книги / Нефтегазовое дело. Полный курс

бами. Там в пониженных м естах континентов и морских бассейнах об­ разуются осадочные породы. В них часто находят окам енелы е остатки растений и ж ивотных, населявш их Зем лю в далекие времена.

Земная кора как бы плавает в подкоровом субстрате горячей магмы, при этом она всегда стрем ится к достиж ению состояния гидростатичес­ кого равновесия. Это явление н азы вается и зостази ей . Если на поверх­ ности образовались горы, то подош ва зем ной коры долж на погрузиться в мантию на какую -то величину, чтобы компенсировать за счет ар х и ­ медовой силы возросш ую нагрузку (рис. 2.4). Ч ем горы вы ш е, тем про­ гиб «поверхности М» глубж е вдается в верхню ю мантию, средняя п лот­ ность которой 3,3 г/с м 3.

Рис. 2.4. Схема изостатического равновесия между земной корой и мантией

После таяния и исчезновения 10 тыс. л ет н азад ледникового покрова в Карелии, имевш его толщ ину до 4 км, нагрузка на земную кору ум ень­ шилась и в соответствии с законом и зостази и эта терри тори я стала быстро подниматься. В зды мание земной поверхности происходило при ­ мерно со скоростью 10— 13 см /год сразу ж е после таяния, а сейчас со­ ставляет около 1 см/год.

Любые достаточно значим ы е изм енения нагрузки на земную кору: заполнение прогибов осадочными толщ ами; образование мощ ных л а ­ вовых покровов; создание искусственны х водохранилищ и глубоких карьеров; откачка подземны х вод и извлечение неф ти — все это приво ­ дит к изменению изостатического равновесия в региональном м асш та­ бе и вы зы вает осадки или поднятие земной поверхности.

р азуется ж ивы м и сущ ествами. Б иосф ера вклю чает в себя гидросф еру и части атм осф еры и литосф еры . Г идросф ера — это место скопления огромного количества биологических, м инеральны х и энергетических ресурсов. О кеанский ф итопланктон поставляет почти половину кисло­ рода атм осферы . В морской воде обнаруж ено более 70 хим ических эл е ­ ментов. Ж ивы е организмы проникаю т на всю глубину М ирового океана.

В приповерхностном слое воды обитают пассивно плаваю щ ие одно­ клеточны е растительны е организмы и свободно плаваю щ ие рыбы и бес­ позвоночные. В районе континентального ш ельф а находится зона с боль­ ш им количеством разнообразны х форм морских организмов. На глуби­ нах континентального поднож ья (до 3500 м) и в лож е океана (до 6000 м) ж ивут сообщ ества, связанны е с выходом горячих гидротерм альны х и холодных сульф идно-м етановы х источников.

С биогенными процессами связано поступление в атм осф еру почти всего кислорода, СО.,, СН4, N.„ H.?S и других газов; с техногенными — С 0 2, СО, NO, S 0 2, углеводородов и других газов. Зем ная кора такж е яв ­ л яется поставщ иком многих газов. Споры бактерий и грибов встреча­ ю тся на высоте до 20 км от поверхности Зем ли — в тропосф ере и ниж ­ ней части стратосф еры .

В литосф ере ж изнь опускается на глубину до нескольких килом ет­ ров, что обусловлено тем п ературой и уровнем проникновения воды. Основная масса организмов сосредоточена в верхнем слое почвы.

Среди ж ивы х организмов в количественном отнош ении преоблада­ ют формы , стоящ ие на относительно низком уровне эволюционного р а з ­ вития. И з общего числа видов 21 % приходится на растения, но их вклад в общую биомассу явл яется подавляю щ им и составляет 99 %.

Ж ивое вещ ество играет ведущ ую роль в геохимических процессах. Вещ ества и энергию, необходимые для поддерж ания ж изни, организмы черпаю т из окруж аю щ ей среды. Ж и вая м атерия воссоздается, преобра­ зуется и разлагается. Ежегодно благодаря ж изнедеятельности растений и ж ивотны х воспроизводится около 10% биомассы. Главная ф ун кц и я биосферы — обеспечение циркуляции хим ических элементов м еж ду атм осферой, почвой, гидросферой и ж ивы м и организмами.

В глобальном круговороте участвует множество химических элемен­ тов и соединений, наиболее важ ны м и из которы х являю тся вода угле­ род, сера, азот и фосфор. В резу л ьтате биотического круговорота про-

вания горных пород устанавливается с помощью радиоизотопного а н а ­ лиза. В земной коре им еется 4 вида радиоактивны х атомов с относитель­ но высоким содержанием: два изотопа урана, изотопы рубидия и к а ­ лия. Изотоп калия-40 распадается с образованием аргона-40 с периодом полураспада 1.3 млрд лет. Это свойство используется в калий-аргоно- вом методе. Аргон — инертны й газ, который м ож ет быть только след ­ ствием радиоактивного распада калия. И зм еряя в м инерале соотнош е­ ние содержания 40К и 40Аг, устанавливаю т приблизительны й возраст породы. Например, если в м инерале соотнош ение изотопов оказалось равным 1: 3, это означает, что возраст м инерала составляет 2 периода полураспада изотопа калия, т. е. 2,6 м лрд лет.

Радиоизотопны й метод используется для определения возраста маг­ м атических и м етам орф ических пород. Д ля осадочных пород он не под­ ходит, так как осадочные породы состоят из подвергш ихся эрозии пер­ воначальны х пород. О пределение абсолютного возраста осадочных по­ род не п озвол яет установить врем я их зал еган и я . П оэтом у геологи поступаю т по-другому — они определяю т возраст магматических инт­ рузий в составе осадочных пород. И нтрузия всегда моложе, чем поро­ да , в которую она вторглась. Геологи определяю т возраст потоков лавы, покры ваю щ их осадочные породы. Поток засты вш ей лавы старш е, чем покры ваю щ ая его осадочная порода. П римерно так на основании отно­ сительного врем ени образования осадочных пород, ископаемы х расте­ ний, ж ивотны х и окам енелостей рекон струировалась геологическая история и составлялась геохронологическая ш кала. Основными ее под­ разделен иям и являю тся следую щ ие эры:

•палеозойская эра (PZ): 570— 248 млн лет абсолю тный возраст. Эта эра п о д р азд ел яется на следую щ ие периоды : кем брий, ордовик, силур, девон, карбон, пермь;

•м езозойская эра (M Z): 248— 65 млн л ет с периодами: триас (Т), юра (J), мел (К);

•кайнозойская эра (KZ): 65— 0 млн лет с периодами: палеоген (Р), неоген (N), четвертичны й (Q).

Предполагается, что ж и зн ь зародилась в виде бактерий более 3 млрд лет назад. И скопаем ы е разнообразны х океанических растений и ж и ­ вотных за исклю чением позвоночных обнаруж ены в начале палеозойс­ кой эры , дливш ейся более 320 млн лет. В течение ордовикского периода появились позвоночные — рыбы. В силуре — земноводные. В девоне растения и ж ивотны е приспособились к ж изни на суше. В карбоне рос­ ли гигантские папоротники и хвощ и, из которы х сф орм ировались ми­ ровые угольные бассейны. В течение последнего периода палеозоя — пермского — появились пресмы каю щ иеся.

М езозойская эра, начавш аяся 248 млн лет назад, известна как эра рептилий и динозавров, которые властвовали на Зем ле более 150 млн лет.

Втечение юрского периода появились млекопитаю щ ие. В последний период кайнозоя ледники четы ре р аза продвигались по суше. П осле­

дний ледник толщ иной до 3 км отступил всего 10 тыс. лет назад в райо­ не Валдая. В соответствии с законом изостазии на участках таян ия и отступления льда произош ло быстрое поднятие земной коры на вели ­ чину до 300 м.

2.3.Ф ИЗИКО -М ЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ОСАДОЧНЫ Х П О РО Д

2.3.1.Р азн о в и д н о сти о с а д о ч н ы х п о р о д

Вбольшинстве случаев осадочные породы состоят из трех компонентов. Во-первых, это м инералы , таки е к ак полевой ш пат или морские раковины. Во-вторых, это природны е цементирую щ ие вещ е­ ства, покрывающие частицы и объединяю щ ие их. В -третьих, это поровое пространство, заполненное ф лю идам и (вода, газ, нефть). В порах осадочных пород содерж ится больш ое количество грунтовых вод. Глу­ боко залегающие воды являю тся рассолами, поскольку содерж ат боль­ шое количество солей.

Нефтяные и газовые м есторож дения в основном приурочены к оса­ дочным горным породам. Эти породы образую тся в результате действия различных экзогенных ф акторов и залегаю т в верхней части земной коры, занимая около 75 % площ ади земной поверхности. С реди осадоч­ ных пород на долю кристаллических пород приходится около 25 %, на долю обломочных — около 21 %, на долю глинистых — около 54 %.

Кристаллические осадочные породы представляю т собой агрегаты минеральных зерен, образовавш ихся в р езу л ьтате вы падения солей из

водных растворов, химических реакций в земной коре или в р езу л ьта ­ те жизнедеятельности организмов. С реди осадочных кристаллических пород наиболее распространены карбонатны е (известняки, доломиты, мергели), сульфатные (гипсы, ангидриты), галоидные (каменная соль) и кремнистые (кремни, диатомиты, яш мы) породы.

Важными разновидностям и осадочны х пород, образую щ их мощ ­ ные слоистые толщ и, являю тся галоидны е и сульф атн ы е породы, ко­ торые образуются в р езу л ьтате вы падения солей из растворов. Н аи ­ более распространены м оном инеральны е разности: кам енная соль, гипс и ангидрит.

Обломочные осадочные породы представляю т собой продукты м е­ ханического и ф изико-химического разруш ен ия, осевш ие без раство ­ рения и перекристаллизации. По разм ерам обломков различаю т:

•грубообломочные породы (разм ер обломков м агм атических и м е­ таморфических пород более 2 мм), которы е в р азр езах неф тяны х месторождений распространены редко;

•песчаные породы (разм ер обломков из м инералов кварца, слюды, полевых шпатов и др. от 0,1 до 2 мм), которы е бываю т ры хлы м и и сцементированными;

• м елкозем исты е породы — супеси, суглинки и лесс, которые часто встречаю тся в сцементированном виде (алевролиты);

• глинистые породы (разм ер частиц менее 0,01 мм), сцементирован­ ные халцедоном SiO., не размокДющие в воде и имею щ ие высокую прочность (аргиллиты , глинистр1в сланцы).

П риродны е цементы по составу могут быть кремнистые, карбонат­ ные, сульф атны е, глинистые, битумные и другие. Два наиболее распро­ страненны х цементирую щ их вещ ества — это кальцит и кварц (SiO j.

твердость пород. Цементы в горных городах по своей ф орме могут быть четы рех типов (рис. 2.5): а — контактовый; б — пленочный; в — поровый; г — базальны й, когда обломки породы погруж ены в цементирую ­ щ ее вещ ество и не контактирую т друг с другом.

Рис. 2.5. Типы природных цементов в обломочных по­ родах

Сцементированны е грубообломо^ные породы независимо от соста­ ва обломков и цемента назы ваю т конГломератом или брекчией. Сцемен­ тированны е среднеобломочные породы назы ваю т песчаниками, мелко­ обломочные — алевролитами.

Ры хлы е осадочные породы д елятся на несвязны е и связны е (глини­ стые). На долю глинистых пород преходится свыш е 50 % объема всех осадочных пород. С реди глинисты х м инералов главную роль играют каолинит, монтмориллонит и гидрослюды. Силы связи в глинистых по­ родах имею т ф изико-хим ическую природу и обусловлены особым кол­ лоидным состоянием глинистых минералов. В зависимости от степени литиф икации и содерж ания воды глинистые породы могут находиться в твердом, пластическом или текучей состоянии. Глины по объему спо­ собны поглощ ать до 70% воды и по^ле насы щ ения становиться водоупорами. Глины, потерявш ие способность разм окать в воде, называю т аргиллитами.

Горная порода — это уникальное образование, которое не поддается точному ф изическом у м°Дел и Рованию и м атем атической ф ормализации. Особенности строении пород определяю тся их с т р у н -

Л

турой (размер и форма слагаю щ их кристаллитов или обломков) и т е к ­ стурой (взаимное пространственное располож ение кристаллитов или обломков).

К числу важ нейш их первичны х текстур осадочных пород относят­ ся все проявления слоистости. Собственно с л о и с т о с т ь вы раж ается в образовании индивидуальны х слоев, которые обособлены друг от д р у ­ га или вследствие различия в составе, или вследствие перерывов в осадконакоплении. В спокойных условиях среды осадконакопления обра­ зуется параллельная слоистость, а при активном движ ении воздуш ны х и водных масс — косая, диагональная или волнистая слоистость. М ощ ­ ность слоев может достигать нескольких десятков м етров или не пре­ вышать долей сантиметра. Слои отделяю тся друг от друга поверхнос­ тями напластования.

Науке известно почти 2000 минералов, из числа которых в построе­ нии горных пород принимаю т участие лиш ь несколько десятков, напри­ мер, кварц, кальцит, галит, гипс, пирит. Эти и ряд других м инералов называют породообразую щ ими. В состав горной породы м инералы вхо­ дят в виде кристаллитов (зерен) неправильной ф орм ы или в виде моно- и полиминеральных обломков. Горная порода, состоящ ая из одного ми­ нерала, называется мономинеральной (например, известняк состоит из минерала кальцита С а С 0 3). Порода, состоящ ая из нескольких м инера­ лов, называется полиминеральной (например, гранит состоит из квар ­ ца SiO.j и еще трех минералов).

Значения п л о т н о с т и р п некоторы х осадочных горных пород следу ­

Из приведенных данных видно, что значения плотности различны х пород мало отличаю тся друг от друга. Эта особенность позволяет ис­ пользовать в расчетах один показатель — средневзвеш енную плотность по всему разрезу.

Упругие свойства горных пород. Горные породы под воздействием нагрузок претерпевают деформации, которые после снятия нагрузок или исчезают, или остаются. В первом случае деформации называю тся упру­ гими, во втором случае — пластическими. Различаю т упругую, пластичес­ кую, вязкую деформации и всестороннее сжатие. При всестороннем сж а ­ тии под действием изотропного давления объем тела уменьш ается, плот-

ность увеличивается, но форма остается неизменной. При снятии давле­ ния упругое тело возвращ ается в первоначальное состояние.

Согласно закону Гука относительная деформация упругого тела при растяж ении или сж атии €пропорциональна нормальному напряжению сг:

где Е — модуль упругости (модуль Юнга). Значение м одуля упругости горных пород зависит от их минералогического состава, структуры и текстуры пород, вида нагрузки, влаж ности и других ф акторов.

По величине м одуля упругости горные породы разделены на восемь к зтегорий: от глинистых сланцев и м ергелей (Е < 0,5 • 104 МПа) до доло­ митов и крем нисты х пород {Е > 7,5 • 104 МПа). В первом приближении М0жно считать, что м одуль упругости воды равен 2 • 10:i МПа, горных

пород — 2 ■104 МПа, стали — 2 • 105 МПа.

П оказатели упругих свойств горных пород уступаю т соответствую ­ щ ем показателям образую щ их их минералов. Н апример, модуль Юнга м инерала кальцита равен 8,2 • 104 М Па, а горной породы известняка — (1,3— 3,5)- 104 М Па, м рам ора — (3,0— 5,0)- 104 МПа.

Н аряду с деф орм ац иям и растяж ен и я или сж ати я в горных породах действую т деф орм ации сдвига и всестороннего сж атия. Значения соот­

гДе Т) — коэф ф ициент П уассона, связы ваю щ ий деф орм ации по взаим ­ ноперпендикулярны м направлениям, вы званны е одной силой. Д ля боль­ ш инства горных пород коэф ф ициент т/находится в пределах 0,20— 0,35. Возникаю щ ие при сж атии поперечны е деф орм ации являю тся растяги ­ ваю щ ими, поэтому коэф ф ициент Пуассона характер и зует явление ра­ стяж ен и я в сж имаемом теле.

Величина Д обратная объемному модулю сж им аем ости В, назы ва­ й с я коэф ф ициентом сж им аем ости м атериала: Д = 1/В .

Больш инство породообразую щ их м инералов подчиняю тся закону рука и разруш аю тся, когда н ап ряж ен ия достигнут предела упругости, р зк и е тела назы ваю т упруго-хрупкими. Д ля горных пород закон Гука соблю дается лиш ь в области малы х деформаций.

М одуль Ю нга горной породы не м ож ет превы ш ать максимальное значен и е соответствую щ его м одуля м инералов, слагаю щ их данную

породу. Это объясняется тем, что упругость определяется силами в за ­ имодействия в кристаллических реш етках, которые по местам контак­ тов минералов слабее, чем внутри минералов.

Модуль д еф орм ац и и массива горной породы м еньш е м одуля у п р у ­ гости горной породы в куске в 5— 15 раз. М одуль упругости пород, на­ ходящихся в условиях всестороннего сж ати я, вы ш е этого п оказателя, определенного в условиях одноосного сж атия. М одуль упругости гра ­ нита при эф ф екти вн ом н ап р яж ен и и 5 М Па и зм ен яется в п ред ел ах (0,7—2,5) • 104 МПа, а при 60 МПа — в пределах (0,3— 1,0) - 10Г) МПа.

Главные деформ ационны е свойства пород — это упругость и плас­ тичность. Больш инство горных пород при достиж ении предела упруго­ сти не разруш аю тся, а переходят в стадию пластической деформации. Разрушению этих пород предш ествует достаточно больш ая пластичес­ кая деформация (область АВ на рис. 2.6).

В качестве п о к а за т е л я п л а с т и ч н о с т и к горных пород использует­ ся отношение полной работы по деформ ированию и разруш ению образ­ ца под штампом (площ адь ф игуры ОАВСО) к работе упругого д еф ор ­ мирования образца (площ адь ф игуры OAFO). По величине коэф ф и ц и ­ ента пластичности горны е породы р азд ел ен ы на ш есть категорий: наиболее пластичные породы — это глины, известняки и доломиты (зна­ чение /сот 1,3 до 6,0 и выше); наименее пластичны е породы — это крем ­ нистые породы и сланцы (значение к от 1,0 до 2,3).

Некоторые горные породы подверж ены п о л зу ч ести , которая про­ является в постоянном росте деф орм ац и и при неизменной нагрузке. Горные породы, которые под действием внеш них сил разруш аю тся без заметных пластических деф орм аций, назы ваю тся хруп ки м и порода­ ми. Хрупкие породы деф орм ирую тся линейно вплоть до момента их разрушения.

С ущ ествует метод определения динамических упругих характер и ­ стик Е , Ga и т}л, основанный на изм ерении скорости распространения продольных с и поперечны х сп упругих волн в массиве горных пород:

Д инамический модуль упругости горных пород в 3— 5 раз больше статического м одуля упругости. Скорость распространения упругих волн (скорость звука) в массиве горных пород зависит от их плотности (сплошности) и обычно уклады вается в диапазоне (3— 8) * 103 м /с. На свойстве изменчивости скорости упругих волн основано, в частности, определение ниж ней границы земной коры. Т ак назы ваем ая «поверх­ ность М», которая условно разд ел яет земную кору и мантию, характе­ ризуется резким изменением скорости упругих волн в горных породах.

П роч н ость горны х пород — это способность оказы вать сопротив­ ление разруш ен ию от внеш него воздействия. От прочности зависит энергия, расходуем ая на разруш ение породы. П ри разруш ении рвутся связи м еж ду минералами, кристаллитам и (зернами) и другими части ­ цами вещ ества, участвую щ ими в построении горной породы. Наиболь­ ш ее сопротивление разруш ению горные породы оказы ваю т в случае сж атия, наименьш ее — в случае растяж ения. Значения прочности гор­ ных пород при одноосном сж атии изм еняю тся в ш ироких пределах: от 40— 120 МПа для песчаников и сланцев до 200— 300 МПа д ля известня­ ков окрем нелы х и кварцитов.

Разруш ение — это разры в внутренних связей твердого тела. Как правило, парам етр прочности оценивается показателем прочности при разруш ении цилиндрических образцов по схеме одноосного сж атия. При сж атии наблю дается разделение целого на части, отсюда следует, что истинной причиной разруш ен ия являю тся возникаю щ ие в образце ра­ стягиваю щ ие напряж ения, возникаю щ ие при действии сжимаю щ их сил. Процесс растяж ен и я приводит к таком у ослаблению м еж атомны х свя­ зей, при котором отрыв становится ф иксируем ы м явлением.

Прочность при одноосном сж атии неполно определяет прочностные свойства горных пород, особенно для условий их глубокого залегания, когда породы находятся в реж им е всестороннего (трехосного) сжатия. Этот ф актор необходимо учиты вать при проектировании реж им ов р а з ­ руш ения горных пород в процессе бурения.