К оглавлению	УДК 552.08
	© А.А. Граусман, 1998

МИГРАЦИЯ ВОД И МИНЕРАЛОВ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ КАК РЕЗУЛЬТАТ РЕЛАКСАЦИИ УПРУГОЙ ЭНЕРГИИ

А.А. Граусман (Якутский институт геологических наук СО РАН)

В технике реакции тела на внешние воздействия (деформации) подразделяются на упругие, неупругие и пластические (Чадек Й., 1987). Упругая деформация возникает в момент приложения нагрузки и исчезает, как только нагрузка снимается. Неупругая деформация, как и упругая, обратима, однако зависит от времени. Пластическая деформация необратима. В общем случае она имеет зависящую и не зависящую от времени составляющие. Зависящая от времени составляющая пластической деформации называется ползучестью, или пластическим течением. Между характеристиками процесса деформирования и напряженного состояния существует связь, которая описывается уравнениями состояния. Так, поведение идеально упругого тела описывается законом Гука, поведение вязкой жидкости - законом Ньютона. При больших нагрузках поведение многих твердых тел описывается различными теориями пластичности. Однако в вопросах определения напряжений и деформаций геологи имеют дело не с задачами по расчету прочности зданий и сооружений, поэтому использование моделей теории упругости или пластичности, положений механики твердого тела или жидкости для анализа процессов, происходящих в горных породах в геологическом масштабе времени, возможно только при условии, если они применяются к телам, которые нельзя считать ни "идеально упругими", ни "идеально вязкими". Все деформации (упругие, неупругие и пластические) в реальных твердых телах развиваются одновременно, поскольку последние обладают всеми реологическими свойствами, но в различной степени (Рейнер М., 1963).

Согласно принципу Ле-Шателье-Брауна, или закону адаптации, любое внешнее воздействие, выводящее систему из состояния равновесия, вызывает в ней процессы, стремящиеся ослабить результат этого воздействия. Так, повышение давления смещает химическое равновесие в направлении процесса, при котором объем системы уменьшается. Следовательно, при увеличении геостатической нагрузки в процессе погружения как породы, так и минералы, чтобы приспособиться к большим давлениям, должны переходить в более плотные модификации. С увеличением глубины погружения осадочных пород процесс повышения плотности прослеживается очень четко.

Например, все эмпирические зависимости изменения соотношений твердой и жидкой фаз в осадочных породах (пористости) от глубины погружения говорят о том, что пористость при прочих равных условиях закономерно уменьшается с глубиной, т.е. закономерно увеличивается содержание твердой фазы в единице объема осадочной породы и, следовательно, увеличивается плотность пород.

Аналогичная картина увеличения плотности наблюдается и в результате минеральных преобразований. Так, 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, происходящие в породах при погружении, определяются в основном саморазвитием их исходного первичного вещества, претерпевающего минеральные превращения в различных PT-условиях при изохимическом течении процесса. Все процессы носят прогрессивный характер и сопровождаются образованием минералов с последовательно возрастающей плотностью и уменьшением содержания воды.

Смена составов цеолитов с глубиной: десмин - гейландит - эпидесмин - ломонтит - сколецит - служит наглядной иллюстрацией приспособления минералов к новой термодинамической обстановке. При повышении геостатической нагрузки происходит потеря цеолитной воды, перестраивается структура минерала, видоизменяется его состав и увеличивается плотность (Запорожцева А.С. и др., 1961).

Как видно из табл. 1, большинство процессов, кроме механического и физического уплотнений, не ведет к уменьшению пористости пород. Минеральные изменения, происходящие в осадочных породах при погружении, ведут к увеличению плотности вновь образованных минералов, т.е. к уменьшению объема твердой фазы в единице объема осадочной породы и, следовательно, не могут вызвать уменьшение пористости. Процесс механического уплотнения - переупаковки, более плотной укладки зерен - для каждого конкретного объема породы имеет строго ограниченные пределы. По мнению И.С. Делицина, механическое уплотнение сокращает пористость до первых процентов [2]. Поэтому основным процессом уменьшения пористости пород при погружении можно считать физический процесс: диффузионного течения (Я.С. Гегузин), вязкого течения (В.Е. Карачинский), пластического течения (И.С. Делицин). Так, по мнению Я.С. Гегузина [1], в осадочных породах при их погружении возникает диффузионное течение вследствие направленного диффузионного потока атомов от мест контактов зерен друг с другом к местам контактов с жидкой фазой. Возникает поток вакансий от "растягиваемых" поверхностей (контакт минерала с водой) к "сжимаемым" и, следовательно, обратный ему поток атомов.

В.Е. Карачинский рассматривает уменьшение пористости как результат объемного (вязкого) течения. "При объемном течении твердая фаза пористой среды затекает в поры, сжимая поровый флюид и вытесняя его по непрерывной и незамкнутой системе поровых каналов" [3, с.36]. И.С. Делицин [2] в результате исследований структурообразования кварцевых пород приходит к выводу, что при погружении до 75-95 % уменьшения пористости происходит вследствие пластической деформации. Ряд исследователей (Ф.Дж. Петтиджон и др., 1972) связывает уменьшение пористости пород при погружении в основном с явлением "растворения под давлением" (принцип Рикке). Однако В.Е. Карачинский [3], А.И. Чередниченко (1964) и другие ученые считают, что этими исследователями сильно преувеличено влияние растворения под давлением и переотложения на уменьшение пористости пород. По мнению И.С. Делицина [2], процессы растворения под давлением и регенерации могут уменьшить пористость максимум на 25 %. Кроме этого, явление "растворения под давлением и переотложения" можно рассматривать как проявление процесса диффузионного течения.

Из механики горных пород известно, что для большинства горных пород при необратимом деформировании характерна практически линейная зависимость между приращениями деформаций и приращениями напряжений в любой момент времени, т.е. проявление линейной ползучести (Турчанинов И.А. и др.,1977).

В табл. 2 сведены ряды распределения значений открытой пористости, определенной в керне глубоких скважин, пробуренных в центральной части Вилюйской синеклизы. Ряды распределения рассчитывались для 500-м интервалов разреза верхнепалеозой-мезозойских пород. Разрез представлен полиминеральными и полифациальными терригенными породами широкого диапазона условий седиментации. Это морские, прибрежно-морские, лагунные и континентальные фации. Среди терригенных пород преобладают песчаники и алевролиты. Глинистые толщи - маломощные и невыдержанные флюидоупоры. Их суммарная мощность не превышает 500 м.

Как видно из табл. 2, до глубины 3,5-4,0 км градиент изменения модальных значений открытой пористости составляет ~ 8 % на 1000 м.

Градиент уменьшения пористости с глубиной оценивался многими исследователями. Например, Б.К. Прошляков (1960) отмечает, что пористость песчано-алевролитов в интервале 1000-3500 м сокращается в среднем на 7-9 % на каждые 1000 м. Р. Селли (1978) для юрских и палеоценовых отложений Северного моря приводит значения 7,2-9,5 %. Э.Г. Кобловым и др. (1977) в интервале 1000-3000 м градиент изменения пористости оценивается в 7-10 %, А.Н. Данилиным (1974) - в 7-8 % на 1000 м.

В работе А.А. Граусмана(1984) показано, что относительную деформацию пластов (уменьшение пористости пород) можно оценить по уравнению

В условиях гидростатического изменения пластового давления с глубиной выражение (1) принимает вид

где Е - модуль необратимой деформации пористости, численно равный 100 МПа;- усредненная плотность твердой и жидкой фаз соответственно; Рпл - пластовое давление; Dm- изменение открытой пористости при погружении на глубину Н.

Согласно (2) градиент изменения открытой пористости с глубиной (при усредненной плотности твердой фазы 2650 кг/м³ и воды 1050 кг/м³ ) равен 0,08, или 8 % на 1000 м.

Однако, начиная с глубин 3500-4500 м градиент уменьшения пористости меняется, и становится равным ~4 % на 1000 м. Это связано с изменением условий уплотнения, с наступлением при погружении состояния "сжатия без дренирования" (термин заимствован из работы В.Н. Николаевского и др., 1970).

Положение о существовании в массиве пород сообщающейся системы пор строится главным образом на основании лабораторных определений фильтрационно-емкостных свойств на образцах пород, которые по отношению к системе имеют бесконечно малый размер. Поры, не имеющие связи в массиве породы, в образце породы могут быть определены как открытые, поэтому для переноса данных лабораторных измерений на массив пород необходимо оценить предел пористости, при котором правомерно говорить о существовании в массиве пород единой связной системы пор, единого кластера проницаемости.

Процесс уплотнения пористых сред под действием давления и температуры исследуется в порошковой металлургии и керамическом производстве. Здесь термины "спекание" и "уплотнение" употребляются как синонимы. Общая пористость (m) в спекающихся материалах описывается выражением m = m₀ + m_т + m_З, где m₀ - открытая пористость; m_т - тупиковая пористость (поры, которые соединяются только с одной поверхностью пористого тела); m_З - закрытая пористость. При общей пористости, равной 7-8 %, открытая пористость практически исчезает, а при общей пористости, равной или меньше 6 %, в пористом материале присутствуют только закрытые поры.

Моделирование процесса просачивания флюидов в горных породах в рамках теории перколяции производится 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 Рк*, при котором, когда просачивание становится невозможным - связь отсутствует (Эфрос А.Л., 1982). Поскольку природный гранулярный поровый коллектор является хаотически построенной средой, задачу протекания по порам нельзя свести к решению известных задач теории перколяции (просачивание по узлам, связям, сферам и т.д.), в силу чего делаются попытки получить значение порога проницаемости при помощи моделирования процесса на ЭВМ. Группой французских исследователей путем машинного моделирования на кубической решетке с числом связей 24 получено значение Рк* = 0,079±0,003, или 8 % [4]. Перенося эти данные на массив пород, можно сделать заключение, что предельное значение пористости, при котором массив был бы проницаемым, должно быть не менее 8 %. А.А. Граусманом (1984) показано, что при стремлении системы к бесконечности порог протекания Рк* для изотропного порового коллектора (фильтрация возможна в любой плоскости) стремится к величине 1/4 p, или 8 % пористости, для анизотропного (фильтрация возможна только в одной плоскости) - 1/2 p, или 16 %. Многие исследователи нижним пределом коллектора считают значения открытой пористости 6-8 % (К.И. Багринцева, С.С. Штейнберг, П.К. Ляхович, С.А. Аманов, Р.Н. Засадный, Л.Н. Берман и др.). Совпадение расчетных значений открытой пористости, характеризующих порог проницаемости, с полученными эмпирическими значениями предела "коллектор-неколлектор" подтверждает вывод о том, что для изотропного порового коллектора значение открытой пористости 8 %, определенной на образце породы, можно рассматривать как предел закономерного существования в пластовых условиях сообщающихся между собой пор - предел существования порового коллектора. При меньших значениях пористости объема "пустого" пространства просто не хватит, чтобы соединить вместе поры конечных размеров. Поэтому гранулярная пористая осадочная порода без наличия трещин, имеющая открытую пористость, определенную на образце породы, менее 8 %, является в массиве непроницаемой. Через нее невозможен массоперенос жидкости при помощи фильтрации, а следовательно, и передача гидростатического давления. В условиях "сжатия без дренирования" уменьшение пористости пород возможно только в результате естественных гидроразрывов или диффузионного массопереноса флюида через кристаллическую решетку.

Изменение пористости с глубиной аппроксимируется различными исследователями логарифмической, гиперболической, степенной и экспоненциальной зависимостями, а также полиномами различных степеней. Однако, по мнению автора, более правомерной представляется линейная аппроксимация зависимости "пористость - глубина" с фиксацией изломов, которые характеризуют либо прекращение (образование замкнутого, изолированного массива - наступление стадии сохранения коллектора (Граусман А.А.,1984), либо просто изменение условий уплотнения.

Таким образом, можно считать, что уменьшение пористости осадочных пород с глубиной при условии сообщающихся с поверхностью пор (сжатия с дренированием) происходит в результате линейной ползучести (течения) твердой фазы в поры пород.

Основоположники теории деформации (Дж. Стокc, С. Пуассон, Дж. Максвелл) рассматривали необратимые деформации жидких и твердых тел как результат перегруппировки молекул, связанных силами упругого взаимодействия, к стабильной конфигурации. Процесс необратимых деформаций рассматривался ими как процесс выравнивания напряжений. Все вышеназванные исследователи считали, что деформации любого изотропного тела отличаются (макроскопически) от деформации идеальной жидкости только тем, что упомянутое выравнивание происходит не мгновенно вслед за задаваемым изменением формы тела, а с некоторой скоростью перехода этого изменения из упругого в остаточное (Гуревич Г.И., 1974).

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

где V- скорость деформации;  - функции соответственно температуры T и напряжения .

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.

В результате многочисленных экспериментов между напряжением , температурой T и длительностью сопротивления материала нагружениюустановлено соотношение:

где U₀ - энергия активации разрушения;- структурный коэффициент; К - постоянная Больцмана;-частота собственных колебаний атомов (Журков С.П., 1973).

Согласно (4) разрушение тел под нагрузкой рассматривается не как критическое событие, а как временной процесс накопления разорванных межатомных связей. Понятие о пределе прочности условно и может быть использовано лишь как практическая мера прочности в частном случае и при определенной температуре, поэтому предел прочности не является константой твердого тела (Журков С.П., 1973).

В настоящее время фундамент платформенных структур рассматривается уже не как жесткий монолит, а как подвижная субстанция, способная течь в неоднородном поле напряжений, вызванном как внутренней структурно-вещественной неоднородностью тектоносферы, так и приложением внешних тектонических сил. Появляется новый раздел тектоники - реидная тектоника, или тектоника истечения (Леонов М.Г., 1994). Все течет, если есть достаточно времени (Рейнер М., 1963).

Таким образом, положение о том, что чем больше время действия сил, тем при меньших нагрузках материал обнаруживает свойство "течения", становится аксиомой. По образному выражению Л. Мюллера (1973) давление пальца за 10 000 лет может привести сталь в состояние текучести.

Наблюдаемые деформации продуктивных пластов, происходящие в результате уменьшения пористости пород (без нарушения сплошности скелета) при снижении пластового давления в процессе разработки месторождений нефти, газа и воды, а также прогибы горизонтальных каменных плит у памятников древних захоронений, отсутствие зазоров между плитами египетских пирамид - все эти факты говорят о том, что процессы "течения" можно наблюдать не только в геологическом, но и в "человеческом" масштабе времени. Наряду с этим наличие в природе пород-коллекторов (двухфазных сред), испытывающих нагрузку от вышележащих горных пород мощностью в несколько километров в течение более чем 600 млн. лет, на первый взгляд противоречит как положениям теоретической физики, так и практике. Возникает вопрос: почему за сотни миллионов лет под такой нагрузкой твердая фаза скелета пород не затекла в поры, подобно тому, как это происходит в пирамидах или продуктивных пластах?

Если твердая фаза осадочных пород в реальном масштабе времени обладает свойством "течения", то должен существовать и механизм его прекращения. В противном случае в природе не могли бы существовать двухфазные среды: более легкая фаза всегда была бы выжата более тяжелой. Поэтому вопрос не в том, когда начинается течение, а в том, когда и почему оно прекращается.

Время релаксации (самопроизвольного достижения системой состояния статистического равновесия) напряжений в граните и базальте не превышает 30 тыс. лет, и, как считает B.C. Пономарев (1985), в наши дни на Земле должны были бы существовать только те горы, которые возникли не более 100 тыс. лет назад. Отсутствие "течения гор" он объясняет зонной релаксацией, т.е. тем, что время релаксации напряжений определяется размерами системы и в больших массивах становится соизмеримым с геологическим временем. Однако, по мнению В.Е. Карачинского [3], длительность процесса уплотнения коллекторов значительно превосходит время релаксации напряжений в земной коре. Сохранение коллекторов объясняется высокой вязкостью скелета пород. По данным изменения пористости с глубиной В.Е. Карачинским был произведен расчет вязкости пород. Так, вязкость глинистых пород на глубине 2-4 км составляет (1,3-1,4)* 10²³ Па*с. На этом основании можно сделать вывод, что двухфазные среды в осадочном чехле могут сохраниться только при условии, если вязкость осадочных пород выше таковой пород фундамента. Однако в настоящее время вязкость неметаморфизованных осадочных пород оценивается величинами (2*10¹⁴)-(3*10¹⁸) Па*с (Гзовский М.В., 1975 ). Вязкость гранитного и гнейсового фундамента - 10¹⁹ Па*с (Гончаров М.А., 1988). По мнению автора, объяснения существования пород-коллекторов, имеющих возраст 600 млн. лет и более, размерами массива или величинами вязкости скелета осадочных пород вряд ли можно считать правомерными.

Релаксация (выравнивание) упругой энергии (напряжений) в скелете горных пород, по-видимому, и есть тот механизм, который позволяет сохранить в природе многофазные среды.

Дж. Максвелл, одним из первых рассмотревший явление релаксации, считал, что если тело предоставлено самому себе, то внутренние напряжения в нем будут убывать до нуля. Необходимо особо подчеркнуть тот факт, что Дж. Максвелл не отождествлял напряжения с давлением от собственной массы самого тела, как это делается сегодня многими исследователями, масса у тела есть, а напряжений (внутренних сил сопротивления деформированию) - нет.

По мнению М. Рейнера, в рассуждениях Дж. Максвелла имеется неточность. Им не учитывалась первая аксиома реологии, что при объемной упругости релаксация отсутствует. Напряжения релаксируют не до нуля, а до гидростатического напряженного состояния.

Состоянию равновесия упругой энергии соответствует гидростатическое напряженное состояние - состояние покоящейся жидкости, при котором все три главные компоненты напряжений равны. В гидростатическом напряженном состоянии все вещества - газы, жидкости, твердые тела - ведут себя одинаково, как идеально упругие тела. Поэтому основная аксиома реологии - при объемной упругости релаксация отсутствует (Рейнер М., 1963). В условиях гидростатики напряжение не релаксирует, поскольку тело находится в равновесии и в таком состоянии оно может находиться как угодно долго, пока равновесное состояние не будет нарушено каким-то внешним воздействием. Процесс течения жидкости при рассмотрении его на молекулярном уровне представляет собой структурную релаксацию под действием внешних сил (Смирнов С.И., 1974). Проявлением внешних сил для жидкости может быть изменение формы резервуара, для твердого тела - появление неравновесных напряжений. Как только меняется форма резервуара, жидкость также меняет форму, происходит структурная релаксация и жидкость переходит в состояние гидростатического равновесия. В твердой фазе переход системы в состояние равновесия также обязательно сопровождается перемещениями элементов - физико-химическими (структурно-вещественными) преобразованиями (перегруппировками молекул к стабильной конфигурации). Энергетический источник движения и той, и другой фазы - релаксация упругой энергии.

По мнению автора, в результате структурно-вещественных перестроек, происходящих в осадочных породах при увеличении геостатической нагрузки в процессе погружения, вертикальное главное напряжение в скелете породы релаксирует до величины пластового давления, до давления в окружающей среде. Наступление равенства компонент напряжений по осям координат и определяет прекращение процесса течения твердой фазы в поры осадочных пород, прекращение процесса гравитационного разделения фаз.

Распределение напряжений в жидкости и скелете осадочных пород в условиях геостатики может быть описано одним уравнением

где- напряжения в скелете породы по осям координат; Р - "напряжение" в жидкости ( пластовое давление).

На основании (5) пластовое давление может рассматриваться как мера упругих напряжений в скелете осадочных пород. Осадочный чехол упруго сжат и пластовое давление фиксирует величину его упругого сжатия. Существование в горных породах гидростатического распределения пластовых давлений расценивается многими исследователями как доказательство их гидростатической природы. Вместе с тем столб воды, характеризующий значение пластового давления, следует рассматривать как природный манометр, который не определяет, а только фиксирует значение давления.

Движение воды в осадочном чехле - это проявление процесса выравнивания (релаксации) упругой энергии в скелете и жидкой фазе, для перехода осадочных пород в состояние равновесия.

Уравнение (5) состояния осадочных пород в условиях геостатики с учетом (1) может быть записано в виде

и величина пластового давления как меры упругих напряжений в скелете пород определена по уравнению

Согласно (7) пластовое давление, численно равное напряжению в скелете породы, определяется суммарными главными напряжениями () и палеонапряжениями - эффективными напряжениями, релаксировавшими во времени () (Граусман А.А., 1984), где  - уменьшение пористости, численно равное относительной деформацияпласта толщиной Н

В механике горных пород под горным давлением понимают напряжения в породах, окружающих горную выработку (Кацауров И.Н., 1972). В.Д. Слесарев (1933), Н.М. Покровский (1947) и др. на основании наблюдений за горным давлением на небольших глубинах выдвинули гипотезу об отсутствии в скальных массивах горного давления на крепь. Поэтому задачей крепи, по их мнению, является не восприятие нагрузок со стороны пород, а защита от выветривания и разрушения.

По мнению автора, приведенные примеры отсутствия давления на крепь можно рассматривать как доказательство того, что релаксация напряжений в горном массиве происходит до давления в окружающей среде, в данном случае до значения атмосферного давления.

Современные методы изучения напряженного состояния горных пород подразделяются на прямые (натурные измерения) и косвенные (сейсмологические и геолого-структурные) (Шерман С.И. и др., 1989). В рамках статьи невозможно рассмотреть корректность применяемых методов при решении задачи определения действующих в горных породах напряжений, однако автор считает необходимым высказать ряд замечаний.

Как известно, акустическая эмиссия (звучание) в металлах, предварительно нагруженных до определенной величины, возникает тогда, когда повторная нагрузка достигает максимального значения предшествующей нагрузки (эффект Кайзера). Как показали исследования, акустическая эмиссия наблюдается не только в металлах, но и в горных породах (Петровский М.А. и др., 1983). Следовательно, можно говорить о способности горных пород "запоминать" значение ранее приложенной к ним максимальной нагрузки. Работами Г.М. Авчяна (1966), А.И. Булатова и др. (1974), М.Ф. Ситникова и др. (1971) установлено, что, используя свойство материала к запоминанию предшествующих циклов нагрузок, можно по характеру деформируемости естественных образцов горных пород от давления выявить параметры палеонагружения и значение пластового давления.

Эффективные напряжения, определившие необратимые деформации, и есть та нагрузка, которую "запоминает" скелет осадочной породы. "Запомнить" напряжения, не ведущие к перестройке скелета и вызывающие только упругие деформации, невозможно. Напряжения, вызвавшие структурно-вещественные преобразования, и есть те напряжения, которые релаксировали во времени, т.е. это палеонапряжения (несуществующие - фиктивные напряжения). Анизотропия упругих свойств горных пород возникает в процессе их конкретной геологической истории - как результат структурно-вещественных преобразований, вызванных действием внешних сил. Таким образом, мы пытаемся определить "действующие напряжения" исходя из упругих свойств, которые сформированы палеонапряжениями и определяются палеоглубинами и другими условиями уплотнения. Не только сейсмологические и геолого-структурные, но и натурные методы определения напряженного состояния горных пород являются не прямыми, а косвенными методами. Как отмечал еще М. Рейнер (1963), мы не можем определить значение напряжений непосредственно экспериментальными средствами, мы можем только вычислить их, применяя уравнение SР = 0. Таким образом, прямые определения напряженного состояния массива горных пород осуществляются путем измерения упругих деформаций отделяемого от массива элемента и последующего вычисления напряжений с учетом упругих постоянных данных пород (Катков Г.А., 1978). Однако для корректного вычисления упругих постоянных необходимо знание палеоусловий - палеонагрузок. Как считают сами исследователи, ошибки в определении напряжений применяемыми методами могут достигать 100 % (Булин Н.К. и др., 1973).

По мнению автора, единственным методом прямого определения действующих в природе напряжений является замер в ненарушенном горном массиве пластового давления флюида.

Не только осадочные, но и любые другие горные породы при погружении или тектонических движениях всегда оказываются в условиях сложнонапряженного состояния. И как показала практика, они реагируют на неравновесное напряженное состояние не механически, в них происходят процессы, ведущие к структурно-вещественным изменениям. В качестве примера поведения минералов при изменяющихся PT-условиях можно привести явления, наблюдаемые в кристаллах кварца при метаморфизме. В стадии метаморфизма происходит обесцвечивание кварца, уменьшение степени его дефектности (залечиваются трещины и пустоты), уничтожаются минеральные включения. В кварце кварцито-песчаников из минеральных включений сохраняются только апатит, циркон и рутил и совершенно отсутствуют включения полевого шпата, биотита и других минералов, характерных для стадии эпигенеза. В породах, измененных до эпидот-амфиболитовой стадии метаморфизма, первичные минеральные включения в кварце почти полностью отсутствуют (Симанович И.М., 1978). При пластическом деформировании железистых кварцитов кварц сам начинает покидать деформируемые участки. Процессом диффузионной миграции кварца из участков, подвергшихся пластическому деформированию, объясняет А.И. Чередниченко (1964) образование богатых рудных тел.

Сопоставляя стадии эпигенеза и метаморфизма, А.В. Копелиович (1965) указывает на отсутствие принципиальных различий между стадиями: совокупность имеющихся данных позволяет считать, что процессы эпигенеза и метаморфизма - суть процессы одной категории, различающиеся лишь интенсивностью термодинамических параметров.

В настоящее время известно около 2200 минералов и, как считает И. Костов (1971), маловероятно, что число минеральных видов превысит 3000. Это, несмотря на то, что число существующих элементов позволяет создать бесчисленное множество вещественных и структурных комбинаций. Существование в условиях земной коры конечного числа минералов, по мнению Г.Л. Поспелова (1973), является следствием законов, управляющих комбинационным развитием сложных систем. Из приведенных примеров можно сделать вывод, что элементы (минералы), которые не могут организовать или сохранить при изменении РТ-условий равновесную систему, начинают выступать как дефекты кристаллической решетки и мигрируют из нее до тех пор, пока не смогут организоваться в новую равновесную систему. Как считают некоторые минералоги, фактором, определяющим возможности концентрации или рассеивания элементов в природе, пути их миграции, является неоднородное распределение напряжений в каждом отдельном монокристалле, блоках земной коры и тектоносфере (Евзикова Н.Э., 1975).

По мнению А.И. Чередниченко (1964), гораздо проще и лучше можно объяснить образование рудных тел не с помощью гидротермальных или других растворов, а реакцией твердых горных пород на напряженное состояние. Если считать, что среднее содержание Zn, Pb, Сu в туфах и туффитах, к которым обычно приурочены медно-колчеданные месторождения, составляет соответственно 66,2, 26,6 и 44,6 г/т, то становится очевидным, что для образования промышленных скоплений достаточно их вторичного перераспределения в горных породах под действием неравновесных напряжений. В 1 км³ такой породы может содержаться 178 тыс. т меди.

Перемещение пород - пластическое течение, перемещение гравитационных вод - фильтрационное течение, перемещение элементов в породах - диффузионное течение - все это способы перехода систем в состояние гидростатического равновесия - способы самоорганизации (саморегулирования) систем.

Неравновесное напряжение, возникающее в породах как за счет внутренних структурно-вещественных неоднородностей, так и в результате действия внешних тектонических сил, необходимо рассматривать как одну из основных движущих сил миграции вод и минералов в горных породах.

Литература

1. Гегузин Я.С. Физика спекания. - М.: Наука, 1967.

2. Делицин И.С. Структурообразование кварцевых пород. - М.: Наука, 1985.

3. Карачинский В.Е. Методы геотермодинамики залежей газа и нефти. - М.: Недра, 1975.

4. Решетки капилляров и методы перколяции при математическом моделировании горных пород // Нефтегазовая геология и геофизика. - 1966. - № 9. - С. 19-24.

Abstract

Nonbalanced stress originated in rocks both due to internal structural-material heterogeneity and under external tectonic forces should be considered as one of the main driving forces of water and minerals migration in rocks. Mineralogical alteration occurring in sedimentary rocks during subsidence involves an increase in density of newly formed minerals, i.e. a decrease in solid phase volume as an unit of sedimentary rock volume and, consequently, could not cause a decrease in porosity. As a result of structural-material alteration occurring in sedimentary rocks under geostatical load increase during subsidence, the vertical main stress within rock skeleton relaxes up to formation pressure value and to environmental pressure. The moment of stress-component equation along coordinate axis determines the ceasing of a process of solid phase flowing into sedimentary rocks pores, and the ceasing of gravity phase division. Water movement in sedimentary cover appears to be a manifestation of elastic energy relaxation in skeleton and liquid phase, in the course of sedimentary rock transition into equilibrium state. Self-organization of geological system - its transition into equilibrium state - may be accompanied by a differentiation, mass-transfer and element integration in the Earth's crust. The study of self-organizing geological system and those self-organizing conditions which result in formation of mineral resources fields, may become one of the main trends in development of geological disciplines.

Таблица 1 Постседиментационные преобразования в осадочных породах при их погружении

Процесс	Увеличение пористости: уменьшение объема твердой фазы в единице объема осадочной породы	Уменьшение пористости: увеличение объема твердой фазы в единице объема осадочной породы
Механическое уплотнение (переупаковка, более плотная укладка)	-	+
Перекристаллизация	+	-
Преобразование исходного материала:
гипс (2,31-2,33 г/см^3)-> ангидрит (2,89-2,96 г/см^3)	+	-
известняк (2,71-2,72 г/см^3)  -> доломит (2,8-2,9 г/см^3)	+	^_
десмин (2,04-2,22 г/см^3)  -> сколецит (2,3-2,4 г/см^3)	+	-
монтмориллонит (2,1-2,5 г/см^3) -> гидрослюда (2,6-2,8 г/см^3)	+	-
Аутигенное минералообразование	+	-
Растворение и переотложение	-	-
Физическое уплотнение (течение)	-	+

Таблица 2 Закономерности изменения открытой пористости с глубиной

Интервал залегания, км	Число определений	Интервал группирования открытой пористости, %
0,0-6,5	26245	1-4	5-8	9-12	13-16	17-20	21-24	25-28	29-32	33-36	37-40	41-44	45-48
0,0-0,5	1180	0,4	0,2	0,25	0,8	0,85	5,2	10,2	21,8	32,3	21,8	5,7	1,3
0,5-1,0	889	2,1	1,8	0,4	0,7	5,0	13,7	21,5	24,5	18,6	8,3	2,9	0,2
1,0-1,5	875	3,5	5,9	8,9	12,0	20,7	17,9	22,9	7,4	0,8
1,5-2,0	3335	1,5	4,6	10,0	13,8	18,4	35,3	13,7	2,6
2,0-2,5	1492	0,8	8,8	16,1	25,7	30,6	16,7	1,2	Линейная ползучесть
2,5-3,0	6821	2,3	13,2	24,4	28,5	17,2	12,3	1,8	0,2
3,0-3,5	7810	9,4	28,7	35,3	21,4	4,7	0,5
3,5-4,0	3722	27,7	45,0	25,3	2,0	0,1
4,0-4,5	116	36,2	47,6	14,6	1,7
4,5-5,5	73	7,3	70,7	21,9
5,5-6,5	44	91	9,0