Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Современное состояние проблемы
1.1. Методы изучения упругих свойств горных пород 11
1.2. Методы определения наряженного состояния массивов горных пород 18
Глава 2. Разработка автоматического акустополярископа, состыкованного с персональным компьютером
2.1. Обработка и представление результатов измерений, при ручном режиме проведения акустополярископии 25
2.2. Механический привод поворотной платформы акустополярископа 28
2.3. Методика работы на автоматической установке 35
2.4. Определение величин скорости распространения упругих колебаний и показателей упругой анизотропии образца 48
Глава 3. Упругие свойства и напряженно-деформированное состояние пород по разрезу Кольской сверхглубокой скважины
3.1. Геолого-геофизическое описание разреза Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3) и ее окрестности 51
3.2. Статистическая оценка распределения толщ пород в архейской части разреза СГ-3 55
3.3. Упругие свойства пород по разрезу Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3) 63
3.3.1. Скоростные характеристики пород разреза СГ-3 при атмосферных давлениях 63
3.3.2. Оценка упругих свойств пород разреза СГ-3 при высоких давлениях и температурах 69
3.3.3. Анизотропия упругих характеристик горных пород верхней и средней части земной коры 83
3.4. Влияние упругой анизотропии пород на напряженно деформированное состояние контура горных выработок (на примере Кольской сверхглубокой скважины) 94
3.4.1. Напряженное состояние нетронутого массива под действием гравитационных сил 99
3.4.2. Напряжения на контуре вертикальной горной выработки круглого сечения под действием гравитационных сил 105
3.4.3. Напряженное состояние горного массива с вертикальной выработкой, заполненной жидкостью (буровым раствором) под действием гравитационных сил 111
3.4.4. Напряженное состояние горного массива с вертикальной выработкой, заполненной жидкостью под действием гравитационных и тектонических сил 120
Глава 4. Оценка изменения плотности и скорости распространения продольных и поперечных волн до глубин 20 км
4.1. Оценка изменения плотности с глубиной 135
4.2. Скоростная модель распространения продольных и поперечных волн в верхней и средней коре по разрезу СГ-3 147
Заключение 161
Литература 164
Приложение 1. Характеристики упругих свойств некоторых образцов СГ-3 176
Приложение 2. Методические рекомендации по определению и учету анизотропии горных пород при расчетах напряженно деформированного состояния (на примере вертикальных горных выработок) 187
- Методы определения наряженного состояния массивов горных пород
- Статистическая оценка распределения толщ пород в архейской части разреза СГ-3
- Напряжения на контуре вертикальной горной выработки круглого сечения под действием гравитационных сил
- Скоростная модель распространения продольных и поперечных волн в верхней и средней коре по разрезу СГ-3
Методы определения наряженного состояния массивов горных пород
Изучение естественного поля напряжений верхних горизонтов земной коры относится к одним из приоритетных направлений научных исследований Российской Академии Наук. Многие исследователи занимаются изучением, оценкой и прогнозом напряженного состояния массивов горных пород на различных уровнях масштаба объектов с использованием методов, существенно отличающихся друг от друга, прежде всего, их физической основой. Проводится анализ геологического строения района, при этом изучаются тектонические структуры, сейсмическая активность. Для более детальной оценки напряженного состояния массивов проводится изучение кернового материала геологоразведочных скважин, изучаются остаточные проявления напряжений на образцах керна. Также выполняются различные геофизические каротажные работы.
Первая попытка описать естественное поле напряжений была выполнена швейцарским геологом А.Геймом (1878 г.). Согласно его предположениям поле напряжений в земной коре стремится к гидростатическому распределению. Позднее академиком А.Н. Динником [Динник и др., 1938] была предложена гипотеза о напряженном состоянии массивов горных пород, находящихся в гравитационном поле. Она учитывала не только глубину залегания пород, но и их упругие свойства. Однако, такое распределение напряжений возможно в массивах, ограниченных горизонтальной поверхностью и являющихся идеально упругими, однородными и изотропными. Реальные массивы горных пород чаще всего таковыми не являются.
Как известно, общее напряжение в массиве горных пород формируется под воздействием гравитационного поля Земли, тектонических сил и морфологии поверхности. Существует мнение, что на напряженное состояние Земной коры оказывают влияние такие силы, как приливное действие Луны, сейсмические силы, возникающие при землетрясениях, а также дополнительные силы, являющиеся следствием техногенных взрывов, нарушения сплошности массивов горных пород в ходе горных работ, горные удары и др. Перераспределение напряжений определяется геологическим строением массива и свойствами слагающих его горных пород (анизотропией упругих свойств, переслаиванием типов пород с различными физико-механическими свойствами и др.). Таким образом, проблема определения напряженно-деформированного состояния (НДС) массивов горных пород является чрезвычайно сложной. Для ее решения применяются как геологические, так и экспериментальные и расчетные методы.
В работе [Калинин и др., 2000] проводятся информационные критерии, по которым методы определения напряженного состояния массивов горных пород могут быть систематизированы. В отдельную группу выделены экспериментальные методы. Однако ни один из методов не позволяет измерить величины напряжений непосредственно внутри массива. Чаще всего выполняют замер таких физических величин как деформация, скорости распространения упругих волн, электрическое сопротивление и др. Затем по полученным данным с использованием различных зависимостей выполняют расчет величин напряжений.
К полевым методам изучения напряженного состояния массива в первую очередь могут быть отнесены деформационные методы изучения НДС, метод гидроразрыва и геологические методы.
Деформационные методы включают методы разгрузки и восстановления. При методе разгрузки используются характеристики упругого восстановления формы и размера отобранного образца горной породы при его освобождении от действующих на него напряжений [Методические..., 1987; Курленя, Попов, 1983; Экспериментальное..., 1973; Трушин и др., 1986; Ямщиков, 1989]. По измеренным деформациям производят вычисления действовавших на образец давлений. Теоретическая основа метода разработана на основе теории упругости профессором А.А. Ильюшиным [Ильюшин, 1948].
Напряжения измеряют и в массиве пород, используя метод восстановления. Метод заключается в том, что при проходке скважин происходит разгрузка массива от напряжений. Для восстановления полученных при этом деформаций необходимо воссоздать ранее действующее напряжение. С этой целью могут быть использованы гидравлические домкраты, устанавливаемые в щелевые выработки в массиве пород перпендикулярно направлению измеряемого напряжения. В этом случае в скважины помещают прессиометры и определяют напряжения, действующие в плоскости нормальной к оси скважины. Существуют и другие методы скважинной разгрузки [Теоретические основы..., 1986; Hast, 1969]. Геофизические методы определения напряжений основаны на измерении в исследуемом массиве искусственно созданных физических полей и регистрацией их параметров, меняющихся в зависимости от напряженного состояния пород [Калинин, 2000]. К ним относятся сейсмоакустические. радио-и электрометрические методы, обоснование применения которых для изучения напряженного состояния горных пород разработаны Ю.В. Ризниченко, В.И. Мячкиным. О.С. Силаевой, А.И. Савичем, В.И. Коптевым [Савин, 1968; Турчининов, Панин, 1976 и др.] и др.
Сейсмоакустические методы для оценки напряженного состояния массива пород основаны на теоретических и экспериментальных зависимостях изменения тех или иных характеристик распространения упругих волн от величины действующих напряжений.
Определение напряженного состояния массивов методом гидроразрыва в скважинах основано на разрушении пород в условиях их естественного залегания в пределах локального измерительного участка. Разрушение происходит под действием приложенного к стенке давления, превышающего сопротивление горных пород трещинообразованию [Haimson, 1969; Экспериментальное..., 1973; Методические..., 1987; Иванов, 1982].
В качестве экспериментальных методов чаще всего применяются физические методы [Калинин, 2000]. Данные методы основаны на теории подобия и анализа размерностей объектов. На моделях, которые выполняются из материалов с теми же физико-механическими свойствами, что и естественные породы, изучаются механические процессы, развивающиеся под действием гравитационных сил.
Также для изучения НДС широко применяются поляризационно-оптические методы (фотоупругости, фотопластичности и др.). Однако, для применения данных методов при изучении НДС в массивах пород, необходимы низкомодульные оптически активные материалы, разработка которых затруднена.
После открытия Кайзером «эффекта памяти» в горных породах, широко стали развиваться методы, основанные на невоспроизводимости сигналов (электрических, акустических и т.д.) или деформаций при повторном испытании, в которых этот образец породы уже был ранее [Панасьян, Петровский. 1984; Ямщиков и др., 1990; Шкуратник, Лавров, 1997]. При достижении, например, давлением величин, ранее испытанных образцом, происходит всплеск измеряемых параметров (сигналов или остаточных деформаций).
Развитие вычислительной техники дало более широкие возможности для применения математического моделирования НДС. Для расчетов НДС требуется нахождения решений дифференциальных уравнений. Здесь используются различные методы. К ним относятся методы конечных разностей, метод конечных элементов, метод граничных элементов. Метод конечных элементов получил свою популярность благодаря работам О. Зинкевича, К.Бреббия, Ж.С.Ержанова и многих других [Бреббия, Уокер, 1982; Ержанов, Каримбаев, 1975; Зенкевич, 1975]. В развитие методов граничных элементов внесли вклад ученые разных стран [Бреббия и др., 1987; Крауч, Старфилд, 1987 и др.]. Все эти методы имеют свои преимущества и недостатки, следовательно, свою область применения.
При расчетах НДС различными математическими способами используют различные модели. Наиболее простая - модель сплошной среды (мало подходящая для реальных массивов горных пород) и дискретной среды. Очевидно, что реальные массивы горных пород чаще всего являются неоднородными и анизотропными по своим механическим свойствам. Однако для упрощения расчетов чаще всего рассматриваются модели неоднородных, но изотропных или однородных, но анизотропных массивов горных пород [Калинин и др., 2003].
Как уже было отмечено, на формирование напряженного поля могут оказывать влияние различные факторы. При этом различные исследователи дают различную оценку степени влияния, например, силе притяжения Луны. Однако, большинство исследователей сходится в том, что НДС верхней части земной коры формируется главным образом действием гравитационного и тектонического полей [Марков, 1977; Марков, Савченко, 1984; Турчанинов и др., 1977а; Турчанинов и др., 19776]. Важную практическую значимость имеет вопрос о перераспределении напряжений в массивах, имеющих искусственную или естественную полость. Поскольку концентрация напряжений в породах вокруг полости (выработки) может вызвать обрушение кровли, горные удары и др. Поэтому изучению закономерностей распределения напряжений вокруг выработок различного сечения уделялось и уделяется огромное внимание многих ученых [Ержанов и др., 1971; Турчанинов и др., 1977а; Каспарьян,, 1985 и др.].
Статистическая оценка распределения толщ пород в архейской части разреза СГ-3
Цель данного раздела - дать статистическую оценку чередования пород, с учетом мощностей слоев различных пород на примере верхних четырех толщ архейского комплекса СГ - 3.
В непрерывном вертикальном разрезе архейского комплекса выделено 10 толщ, характеризующихся различным составом и сочетанием слагающих их пород, характером регионального и дислокационного метаморфизма и гранитизации, элементами пликативной и дизъюнктивной тектоники. Рассматривая чередование пород в ранге толщ, необходимо подчеркнуть четкую ритмичность, нижний элемент которой сложен вулканогенно-осадочными породами с повышенным содержанием кальция, а верхний обогащен относительно высокоглиноземистыми минералами [Архейский..., 1991].
Первая толща глиноземистых гнейсов и кристаллических сланцев (интервал 6842 - 7622 м), подстилающая осадочно-вулканогенный комплекс, отличается широким разнообразием слагающих ее пород, более высокой сохранностью первичных структур и ритмично - слоистых текстур [Архейский..., 1991].
Анализ чередования основных типов пород показывает, что большую часть 65 % от общего числа выделенных слоев (табл. 3.2.1) составляют гнейсы. При этом мощность пластов изменяется от 1 до 65 метров (табл. 3.2.2). Наибольшее число пластов (23 %) имеют мощность до 5 м, 19 % представлены пластами мощностью от 10 до 15 м, реже в 16 процентах от всех случаев пласты гнейсов имеют мощность от 5 до 10 м. Пласты гнейсов с мощностью 15 - 20 м и 20 - 25 м составляют 10 % каждый интервал. Оставшаяся часть (22 %) представлена слоями мощностью 30 - 35, 40 - 55, 60-65 м.
Число пластов амфиболитов составляет 17% от общего числа всех выделенных пластов. Основная мощность пластов до 5 м и 10-15 м, при этом на каждый диапазон приходится по 37 %. Пласты амфиболитов с мощностью 5 - 10 и 60 - 65 м составляют всего по 13 %.
В данной толще также присутствуют пегматиты (12%). Мощность их пластов незначительна, главным образом, до 5 м (68 %). Интервалы 5 - 10 м и 20 - 25 м представлены в 16 % от общего числа слоев пегматита.
Кроме того, выделяют граниты (3 слоя или 6 %). Каждый слой находится в своем интервале шкалы мощностей пластов: 5 - 10, 10 - 15, 35 - 40 м.
Вторая гнейсовая толща. (7622-9458 м) характеризуется ритмично переслаивающимися эпидот-биотит-плагиоклазовыми и эпидот-биотит-амфибол-плагиоклазовыми гнейсами, амфиболитами, железистыми кварцитами. Конгломераты и гравелиты в верхней части разреза представляют древнюю кору выветривания [Архейский..., 1991].
Анализируя состав данной толщи, можно также отметить преобладание гнейсов (54 %). При этом мощности пластов разнообразны и изменяются от 0.1 до 70 м. Однако 68 % слоев имеют мощность до 15 м. На интервал 15-20 м приходится 10 %, 25 - 30 м около 7 %, оставшаяся часть - 15 % приходятся на интервалы 20 - 25, 30 - 40, 45 - 50, 55 - 60, 65 - 70 м.
Почти четверть слоев второй толщи (24 %) составляют амфиболиты. Мощность их слоев варьирует от 0.1 до 30 м, причем большинство слоев (78 %) имеют толщину до 15 м. Далее, с увеличением значения мощности интервала число слоев попадающих в интервал уменьшается. Так в интервале 15-20 м находится 12 % слоев, 20 - 25 м - 7 %, 25 - 30 м - 3 %.
Семнадцать процентов от общего числа слоев представлены мигматитами. Их мощность достигает 45 м, кроме того, выделен единичный слой мощностью 136 м. Здесь также максимальное количество слоев приходятся на интервалы до 15 м (75 %). По 5 % от общего количества слоев мигматитов в данной толще имеют следующие интервалы мощности: 15 - 20, 25 - 30, 30 - 35, 40 - 45 м.
Относительное число гранитных слоев составляет 5 %. При этом, мощность до 5 м имеют 68 % всех выделенных слоев, и от 10 до 15 м - 33 %.
Третья толща глиноземистых гнейсов и кристаллических сланцев (9456 -9573 м) сложена двуслюдяными плагиоклазовыми гнейсами с амфиболом и вкрапленностью сульфидов, переслаивающимися с теми же гнейсами с силлиманитом и гранатом, биотит-плагиоклазовыми гнейсами, эпидот-биотит-рогообманковыми амфиболитами и одноименными гнейсами. Здесь выделено 8 слоев, в их числе гнейсов - 4 слоя, амфиболитов - 2, гранитов - 2. Слои гнейсов имеют толщины: 0 - 5, 5 - 10, 10 - 15, 30 - 35 м. Мощность слоев амфиболитов 57 10- 15, 25-30 м, гранитов - 5 - 10, 10- 15 м.
Четвертая гнейсовая толща. (9573 - 10144 м) сложена грубо и ритмично переслаивающимися эпидот-биотит-плагиоклазовыми, биотит-плагиоклазовыми, биотит-амфибол-плагиоклазовыми, эпидот-биотит-амфибол-нлагиоклазовыми гнейсами и амфиболитами с прослоями железистых кварцитов, магнетит-эпидот-биотит-амфибол-плагиоклазовых сланцев, кварцитов. Количество слоев в данной толще незначительно - 9. Из них гнейсы составляют 2 слоя, амфиболиты - 2, граниты - 1, мигматиты - 4 слоя. Толщина каждого слоя отлична от другого, так слои гнейсов имеют мощности - 15-20 и 25-30 м, амфиболитов - 10 - 15 и 55 - 60 м, пзанитов - 40 - 45 м, мигматитов - 10 - 15, 25 - 30, 40 - 45, 55 - 60 м.
Обобщая выше сказанное по всем четырем толщам можно заключить, что все четыре толщи архейской части СГ-3 на 56 % сложены гнейсами, с мощностью пластов от 0.1 до 70 м (табл. 3.2.2). Кроме того, можно сказать, что средняя мощность пласта для гнейсов составляет 16 м (табл. 3.2.3). При этом отклонение от средней величины толщины пласта составляет ± 15.6 м. Статистическое распределение пластов по мощностям представлено на рис. 3.2.1а. Из гистограммы видно, что наибольшее количество пластов гнейсов имеют среднюю мощность около 2 м - 24 %, 7 м - 20 % и 1 2 м - 21 %. С увеличением мощности пластов наблюдается постепенное уменьшение их количества в данном диапазоне мощностей. Так число пластов, имеющих мощность близкую к 17 м, составляет 10 % от всех пластов гнейсов, 22 м — 5 %, 27 м - 3 %, 32 м - 4 %, далее от 1 % до 2 %. Небольшой пик наблюдается около 47 м - 5 %.
На амфиболиты приходится 36 % от общего количества пластов. Их мощность изменяется от 0.1 до 30 м и от 55-65 м. При этом средняя мощность амфиболитов колеблется около 12 м. Отклонение от среднего значения составляет ± 11.6 м. Для амфиболитов наиболее характерны мощности пластов около 2 м и 12 м, их процентное содержание составляет 26 % и 29 % соответственно. Пласты, имеющие мощность -7м составляют 18 % и с мощностью 17 м - 11 %. Пластов амфиболитов с большей мощностью 22 и 27 м всего по 5 %, а с мощностью 57 и 62 м по 3 % (рис. 3.2. lb).
Количество пластов гранитов незначительно - 9 %. Средняя мощность пластов гранитов составляет 10 м, при этом, отклонение от среднего значения составляет ± 9 м. Мощность слоев гранитов колеблется до 15 м в 84 % случаях. Среднюю мощность около 2 м и 12 м имеют по 33 % от общего числа гранитных пластов, и мощность около 7 м - 18 %. Более мощные пласты около 37 и 42 м составляют 16% (рис. 3.2.1с).
Пласты мигматитов составляют 18 %, с изменением мощности пластов -от 0.1 м до 60 м и единственным пластом мощностью 135 м (рисунок 3.2.Id). Средняя мощность пластов мигматитов составляет 21 м. Отклонение от среднего значение колеблется ± 27 м. Количество пластов с мощностью близкой к 2 м составляет 18 %, 7 м- 22 %, и 12 м - 26 %. Число пластов со средней мощностью пластов 27 и 42 м составляет по 9 %. В то время как, слои со средней мощностью 32 и 57 м составляют по 4 %.
Пегматиты расположены лишь в первой толще и составляют всего 3 %, в связи с этим разброс в значениях мощностей не значителен (рисунок 3.2.1е). Так 68 % пегматитов имеют мощность до 5 м и по 16 % мощностью 12 м и 22 м. Средняя мощность пласта приближается к 6 м, при отклонении от данного значения на ± 7 м.
Результаты анализа показывают, что 56 % всех выделенных слоев составляют гнейсы. Их средняя мощность приближается к 16 м. На 21 % архейская часть Кольской сверхглубокой скважины сложена амфиболитами. Средняя толщина слоев амфиболитов составляет 12 м. Тринадцать процентов от всех слоев составляют мигматиты. Средняя мощность их слоев достигает 21 м. Относительная доля слоев гранитов незначительна - всего 7 %, при средней мощности в 9.6 м. Пегматиты присутствуют лишь в первой толще, их относительная доля также мала - 3 %. Средняя мощность слоев пегматитов составляет 6 м.
Кроме того,.гнейсы и мигматиты имеют весьма схожие гистограммы, то есть схожее распределение числа слоев по мощностям. Амфиболиты и граниты также имеют весьма похожие гистограммы. Вероятнее всего, это связанно с механизмом образования этих пород, с ритмичностью периодов накопления осадков и вулканической активностью, а также с теми этапами метаморфизма, которые прошли данные породы. В целом данный анализ показывает, что геодинамическая история архейской части разреза Кольской сверхглубокой скважины отражает частые смены этапов образования пород различных по геологической природе. Интенсивное чередование пород, с различными физико-механическими свойствами, должно приводить к крайне неравномерному распределению напряженно-деформированного состояния этих пород по разрезу скважины.
Напряжения на контуре вертикальной горной выработки круглого сечения под действием гравитационных сил
Значения напряжений на контуре вертикальной горной выработки в анизотропном массиве также приведены в табл. 3.4.3. По полученным данным построены графики изменения компонент поля напряжений вблизи вертикальной выработки с глубиной, рис. 3.4.3.
Сравнение результатов расчетов для двух различных моделей массива показало, что до глубин 2 км разница в величинах тангенциальных компонент поля напряжений на контуре вертикальной выработки практически отсутствует.
На глубине 2.44 км залегает порода с высокой степенью упругой анизотропии (13% по продольным волнам). На данной глубине тангенциальная составляющая (рассчитанная с учетом упругой анизотропии) в одном из горизонтальных направлений поперечного сечения скважины на 8 МПа больше, чем в другом (перпендикулярном ему).
Наиболее существенная разница в величинах поля напряжений, рассчитанных для разных типов моделей, начинается с глубин ниже 6 км.
Рассмотрим напряженное состояние на глубине 6.320 км. При расчете напряженного состояния по трансверсально-изотропной модели, величина тангенциальной компоненты составляет 133 МПа, что составляет 0.8 [асж] (где асж=160МПа - предельно допустимое значение напряжений на одноосное сжатие для пород, залегающих на данной глубине). Аналогичный расчет, но для ортотропной модели массива дает значения тангенциального напряжения равным 123 МПа в одном горизонтальном направлении и 158 МПа в диаметральном горизонтальном направлении, табл. 3.4.3. Таким образом, в одном из горизонтальных направлений величина тангенциального напряжения будет почти равна [осж], что может стать причиной образования вывалов в. данном направлении. На основании этих расчетов приходим к прогнозу устойчивости стенок скважины на данной глубине. Если расчет напряженного состояния был выполнен без учета анизотропии породы на данной глубине, то по полученным данным следует дать прогноз об сохранении устойчивости горной выработки. Учет анизотропии упругих свойств дает, что в одном из горизонтальных направлений тангенциальное напряжение практически совпадает с предельно допустимым значением напряжений одноосного сжатия для пород, следовательно, можно прогнозировать формирование не круглого, а существенно эллиптического сечения ствола скважины. По данным наблюдения за кавернообразованием в стволе СГ-3 [Кольская..., 1998] на данной глубине, действительно, имеет место формирование поперечного сечения скважины эллиптической формы.
Увеличение глубины и учет анизотропии слоев горных пород приводит к разнице в величинах горизонтальных компонент напряжений в зависимости от азимутального направления (рис. 3.4.3). На глубинах 9.4 - 9.6 км (геологи выделяют здесь зоны палеотектонических воздействий) степень упругой анизотропии очень высока (до 17% по продольным волнам). Учет анизотропии приводит к разнице между тангенциальными напряжениями в ортогональных направлениях поперечного сечения скважины от 80 до 100 МПа, табл. 3.4.3.
На контуре вертикальной выработки радиальная составляющая равна нулю. Тангенциальная составляющая поля напряжений вдвое больше соответствующей компоненты напряжения в нетронутом массиве. Следовательно (см. раздел 3.4.1) и разница между значениями в двух взаимно перпендикулярных горизонтальных направлениях вдвое больше, рассчитанного для нетронутого массива. Относительно высокие значения разностей тангенциальных напряжений в плоскости сечения скважины на больших глубинах позволяют заключить следующее. Даже если в одном из направлений напряжение не превышает предельно допустимого для данной породы значения. и при этом условия стабильности контура в данном секторе сохраняются, то в ортогональном направлении предельно допустимое напряжение может быть превышено, что приведет к потере устойчивости контура выработки и образованию вывалов в одной из горизонтальных направлений. Результатом такого напряженного состояния пород на контуре скважины может стать формирование поперечного сечения ствола эллипсовидной формы.
Таким образом, при расчете напряженного состояния на контуре вертикальной горной выработки учет даже незначительной упругой анизотропии слоев горных пород необходим для глубин свыше 6 км. Однако если массив содержит слои с высокой степенью упругой анизотропии (свыше 10% по продольным волнам), то переход к ортотропной модели необходим уже на глубинах от двух километров.
Скоростная модель распространения продольных и поперечных волн в верхней и средней коре по разрезу СГ-3
Как известно, методика построения петрофизических моделей базируется на сопоставлении скоростей распространения упругих волн в образцах горных пород, измеренных при соответствующих давлениях температурах, со скоростями сейсмических волн в глубинных слоях земной коры. Когда эти скорости совпадают, то полагают, что рассматриваемый слой сложен данной породой [Лебедев и др., 1988; Воларович и др., 1974]. Данная методика основывается на предположениях о том, что при одинаковых давлениях и температурах упругие свойства горных пород одинакового минерального состава не зависят от места отбора образцов, то есть, взяты ли они с поверхности или из места их естественного залегания, например, из сверхглубокой скважины [Калинин и др., 1995]. Это предположение было подтверждено результатами многих исследований [Лебедев и др., 1988; Воларович и др., 1974; Калинин и др. 1995; Баюк и др., 1974]. Считается также, что скорости упругих волн в образцах горных пород при высоких давлениях и температурах совпадают со скоростями сейсмических волн на соответствующих глубинах.
Исходя из выше сказанного, образцы пород (табл. 3.3.1), отобранные по разрезу Кольской сверхглубокой скважины, результаты исследования упругих свойств которых приведены в данной работе, были разбиты на группы, в соответствии с минеральным составом и степенью метаморфизма. К некоторым группам для сравнения были добавлены образцы, отобранные на поверхности.
Для составления зависимости изменения величин скоростей с глубиной (с увеличением всестороннего давления) нами был выбран диапазон давлений от 200 МПа до 600 МПа, соответствующий глубинам от 7 км до 20 км [Головатая, 2002в; Головатая, 2003в]. Полагается, что на таких глубинах на скорости распространения упругих волн микротрещины влияния не оказывают. Это положение подтверждается также проведенным нами сопоставлением скоростей измеренных с вычисленными по минеральному составу пород. Графики изменений скоростей с увеличением приложенного давления в названном диапазоне имеют практически линейную зависимость и в данном диапазоне давлении могут быть представлены в виде простого линейного уравнения (3.3.8). Для упрощения расчетов заменим экстраполированное значения скорости при атмосферном давлении (член а-У в 3.3.8) измеренным значением скорости волн Если образец был извлечен с глубины менее 7 км, то в этом случае значение скорости распространения упругих волн эктраполировалось к давлению in situ по линейному закону (4.2.1). Значения коэффициентов пропорциональности для продольных и поперечных волн ряда образцов были приведены в табл. 3.3.4 и 3.3.5. В таблице 4.2.1 приведены сводные данные по всем образцам, изученным на установках высоких давлений и температур.
Статистическая оценка распределения пород по разрезу Архейской части Кольской сверхглубокой скважины показала, что 56 % составляют гнейсы (см пункт 3.2). Из образцов, отобранных для исследований при высоких РТ-условиях, к гнейсам или плагеогнейсам относятся образцы №№ 25085, 26975, 27214, 35475, 38098S (минеральный состав представлен в табл. 3.3.2).
На графиках представлено изменение скоростей распространения продольных (рис. 4.2.1а) и поперечных волн (рис. 4.2.Id). Их анализ показывает, что средние скорости распространения упругих волн в данных породах различаются незначительно. Скорости распространения продольных колебаний при давлении, смоделированном к РТ-условиям in situ, изменяются от 6 до 6.3 км/с. что соответствует их разнице в 5 %. С увеличением давления (то есть с предполагаемым увеличением глубины) средняя скорость волн увеличивается, но не выходит за граничное значение 6.6 км/с. Среднее значения коэффициентов связи между величинами скорости распространения и РТ-условиями могут быть принятыми для продольных волн: Р = 44-Ю 5 км/с/МПа, у = -26-10 5км/с/град; для поперечных волн: р = 33-10 км/с/МПа и у = -17-10 5 км/с/град.
Исследования показали, что с учетом упругой анизотропии для данных образцов, диапазон изменения значений значительно увеличивается и составляет от 5.2 до 7.5 км/с. Относительно поперечных волн следует отметить. что пределы изменения значений скоростей распространения более значительны от 3.2 до 3.7 км/с. При наложении обнаруженной для образцов гнейсов и плагеогнейсов значений упругой анизотропии диапазон увеличивается и изменяется от 2.5 до 4.3 км/с.
На 36 % архейская часть разреза СГ-3 сложена амфиболитами (см раздел 3.2). Амфиболитовые пброды представлены в данной работе плагиоклазовыми амфиболитами (обр. 31115 и 43726), полевошпатовыми амфиболитами (обр. 31526 и 37172), гранат-клинопироксеновым амфиболитом (обр.43560) и биотитовыми . амфиболитами (обр. 35400, 36058) и клинопироксеновым роговообманковым амфиболитом (обр.43731). Первая группа, включающая полевошпатовые и клинопироксеновые амфиболиты характеризуется малой анизотропией скоростей прохождения упругих волн, в то время как в биотитовых амфиболитах эта анизотропия очень велика.
Графики изменения скоростей распространения продольных и поперечных волн в образцах первой группы амфиболитов представлены на рис. 4.2. lb и 4.2.1е. Средние значения скоростей продольных волн почти совпадают и составляют 6.8 - 6.9 км/с. С увеличением приложенного всестороннего давления значения скоростей также увеличиваются, но незначительно, до величин 6.9 7.1 км/с. Среднее значения коэффициентов связи между величинами скорости распространения и РТ-условиями могут быть принятыми для продольных волн: Р =46-10 км/с/МПа, у = -27-105км/с/град; для поперечных волн: Р = 23-10 км/с/МПа и у = -16-10"5 км/с/град.
Учет значения показателя упругой анизотропии расширяет данный диапазон: от 6.1 - 7.5 км/с при условиях, смоделированных к условиям in situ, до 6.2 - 7.6 км/с при условиях, соответствующих глубине 20 км. Диапазон средних значений поперечных волн более значителен: от 3.5 до 4 км/с. При этом коэффициент упругой анизотропии по поперечным волнам более низок и величины скоростей, с его учетом, находятся в интервале от 3.6 до 4.9 км/с.
Относительно биотитовых амфиболитов можно отметить следующее. Скорости распространения как продольных, так и поперечных волн, и при условиях /// л/7// и при условиях адекватных 20 км, имеют разницу в 0.1 км/с.
Однако, оба образца показали высокую степень упругой анизотропии (по продольным волнам 16-18%, по поперечным волнам свыше 30%), что в значительной мере расширяет рамки изменения величин скоростей для продольных (5.5 - 7.5 км/с) и для поперечных (2.3 - 4.5 км/с) волн. Среднее. значения коэффициентов связи между величинами скорости распространения и условиями залегания пород могут быть принятыми для продольных волн: Р = 71-10 км/с/МПа, у = -18-Ю5км/с/град; для поперечных: р = 32-10 км/с/МПа и у = -29-10 5 км/с/град.
Выделение групп пород по минеральному составу, из отобранных по протерозойской части разреза СГ-3, фактически невозможно, так как здесь залегают породы разного генезиса, наблюдается слишком большое разнообразие пород. Поэтому нами такое разделение было выполнено на петрографические группы.
Из образцов, отобранных из Протерозойской части разреза Кольской сверхглубокой скважины для сравнительного анализа были сформированы группы следующим образом. К первой группе сланцев отнесены образцы 9231 -кварц-серицит-хлоритовый сланец, 17775S - тальк альбит-хлоритовый сланец, 18899 - кварц-биотит-хлоритовый сланец. Ко второй группе сланцев относятся образец 20289- амфибол-плагиоклазовый сланец и образец 21561 - биотит-мусковит-хлоритовый сланец. Третья группа объединяет долериты и метадолериты (№№ 884, 2979р, 11373, 15238).
