другими газами или водой) вверх по системе малых трещин и пор. Смещения а- и /-контуров могут быть связаны с течениями вод внутри массивов. Глубинные источники воды исключительно важны для многих регионов Земли, где отсутствуют обычные водные ресурсы. Поэтому следует изучать систему разломов пород кристаллического фундамента с точки зрения возможных путей для ювенильных (мантийных) вод или даже вод, связанных с глубинными источниками свободного водорода, который был обнаружен в таких сверхглубоких скважинах, как Гравберг-1 (озеро Силиан, Швеция). РАССТОЯНИЕ ВДОЛЬ ПРОФИЛЯ, км Рис. 6.26. Аномалии радона вдоль показанных профилей по данным измерений а-частиц соответствуют контактам нефтяного месторождения с краевыми водами (точечная линия - по измерениям у - частиц) [231] 6.5.

6.5.1.

Сверхглубокое бурение и устойчивость скважин ГЛУБОКИЕ СКВАЖИНЫ ДЛЯ ИЗУЧЕНИЯ КОРЫ Сверхглубокое бурение чрезвычайно полезно для исследования таких объектов, как глубинная структура под месторождением Тенгиз. Ныне проводится бурение глубокой скважины в Татарии и других местах, перспективных для поиска газа и нефти внутри кристаллического фундамента (рис. 6.27). Реологические свойства горных пород на глубине, равно как и особенности распределения тектонических наряжений на глубине, создают серьезные проблемы для сверхглубокого бурения. 5 км Рис. 6.27. Бурение глубокой скважины на глубинный сейсмоотражатель под месторождением Бавлы, Татарстан (приведено двойное время - на пробег волны вниз и вверх [126]) В результате многие сверхглубокие скважины не могут достичь своей проектной глубины (из-за отколов породы на стенках скважины и потери направления бурения). Можно даже думать, что существует какая-то предельная глубина бурения, которая, однако, зависит от региональных условий. Так, знаменитая Кольская скважина была пробурена до глубины 12.6 км вместо 15 км. Шведская скважина (Гравберг - 1) имела глубину 6.5 км вместо 8 км, а бурение скважины КТВ, которая должна была иметь 14 км глубины, столкнулось с чрезвычайными трудностями на 8-м км. Первая (Кольская) скважина бурилась на границе Конрада;

и должен был быть найден гранито-базальтовый переход на глубине 7-10 км. Однако было обнаружено, что в действительности соответствующий сейсмический отражатель представлял собой листрический разлом существенной мощности, насыщенный водой и газом. Две другие сверхглубокие скважины бурились на интенсивные, но локализованные отражения. Считалось, что эти отражатели соответствуют высокопористому массиву трещиноватых пород, заполненному жидкостью или газом. Эти работы были остановлены, по существу, ростом уровня тектонических напряжений и их анизотропией. Так, в соответствии с наблюдаемой формой листрических разломов по крайней мере одна из горизонтальных компонент тектонического напряжения растет быстрее, чем вертикальное напряжение, поскольку такие разломы имеют тенденцию приближаться к оси главного сжатия (см. рис. 6.8). Тот же результат был получен при анализе поврежденное™ ствола глубокой скважины;

было обнаружено, что вертикальное напряжение выше, чем обе горизонтальных компоненты, до глубины 2 км [238], но глубже горизонтальное напряжение становится главным сжимающим. Разница двух горизонтальных компонент напряжений также растет с глубиной. Это и создает условия для сдвигового дилатантного разрушения пород в окрестности ствола скважины.

6.5.2. УСТОЙЧИВОСТЬ СТВОЛА СКВАЖИНЫ Перейдем к математическому описанию соответствующего состояния горного массива. Процесс бурения будем моделировать внезапным появлением цилиндрической пустой полости (ствола скважины) в неравно сжатых породах. Под давлением материал породы смещается к оси ствола, но останавливается в связи с ростом сопротивления сил сухого трения из-за схождения смещений и закрытия пор в кольцевой зоне, окружающей появившуюся скважину. Для численных расчетов [50, 51] полей напряжений и деформаций в окрестности скважины был применен метод, согласно которому в балансе количества движения сохранялись динамические члены (хотя задача - квазистатическая): dv(. dt Здесь Sy - (Ту + аду dSy oXj j да дх{ (616) напряжений, а - тензор-девиатор а = —а уд у / 3 - литостатическое давление.

Они связаны с деформациями упругопластическими определяющими законами (раздел 1.3), которые могут быть записаны в виде dt у ^ J dxj К V е Л а т \ dt J (6.18) причем скорости деформаций определяются как обычно:

(б2о) Дополнительная неизвестная функция (dk / dt) > 0, если напряжение сдвига ат уравновешивается давлением сг, определяется в соответствии с законом Кулона (1.77): at = (3SySy / 8f = Y + aa.

(6.21) При этом происходит активное нагружение. Скорость дилатансии Л, внутреннее трение а и сцепление Y - функции деформационного параметра %, который различен при режимах упрочнения и ослабления. Эти функции определяются в ходе трехосных испытаний и используются в специальных расчетных программах [56, 49]. В последние ввводится также математическая вязкость, чтобы сгладить разрывы. На рис. 6.28 представлено распределение напряжений в плоскости поперечного сечения бесконечно длинной скважины при неравных горизонтальных напряжениях ан и СТА, причем вертикальное давление av - P§H было промежуточным: <УН > (Tv >

6.5.3. БУРЕНИЕ И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ АНИЗОТРОПИЯ В процессе бурения ствол скважины может случайно искривиться. Распределение напряжений и деформаций в окрестности искривленной скважины связано с решением подпроблемы об искривленном для упрощения плоском канале (разломе с внешним и внутренным радиусами по отношению к центру кривизны). Было обнаружено, что зоны разрушения несимметричны разрушение при растяжении го сдвигом разрушение при сжяпш разрушение при сжатой Рис. 6.30. Типы разрушения массива из-за кривизны скважины и анизотропии напряжений [51] 23 3aia3 № относительно оси скважины [51];

они больше в направлении минимального сжатия. Интервал влияния искривления в 4 раза превосходит саму длину искривленного участка ствола. Главный вывод - это зависимость разрушения от отношения вертикального av и максимального горизонтального <тн сжатия. Если горизонтальное напряжение <тя = ah превосходит вертикальное, т.е. <УН > <ту, то разрушение стенки на внутреннем радиусе больше (рис. 6.30). В этом случае буровой инструмент стремится в направлении начального отклонения, кривизна скважины нарастает и нужное направление будет утрачено. В противоположном случае, когда он > crv, зона разрушения больше на внешнем радиусе, буровой инструмент будет стремиться вернуться к исходному вертикальному направлению, и процесс бурения самостабилизируется. Таким образом, наклон ствола скважины имеет тенденцию к той же форме, как и разломы массива, - в зависимости от анизотропии тектонических напряжений. (В случае равенства crv = сгн - сги распределение напряжений нейтрально для процесса бурения.) Таким образом, сверхглубокое бурение проще в условиях растяжения коры, например в рифтовых зонах. Следует заметить также, что максимальная концентрация напряжений реализуется на контакте слабых и твердых слоев массива. Эти проблемы существенны также и для глубоких шахт [37, 164].

Глава 7 ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ 7.1.

7.1.1.

Глобальная динамическая тектоника СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ В ЦЕЛОМ Земля - это вращающийся слоистый твердый шар, окруженный газовыми движущимися оболочками - атмосферой и ионосферой. Верхний твердый слой называют литосферой. Он холоднее и жестче, чем находящийся под ним. С глубиной температура и давление растут внутри Земли, и в результате на глубинах от 100 до 200 км происходит частичное плавление поликристаллических горных пород. Соответствующий слой Земли именуют астеносферой. Она практически пориста ( т я 10%). Ее поровое пространство насыщенно более легкими расплавами. Температура плавления весьма чувствительна к присутствию воды, которая изменяет границы РТ начала (солидус) и конца (ликвидус) плавления. Сама астеносфера была выявлена сейсмическими методами, причем уменьшенные скорости и высокая диссипация сейсмических волн согласуются с ее вязкоупругими свойствами. Под астеносферой находится намного более плотный геоматериал мезосферы Земли, который, впрочем, совершает конвективные циркуляционные движения, но в геологическом масштабе времени. Для сейсмических волн и при колебаниях Земли он упруг. Характерные мощности Н слоев Земли приведены ниже для двух типов стратификации.

Стратификация Литосфера Астеносфера Мезосфера Жидкое ядро Пористое ядро Твердое ядро 23* Н, км 0-100 100-200 200-2900 2900-4980 4980-5120 5120- | Стратификация Кора Верхняя мантия Промежуточная мантия Глубокая мантия Ядро Земли | Я, км 0-35 35-400 400-1000 1000-2900 2900- Существует и другой тип стратификации, связанный с петрологическим составом пород, т.е. с их физическими и химическими свойствами. Было установлено, что плотность пород земной коры имеет порядок 2.7 г/см3, но мантийные породы имеют плотность близкую к 3.3 г/см3 при РТ-условиях свободной поверхности. Соответствующие сейсмические скорости внезапно меняются от значения 6-7 км/с в земной коре к значению 8-9 км/с в мантии. Этот переход происходит на границе Мохоровичича, что обсуждалось ранее. Геоматериалы коры более богаты SiO2, мантийные - СаО и MgO. Соответствующие глубины также даны выше. В центре Земли находится металлическое ядро, которое состоит из жидкой и твердой частей" Между ними имеется пористая зона замерзания жидкого металла - в соответствии с РТ-условиями. Здесь часть металла представляет собой жидкость, насыщающую поровое пространство внутри более тугоплавкой фазы. Внешнее жидкое ядро, где достигнуты РТ-условия ликвидуса, характеризуется интенсивными флюидометаллическими течениями и играет роль динамомашины Земли, генерирующей внутреннее геомагнитное поле. Ядро Земли исключительно плотное ( « 9 Г / с м ) и может несколько смещаться как целое из-за жидкого состояния его внешнего слоя. Смещения ядра могут влиять на планетарную динамику Земли, меняя, например, положение ее оси. В результате мгновенная ось вращения Земли блуждает вокруг географических полюсов. Из-за этих (Чандлеровых) блужданий литосфера несколько смещается относительно мезосферы с характерной периодичностью (6 лет, 12 лет и т.д.), проскальзывая по вязкой астеносфере. Эта периодичность наблюдается на фоне глобального относительного движения раздельных кусков литосферы, называемых тектоническими плитами. Глобальное движение слагается в известный дрейф континентов [23], по-видимому обусловленный крупномасштабной термогравитационной конвекцией [120] в мантии Земли и различиями в плотности литосферных и мантийных геоматериалов. 7.1.2.

ПРЕДСТАВЛЕНИЯ ПЛИТОВОЙ ТЕКТОНИКИ Глобальная конвекция в мантии Земли подразделяется на течения в глубинной мантии и несколько меньшую по масштабу конвекцию ячеистого типа в верхней мантии. Последняя, по-видимому, и приводит к астеносферным течениям под каждой тектонической плитой, вызывая движения и столкновения плит. Известна целая система тектонических плит (рис. 7.1), представляющих континенты Земли и океаны. Они выделяются по картам эпицентров землетрясений, поскольку их главная часть распределена вдоль сталкивающихся краев тектонических плит [63]. Смещения плит оцениваются как по геологическим данным, так и прямыми наблюдениями с помощью спутников. Оказалось, что скорости смещений плит имеют порядок 510 см/год. Основные черты плитовой тектоники были выявлены сейсмическими и палеомагнитными методами. Вдоль меридианов в центре Тихого и Атлантического океанов имеются рифтовые зоны, где геоматериалы мезосферы поднимаются вверх в виде базальтовой интрузии и создают новую океаническую литосферу. После охлаждения этот базальт приобретает магнитные свойства, соответствующие существующему магнитному полю. Поскольку магнитные полюса Земли меняют свое положение периодически (Т « 10 лет), на базальтовом дне океана появляются полосы различно ориентированной намагниченности. Их периодическая зависимость от расстояния от рифта позволяет оценить скорость океанического спрединга [63], иначе, наращивания литосферы. Последняя скорость совпадает с измерениями смещений географических объектов (городов) на Земле с помощью спутников. Возникновение дополнительного литосферного материала вызывает относительное тектоническое движение, а его избыточная часть субдуктируется вдоль линий столкновения океанических континентальных плит (рис. 7.2). Таким образом, главный обмен массами вещества геоматериалов и флюидами между литосферой и мантией происходит в рифтах и зонах субдукции [64]. 40" 80" 160" Рис. 7.1. Глобальное кинематическое представление абсолютного движения литосферных плит [63]: 1 - положение полюсов мгновенного вращения;

2 - Тихоокеанский и Альпийско-Гималайский планетарного сжатия литосферы;

3 - линейные скорости смещений (см/год) пояса Рис. 7.2. Блок-диаграмма, иллюстрирующая глобальную циркуляцию масс и включающая генерацию литосферы в зоне рифтов 7, роль трансформных разломов 2, столкновение 3 и субдукцию 4 тектонических плит [58] Сила, "тянущая" плиты, оценивается [120] на основе вязкой модели астеносферного течения. Утверждалось, что она составляет десятки атмосфер. В подобных расчетах вязкость бралась равной 6 х 1019 Пз для астеносферы, 3 х 1021 Пз для глубокой мантии и 2х 10 20 Пз для мантии в целом. Как видно из сейсмоскоростных профилей и карт распределения гипоцентров мантийных землетрясений, субдуктируемые плиты проникают в мантию до глубин 600 - 700 км (по некоторым данным даже глубже). Поскольку все мантийные землетрясения происходят внутри этих плит, выглядит так, что землетрясения могут быть вызваны исключительно при разрушении геоматериалов коры (при ее обычном горизональном положении или внутри плиты, тонущей в мантии). Разница может состоять в том, что при землетрясении в коре хрупкое разрушение массива происходит из-за концентрации напряжений;

при неадекватных мантийных РТ-условиях возникают "мгновенные" хрупкие состояния и разрушение возможно из-за фазовых переходов в коровом геоматериале. Субдуктируемые плиты различаются углом их наклона и тектоническими полями. Соответствующие механические модели широко обсуждались в литературе [58]. Они основывались на физическом или численном моделировании. Тихий океан заключен в гигантское кольцо субдукции, вдоль которой избыточный геоматериал смещается вверх и создает системы гор. Субдуктируемый материал содержит массу воды, связанную в кристаллической решетке серпентинита. Согласно рис. 6.1 при уровне температур Т « 600° С серпентиниты становятся неустойчивыми, вода высвобождается и проникает в окружающий мантийный материал. Последний переходит в состояние подвижной магмы и начинает свое движение в форме восходящего потока, что и приводит к появлению системы вулканов (как итоговый результат воздействия океанических вод на мантию Земли). Более глубокие мантийные корни имеют форму струй ("плюмов") и соответствуют так называемым горячим точкам на поверхности Земли. Установлено, что эти точки неподвижны в теле Земли, а движущиеся над ними плиты как бы прожигаются ими насквозь [198]. Процесс субдукции может происходить и вдоль линий столкновения тектонических плит, принадлежащих разным континентам [75]. При этом одна из сталкивающихся плит субдуктируется, а другая создает горы. Такая ситуация характерна для регионов Памира- Гиндукуша и Тянь-Шаня, горных массивов Гималаев и региона Альп (где мантийный материал располагается очень близко к свободной поверхности, создавая интрузивное тело Ивреа). К поразительному результату привело изучение плато Тибета, где, как оказалось, две тектонические плиты составляют уникальную двойную, горизонтально лежащую литосферу.

7.1.3. ЭНДОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ Помимо тектонических процессов с преимущественной горизонтальной (плоской) кинематикой [23], известно множество геодинамических процессов, развивающихся вдоль вертикальной оси. Они связаны с эффектами эрозии, осадконакопления и гравитации [11]. Необходимо подчеркнуть, что вода играет существенную роль при разрушении и переносе масс как на свободной поверхности, так и внутри земной коры в целом. Перемещения больших масс геоматериалов приводят к перераспределению нагрузок на литосферные плиты (например, в устьях рек). В таких местах прогиб плит еще больше ускоряет процесс осадконакопления. Осадконакопление также происходит в зонах рифтов, где превалирует горизонтальное растяжение [32]. Осадочные породы в последующем погружаются, что в условиях (гидро)метаморфизма приводит к возникновению характерных массивов. На глубинах типичного дилатантного разрушения, как видно на примере Днепровско-Донецкого авлакогена (см. рис. 6.9), могут возникнуть волноводы [103]. Обычно нижняя кора представлена катакластически разрушенными геоматериалами и имеет черты, характерные для сверхпластичности. Таким образом нижняя кора становится подвижной, а потому играет роль внутрикоровой астеносферы [65]. В результате верхняя упруго-хрупкая кора может локально перемещаться по отношений к верхней мантии. Отмеченная выше система листрических разломов верхней коры трансформирует горизонтальное движение под Мохо в квазивертикальный подъем блоков пород. Более того, нижняя кора под воздействием двойных радиогенных толщ, возникших при надвиговом перемещении вдоль листрических разломов, перегревается. Осадконакопление интенсифицирует вертикальные геодинамические процессы. Осадочный бассейн нарастает под воздействием растяжения литосферы, если в коре и ниже Мохо появились вертикальные разломы (см. раздел 6.2.5 и [32]). При этом базальтовая магма из астеносферы внедряется вверх, в литосферу. Согласно рис. 6.13 происходит фазовый переход базальта в эклогит на Мохо при соответствующих РТ-условиях (при отсутствии воды). Затем тяжелые эклогиты утопляют литосферу в мантию [4, 65]. Так наступает переход к следующим этапам развития осадочного бассейна. Реки и ветровая эрозия на краях бассейна смещают массы осадков к его центральному углублению. Утопление должно быть "геологически быстрым" (например, 1 км в 1 миллион лет), чтобы это привело к появлению потенциальных ресурсов органических углеводородов, так как при более медленном процессе [4] органические углеводороды (кероген) окислятся еще до их захоронения в поровом пространстве осадочных пород. Температурный интервал для преобразования керогена в нефть определяется скоростями химических переходов [66] и соответствует глубинам 4-5 км в осадочных породах при обычных для них геотермах. Углеводородные газы и жидкости циркулируют внутри системы разломов по правилам глобальной флюдодинамики литосферы. Альтернативная (неорганическая) теория происхождения нефти основана на предположении, что метан СН 4 возникает в ходе реакции водорода и углекислого газа в присутствии магнетита и путем дальнейшей полимеризации при высоких термодинамических условиях [133], соответствующих верхней мантии Земли. Метан может просачиваться в кору под осадочными бассейнами по системам разломов, описанным выше, и обогащать залежи нефти и отложения угля. Практически главная проблема для накопления минеральных ресурсов состоит в изоляции порового пространства и трещинных пустот, что необходимо для улавливания нефти и газа. Противоборство теорий происхождения нефти приводит к различному выбору мест и глубин бурения. При этом следует учитывать и эффекты плитовой тектоники [169].

7.1.4. ПРИНЦИП ИЗОСТАЗИИ Гравиметрические измерения показали, что геоматериалы под горами легче и имеют тот же удельный вес, что и сами горные массивы. Наоборот, долины подстилаются более тяжелыми геомассами. Это означает, что осредненный по вертикали вес земных толщ неоднородно распределен вдоль поверхности Земли и эта неоднородность изостатически компенсируется на некотором глубинном уровне. Такие поверхностные геоструктуры, как горы, имеют более глубокие "корни", представленные тем же самыми геоматериалами, но под осадочными бассейнами и океанами кора тоньше. Эти сведения согласуются, в принципе, с рис. 6.13- 6.15, поскольку они могут быть объяснены измеряемыми градиентами геотерм и фазовыми или химическими переходами на Мохо к более тяжелым породам. Таким образом, вариации удельных весов пород внутри коры не могут служить основой изостатической компенсации. Основную роль играет различие пород коры и мантии. Известны два подхода к принципу изостазии. Первый принадлежит Дж.Х. Пратту (1855) и означает равенство p(h + D) = const, (7.1) где D - глубина компенсации;

h - топографическая высота (рис. 7.3). Расчеты показывают, что D должно быть равно 113,7 км [15], и это соответствует верхней границе астеносферы. Тем самым оказывается, что р - средняя плотность для рассматриваемого поперечного сечения литосферы, а давление (7.1) компенсируется гидродинамическими течениями внутри астеносферы в геологическом масштабе времени.

h !

t D АСТЕНОСФЕРА I Рис. 7.3. Изостатическая ("гидравлическая") компенсация за счет ползучести в астеносфере 1 Л.

Й.

Рис. 7.4. Изостатическая ("гидравлическая") компенсация за счет ползучести в мантии т Второй подход был предложен Дж.Б. Эйри (1855) в виде (ps-pe)r = Peh, (7.2) где г - глубина "корня";

рс- средняя плотность коры;

psплотность подстилающих массивов. Основная часть Т геоструктуры считается самоуравнове шенной (рис. 7.4). Гидравлическая компенсация (7.2) соответствует ползучим течениям в верхней мантии, но над астеносферой. Поскольку вязкость пород коры намного выше вязкости астеносферы, компенсация (7.1) должна устанавливаться "геологически быстрее", чем (7.2).

7.1.5. ИЗГИБ СЛОЕВ И ЛИТОСФЕРЫ В ЦЕЛОМ Эффект изгиба является основным для жесткого слоя Земли, если толщи над или под ним менее жесткие и выполняют только функции нагрузки или поддержки. Иногда такой слой называют "компетентным" и вмещающие толщи - "некомпетентными" [11]. Литосфера изгибается на "мягкой" астеносфере. В этом случае такие топографические отклонения от среднего уровня, как горы и острова, могут считаться нагрузкой. Изгиб литосферы приводит к перераспределению нагружающего давления в обширных зонах астеносферы, и принцип изостазии должен был бы приобрести некую нелокальную форму. Рассмотрим упругий слой [11, 127], изогнутый под вертикальной эффективной вертикальной нагрузкой q(x) при тангенциальном усилии Q(x), действующем в поперечном сечении слоя. Равновесие означает Q - (Q + dQ) + qdx = 0, а баланс количества движения принимает вид

(7.6) dx dz Рис. 7.5. Синклинальный изгиб слоя под распределенной нагрузкой q(x) Теперь нужно связать N(x) с нормальным напряжением действующим в подслоях, показанных на рис.7.5:

Л/ (7.7) -А/ где h - толщина слоя. Нормальное напряжение пропорционально компоненте деформации е^ в соответствии с законом Гука (1.23), т.е. (7.8) где Е - модуль Юнга;

Pages:     | 1 | 2 || 4 |



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.