Плотность глинистых пород в связи с особенностями тектонического строения
Э.А. ПРОЗОРОВИЧ
Исследование зависимости плотности осадочных пород от тектонических особенностей строения слагаемых ими площадей имеет большое значение, однако этот вопрос изучен слабо [1].
Интересные данные о плотности осадочных пород верхнего палеозоя в региональном плане по Донбассу приведены в работе А.Т. Донабедова [6]. Автором установлено большое уплотнение осадочных пород (2,73-2,76) в связи с тектоническим напряжением в центральной части Донбасса. К периферии средняя плотность пород уменьшается и в районе Ворошиловграда достигает 2,30. Наиболее четко эта закономерность прослежена по глинистым породам.
Заслуживают внимания высказывания Л.Н. Розанова о зависимости плотности осадочных пород от приуроченности их к различным частям структуры на примере куполовидного поднятия Бугурусланской площади [12]. Автор указывает на уменьшение средней плотности пачки осадочных пород от переминали и крыльев к своду, что он рассматривает как закономерность, связанную с тектоникой. Однако если выводы Л.Н. Розанова в отношении глин сформулировать несколько иначе, а именно, как увеличение плотности от свода к крыльям с увеличением глубины их залегания, то станет понятным, что это проявление известной закономерности уплотнения глин с увеличением глубины их залегания и в слабо дислоцированных отложениях. Закономерности изменения плотности глин по профилю в отдельных частях складчатых структур можно выявить только путем построения плотностных разрезов, нанесенных на профиль, как это методически выполнено Б.Н. Викторовым и Э.А. Прозоровичем [5, 9].
Не касаясь дискуссионного вопроса о направлении сил, образующих складчатость, отметим, что соотношение плотности глин по профилю во многом зависит от процесса складкообразования - происходит ли оно в слоях, формирующихся во время образования складок, или в слоях, сформированных к началу складкообразования (конседиментационная и постседиментационная складчатость). Отметим, что по существу образование указанных типов складок является результатом одного процесса складчатости, так как в одной и той же складке более молодым слоям может быть свойственна конседиментационная складчатость, а более древним - постседиментационная.
Рассмотрим характеристику плотности глин конседиментационных складок. Примером может служить антиклиналь банки Головачева [11]. Как следует из кривых уплотнения глин по скв. 1 и 2 (рис. 1) к контакту отложений акчагыла, к продуктивной толще, приурочено скачкообразное увеличение плотности глин. Это связано с лучшей уплотняемостью глин продуктивной толщи в связи с наличием в ней песчаных пластов, способствующих удалению отжимаемой при уплотнении глин воды. Глины в сводовой части отличаются небольшой плотностью, что свидетельствует о малой мощности перекрывающих и перекрывавших, но ныне денудированных пород. Характерно, что верхняя и нижняя изолинии плотности выположены по сравнению с крутопадающими стратиграфическими границами. Аналогичная картина установлена в разрезе также конседиментационной антиклинали банки Погорелая Плита. Небольшой плотностью характеризуются глины майкопской и диатомовой свит в своде отличающейся большой высотой конседиментационной антиклинали банки Апшеронской. Здесь средняя плотность глин на 0.06 г/см3 меньше по сравнению со средней плотностью глин продуктивной толщи. Не менее интересная и практически важная закономерность отмечена в изменении пористости, а следовательно, и плотности песчаных пород 1 горизонта продуктивной толщи Кюровдагской антиклинали. С.С. Аджаловой и Г.К. Абдуллаевым установлено, что средняя пористость их увеличивается от 18,7 на юго-западном крыле до 27,4% в присводовой части антиклинали, что соответствует уменьшению плотности от 1,93 до 2,17 [2]. Указанное изменение пористости обусловлено одновременностью формирования антиклинали и седиментации осадков.
Иное соотношение плотности глин майкопской и диатомовой свит по отношению к глинам продуктивной толщи характерно для диапировых антиклиналей (в морфологическом понимании) Западного Апшерона и Кобыстана (Бинагадинская, Фатьмаинская и Дурандагская). Глинистые породы указанных свит в сводовых частях антиклиналей характеризуются значительно меньшей плотностью по сравнению с глинами продуктивной толщи на крыльях [10]. Так, на площади Дурандаг (Кобыстан) средняя плотность глин продуктивной толщи (на крыле) равна 2,19, а глин диатомовой и майкопской свит на своде соответственно 1,94 и 2. По-видимому, пластичность и тонкослоистость глин диатомовой свиты обусловливают способность к нарушению их структуры (к разуплотнению) и перемятости при выжимании в процессе складчатости. Такое соотношение плотности дает основание предположить, что процесс формирования складчатости происходил одновременно с осадконакоплением и поэтому глинистые породы не испытывали большого гравитационного давления.
Примером, указывающим на почти параллельное прохождение изолиний плотности и стратиграфических границ, может служить плотностной разрез Манаскендской моноклинали (Дагестан) в условиях мало изменяющейся мощности отложений от верхнего сармата до караганского горизонта (рис. 2). Плотность глин (при сходной глубине залегания) от 2,1-2,20 в погруженной части моноклинали вверх по восстанию увеличивается до 2,3-2,4. По-видимому, аналогичное явление будет наблюдаться и по постседиментационным антиклиналям.
Закономерность в изменении плотности по региональному профилю от депресеионной части Северного Дагестана (предгорный ров) до погребенного поднятия кряжа Карпинского [4] выявлена по материалам Грозненской геофизической конторы [5]. Здесь в разрезе каждой из опорных скважин прослеживается увеличение плотности глин (см. таблицу). Слабое нарастание плотности глин древнекаспийских и плиоценовых отложений и скачкообразное увеличение ее в контакте с отложениями мэотис - сармата в разрезе темиргоевской скважины, по-видимому, объясняются плохой отсортированностью и примесью алевритовых фракций в древнекаспийских и верхнеплиоценовых глинах.
При сходных глубинах залегания по профилю в направлении поднятия в нисходящей стратиграфической последовательности отложений плотность глин увеличивается, достигая максимума в отложениях карбона. Следует отметить, что, судя по плотности глин кровли майкопской свиты в разрезе джанайской скважины, погребенное поднятие подверглось небольшому (порядка 200 м) воздыманию. [10]. Большая высота этого поднятия объясняется, видимо, глубоким погружением (предгорный ров). Это хорошо прослеживается по увеличению средней плотности глин среднего миоцена, майкопской свиты и мела в том же направлении. Из плотностного разреза видно, что изолинии плотности, проходя более полого по сравнению со стратиграфическими границами, секут последние, отражая, однако, общие черты тектонического строения.
Рассмотрим плотностную характеристику глин глубоко размытой Шамхалбулакской антиклинали, расположенной западнее темиргоевской скважины. Плотность изучалась (214 кернов 12 структурно-поисковых скважин) в отложениях от апшерон - акчагыла до кровли караганского горизонта. При общем нарастании плотности глин с глубиной она увеличивается также и в горизонтальном направлении - от крыла к своду - от 1,75-1,95 в низах отложений апшерон - акчагыла до 2,35-2,40 в кровле караганского горизонта. Контакт отложений апшерон - акчагыла характеризуется повышением плотности от 1,95 до 2,05. Некоторое влияние на увеличение плотности глин в нисходящей стратиграфической последовательности, по-видимому, связано с возрастом отложений. По аналогии с плотностью глин в почти горизонтально залегающих отложениях среднего миоцена в разрезе Темиргоевской скважины можно принять, что уплотнение глин до 2,35-2,40 за счет гравитационного давления в кровле караганского горизонта в своде Шамхалбулакской антиклинали соответствует глубине залегания порядка 2600 м. Однако в связи с тем, что формирование складки (по отношению к молодым отложениям) происходило в какой-то мере одновременно с осадконакоплением и в связи с этим мощность денудированных пород, перекрывавших кровлю караганского горизонта, меньше, чем в крыльевой части антиклинали (порядка 2800 м). Некоторое влияние на уплотнение глин оказал и процесс складчатости. Однако количественно оценить это влияние невозможно, так как неизвестна мощность размытых пород.
Рассмотренные данные также указывают на возможность большой плотности глин не только на горных, но и на низменных участках. Это в обоих случаях обусловлено главным образом приближением в процессе складчатости к поверхности более плотных глин с денудационным срезом при этом менее уплотненных пород. Показательны данные о плотности глин Салатауской антиклинали Горного Дагестана. Здесь, в условиях пологой, не осложненной нарушениями антиклинали большая плотность глин юры (2,51) может быть объяснена геостатическим давлением ныне размытых пород.
На основании приведенных данных можно сделать следующие выводы.
1. Глинистые породы в дислоцированных отложениях сохраняют свойственное им увеличение плотности в нисходящей стратиграфической последовательности, так же как и в первоначально горизонтальном или слабо наклонном их залегании. Это определяет большую плотность глин сводовых частей (сложенных более древними отложениями) по сравнению с крыльевыми. При этом дифференциация плотности глин в различных частях антиклиналей будет зависеть от типа складок.
2. Для постседиментационных антиклиналей с малоизменяющейся мощностью стратиграфических элементов можно предположить, что изолинии плотности будут параллельны стратиграфическим границам и глины сводовых частей будут характеризоваться значительно большей плотностью по сравнению с глинами крыльевых частей.
3. Депрессионные области (прогибы), сложенные более молодыми отложениями, характеризуются меньшей плотностью глин по сравнению с бортовыми частями прогибов и приуроченных к ним поднятий. Это обусловлено увеличением плотности глин с возрастом и меньшим тектоническим напряжением.
4. Для конседиментационных антиклиналей, в которых мощность отдельных стратиграфических элементов увеличивается от свода к крыльям, характерен более пологий наклон изолинии плотности по сравнению с наклоном стратиграфических границ. Разница в плотности глин сводовой и крыльевой частей этого типа антиклиналей незначительна.
5. Для диапировых антиклиналей, сводовые части которых сложены отложениями диатомовой и майкопской свит, характерна меньшая плотность глин на сводах. Это обусловлено нарушением их структуры - перемятостью глин, что приводит к их разуплотнению.
6. Глины дислоцированных (собранных в складки) отложений характеризуются несколько большей плотностью по сравнению с глинами горизонтально или полого залегающих отложений. Из-за отсутствия необходимых данных количественно эту разницу установить не удалось.
7. Плотность глин на контактах несогласно залегающих (разделенных перерывом) отложений определяется главным образом соотношением мощности денудированных (после перерыва) и вновь отложенных (послеперерывных) пород. В случае большей мощности денудированной части отложений контакт несогласно залегающих образований будет характеризоваться скачкообразным увеличением плотности (увеличение плотности в доперерывных отложениях).
8. Характерно увеличение плотности глин по мере перехода от низменных к горным и высокогорным областям. Эта закономерность объясняется увеличением мощности денудационных срезов в том же направлении и в связи с этим - приближением к поверхности все более уплотненных пород - глин, аргиллитов, глинистых сланцев. Таким образом, тектонические напряжения и возраст отложений являются дополнительными факторами уплотнения глин, зависящими главным образом от гравитационного давления, испытанного в процессе геологического развития вмещающих их отложений.
ЛИТЕРАТУРА
1. Андреев Б.А. Послойная зональность физических свойств осадочных пород и ее связь со структурами платформенных областей. Советская геология, сб. 61, 1957.
2. Аджалова С.С., Абдуллаев Г.К. Коллекторские свойства пород 1 горизонта продуктивной толщи Кюровдага. АНХ, 8, 1958.
3. Балавадзе Б.К. Исследование плотностной характеристики горных пород Грузии. Изд. АН Грузинской ССР, 1957.
4. 3-а. Вассоевич Н.Б. Опыт построения кривой гравитационного уплотнения глинистых осадков. ННТ, серия геолог., 4, 1960.
5. Брод И.О. и коллектив КЮГЭ Труды комплексной южной геологической экспедиции. Геология и нефтегазоносность Восточного Предкавказья. Гостоптехиздат, Ленинград, 1958.
6. Викторов Б.Н. Некоторые закономерности изменения плотности пород и их связь с геологической историей региона. Прикладная геофизика, вып. 16, 1957.
7. Донабедова А.Т. Советская геология, 7, 1940.
8. Максимович Г.А. Пористость геосфер. Изд. АН СССР, т. VIII, 1944.
9. Погребицкий Е.О. К вопросу о метаморфизме углей Донецкого бассейна. Химия твердого топлива, вып. 4, 1933.
10. Прозорович Э.А. Геология нефти и газа, 1961, № 2.
11. Прозорович Э.А. Сб. НТИ. Вопросы геофизики. Вып. 3. АзИНТИ, 1961.
12. Путкарадзе А.Л. Бакинский архипелаг (геологическое строение и перспективы нефтегазоносности). Азнефтнешр, Баку, 1958.
13. Розанов Л.Н. Прикладная геофизика, вып. 3, 1947.
14. Фотиади Э.Э. Геология нефти, 1957, № 4.
АpНИИ ДН
|
Глубина, сотни м |
Скважины |
|||||||||
|
Темиргоевская |
Александрийская |
Артезианская |
Джанайская |
Промысловская |
||||||
|
возраст отложений |
средняя плотность глин |
возраст отложений |
средняя плотность глин |
возраст отложений |
средняя плотность глин |
возраст отложений |
средняя плотность глин |
возраст отложений |
средняя плотность глин |
|
|
0-1 |
четвертичн. |
1,84 |
четвертичн. |
|
четверт. |
|
чет- верт. |
|
четверт. |
|
|
1-2 |
1,71 |
|
плиоцен |
|
плио цен |
|
плиоцен |
|
||
|
2-3 |
1,75 |
|
|
|
|
|||||
|
3-4 |
1,85 |
|
|
|
|
|||||
|
4-5 |
плиоцен |
1,83 |
плиоцен |
|
средний миоцен 1 |
|
Майкоп |
|
мел |
|
|
5-6 |
|
|
|
|
|
|||||
|
6-7 |
1,83 |
|
|
2,02 |
|
|||||
|
7-8 |
1,87 |
1,87 |
2,03 |
2,02 |
|
|||||
|
8-9 |
1,83 |
1,86 |
1,95 |
2,07 |
|
|||||
|
9-10 |
1.92 |
1.91 |
Майкоп |
2,01 |
2,17 |
2.10 |
||||
|
10-11 |
1,87 |
1,93 |
2,06 |
палеоцен-эоцен |
2,20 |
юра |
2.22 |
|||
|
11-12 |
сармат - мэотис |
1,86 |
1,95 |
2,10 |
2,20 |
|
||||
|
12-13 |
1,87 |
2,01 |
2,09 |
|
2,23 |
|||||
|
13-14 |
1,95 |
2,05 |
2,12 |
2,29 |
2,25 |
|||||
|
14-15 |
1,97 |
2,11 |
2,18 |
мел |
2,38 |
2,31 |
||||
|
15-16 |
2,11 |
2,14 |
2,24 |
2,42 |
2,33 |
|||||
|
16-17 |
1.97 |
2,15 |
2,25 |
2,33 |
2,42 |
|||||
|
17-18 |
2,25 |
средний и верхний миоцен |
2,13 |
2,30 |
2,33 |
|
||||
|
18-19 |
2,20 |
2,13 |
2,34 |
2,43 |
палеозой |
2,55 |
||||
|
19-20 |
2,23 |
2,28 |
2,37 |
юра |
2,46 |
2,63 |
||||
|
20-21 |
2,26 |
2,16 |
палеоцен- эоцен |
2,39 |
2,50 |
|
||||
|
21-22 |
2,28 |
2.18 |
2,50 |
2,44 |
|
|||||
|
22-23 |
2,31 |
2,23 |
2,50 |
2,49 |
|
|||||
|
23-24 |
2,33 |
2,31 |
мел |
|
2,55 |
|
||||
|
24-25 |
2,37 |
2,37 |
|
палеозой |
2,66 |
|
||||
|
25-26 |
2,40 |
2,38 |
2,42 |
2,67 |
|
|||||
|
26-27 |
2,40 |
2,38 |
|
2,71 |
|
|||||
|
27-28 |
2,43 |
2,34 |
2,52 |
2,72 |
|
|||||
|
28-29 |
2,45 |
Майкоп |
2,41 |
юра |
2,51 |
2,71 |
|
|||
|
29-30 |
2,43 |
2,43 |
2,57 |
2,70 |
|
|||||
|
30-31 |
2,36 |
2,56 |
2,57 |
|
|
|||||
|
31-32 |
|
2,49 |
2,57 |
|
|
|||||
|
32-33 |
|
2,49 |
|
|
|
|||||
|
Число образцов |
|
524 |
|
154 |
|
178 |
|
182 |
|
14 |
Рис. 1. Плотность глин по профилю Б. Головачева (геологический профиль сост. М.З. Расулов).
Рис. 2. Плотностный разрез по геологическому профилю (Манаскент) через структурно- картировочные скв. 3, 4, 5, 6 и 8 (по материалам «Дагнефти»).
1 -средняя плотность глин в 50-метровых интервалах; 2 -пачки с одинаковой плотностью глин. Вr -грязевулканическая брекчия, Q -древнекаспийские отложения, Ар3 -верхний, Ар2 -средний и Ap1 - нижний отделы апшеронского яруса, Ак - акчагыльский ярус, Prd -продуктивная толща.
1 - древнекаспийские отложения; Srm3 - верхний, Srm2 - средний и Srm1 - нижний сармат; Krg - караган, 2 - кривые изменения плотности глин; 3 - изолинии плотности глин.