Четвертый семестр / Четвертый семестр / Гидрогеология / Шварцев С.Л. Общая гидрогеология

Необычность гидрогеологического тела состоит в том, что оно не занимает полностью геологическое пространство, а только часть его, не занятую горной породой, минералом, включая мельчайшие пространства в пределах кристаллической решетки. Вода проника ет во все без исключения

геологические тела, пронизывает их тончайшей сетью волосных капилляров и только местами образует массовые скопления, называемые

бассейнами, резервуарами, месторождениями.

Вместе с тем распределение воды в недрах земли во многом определяется характерам и типом горной породы, ее сложением, составом, геологической структурой региона, историей ее развития и эволюции. Поэтому издавна в гидрогеологии сформировалось представление о геологической структуре,

которая, по Е.В. Пинне-керу, характеризует "пространственное распределение подземных вод и их взаимоотношение с вмещающими

породами" в недрах земли. Следовательно, геологическая структура и ее элементы выступают одной из форм проявления геологического тела воды. Более подробно этот вопрос изложен в гл. 6.

Следовательно, когда мы говорим о геологическом движении воды, то имеется в виду не только и не столько движение .воды через поры горных пород, сколько ее движение вместе с горной породой, т.е. ее размещение на определенной глубине, в определенном типе породы, форме такого размещения, взаимоотношения с породой и т.д. Если к этому добавить, что состав воды также является результатом ее геологического движения, то станет очевидной специфическая форма этого движения воды.

Геологическое движение водных растворов — результат более общих тектонических и геолого-структурных движений, обусловленных глубинными силами Земли. Оно неразрывно связано с геологическим круговоротом

вещества в недрах земли и определяется такими явлениями, как движение литосферных плит, уплотнение и разуплотнение горных пород, выжимание

и выдавливание воды, переход ее из связанного состояния в свободное и наоборот, гид ратация и дегидратация пород на различных стадиях литогенеза, включая метаморфизм, химическое разложение и синтез воды и др. Ярким примером тому — движение воды в процессе ее захоронения в осадочных бассейнах.

В самом деле, как показано в разделе 3.4.2, в земной коре широко распространены седиментационные воды, которые занимают в основном нижние части разреза осадочных бассейнов. Возникает вопрос, каким путем и в какой форме морская вода оказалась погребенной на глубине 3-5 км и более. Что это — инфильтрация, диффузия, трансляционное движение, осмос? Очевидно, что ни одна из перечисленных выше форм движения воды в данном случае не подходит.

Образование седиментационных вод обязано геологическому круговороту вещества, при котором вода вместе с вмещающими ее

132

породами медленно погружается на значительные глубины по мере опускания отдельных участков земной коры, которое компенсируется накоплением

осадочных пород соответствующей мощности. При.этом захороняются

различные виды воды: конституционная, кристаллизационная, гигроскопическая, пленочная, свободная и др. По мере погружения и

захоронения осадка соотношение между отдельными видами воды

непрерывно меняется, один вид переходит в другой, часть ее молекул химически разлагается, часть отжимается из этой системы и т.д. Все эти

процессы совершаются на фоне общего погружения осадков, которые и

обеспечивают перенос воды на большие глубины в результате сил тектонической природы.

4.3.1. Элизионное движение воды

Элизия (выдавливание) воды из горных пород начинается с первых моментов их захоронения в седиментационном бассейне (морском дне).

Решающее значение при этом имеет уменьшение порового пространства отложений, происходящее с течением времени двумя взаимосвязанными, но

различными по своей природе путями: 1) механического (консолидационного) уплотнения за счет массы вышележащих пород, либо тектонических движений; 2) физико-химической переработки горных пород водой с заполнением пор вторичным цементом [4].

В природных условиях процессы механического и физико-химического изменения пористости не только взаимосвязаны, но и взаимообусловлены. Например, увеличение давления постепенно приводит к химическому преобразованию осадка, что, в свою очередь, сказывается на его величине. Во времени, однако, действие механических и физико-химических процессов не всегда совпадает. В целом по мере погружения осадков роль тех и других возрастает. Естественно, что при этом преобразование осадка протекает неравномерно, так как определяется скоростью погружения морского дна, темпами денудации пород на водосборах, тектоническими процессами и т.д.

Все это приводит к периодичности и зональности процессов уплотнения, а значит и отжатия воды.

Особенно активно вода отжимается из глинистых отложений в силу того, что они обладают двумя специфическими свойствами в начальный период седиментации: 1) чрезвычайно высокой пористостью, быстро сокращающейся при уплотнении, и 2) наличием ми-нералов с большим количеством кристаллизационной и конституционной, воды, способной переходить в свободное состояние, начиная с определенного термобарического уровня.

Пористость только что отложившихся глинистых осадков составляет 7090%. Начальная пористость песков 30-50%. Темп сокращения пористости уплотняющегося глинистого ила существенно зависит от глубины седиментационного водоема и скорости осадконакоп-

133

ления, что хорошо видно из сравнения рис. 4.15, а и б: одна и та же величина пористости (60%), соответствующая потере примерно 30% воды,

для осадков Цюрихского озера и Черного моря достигается уже на первом

десятке метров погружения, а для пелагической глины центральной части Тихого океана — на глубинах свыше 200 м. Для условий неглубокого моря

первичная пористость глин падает вдвое уже на глубинах в несколько сотен

метров. В дальнейшем темп сокращения объема порового пространства замедляется, и, несмотря на то, что характер уплотнения каждой глинистой

толщи имеет свою специфику, кривые глубинного распределения пористости

глинистых комплексов разных бассейнов весьма схожи (рис. 4.15, в). В глубоких зонах осадочного чехла пористость глинистых пород снижается

до 3-8%.

Важно отметить, что по мере погружения глинистой толщи все меньшая доля отжимаемой из нее воды поступает обратно в морской

Рис. 4.15. Зависимость пористости (а и б) и открытой пористости (в) глин от глубины их залегания [12]:

а — мелководные осадки: 1 — Цюрихское оз еро; 2 — Черное море; б — центральная часть Тихого океана; в — нефтегазоносные бассейны: 1 и 2 — вер хняя юра и вер хний

мел Западной Сибири; 3 и 4 — девон и верхняя пермь Тимано-Печорской впадины; 5 — триас Северного Прикаспия; 6 и 7 — пермь и неоген Западно -Кубанской впадины; 8 — рифт Восточной Сибири

134

бассейн. Наконец наступает момент прекращения гидравлической связи толщи глинистых образований с водоемом осадконакопления. Растворы из глин мигрируют в песчаники и кавернозные карбонатные породы, которые уплотняются в 2-4,5 раза хуже глинистых отложений. Уплотнение глин сопровождается увеличением давления поровой жидкости, максимальные значения которого можно определить по формуле [18].

где Р — масса рассматриваемой водоносной системы; kT — модуль объемной сжимаемости минеральных частиц породы; kж — модуль объемной сжимаемости жидкости; а — коэффициент уплотнения породы; εо — коэффициент пористости до деформации породы.

Уравнение (4.29) позволяет определить, какая часть от общего веса системы воспринимается жидкостью в том случае, когда уплотнение обусловлено только сжимаемостью породы за счет упругого режима водоотдачи. Результаты расчетов показывают, что даже при малых

значениях а и е0 поровое давление уже близко к геостатическому, однако в силу того, что реальные природные системы редко относятся к идеально

закрытым, из них всегда происходит отток какой-то части жидкости. Это и является причиной того, что реальное поровое давление в осадочной толще на относительно небольших глубинах по величине ближе к гидростатическому, чем геостатическому (см. рис. 3.8).

Г.В. Богомолов, Ю.В. Мухин и др. [2], рассматривая процесс отжатия флюидов без учета проявления упругих, молекулярных и капиллярных сил в условиях отсутствия в поровой воде свободных газов, считают, что процесс уплотнения глинистых осадков происходит по логарифмической зависимости и может быть выражен равенством

где εi — приведенная пористость на данной стадии уплотнения, εi-1 — то же, на предшествующей стадии; k — коэффициент пропорциональности; Р i —

давление от вышележащих пород на i-й стадии уплотнения; Р i-1 – то же на предшествующей стадии. Коэффициент пропорциональности k является тангенсом угла наклона α прямой линии уплотнения осадка к оси lgP в прямоугольной системе координат ε, lgP (рис. 4.16).

Каждый глинистый осадок имеет свои индивидуальные кривые и график уплотнения. Это обусловлено многими факторами, среди которых можно указать условия седиментации, форму, размеры и минеральный состав частиц, минерализацию и химический состав воды и т.д. Поэтому использовать различного рода типовые кривые уплотнения не рекомендуется.

Необходимо в каждом конкретном случае получать определенные параметры уплотнения.

135

На начальном этапе уплотнения глин, пока не наступила стадия минералогического их преобразова ния (первые сотни метров), от жимается свободная и физически связанная вода. В этом случае объем отжимаемой воды близок к объему уменьшения порового пространства (табл. 4.4).

Табли ца 4 . 4

Количество ф люидов, выделяющихся из 1 м3 осадка с начальной пористостью 80 % при его уплотнении [2]

Рис. 4.16 . Графики уплотнения глинистых осад ков ра зл и ч н ог о

— майкопского; 5 — апшеронского; 6 — четвертичного

136

Формула для вычисления объема отжимаемых флюидов в этом случае может быть записана так

где ∆Vi — изменение объема порового пространства на этапе уплотнения; εi и εi-1 — приведенная пористость осадка соответственно в конце и начале г-го

уплотнения; mi и mi-1 — мощность осадка в конце и начале i-гo уплотнения.

Формула (4.31) применима только на начальной стадии уплот нения, так как в последующем соотношение объема изменения пор и объема отжимаемой воды изменяется вследствие усиления разнообразных физикохимических процессов в водоносных горизонтах (см. гл. 5).

Объемы отжимаемых из глин водных растворов применительно к конкретным природным условиям исследовались Ю.В. Мухиным, М.С. Бурштаром, Д.А. Назаровым, Н.А. Минским, Л.С. Маныло-вой, А.В. Кудельским и др., а также многими зарубежными специалистами [22,23], которые показали, что из уплотняющихся глин отжимается огромное количество воды. Так, пласт глины мощнос тью 50 м при перемещении в

интервале глубин 1000-2000 м в Восточном Предкавказье отдает 20 м3 воды на каждый 1 м2, что достаточно для четырехкратного заполнения равновеликого

слоя песчаника с пористостью 10%. В Припятском прогибе 300-метровый слой пород в диапазоне погружения от 2000 до 3000 м способен отдать 24 м3/м2 воды. В пределах площади распространения этого пласта (~ 25 тыс. км2) количество отжатого раствора составит 600 км3 [12].

Вопрос о направлении оттока из уплотняющегося слоя глины водного раствора остается пока дискуссионным. Так, Ю.В. Мухин [2], принимая

поровое давление в глинистом пласте равным геостатическому, а в песчаном — гидростатическому, получил следующее уравнение оттока отжимаемой жидкости:

где h — глубина границы зоны фильтрации в глинистом осадке от его кровли, разделяющей движение воды вверх и вниз; m0 — начальная мощность глинистого пласта; Н — глубина погружения кровли глинистого

осадка; γ п и γ в — объемная масса соответственно перекрывающих пород и воды (рис. 4.17).

Так как γ п обычно равно 2,2-2,3, а γ в близко к 1,1 г/см3, то отношение γ п : γ в ≈ 2:1. Это позволяет значительно упростить уравнение (4.32):

Из этого уравнения следует, что в слое осадка положение границы

раздела оттока отжимаемой жидкости вверх и вниз зависит главным образом от глубины погружения осадка, и на значительных глубинах, измеряемых 100кратными его первоначальными мощнос-

137

отток воды вверх и вниз выравнивается. При этом оч ертания эпюры порового давления определяются только граничными условиями и не зависят от характера уплотняющей нагрузки.

А.Е. Гуревич, учитывая, что в определении приведенных давлений в

настоящее время существует известная условность, а наши представления о распределении проницаемости и пористости по разрезу недостаточны,

считает, что "точное нахождение поверхности раздела в общем случае принципиально невозможно" [4 с. 60]. Далее, анализируя ряд частных условий, этот исследователь приходит к выводу, что в ряде случаев отток отжимаемых вод может происходить непосредственно на поверхность нормально к напластованию слоев. В качестве условий, обеспечивающих отжимание воды только вверх, он называет следующие: 1) водоносные пласты — коллекторы являются закрытыми и не выходят на поверхность; 2) водоносные пласты фациально не выдержаны по падению; 3) глинистость разреза с

литифицированных пород, выходящих на поверхность на повышенных гипсометрических отметках; 5) мощности пород возрастают к центру бассейна, пласты выклиниваются к периферии.

Возможности оттока отжимаемых вод не латерально, а нормально к напластованию соответственно возрастают за счет зон опесчанивания и

других фациальных изменений в глинах, разрывных нарушений, зон трещиноватости и т.д.

Таким образом в случае глинистых пород преобладает отток в нормальном к напластованию направлении, а при уплотнении песчаных — по напластованию, так как глинистые слои на больших глубинах представляют непроницаемые барьеры для воды, отжимаемой из песчаных пород, и она вынуждена устремляться по напластованию того же песчаного пласта к области пониженного пластового давления.

Исходя из предположения, что вода, отжимаемая из уплотняющихся пород, удаляется на поверхность только по пластам проницаемых пород — коллекторов вверх по их напластованию, А.Е. Гуревич по выведенным им формулам ориентировочно рассчитал среднюю скорость элизионного потока, возникающий при этом гидравлический уклон и избыточное давление

(табл. 4.5).

Приводимые в таблице параметры фильтрационного потока рассчитаны при следующихдопущениях: 1) скорость погружения пород есть линейная функция расстояния от выхода пород на поверхность и равна 10-4 м/год; 2) мощности пластов коллектора и глин постоянны на всем погружении и равны 20 м; 3) пористость глин зависит только от глубины их залегания, начальная пористость 0,38; вся вода, отжимаемая из глин в коллектор, оттекает по его восстанию; 5) пове рхность раздела проходит в пластах глин по середине их мощности; проницаемость пород коллектора 0,2 D; 6) вязкость жидкости 10-3 Па·с. Несмотря на безусловную ори-

139

Та блица 4 . 5

Зависимос ть скорости движения V, гидравлического уклона J и избыточного давления Р от глубины залегания пласта

ентировочность полученных данных представляется все же, что они правильно отражают наиболее общую картину движения воды. Как видно из табл. 4.5, с глубиной скорости движения вод падают, гидравлические уклоны уменьшаются, интенсивность водообмена замедляется. При сочетании определенных геологических условий скорость движения и гидравлический уклон могут упасть практически до нуля, что будет способствовать созданию застойного режима вод и формированию на определенном этапе развития структуры аномально высоких пластовых давлений.

Все изложенное позволяет заключить, что несмотря на недостаточную изученность элизионного движения воды, в последние годы в этом направлении достигнуты серьезные успехи. Стало совершенно очевидным, что динамика подземных вод глубоких горизонтов не может быть правильно понята без учета геологической формы движения воды. Последняя базируется

на фактах захоронения воды вместе с горными породами и последующего ее отжатия, т.е. на фактах генерации воды и других флюидов непосредственно

в горных породах.

Все сказанное показывает, что водоносные горизонты, формирующиеся в процессе геологического круговорота воды, получают в основном питание не из внешних источников, что характерно для климатического круговорота, а из внутренних. Другими словами, водоносные горизонты получают питание за счет воды, выделяющейся из горных пород в процессе их уплотнения. Все это позволяет сформулировать представление о внутрипластовой области питания водоносных горизонтов осадочных бассейнов, заполненных седиментационными водами (см. рис. 3.9).

Выделение внутрипластовой области питания воды в осадочных бассейнах совершенно меняет классическую схему обязательного движения подземных

вод от внешних областей питания — горных сооружений — к областям разгрузки — пониженным участкам рельефа (см. рис. 2.11). Наличие внутрипластовой области питания

140

предполагает движение воды от центра бассейна к его периферии, от участков с большим количеством глинистых слоев к участкам развития коллекторов. В этом случае отвергается и понятие синхронности питания и разгрузки, т.е. бассейны, не имеющие никакого внешнего питания, тем не

менее могут иметь продолжительное питание и разгрузку.

Наличие внутрипластовой области питания устанавливается по характеру гидравлических уклонов во многих артезианских бассейнах, особенно сложенных молодыми породами морского генезиса (Западно-Туркменский, Азово-Кубанский, Западно-Сибирский, Прикаспийский и др.). В этих бассейнах областями питания служат впадины, где геостатические давления самые большие. Поэтому движение вод, происходящее вследствие их выжимания из глин, направлено от мест с наибольшими геостатическими нагрузками к области меньших нагрузок. Со снижением интенсивности складкообразования, а следовательно, и с уменьшением темпа прироста геостатического давления замедляется процесс выжимания вод в участки меньших напоров.

Необходимо вместе с тем учитывать, что внутрипластовая область питания существует только в определенные этапы геологического развития структуры, связанные с интенсивным погружением или воздыманием

территории, а также с воздействием дифференцированных тектонических движений. Осадки, прошедшие все стадии уплотнения, литификации и

метаморфизма, предельно обеднены флюидами и не могут служить источниками большого количества подземных вод.

4.3.2. Движение глубинных вод

Под глубинными в данном случае понимаются генетические типы вод, сформированные на значительных глубинах в результате геологического и

мантийно-океанического круговоротов, т.е. возрожденные, ювенильные и талассогенные (см. раздел 3.4.2). Генезис таких вод связывают не с отжатием их из горных пород в процессе уплотнения, а с возрождением (синтезом) молекул воды в процессе метаморфизма или выделением их из остывающего расплава в процессе кристаллизации последнего (ювенильные воды). Движение этого типа вод обусловлено высокими пластовыми давлениями, приближавшимися к литостатическим, и приурочено в подавляющем большинстве случаев к зонам глубоких разломов, образующимся, вероятно, не без участия самих возрожденных или иных вод.

Динамика подземных вод в условиях глубинного гидродинамического режима изучена крайне слабо в силу большой сложности этой проблемы.

Сложность связана с тем, что на глубинах более 5-6 км не совсем ясными остаются термодинамические условия залегания воды. Кроме того, большая

часть воды здесь находится в химически и физически связанном состоянии, определяющем особые

141