А.А. Граусман (Институт геологии ЯНЦ СО РАН)

К настоящему времени накоплен огромный фактический материал по замерам пластовых давлений в водоносных горизонтах осадочного чехла. Однако имеются многочисленные данные, которые трудно объяснить с позиций общепринятых схем. Поэтому возникает необходимость создания новых гипотез, которые зачастую являются гипотезами ad hoc (для данного случая) и в дальнейшем могут оказаться несостоятельными. Такое положение будет продолжаться до тех пор, пока не будет выяснена основная причина, определяющая величины пластовых давлений, которая позволит с единых позиций объяснить всю мозаику полученных данных. Рассмотрим один из возможных вариантов решения этого вопроса.

Проблеме формирования пластовых давлений в геогидродинамических системах осадочного чехла и движению глубокозалегающих подземных вод посвящено большое число работ, однако, как считает автор, для нефтегазоносных бассейнов эти проблемы наиболее полно и аргументированно изложены в работах А.Е. Гуревича с соавторами (1969, 1972, 1974, 1976, [2]) и А.А. Карцева с соавторами [3]. По их мнению, главных непосредственных причин, определяющих движение подземных вод, только две: 1) действие гравитационного поля на жидкость и 2) изменение объемов порового пространства и жидкости в нем (Гуревич А.Е. и др., 1972). Поскольку эти факторы могут влиять на процесс течения вод одновременно, то необходимо говорить о двух составляющих пластового давления: гравитационно-конвекционной (иными словами, гидростатической), величина которой определяется "весом столба флюида и потерями напора при конвекции", и компрессионной (выжимающей – элизионной), в которую могут быть объединены все остальные возможные причины изменения давления в водоносных горизонтах, ведущие к его отклонению от нормального гидростатического. В качестве причин гравитационно-конвекционного движения подземных вод называется негоризонтальность поверхности земли, а следовательно, и грунтовых вод, а также неоднородность плотностей подземных вод из-за различия в их минеральном составе (Гуревич А.Е. и др.,1972). Согласно классификации А.А. Карцева и др. [3], природные водонапорные системы подразделяются на инфильтрационные, в которых напор создается в результате инфильтрации атмосферных и поверхностных вод в коллекторы, и эксфильтрационные, в которых напор вызван перетоком жидкости из одних пластов в другие без пополнения жидкостью извне.

Вместе с тем фактический материал однозначно доказывает, что действие гравитационно-конвекционной составляющей пластового давления, а следовательно, области распространения в осадочном чехле инфильтрационных водонапорных систем необходимо существенно ограничить. Так, В.А. Всеволожский и В.И. Дюнин (1998), обобщив огромный фактический материал по величинам пластовых давлений в нескольких тысячах скважин, расположенных на более чем 100 месторождениях УВ и подземных вод в Восточном Предкавказье, Западной Сибири, Средней Азии, Тимано-Печорской провинции, Днепровско-Донецкой, Припятской, Куринской и Ферганской впадинах, пришли к выводу, что "для всех изученных регионов и для подавляющего числа месторождений (структур) характерно наличие разнонаправленных латеральных градиентов пластовых давлений. Наличие разнонаправленных градиентов (изменение направлений движения, скоростей и т.д.) в единой пластовой системе возможно только при наличии внутри нее границ определенного типа, разделяющих систему на относительно изолированные блоки" [1, с. 140].

Существование изолированных (замкнутых) пластовых систем, как по горизонтали, так и по вертикали можно прекрасно наблюдать и в осадочных бассейнах Западной Якутии. Закономерности распределения пластовых давлений в осадочных породах Непско-Ботуобинской антеклизы характеризуются следующими данными. В докембрийском терригенном комплексе пластовое давление на глубине 2400 м (вилючанский продуктивный горизонт, минерализация вод 390 г/л) составляет 17,6 МПа, на глубине 1900 м (ботуобинский продуктивный горизонт, минерализация вод 450 г/л) – 14,6 МПа. В нижнекембрийском карбонатном комплексе (осинский продуктивный горизонт, минерализация вод 380-390 г/л) на глубине 1550 м пластовое давление равно 15,8 МПа.

Классическая схема инфильтрационных водонапорных систем в явной или скрытой форме подразумевает трехчленное деление: область питания или создания напора, область транзита и область разгрузки. Между областями питания и разгрузки располагается все многообразие пород, в которых значения пластовых давлений в водах, заполняющих пустоты, "определяются исключительно весом столба жидкости, а также и потерями напора, если жидкость движется" (Гуревич А.Е.,1969). В современной трактовке: основная причина массопереноса –неравномерность формирования гидростатического давления, что главным образом вызвано разницей гипсометрического положения различных частей нефтегазоносных бассейнов (Абукова Л.А., 1997). В соответствии с подобными схемами для района Непско-Ботуобинской антеклизы в качестве области питания принимается Байкало-Патомская складчатая зона, в качестве областей разгрузки – зоны дизъюнктивных нарушений во внутренних частях бассейна и разломы фундамента (Анциферов А.С., 1978; Яковлев Ю.И., Семашев Р.Г., 1982).

Абсолютная отметка выходов отложений докембрия в Байкало-Патомской складчатой зоне составляет 200-800 м над уровнем моря. Если принять, что воды вилючанского и ботуобинского продуктивных горизонтов питаются в местах выхода этих отложений на поверхность, то даже при минимальной абсолютной отметке области питания (0) и плотности воды, равной 1 г/см³, что в данном районе практически невозможно, фактическая величина пластового давления в докембрийских отложениях намного ниже таковой условного гидростатического. Если рассматривать гидрокомплекс Непско-Ботуобинской антеклизы с позиций инфильтрационной флюидной системы, для которой характерно развитие гидродинамической и гидрохимической зональности в больших масштабах, часто охватывающее всю структуру нефтегазоносного бассейна (Абукова Л.А., 1997), то необходимо объяснить причины снижения вертикальной составляющей гидростатического напора.

Известно, что интенсивность процесса, протекающего в системе, определяется соотношением между интенсивностью внешних процессов и скоростью рассасывания возмущений в самой системе. Если скорости этих возмущений близки между собой, то возмущение будет существовать только в период действия самого процесса. Имеется много методов оценки времени рассасывания возмущений (релаксации) в геологических системах. Для оценки времени релаксации давлений в пластах при упругом режиме фильтрации С.И. Смирновым (1978) предложена следующая зависимость:

t = l²/c, (1)

где t – время релаксации; l – линейный размер системы; c – коэффициент пьезопроводности, который характеризует скорость установления стационарного распределения давления в пластах в результате изменения внешних условий (например, изменения напора в области питания или стока в области разгрузки).

Наиболее часто встречающиеся значения коэффициента пьезопроводности заключены в интервале от 1000 до 50000 см²/с (Пыхачев Г.Б. и др., 1973). Оценим время выравнивания давлений в гидрогеологических комплексах Непско-Ботуобинской антеклизы. Площадь антеклизы составляет 250 тыс. км². Согласно (1) время выравнивания пластовых давлений в ее гидрогеологических комплексах может колебаться от 1,6 до 80 тыс. лет, что для геологического масштаба времени является величинами почти мгновенными. Расчет времени выравнивания давлений для территории данной антеклизы показывает, что с позиции инфильтрационной флюидной системы ответственными за существующее распределение давлений в осадочных породах Непско-Ботуобинской антеклизы могут быть только современные геологические процессы. Однако до настоящего времени в рассматриваемом районе никем из исследователей не зафиксированы тектонические движения, которые за последние 80 тыс. лет смогли бы уменьшить вертикальную составляющую гидростатического напора в докембрийских породах на величину более 5 МПа.

Одна из возможных причин – потеря напора, если жидкость движется (Гуревич А.Е. и др., 1972). Среднегодовое количество осадков для всей суши нашей планеты составляет 834 мм/год (Львович М.И.,1974). Из них на долю подземного стока приходится 90 мм/год. Таким образом, подземный сток составляет 11 % общего количества осадков. По данным Б.И. Куделина (1966) для территории б. СССР подземный сток составляет около 24 %, непосредственно для территории Байкало-Патомской складчатой зоны – 10-15 %. По данным М.И. Львовича и др.(1963) максимальный подземный сток для последней составляет 50 мм/год. Подземный сток, очевидно, можно разделить на грунтовый (выше базиса эрозии) и глубинный. Проницаемость пород в зоне действия грунтовых вод как минимум на один-два порядка выше, чем в породах, залегающих на глубине, поэтому ежегодное приращение напора для обеспечения глубинного стока не может превышать единиц или десятых долей миллиметра в год. Предполагать движение глубокопогруженных вод в гидрогеологических комплексах Непско-Ботуобинской антеклизы под действием подобного напора вряд ли правомерно. Следовательно, дефицит пластового давления в ее гидрогеологических комплексах нельзя объяснить падением напора в результате движения подземных вод из областей питания к областям разгрузки.

Ю.И. Яковлев и Р.Г. Семашев (1982) в качестве причины снижения давления в отложениях докембрия Непско-Ботуобинской антеклизы выдвигают гипотезу "засасывания" вод этого комплекса в разломные зоны фундамента. Эта гипотеза, скорее всего, окажется гипотезой ad hoc. Исследователи не анализируют возможные причины, которые за последние 80 тыс. лет могли привести к дроблению фундамента, и не объясняют, почему "засасывание" обладает такой избирательностью, так как "засасывает" только воды докембрия.

В терригенных отложениях Хапчагайского мегавала Вилюйской синеклизы распределение пластовых давлений по разрезу осадочного чехла диаметрально противоположно таковому в отложениях Непско-Ботуобинской антеклизы. Если в разрезах последней АНПД приурочены к глубоким, залегающим на кристаллическом фундаменте породам, то в Вилюйской синеклизе – к верхним частям разреза. Так, в верхнем подмерзлотном средне-верхнеюрском комплексе (глубина 450-1450 м) пластовые давления ниже условных гидростатических на 2 МПа. В триас-нижнеюрском комплексе (интервал 1500-2500 м) они незначительно отличаются от условных гидростатических, превышение составляет 0,1 МПа. В нижнетриасовом комплексе (интервал 2500-3000 м) пластовые давления превышают условные гидростатические на 0,5-0,8 МПа. В верхнепермско–нижнетриасовом комплексе пластовые давления на Неджелинском месторождении (интервал 3100-3200 м) превышают условные гидростатические на 8-10 МПа, на Мастахском месторождении – на 5-8 МПа, на Средневилюйском месторождении – на 3-5 МПа (Граусман А.А. и др., 1995).

В отличие от Непско-Ботуобинской антеклизы в Вилюйской синеклизе в верхних частях разреза вода находится в твердой фазе, т.е. в состоянии льда. Поэтому наличие АНПД можно объяснить уменьшением пьезометрических уровней на величину мерзлой зоны. Существование аномально высоких пластовых давлений также имеет свои объяснения. Всеми исследователями, занимавшимися изучением распределения пластовых давлений в этих отложениях (В.Е. Бакин, Е.И. Бодунов, Л.А. Грубов, А.Е. Гуревич, В.П. Шабалин и др.), рассматриваются причины отклонения давлений от нормальной гидростатической величины, но никем не анализируется, какова природа нормальных гидростатических давлений в юрских и триасовых отложениях исследуемых разрезов при наличии толщ многолетнемерзлых пород, уменьшающих пьезометрический уровень на величину мерзлой зоны.

Приведенные фактические данные, по мнению автора, однозначно подтверждают выводы В.А. Всеволожского и В.И. Дюнина, что глубокие водоносные горизонты осадочного чехла "должны рассматриваться в качестве специфических пластово-блоковых гидродинамических систем" [1, с. 144]. В.А. Всеволожским и В.И. Дюниным выделены следующие основные типы границ изолированных блоков: тектонические, литолого-фациальные, минералого-геохимические и собственно гидродинамические. Не оспаривая генезиса границ, автор вместе с тем считает, что, поскольку миграция газов и жидкостей в горных породах при помощи фильтрации и передача гидростатического давления могут происходить только по сообщающимся между собой порам или трещинам, для исследования процессов массопереноса флюидов в осадочном чехле необходимо вначале определить предельные фильтрационные параметры пород, при которых флюиды могут в них перемещаться, а следовательно, и передавать гидростатическое давление.

В природе не существует однородных и сплошных сред. Однородными и сплошными являются не сами реальные геологические тела, а их математические модели. Любой геологический объект является композитом и его можно считать в среднем однородным лишь в том случае, когда размер образца намного больше размера "дефекта". Если начать уменьшать размер исследуемого объекта S, разрезая его на все более мелкие части, то при S, приближающемся к некоторому размеру s, свойства частей уже не будут идентичны свойствам целого, поскольку не выполняется условие, необходимое для получения стабильных макроскопических характеристик. Таким образом, свойства объекта, как измеренные, так и расчетные, представляют собой результаты корректного усреднения локальных характеристик.

Многие исследователи механически переносят данные одного уровня исследования на другой, более высокий, не доказывая, что при этом соблюдается необходимое условие. Это относится, в частности, и к оценке проницаемости пород по результатам анализа фильтрационно-емкостных свойств на образцах, которые по сравнению с массивом имеют бесконечно малый размер. Положение о существовании в массиве пород сообщающейся системы пор строится главным образом на основании лабораторных определений фильтрационно-емкостных свойств. Вместе с тем поры, которые в массиве пород не имеют связи, в образце породы могут быть определены как открытые. Поэтому для переноса данных лабораторных определений на массив пород необходимо знать, при каких значениях пористости, определенной на образце породы, правомерно говорить о существовании в массиве пород единой связной системы пор – единого кластера проницаемости. Иными словами, необходимо оценить порог проницаемости массива пород как функцию пористости. Пористость есть отношение объема "пустого" пространства, не заполненного твердой фазой, к объему всей породы, поэтому в долях единицы ее можно рассматривать как вероятность (Р*) оказаться при эксперименте в "пустом" – поровом пространстве пород.

Моделирование процесса фильтрации флюидов в рамках теории перколяции – просачивания проводится с помощью решеток капилляров. Рассматриваются модели связей, когда с вероятностью Р* связь открыта и с вероятностью 1-Р* – закрыта. Доказано, что существует некоторое пороговое значение Р_к*, когда при Р*< Р_к* просачивание становится невозможным – связь отсутствует (Эфрос А.Л., 1982). В двумерном пространстве для решетки треугольного типа получено аналитическое значение порога протекания (Кестен Х.,1986), которое равно P_к* =2 sin (p/18) = 0,347296. Следовательно, в данном случае массив может быть проницаемым только при условии, что его пористость будет выше или равна 35 %.

Большая часть работ по перколяции относится к узкой области – регулярным решеткам. Природный гранулярный поровый коллектор является хаотически построенной средой и не отвечает таким простым схемам. Задачу протекания по порам не удается свести к решению известных задач теории перколяции (просачивание по узлам, связям, сферам и т.д.), поэтому делаются попытки получить значения порогов проницаемости при помощи моделирования процесса на ЭВМ. Группой французских исследователей путем машинного моделирования на кубической решетке с числом связей 24 получено значение порога протекания Р_к* = 0,079±0,003 [5]. Перенося эти данные на массив пород, можно сделать заключение, что предельное значение пористости, обеспечивающее проницаемость массива, должно быть не менее 8 %. В работе А.А. Граусмана (1984) показано, что при стремлении системы к бесконечности порог протекания Р_к* для изотропного порового коллектора (фильтрация возможна в любой плоскости) стремится к 1/4p, или 8 % пористости, для анизотропного (если фильтрация возможна только в одной плоскости) – 1/2p, или 16 %. Процесс уплотнения пористых сред под действием давления и температуры исследуется в порошковой металлургии и керамическом производстве. Общая пористость m в спекающихся материалах описывается выражением

m = m₀ + m_т + m_з, (2)

где m₀ - открытая пористость; m_т – тупиковая (поры, соединяющиеся только с одной поверхностью пористого тела); m_з - закрытая пористость.

Существует большое число работ, в которых на основании статистических обработок результатов испытаний скважин сделаны попытки оценить порог проницаемости – границу коллектор – неколлектор. Например, статистический анализ продуктивности глубокозалегающих пород Западного Предкавказья (Захарова П.И., 1976) показал, что из пластов с пористостью ниже 7,5 % притоков газа не получено и к коллекторам с высокой степенью надежности можно отнести только пласты с открытой пористостью более 15 %. Т.Х. Фатт (1980) на основании анализа продуктивности песчаников на месторождениях Южного Техаса пришел к выводу, что нижний предел открытой пористости, при котором можно ожидать промышленного дебита, равен 15 %. Анализ работы газовых пластов на месторождениях юго-восточной части Днепровско-Донецкой впадины (Шебелинское, Ефремовское, Крестищевское и др.) показал, что в продуктивных терригенных толщах имеются неработающие пласты с открытой пористостью 7-15 %. (Крапивко В.Я., 1980). Большое число исследователей принимает за нижний предел коллектора значения открытой пористости 6-8 % (К.И. Багринцева, С.С. Итенберг, П.К. Лжович, С.А. Аманов, Р.Н. Засадный, Л.Н. Берман и др.). Совпадение расчетных значений открытой пористости, характеризующих порог проницаемости, с полученными эмпирическими значениями пределов коллектор – неколлектор подтверждает вывод, что для изотропного порового коллектора значение открытой пористости 8 %, определенное на образце породы, можно рассматривать как предел закономерного существования в пластовых условиях сообщающихся между собой пор, т.е. предел существования порового коллектора. Кроме того, породы, в которых поры представлены в основном субкапиллярными каналами (< 0,0002 мм), не могут передавать гидростатическое давление (Котяхов Ф.И., 1956). Тонкие поры заполнены физически связанными водами, законы движения которых иные, чем у свободных вод (Шварцев С.Л., 1996). Поэтому в природных условиях проницаемость пород, при которой возможна передача гидростатического давления, определяется еще и размерами пор.

Приведенные примеры позволяют сделать вывод, что любая модель, постулирующая проницаемость всех пород осадочного чехла, является абстрактной, противоречащей выявленным закономерностям. Признание существования в осадочных породах непроницаемых для фильтрационного массопереноса и передачи гидростатического давления границ требует ответа на вопрос, что же определяет значения аномально высоких, аномально низких и нормальных давлений в изолированном блоке.

Геология имеет дело с тремя агрегатными состояниями вещества: твердым, жидким и газообразным. Однако необходимо отметить, что критерии этих классификаций оказываются неопределенными и не отражают действительно важных признаков материалов (Надаи А., 1954). Еще Д. Максвелл одним из первых сделал попытку объединить такие на первый взгляд взаимоисключающие свойства вещества, как твердость и "жидкостность", т.е. текучесть. Он считал, что при постоянной деформации давление в твердом теле распределяется, как в покоящейся жидкости [2]. В середине 40-х гг. Я.И. Френкелем (1944, 1946) высказана и математически развита физическая идея о том, что кристалл может диффузионно течь подобно жидкости и уплотнение пористого тела обусловливается тенденцией к уменьшению свободной поверхностной энергии. При этом кинетика процесса определяется скоростью вязкого течения среды, в которой расположены поры.

Согласно современным положениям физики между кристаллами и жидкостью имеются количественные, но не принципиальные отличия. Время "оседлой жизни" атомов в кристалле (t) несравненно больше, чем в жидкости, но если действовать на кристалл в течение времени, значительно большего t, кристалл будет течь подобно жидкости (Гегузин Я.С., 1974). У. Файф, Н. Прайс, А. Томпсон (1981) считают, что, используя аппарат статистической механики, можно записать уравнение

V= const * exp[ f₁(T) - f₂(s) ], (3) где V – скорость деформации; f₁ (Т), f₂(s) ~ функции соответственно температуры Т и напряжения s.

Согласно (3) скорость деформации при любых, сколь угодно малых, внешних воздействиях является величиной конечной. Это и позволило авторам утверждать, что любые кристаллические материалы в реологическом смысле можно рассматривать в качестве жидкостей. Все течет, если есть достаточно времени (Рейнер М., 1963), или, по образному выражению Л. Мюллера (1973), теоретически давление пальца за 10 тыс. лет может привести сталь в состояние текучести.

П.П. Тимофеев, А.Г. Коссовская, В.Д. Шутов и др. (1974), суммируя материалы по региональному эпигенезу осадочных пород, пришли к выводу, что все процессы минеральных преобразований при погружении пород сопровождаются образованием минералов с последовательно возрастающей плотностью и уменьшением содержания воды, т.е. все процессы минеральных преобразований при увеличении геостатической нагрузки в процессе погружения ведут к уменьшению объема твердой фазы в единице объема осадочной породы и, следовательно, не ведут к уменьшению пористости пород. Поэтому многие исследователи уменьшение пористости осадочных пород при погружении рассматривают не как химический, а как физический процесс: диффузионного течения – Я.С. Гегузин (1967), объемного (вязкого) течения – В.Е. Карачинский (1975), пластического течения – И.С. Делицин (1985).

Существующие в недрах осадочных пород градиенты температур (тепловой поток) и напряжений в определенный ограниченный отрезок времени можно считать постоянными и поэтому возможно рассматривать осадочные породы как стационарные или квазистационарные термодинамические системы. В соответствии с первым и вторым началами термодинамики выражение внутренней энергии гомогенной, однофазовой системы в состоянии равновесия имеет вид

где U – внутренняя энергия системы; Т– температура; Р– давление; S – энтропия системы; V– объем; N – химический потенциал компонента а; М – масса компонента а (Жариков В.А., 1976).

Для упрощения вывода условий равновесия для двухфазной среды, не рассматривая химический потенциал, как это делается в работе Л.Д. Ландау и Е.М. Лифшица (1964), уравнение (4) можно переписать в виде

dS= (1/T)dU + (P/T)dV. (5)

dS/dV = P/T. (6)

Ра/Тa = Р_К/Т_К. (7)

В случае равенства температур (Т_а ⁼ Т_к) давления также должны быть равны (Р_а = Р_к).

Как считает В.А. Жариков (1976), природные процессы осуществляются в таких условиях, когда при общем необратимом течении процесса в каждом данном участке в каждый данный момент устанавливается состояние равновесия. Осадочная порода (двухфазная среда) в геологическом масштабе времени может рассматриваться как две разнородные несмешивающиеся жидкости. В первой жидкости – воде (абсолютно упругой среде) – релаксации (выравнивания) напряжений за счет внутренних перестроек не происходит и переход воды в состояние гидростатического равновесия возникает в результате изменения формы воды в соответствии с формой резервуара. Другая жидкость – минералы – способна перейти в равновесие с окружающей средой (гидростатическое напряженное состояние) за счет релаксации напряжений путем внутренних структурно-вещественных перестроек.

где s_х, s_y, s_z – напряжения в скелете породы по осям координат; Р – пластовое давление.

где g_Т – усредненная плотность твердой фазы осадочных пород; E – модуль необратимой деформации пористости, равный 100 МПа; Dm - изменение соотношения жидкой и твердой фаз осадочных пород - пористости при погружении пород на глубину Н.

Согласно (9) пластовое давление определяется главными вертикальными напряжениями (Hg_т) и палеонапряжениями – эффективными напряжениями, релаксировавшими во времени (2ЕDm) (Граусман А.А., 1984, 1998).

Таким образом, пластовое давление в водонасыщенных породах осадочного чехла определяется упругой энергией (напряжениями) в скелете пород. В геологическом масштабе времени: каково напряжение в скелете породы – таково и давление в воде.

В замкнутых системах любые процессы, вызывающие уменьшение упругой энергии (например, понижение температуры), приводят к уменьшению пластового давления. Процессы, ведущие к увеличению упругой энергии (повышение температуры, увеличение геостатической нагрузки, тектоническое сжатие), обусловливают увеличение пластового давления. В открытых системах, имеющих связь с поверхностными водами, упругая энергия в скелете пород релаксирует до величины гидростатического давления столба воды.

Идея о гидродинамической неэквивалентности движения подземных вод была высказана еще в 30-х гг. Б.Л. Личковым, Им были выделены две различные зоны: верхняя – выше базиса эрозии, названная "зональной", поскольку она широко отражает зональное влияние поверхностных факторов, и нижняя – "азональная", воды которой зависят от общих геологических условий и не зависят от климата и ландшафта. Воды нижней зоны, по мнению Б.Л. Личкова, на протяжении тысячелетий неподвижны, так как не имеют наружного стока, и поэтому инфильтрационный режим движения подземных вод имеет место только в верхней зоне, т.е. выше базиса эрозии.

Ф.А. Макаренко (1937), Н.К. Игнатович (1944) разделили осадочный чехол по скоростям движения подземных вод и темпам водообмена. Кроме схем вертикальной гидродинамической зональности по темпам водообмена, существуют схемы зональности по распределению в недрах пластовых давлений. Среди них наиболее известны схемы И.Г. Киссина (1967), Ю.А. Ежова, Ю.П. Вдовина (1970), Г.Ю. Валукониса, А.Е. Ходькова (1973). Для характеристики современных представлений о гидродинамической зональности подземных вод можно привести схемы Ю.А. Ежова, Г.П. Лысенина (1986) и С.Л. Шварцева (1996). Так, Ю.А. Ежов и Г.П. Лысенин выделяют зону гидростатических давлений (интервал 500-7000 м и более), зону переходных давлений (от 900-1500 м до нескольких тысяч метров) и зону литостатических давлений. Зоны активного, затрудненного и весьма затрудненного водообмена Ф.А. Макаренко и Н.К. Игнатовича соответствуют, по их мнению, одной верхней зоне – зоне гидростатических давлений. С.Л. Шварцев (1996) также выделяет зону гидростатических пластовых давлений, распространяющуюся до глубины 2-3 км (при благоприятных условиях режим инфильтрационного типа может существовать до глубины 5-6 км), зону переходных между гидростатическим и литостатическим пластовых давлений, нижняя граница которой может достигать 7 км, и зону литостатических давлений, в пределах которой содержатся в основном физически связанные воды и редко свободные. Таким образом, расхождения между исследователями касаются только оценки глубин, где проходит граница между верхней зоной – зоной гидростатических давлений (инфильтрационной водонапорной системой) и средней неподвижной – азональной, или элизионной – переходной, зоной. Эта граница – базис эрозии у Б.Л. Личкова, глубина 2-3 км – у С.Л. Шварцева, 7 км и более – у Ю.А. Ежова и Г.П. Лысенина.

По мнению автора, границу между инфильтрационной водонапорной системой (зоной гидростатических давлений) и эксфильтрационной (элизионной зоной) необходимо проводить, как и предлагал Б.Л. Личков, на уровне базиса эрозии. Если геогидродинамическая система расположена выше базиса эрозии, то движение вод возможно за счет энергии положения самой системы, если ниже (не имеет наружного стока), то гидростатического напора, существующего в "области питания", не хватит для энергетического обслуживания движения вод, на что указывал еще А.Е. Ходьков (1965).

В зависимости от источников энергии, обеспечивающих движение подземных вод, геогидродинамическую систему осадочного чехла можно разделить на три зоны (оболочки, подсистемы):1) верхнюю – гидродинамическую (инфильтрационную), в которой движение вод в породах происходит в основном за счет негидростатического распределения напряжений в жидкой фазе осадочных пород (разницы напоров). Нижняя граница зоны, как и предлагал Б.Л. Личков, – базис эрозии, который в зависимости от проницаемости верхней части разреза может быть местным, региональным или мировым;

3) нижнюю – глубинную (литостатическую, геостатическую), в которой свободные воды неподвижны, так как находятся в замкнутых, изолированных пластах-коллекторах, и их движение возможно только в результате естественных гидроразрывов или тектонических нарушений. Пластовое давление в этой зоне выше гидростатического и может достигать величины геостатического давления. Границу между геодинамической и геостатической зонами предлагается проводить на уровне исчезновения сообщаемости пор и трещин пород осадочного чехла с поверхностью.

The article deals with the problem of forming reservoir pressures in geohydrodynamic systems of sedimentary cover and deep water movement. Depending on energy sources responsible for underground water movement, the author subdivides geohydrodynamic system of sedimentary cover into three zones.

1.Upper – hydrodynamic (infiltration) where water movement in rocks takes place mainly due to nonhydrostatic tension distribution in liquid phase of sedimentary rocks. Lower boundary of the zone is a basis of erosion.

2.Middle – geodynamic (elision) where water movement takes place due to variations in stresses in skeleton of sedimentary rocks.

3.Lower – deep (lithostatic) where free water is immovable since occur in closed isolated reservoir beds and could move only due to natural hydrofracturing or tectonic dislocations.

1. Всеволожский В.А., Дюнин В.И. К обоснованию гидродинамической модели глубоких водоносных горизонтов // Водные ресурсы. – 1998. – Т. 25, № 2. - С. 140-145.
2. Давление пластовых флюидов /А.Е. Гуревич, М.С. Крайчик, Н.Б. Батыгина и др. – Л.: Недра, 1987.
3. Карцев А.А., Вагин С.Б., Матусевич В.М. Гидрогеология нефтегазоносных бассейнов. – М.: Недра, 1986.
4. Пористые проницаемые материалы. Справочник / Под ред. С.В. Белова. – М.: Металлургия, 1987.
5. Решетки капилляров и методы перколяции при математическом моделировании горных пород //Нефтегазовая геология и геофизика. – 1966. - № 9. - С. 19-24.