CC BY
0УДК 553.982.232 (556.535.6) DOI 10.24412/cl-37255 -2024-1 -18-21
ОЦЕНКА ОБЪЕМОВ ПЛОСКОСТНОГО СНОСА ДЛЯ ТУРБИДИТНЫХ ПОТОКОВ
Александров В.М., Закиров Н.Н., Закиров Р.Н.
Тюменский индустриальный университет, г. Тюмень E-mail: aleksandrovvm@tyuiu.ru
Аннотация. Ачимовские отложения в Западно-Сибирском осадочно-породном мегабассейне приобретают все большее практическое значение для наращивания объемов нефтедобычи. Это сложные, гетерогенные, геологические образования, характеризуются уже общепризнанным клиноформенным строением. Среди них особую роль занимают конуса выноса турбидитных потоков. Если механизмы формирования данных отложений достаточно хорошо на качественном уровне изучены в разных областях земного шара, то количественные оценки неоднократно перемещаемого осадочного материала до сих пор затруднительны и вызывают многочисленные возражения и научные дискуссии среди специали-стов-седиментологов. Обоснован выбор формулы расчета удельного транспорта «влекомых» осадков, которые имеют определяющее влияние на интенсивность и направленность развития турбидитных процессов. Представлено описание используемой численной модели, учитывающей процессы оползания и плоскостного смыва отложений. Для численной модели литодинамики подобраны параметры перемещаемых осадков (в т.ч. средний диаметр частиц), эмпирическая формула для оценки процессов транспортировки (перемещения) отложений, калибровочный множитель в формуле транспорта осадков в диапазоне от 0,3 до 1,0. На основе результатов физического моделирования выполнены расчеты объемов транспортируемых и сгруженных терригенных осадков, из которых формируются значительные по площади распространения дистальные конуса выноса.
Ключевые слова: неоком, ачимовские отложения, турбидитные потки, объемы сноса.
История изучения данных геологических объектов насчитывает не одно десятилетие. Многие специалисты-геологи выдвигали различные гипотезы формирования отложений данного типа, разграничивая транспортируемые осадки на влекомые, сальтирующие и взвешенные [1]. Еще в начале шестидесятых годов прошлого столетия Ph.H. Kuenen и C.I. Migliorini [2] отнесли к продуктам турбидитных потоков (гравитам дальнего действия) олигоценовые песчаники северных Апеннин. Еще далее продвинулся в изучении турбидитных отложений A.H. Bouma [3-5]. В 1962 г. он опубликовал идеализированную литофациальную модель тур-бидитного ритма (рис. 1) и установил легко определяемый поперечный профиль последовательности текстур в каждом многослое турбидитов.
щ
\ р
А с I в
А
Рисунок 1 - Стратификация ритма среднезернистых турбидитов (последовательность А.Н. Войта) (А - массивные до нормально градационных песчаники, от тонко- до грубозернистых; В - плоско расслоенные песчаники от тонко- до среднезернистых; С - тонкозернистые слойчатые песчаники со знаками ряби; D - параллельно-расслоенные алевролиты; Е - массивные, градационные пелиты, иногда биотурбированные)
Последовательность A.H. Bouma представляет собой характерный набор осадочных структур, сохранившихся при формировании отложений мутьевых потоков низкой концентрации. Для турбидитов характерно ритмичное чередование прослоев снизу вверх песков, алевритов и илов. Каждый такой трехслойный элемент турбидитного ритма именуется циклом Бо-ума и образуется в результате однократного «схода лавины» по каньону. Толщина цикла обычно около 1 м или менее.
Как видим данная последовательность основывается на энергетических соображениях. При реализации турбидитных течений можно выделить низкий и высокий потоковые режимы. За границу между этими потоковыми режимами можно принять переход от ламинарного к турбулентному поведению потока, которому соответствует значение числа Фруда (W. Froude), равное единице.
Использовав экспериментальные данные, R.G. Walker проинтерпретировал «разрез Бо-ума» применительно к режимам транспортирующего и осаждающего потока и доказал, что этот своеобразный разрез обязан «рассеиванию» энергии мутьевого потока при переходе от сильных к слабым режимам [6].
Гравитационный перенос начинается с потери устойчивости осадка, намытого на границу материковый склон-шельф и возникновения подводного оползня. При движении вниз по склону, материал оползня разбавляется водой и возникает ламинарный селевый поток. На границе сель-морская вода происходит смена ламинарного движения на турбулентное, сопровождающееся турбулентной эрозией поверхности селя и возникновения самостоятельного турбидитного потока. Этот турбидитный поток может оторваться от породившей его селевой массы и распространяться на значительные расстояния, прогрызая в склоне каньоны, сортируя обломочный материал и осаждаясь в виде конусов выноса в глубоководной зоне. На этом не исчерпывается многообразие механизмов формирования турбидитных геологических тел. Например мутьевой гравитационный поток может быть вызван штормовым взмучиванием (темпе-ститы) или речным половодьем.
Эти геологические объекты, осажденные мутьевыми потоками («turbidity currents»), привлекают все более пристальное внимание у специалистов в Западно-Сибирском осадочно-по-родном бассейне. С ними связаны значительные запасы углеводородов в ачимовских отложениях. Данные геологические образования также развиты в раличных осадочно-породных бассейнах мира.
Существуют десятки эмпирических формул (Meyer-Peter E., Müller R. (1948) [7], Bagnold RA. (1966) [8], Barry J.J., Buffington J.M., King J.G. (2004) [9], Abrahams A.D., Gao P. (2003, 2006) и др.) [10-11] и численных моделей (в области механики жидкости) для прогноза объемов транспортируемого водотоками осадочного материала, скорости переноса в естественных троговых потоках, но в то же время расчеты по ним дают разброс результатов иногда на порядок и более, особенно если речь идет не только о прогнозе глубины размыва коренных пород или о высоте объекта из отложений наносов, но и о симуляции их развития во времени [12].
Сложные физические эксперименты по оценке гидродинамического и литодинамического модулей были проведены Д.М. Шеппардом (D.M. Sheppard) [13]. Результаты данных экспериментов с учетом их масштаба и качества исполнения можно принять как репрезентативные.
Примем, что при решении задачи формирования турбидитных геологических тел транспорт влекомых осадков доминировал при донных деформациях, хотя и взвешенные частицы также играют определенную роль в развивающихся процессах (способ переноса - сальтация и пластовое течение).
В ходе расчетов для мобилизации и транспортировки влекомых осадков нами из всего многообразия применялись три эмпирические формулы, предложенные в разные годы MeyerPeter E., Müller R. (1948 г.) [7], Engelund F. - Fredsoe J. (1976 г.) [14], Van Rijn L.C. (1984 г.) [15]. Это регрессионные зависимости, в которых транспорт осадков является функцией нескольких переменных, в т.ч. касательных напряжений, что характеризует турбидитный механизм перемещения осадков.
Согласно формуле Meyer-Peter E. и Müller R. [7] удельный транспорт осадков рассчитывается по заданному касательному напряжению жидкости (воды) у дна области перемещения осадка (т):
qs = ßn (е - Эск)1'5 (9pgd3)0'5 (1)
где d - средний (характерный) диаметр частиц транспортируемых осадков; ßn - безразмерный эмпирический коэффициент порядка 8 (для хорошо отсортированного мелкого гравия на стадии транспортировки); g - ускорение свободного падения; Э - параметр Шилдса (A.F. Shields, 1936 г.); фр = (ps - р)/р; ps - плотность осадка (скелета наносов); р - плотность жидкости (морской воды).
Формула (1) применяется при Э > Эск Если это неравенство не соблюдается, то qb принимается равным 0.
Безразмерный параметр Шилдса (Э - безразмерное придонное напряжение) фактически является отношением гидравлических параметров потока к гидравлическим характеристикам частицы. Параметр, определяющий начало перемещения донных частиц (начало движения не-связаных твердых частиц), равен отношению опрокидывающего момента, действующего на частицу со стороны потока, к удерживающему моменту, обусловленному действием силы тяжести и рассчитывается по формуле:
е = т / pфpgd (2)
где т - размерное напряжение сдвига.
Само касательное напряжение определяется с учетом кинетической энергии турбулентности вблизи дна. Учитывается оползание откосов в троге размыва и изменение критического касательного напряжения в зависимости от локального уклона дна и направления скорости потока.
Критический параметр Шилдса в работе E. Meyer-Peter и R. Müller предлагается брать равным 0,047 (в дополнение к 0,03 у G. Parker и 0,06 у A.F. Shields). В более поздних работах предлагается его рассчитывать по формуле:
eCR = (0,3 / 1+1,2D)+0,055[ 1 -exp(-0,02D)] (3)
где D = d^pg/v2)1/3 - безразмерный диаметр частиц; v - кинематическая вязкость воды.
Для сравнения были проведены расчеты по формуле L.C. Van Rijn (4) и F. Engelund-J. Fredsoe (5).
qв = (0,053 / D0,3)*( Э - eCR / eCR)2,1%pgd3)0,5 (4)
qв = 9,3(n/6) dpU(1 - 0,7(eCR / Э)0,5) при Э > eCR (5)
где U - динамическая скорость.
р = [1 + ((0,51 я/6) / Э - eCR)4]-0,25 (6)
Сравнение результатов, полученных в результате проведенных расчетов, показал, что формула L.C. Van Rijn (4) отличается от формулы E. Meyer-Peter и R. Müller (1) как зависимостью от диаметра частиц, так и показателем степени, в которую возводятся касательные напряжения. Наименьшие оценки транспорта осадков получены с использованием формулы (4), а расчеты по формулам (1) и (5) дают хорошую сходимость. Максимальный удельный транспорт перемещаемых осадков оценивается величиной 33*10-6 м2с-1. Это свидетельствует о том, что формирование турбидитных объектов происходит на разных участках развивающегося осадочно-породного бассейна длительное время в течение нескольких осадочных циклов, а сам конус выноса представляет взаимоналожение (комплекс) разновозрастных осадочных серий. Необходимо провести дополнительные исследования по установлению адекватной величины наклона палеоповерхности, по которой транспортировались осадки в неокомское время (рис. 2). Разница в результатах расчетов с использованием разных формул можно объяснить тем, что для определения порога взвешивания принимаются разные критерии. Используемый при расчетах параметр Шилдса не учитывает форму поверхности и шероховатость дна транспортного канала. Кроме того, следует иметь в виду, что существуют два критических значения параметра Шилдса. При первом значении начинается спорадическое движение отдельных оса-
дочных частиц, при втором - происходит постоянный транспорт целых групп частиц. Возможно в ряде случаев следует воспользоваться критерием Галилея ^а), являющимся отношением силы тяжести к силам, поддерживающим частицу во взвешенном состоянии.
15 им ___ Услоеные сбйлнй'вния - - ■ грви*ЧЕ*я _. riiüjlr iH-MMrjrWTH
Рисунок 2 - Сравнение профилей палеодна ачимовского комплекса пород и современного континентального склона [16]
Также недостатком применяемых математических моделей является допущение, что
напряжение трения остается постоянным по всему слою перемещающихся частиц и что все
частицы начинают движение одновременно.
Список литературы
1. Сынгаевский П.Е. Глубоководные конусы выноса и турбидиты. Модели, циклострати-графия и применение расширенного комплекса ГИС / П.Е. Сынгаевский, С.Ф. Хафизов, В.В. Шиманский. Ижевск: Издательство «Институт компьютерных исследований», 2015. 480 с.
2. Kuenen Ph.H., Migliorini C.I. Turbidity currents as a cause of graded bedding // J. Geology. 1950. Vol. 58, No. 2. P. 91-127.
3. Bouma A.H. Sedimentology of some flysch deposits. A graphic approach to facies interpretation. Amsterdam, New York: Elsevier, 1962. 168 p.
4. Bouma A.H. Methods for the Study of Sedimentary Structures. New York, London, Sydney, Toronto: John Wiley and Sons, 1969. 458 p.
5. Bouma A.H., Normark W.R., Barnes N.E. Submarine fans and related turbidite systems. New York: Springer-Verlag, 1985. 351 p.
6. Walker R.G. The origin and significance of the internal sedimentary structures of turbidites // Proc. Yorkshire Geol. Soc. 1965. Vol. 35. P. 1-32.
7. Meyer-Peter E., Müller R. Formulas for bed load transport // Proceedings of 2nd Meeting International Association of Hydraulic Research. Delft. 1948. P. 39-64.
8. Bagnold R.A. An approach to the sediment transport problem from general physics // U.S. Geol. Surv., 1966. Prof. Paper 422-I, 37 p.
9. Barry J.J., Buffington J.M., King J.G. A general power equation for predicting bed load transport rates in gravel bed rivers // Water Resources Research, 40, W10401. P. 1-22.
10. Abrahams A.D. Bed-load Transport Equation for sheet flow // Journal of Hydraulic Engineering, 2003. Vol. 129. No. 2. P. 159-163.
11. Abrahams A.D., Gao P. A bed-load transport model for rough turbulent open-channel flows on plane beds // Earth Surface Processes and Landforms, 2006. Vol. 31 No. 7. P. 910-928.
12. Prokofev V.A. Multilayer open flow model: A simple pressure correction method for wave problems // international Journal for Numerical Methods in Fluids. 2018. Vol. 86. No. 8. P. 518-540.
13. Sheppard D.M. Large scale and live bed local pier scour experiments. Phase 1: large scale, clear water scour experiments. Final report. University of Florida. https://fdotwww.blob.core.windows.net
14. Chapter 7. Sediment transport model / Royal Belgian Institute of natural science. https: //od-nature.naturalsciences.be/downloads/coherens/documentation/chapter7.pdf.
15. Van Rijn L.C. Sediment transport, part I: bed load transport // The Journal of Hydraulic Engineering, 1984. Vol. 110. No. 11. P. 1431-145.
16. Хидятова Л.М. Концепция строения турбидитовых отложений с адаптацией к ачимов-скому комплексу // Символ науки. 2023. № 3. С. 7-8.
