Краткие лекции по курсу "Нефтегазовая литология" | Lithology.Ru - Литология.РФ :

Краткие лекции по курсу "Нефтегазовая литология"

Лекция 1. НЕФТЕГАЗОВАЯ ЛИТОЛОГИЯ

Литология - наука об осадочных породах, их составе, строении, генезисе.
Нефтегазовая литология - наука об осадочных породах нефтегазоносных комплексов, их составе, строении, которые обуславливают их коллекторские или флюидоупорные свойства, их генезисе, который эти признаки формирует.
Геология нефти и газа изучает важнейшие полезные ископаемые, генетически и пространственно связанные с осадочными порода-ми. Отсюда приоритетное значение литологии в нефтяной и газовой геологии.
Если исходить из теории органического происхождения нефти и газа, то именно осадочные породы, обогащенные органическим веще-ством являются нефтематеринскими и во многом свойства этих пород и история их формирования предопределяют их нефтегазовый потенциал.
В подавляющем большинстве именно осадочные породы являются коллекторами нефти и газа и литологические свойства этих пород предопределяют возможность накапливать углеводороды (УВ) и отда-вать их в процессе разработки.
Наилучшими флюидоупорами являются осадочные породы и их свойства во многом будут определять степень сохранности залежей.
Свойства пород изменяются в ходе литогенеза, от седиментогенеза к ката- и метагенезу (с глубиной залегания, увеличением температуры и давления). Это существенно сказывается на коллекторских и флюидоупорных свойствах осадочных пород. Знание этих процессов помогает прогнозировать, например, коллекторские свойства пород на больших глубинах, что является важнейшей задачей отечественной нефтегазовой геологии.
Таким образом, очевидно, что петрографический состав пород и генезис его определяющий являются важными элементами исследований в геологии нефти и газа. И ни одно из направлений в нефтегазовой геологии не обходится без литологических исследований.
Прогноз залежей нефти и газа, помимо изучения геологических структур, опирается на фациальный и формационный анализ. В последние годы особую значимость приобрели исследования литологических ловушек, образование которых обусловлено, прежде всего, фациальной изменчивостью осадочных пород, обусловленной изменением условий их формирования. Таким образом и эти направления литологии имеют огромное значение в геологии нефти и газа в области прогноза скоплений углеводородов.
Развитие самой литологии как науки во многом обязано поискам и разведке экономически приоритетных полезных ископаемых - нефти и газа. Их поиски и разведка проводятся с бурением глубоких опорных скважин, детальная разведка включает значительный объем бурения, сопутствующие испытательные работы разного профиля. Все это дает уникальный геологический материал, в том числе и литологический, на основе которого и может развиваться наука.
Не случайно имена крупнейших отечественных литологов связаны с нефтяной геологией. Н.М.Страхов еще в середине 50-х годов, когда им была создана фундаментальная теоретическая часть литологии - теория литогенеза - писал, что все литологические исследования являются литолого-органогеохимическими или литолого-битуминологическими. Тем самым он подчеркивал тесную связь между литологией и нефтяной геологией.
Другой крупнейший отечественный литолог Н.Б.Вассоевич, занимаясь теорией образования нефти и газа, постоянно подчеркивал связь литогенеза с процессами образования и накопления углеводородов. Он первый в стране создал и читал в МГУ курс "Литология и природные резервуары нефти и газа".
в рамках курса нефтегазовой литологии мы постараемся увязать процессы литогенеза с формированием нефтегазоносных комплексов и их отдельных геологических элементов (коллекторов, флюидоупоров). В курсе рассматриваются вопросы:
- формирования коллекторских свойств пород;
- формирования флюидоупорных свойств пород;
- формирования нефтематеринских пород;
- нефтегазоносные комплексы в целом;
- литологические методы исследования нефтегазовых комплексов.

Лекция 2. ПОРОДЫ-КОЛЛЕКТОРЫ УВ. Определение, типы, основные параметры, характеризующие коллекторские свойства

Коллекторы нефти и газа - горные породы, которые обладают емкостью, достаточной для того, чтобы вмещать УВ разного фазового состояния (нефть, газ, газоконденсат) и проницаемостью, позволяющей отдавать их в процессе разработки. Таким образом, главные свойства коллекторов - способность вмещать УВ и отдавать их при разработке.

Основными коллекторами являются осадочные породы. Магматические и метаморфические породы не являются типичными коллекторами. Нахождение в этих породах нефти и газа является следствием миграции их в выветрелую часть породы, в которой в результате химических процессов выветривания, а также под воздействием тектонических процессов могли образоваться вторичные поры и трещины.
В природных условиях залежи нефти и газа чаще всего приурочены к терригенным и карбонатным отложениям. По Ханину А.А., коллекторы нефти и газа бывают в основном двух типов: гранулярные и трещинные. Обычно гранулярными коллекторами являются песчано-алевритовые породы, характеризующиеся гранулярной (межзерновой) пористостью и межзерновой проницаемостью и часть известняков и доломитов (например, с оолитовой структурой). Трещинными коллекторами (обычно порово-трещинными) могут быть породы самого широкого литологического состава.
Скопления нефти и газа установлены в отложениях всех возрастов, начиная от кембрия и кончая верхним плиоценом включительно. Кроме того, известны скопления нефти и газа как в более древних докембрийских, так и в более молодых четвертичных отложениях.
Нефтяные и газовые месторождения на Земном шаре встречаются в разных районах, в границах различных геоструктурных элементов. Они известны как в геосинклинальных, так и в платформенных областях и предгорных прогибах.
Наибольшее количество залежей в разрезе осадочного чехла на территории бывшего СССР приходится на отложения каменноугольного (29%), девонского (19%) и неогенового (18%) возраста.
По данным изучения 236 крупнейших месторождений мира, не считая территории бывшего СССР и восточной Европы, запасы нефти распределяются в коллекторах следующим образом:
в песках и песчаниках - 59%, известняках и доломитах - 40%
трещиноватых глинистых сланцах, выветрелых метаморфических и изверженных породах - 1%.
Если из 236 месторождений исключить 21 месторождение Среднего и Ближнего Востока, где добыча нефти осуществляется главным образом из карбонатных пород мезозойского возраста, то запасы нефти распределяются следующим образом: в песках и песчаниках - 77%
известняках и доломитах - 21%, в остальных породах - 2%.
Рассмотренные месторождения содержат 82,5% запасов нефти.
Глубина залегания продуктивного слоя:
до 600 м - 14%, 600-2140 м - 62,1%, 2140-3650 м и более - 23,8%.
Менее 600 м - менее благоприятные условия сохранности залежей; более 2000 и 3000 м - меньшая степень разбуренности и меньшая изолирующая способность глинистых покрышек.

Основные признаки, характеризующие качество пород-коллекторов:
пористость, проницаемость, плотность, насыщение пор флюидами.
Совокупность этих признаков, охарактеризованных количественно, определяет коллекторские свойства породы.
Пористость - совокупность всех пор независимо от их формы, размера, связи друг с другом. Численно выражается через коэффициент пористости:
Кп = Vпор/Vпороды 100%
Понятие пористости соответствует полной пористости породы.
Открытая пористость - совокупность сообщающихся между собой пор, численно соответствующая:
Vсообщающихся пор/Vпороды
Эффективная пористость - совокупность пор, через которые может осуществляться миграция данного флюида. Зависит от количественного соотношения между флюидами, физических свойств данного флюида, самой породы. По Ханину А.А. (1969) эффективная пористость - объем поровой системы, способной вместить нефть и газ с учетом остаточной водонасыщенности.
Примечание: надежной методики определения нет. Имеет теоретическое значение.

Наиболее высокие значения характерны для полной пористости, затем открытой и минимальные для эффективной пористости.
Полная пористость может быть открытой в слабо уплотненный песках, песчаниках. С увеличением глубины залегания открытая пористость снижается интенсивнее, чем полная. Величина полной пористости - от долей % до десятков %.
По генезису поры могут быть первичными и вторичными.
Первичные поры между обломочными зернами - межзерновые,
внутри остатков - внутриформационные.
Вторичная пористость - трещины, каверны, межзерновые поры.
Для оценки склонности породы к растрескиванию используется понятие пластичности.
Пластичность - способность твердого тела под действием механических напряжений изменять свою форму без нарушения связей между составляющими частями. По Л.А.Шрейнеру мера пластичности - отношение всей работы, затраченной на разрушение образца к работе на пластическую деформацию. ? Коэффициент пластичности меняется от 1 до ?.
По степени пластичности выделяется три группы пород.

Кпл=1 - хрупкие - кремнистые
Кпл= 1-6 - пластично-хрупкие - большинство осадочных пород
Кпл >6 - высокопластичные - глины, аргиллиты

Трещины в породах бывают открытые и закрытые (за счет вторичного смыкания и минерализации). За счет тектонических процессов образуются системы трещин, ориентированные в определенной плоскости. По Е.М.Смехову если вдоль трещин не происходит смещение пород или оно незначительно, то система трещин называется трещиноватостью. В одном пласте может быть несколько систем трещин, обычно разновозрастных.
Практический интерес представляют только открытые трещины, по которым может осуществляться миграция УВ. Обычно трещинная пористость составляет 2-3%, иногда до 6%.
При характеристике трещин различают густоту, плотность и раскрытость трещин.
Густота трещин - количество трещин на 1 м длины в направлении перпендикулярном простиранию трещин.
Плотность трещин - густота трещин на 1 м2 площади. Если в пласте одна система трещин, то величина плотности соответствует густоте.
Раскрытость трещин - расстояние между стенками трещин.

Каверны - поры, образованные в результате растворения составных частей хемогенных или биогенных пород или разложение соединений, неустойчивых в определенных термобарических обстановках. Например, растворение цемента в обломочных породах.

Размеры порового пространства - от долей мкм до десятков м.
В обломочных породах - песчаных и алевритовых - размер пор обычно меньше 1 мм.
сверхкапилярные > 0,1 мм
капилярные 0,0002-0,1 мм
субкапилярные < 0,0002 мм
ультракапилярные < 0,1 мкм.

Трещинные поры разделяются по степени раскрытости.
По К.И.Багринцевой: По Е.М.Смехову:
очень узкие - 0,001-0,01 мм микротрещины - < 0,1 мм
узкие - 0,01-0,05 мм макротрещины - > 0,1 мм
широкие - 0,05-0,1 мм
очень широкие - 0,1-0,5 мм
макротрещины - > 0,5 мм.
Каверны по размеру бывают от долей мм до нескольких км.
мелкие - 0,1-10 мм
крупные (микрополости) - 10-100 мм
пещеристые полости - > 100 мм.
Часто в породах поровое пространство сформировано двумя или большим количеством пор, в этом случае оно сложное (или смешанное), а коллектор, характеризующийся наличием нескольких видов пористости - коллектор сложного типа.

Плотность породы - отношение массы породы (кг) к ее объему (м3). Плотность зависит от плотности твердой, жидкой и газообразной фаз, структурно-текстурных признаков породы, пористости.
Различные литологические типы пород с глубиной уплотняются по разному. К? - коэффициент уплотнения породы (Прошляков, 1974), представляющий собой отношение плотности породы (?п) к плотности твердой фазы или минералогической плотности (?т). Коэффициент уплотнения представляет собой безразмерную величину, показывающую во сколько раз плотность породы меньше плотности ее твердой фазы. По мере уплотнения ?п??т, а К??1. Коэффициент уплотнения связан с величиной полной пористости К? = 1-kп. Глинистые породы достигают К? = 0,80-0,85 к глубине 1,5-2 км, затем темп уплотнения понижается. Песчаные и алевритовые породы достигают К? = 0,90-0,95 к глубинам 3,5-5 км. Быстро уплотняются хемогенные известняки. К? = 0,95-0,97 на глубине 0,5-1 км.
Проницаемость - способность горных пород пропускать сквозь себя жидкость или газ.
Пути миграции флюидов - поры, каверны, соединяющиеся каналами, трещины. Чем крупнее пустоты, тем выше проницаемость. Для оценки проницаемости обычно используется линейный закон фильтрации Дарси, по которому скорость фильтрации жидкости в пористой среде пропорциональна градиенту давления и обратно пропорциональна динамической вязкости жидкости. Закон Дарси применим при условии фильтрации однородной жидкости, при отсутствии адсорбции и других взаимодействий между флюидом и горной породой. Величина проницаемости выражается через коэффициент проницаемости.
К пр = Q ? L / ? p F
где Q - объем расхода жидкости в единицу времени; ? р - перепад давления; L - длина пористой среды; F- площадь поперечного сечения элемента пласта; ? - вязкость жидкости. Выразив величины, входящие в приведенное выше уравнение, в системе единиц СИ, получим :
Q = м3/ с ; ? р = н/ м2 ; L = м ; F = м2 ; ? = н с/ м2. Кпр = м2 .
Таким образом, единица проницаемости в системе СИ соответствует расходу жидкости объемом 1 м3/с при фильтрации ее через пористый образец горной породы длиной 1м, площадью поперечного сечения 1 м2 при вязкости жидкости н с/м2 и перепада давления 1н/м2.
Практической единицей измерения является дарси. 1 дарси - проницаемость пористой системы, через которую фильтруется жидкость с вязкостью 1 сантипуаз, полностью насыщающий пустоты среды, со скоростью 1 см/с (расход1 см3/с), при градиенте давления 1 атм (760 мм) и площади пористой среды 1 см2.
1 дарси = 0,981 10-12 м2
Различают несколько видов проницаемости : абсолютную, эффективную и относительную.
Абсолютная проницаемость - проницаемость горной породы применительно к однородному флюиду, не вступающему с ней во взаимодействие. Или проницаемость, измеренная в сухой породе при пропускании через нее сухого инертного газа (азота, гелия). Часто она измеряется по воздуху.
В природе не встречаются породы, не заполненные флюидами. Обычно поровое пространство содержит в различных количествах воду, газ, и нефть (в залежах). Каждый из флюидов оказывает воздействие на фильтрацию других. Поэтому редко можно говорить об абсолютной проницаемости в природных условиях.
Эффективная (фазовая) проницаемость - проницаемость горной породы для данного жидкого (или газообразного) флюида при наличии в поровом пространстве газов (или жидкостей). Этот вид проницаемости зависит не только от морфологии пустотного пространства и его размеров, но и от количественных соотношений между флюидами.
Относительная проницаемость - отношение эффективной проницаемости к абсолютной. Относительная проницаемость породы для любого флюида возрастает с увеличением ее насыщенности этим флюидом.
Все породы в той или иной мере проницаемы. Все породы по своим свойствам являются анизотропными, следовательно и проницаемость в пласте по разным направлениям будет различной. В обломочных породах Кпр по наслоению выше, чем в направлении перпендикулярном наслоению.
В трещиноватых породах по направлению трещин проницаемость может быть очень высокой, а вкрест - может практически отсутствовать.
Максимальны значения проницаемости для трещинных пород. Наиболее распространенное значение Кпр для промышленно продуктивных пластов от 1x10(-15) м2 до 1х10(-12) м2 (в скобках - значение степени!!!). Проницаемость более 1х10(-12) м2 является очень высокой, характерна для песков, песчаников до глубин 1,5-2 км и трещинных карбонатных пород.
Водонасыщенность - степень заполнения порового (пустотного) пространства водой, %. Вода в породе может быть свободная и связанная. Свободная - перемещается в поровом пространстве при формировании скоплений УВ и может вытесняться. Связанная - остается. Физически связанная вода - зафиксированная в породе за счет проявления молекулярных сил (сорбция). Химически связанная - находящаяся в структуре минералов (например, гипс). С точки зрения водонасыщенности пород представляют интерес свободная и физически связанная вода - та и другая занимают пустотное пространство.
Остаточная водонасыщенность - количество воды после заполнения флюидом. Содержание остаточной воды тем выше, чем более дисперсна порода. Например, в уплотненных мелкозернистых песчаниках остаточная водонасыщенность - 10-30%, а в глинистых алевролитах - 70-75%. При подготовке исходных данных для подсчета запасов нефти и газа из величины средней пористости пород продуктивного пласта необходимо вычесть содержание остаточной воды.
Нефте- и газонасыщенность - степень заполнения порового пространства породы соответственно нефтью или газом, %.
Смачиваемость - способность смачиваться жидкостью. В нефтяной геологии представлеяет интерес смачиваемость минеральных фаз водой и нефтью. Выделяются гидрофильные и гидрофобные минералы. Гидрофильные минералы способствуют повышению доли остаточной воды по отношению к нефти. По отношению к нефти также выделяются смачиваемые ее минеральные фазы, которые способствуют понижению нефтеотдачи.
Пьезопроводность - способность среды передавать давление. В случае несжимаемости среды процесс перераспределения давления происходит мгновенно. В нефтяном пласте, который характеризуется значительным проявлением упругих сил, перераспределение давления, вызванное эксплуатацией пласта, может длиться очень долго. Скорость передачи давления характеризуется коэффициентом пьезопроводности:
? = к / ? (m?ж + ?п), см2/с
к - коэффициент проницаемости, дарси
? - вязкость жидкости в пластовых условиях, сантипуазы
m - коэффициент пористости породы, доли единиц
?ж - коэффициент сжимаемости жидкости, 1/атм.
?п - коэффициент сжимаемости породы, 1/атм.
Упругие силы пласта - силы упругости породы. Степень упругости определяется коэффициентом объемного упругого расширения (коэффициент сжимаемости), показывающим на какую часть от своего первоначального объема изменяется объем жидкости или горной породы при изменении давления на 1 атм.
?нефти = (7 - 140) х 10-5 1/атм
?песчан. = (1,4 - 1,7)х 10-5 1/атм
 
Лекция 3

ОСНОВНЫЕ ФАКТОРЫ, ВЛИЯЮЩИЕ НА ФОРМИРОВАНИЕ КОЛЛЕКТОРОВ: литологические, тектонические, гидрогеохимические.

Литологические факторы в формировании коллекторских свойств горных пород являются определяющими. Образование пустот-ного пространства в коллекторах тесно связано с генезисом самих по-род и происходит на разных этапах литогенеза - в седиментогенезе, диагенеза, эпигенезе. В седиментогенезе осуществляется заложение первичной, седиментационной пористости, обусловленной условиями и процессом осадконакопления и первичной структурой осадка как следствия условий седиментации.
На стадии диагенеза и эпигенеза образование полезной емкости определяется диагенетическими и эпигенетическими преобразования-ми, происходящими соответственно в осадке и породе и приводящие к образованию постседиментационной, вторичной пористости.
В процессе диагенеза происходит дегидратация осадка, его уплотнение, перекристаллизация, образование трещин диагенетического происхождения. В результате взаимодействия составных компонентов осадка с иловыми (поровыми) водами и ОВ, находящегося в нем, идут процессы аутигенного минералообразования, проявляющиеся в доло-митизации, кальцитизации, сульфатизации, окремнении, засолонении и т.п.
При воздействии СО2, образующегося в результате разложения ОВ на составные компоненты осадка, идет их частичное растворение. При этом большое значение имеет концентрация водородных ионов и окислительновосстановительный потенциал в осадке.
В стадию эпигенеза имеют место те же процессы, что и в диагенезе, но происходят они уже в литифицированной породе под влиянием подземных вод и УВ при соответствующих термобарических условиях. Под влиянием тектоники образуются трещины тектонического происхождения, вдоль которых при благоприятных условиях формируются вторичные поры выщелачивания.
Влияние диагенетических и эпигенетических преобразований на формирование полезной емкости не является однозначным. Ниже при-водится характеристика постседиментационных процессов, прини-мающих участие в формировании пустотного пространства.
Перекристаллизация - частичное растворение, осаждение, перераспределение вещества, приводящее к изменению структурно-текстурных особенно-стей породы. Причиной перекристаллизации является стремление вещества к уменьшению поверхностной энергии, что достигается при возрастании величины зерен (Григорьев Д.П., 1956). Быстрее растворяются более мелкие зерна карбоната с малыми поверхностями контактов, направленных перпендикулярно давлению.
На перекристаллизацию в растворимость карбонатных пород большое влияние оказывают примеси глинистого, кремнистого, орга-нического вещества, которые создают вокруг карбонатных зерен не-проницаемую коллоидальную пленку и тем самым не только замедляют процессы растворения и перекристаллизации, но и запечатывают на ранних стадиях литогенеза имеющиеся в породах пустоты и трещины.
На более поздних стадиях литогенеза, когда осадок литифицируется и превращается в породу, некоторые примеси придают ей хруп-кость и, если на такую породу оказывают воздействие тектонические напряжения, она растрескивается. По трещинам и ослабленным зонам образуются вторичные поры выщелачивания, порода становится относительно более пористой и проницаемой.
Г.А.Каледа (1958), Е.А.Калистова (1970) выделяют четыре основных факта перекристаллизации:
1. степень чистоты породы от примеси
2. структурно-текстурные особенности породы
3. агрессивность подземных вод к вмещающим породам
4. температура и давление.

 
Перекристаллизация в различных структурно-генетических типах пород проявляется по-разному. Например, первичные тонкозернистые известняки оказываются менее перекристаллизованными, чем тонкозернистые доломиты, последние поэтому являются часто и наи-более пористыми. Это объясняется тем, что кристаллы кальцита в известняке под влиянием давления обладают тенденцией ориентировать свои оси «С» параллельно напластованию. В доломитах кристаллы и их оси ориентированы беспорядочно, что приводит к более рыхлой упаковке зерен. Полезная емкость первичных известняков, обязанная процессу перекристаллизации, не превышает 3-5%, в то время как в пере-кристаллизованных (изначально первичных, седиментационных) доломитах она может достигать 10-15% и более.
Доломитизация - широко развитый в природе процесс постседиментационного образования доломита в результате метасоматического замещения известкового, кремнисто-известкового ила различной генетической природы. Формирование пористости в таких породах определяется глав-ным образом тем, что развитие процесса доломитизации сопровождается явлениями растворения. В этом, по мнению Д.С.Соколова (1962) и заключается, главным образом, причина образования повышенной пористости во вторичных диагенетических доломитах. Однако такие по-роды могут характеризоваться и совершенной ничтожной пористостью в тех случаях, когда доломитизация протекает под воздействием резко пересыщенных растворов, и процессы растворения твердой фазы как бы подавляются кристаллизацией доломита. В этих условиях образуют-ся слабопористые доломитизированные породы.
Образование пористости во вторичных диагенетических доло-митах зависит не только от состава и концентрации поровых магнезиальных растворов, но также и от растворимости известкового ила и на-личия в нем примесей глинистого и органического вещества, песчано-алевритового материала. Эти примеси отрицательно влияют на сам процесс доломитизации и образование пустотного пространства.
На пористость диагенетическо-метасоматических (первично мелкозернистых доломитов) положительное влияние может оказывать дальнейший процесс их перекристаллизации (в стадии позднего диагенеза и эпигенеза).
В породах-коллекторах, сложенных диагенетическо-метасоматическими доломитами, пористость диагенетической доломитизации-перекристаллизации может быть значительной - до 15-25%.
Выщелачивание - процесс растворения, происходящий в породах преимущественно карбонатных, на протяжении всего геологического времени, пока в них циркулируют растворители, непрерывно меняющие при этом характер пустотного пространства, величину пористости и степень проницаемости. Процесс растворения сопровождается выносом вещества. Растворимость карбонатных пород протекает с различной интенсивностью в карбонатных отложениях разного генезиса.
Большое влияние на растворимость карбонатных пород оказы-вает парциальное давление СО2, содержащегося в поровых (иловых), подземных водах, и наличие в осадке органического вещества. На ста-дии эпигенеза выщелачивание определяется химическим составом, рас-творяющей способностью подземных вод, скоростью их движения, трещиноватостью и наличием в подземных водах углеводородов.
Как известно, наибольшей химической активностью в карбонатных породах обладают углекислые воды. Причем, по растворимости карбонатные минералы обычно размещаются в следующей последова-тельности : арагонит - кальцит - доломит - магнезит. Однако не исключена возможность и нарушения этой последовательности, обусловлен-ная специфическим химизмом подземных вод.
Увеличение пористости происходит в тех участках породы, где скорость растворения превышает интенсивность вторичного выпадения вещества в осадок. Часть растворенного материала переотлагается в других участках породы, образуя цемент, уменьшая пористость, часть его выносится по трещинам и поровым каналам.
В связи с тем, что наиболее богатыми углекислотой (наиболее кислыми) являются приповерхностные воды, процессы растворения наиболее интенсивно протекают в зоне гипергенеза, поэтому при изучении коллекторских свойств пород, особенно карбонатных, пристальное внимание следует уделять участкам и зонам разреза, приуроченных к внутриформационным перерывам, так как здесь можно ожидать появления улучшенных коллекторов, образование которых обязано как процессам выщелачивания, так и выветривания.
Кальцитизация - процесс замещения доломита, ангидрита и др. минералов кальцитом, обрастание регенерационными каемками органических остатков, заполнение кальцитом пор, каверн и трещин разного генезиса в известняках, доломитах, сульфатно-галогенных породах под влиянием взаимодействия пород (осадков) с водами гидрокарбонатно-кальциевого состава. Кальцитизация может происходить метасоматическим путем, при котором один минерал замещается другим вследствие химической реакции твердого тела с раствором и путем заполнения пор, каверн и трещин кальцитом. Процесс кальцитизации не способст-вует образованию эффективной емкости пород, однако по кальцитизированным участкам могут впоследствии развиваться пустоты выщелачивания.
Сульфатизация - процесс метасоматического замещения кальцита, доломита и других минералов гипсом, ангидритом, целестином, а также выполнение ими пор, каверн и трещин. Сульфатизация может происходить на различных этапах литогенеза. Наиболее активно сульфатизация протекает при значительной минерализации пластовых вод сульфатно-кальциево-магниевого состава.
Многие исследователи считают, что сульфатизация, как правило, отрицательно влияет на формирование коллекторских свойств пород. Но известны случаи, когда интенсивно сульфатизированные трещиноватые доломиты становились пористо-проницаемыми за счет повышенной трещиноватости и связанными с нею вновь образованными порами выщелачивания, приуроченными к сульфатизированным участкам.
Окремнение - вторичный процесс замещения карбонатных и других минералов или их агрегатов кремнеземом в осадке и в породе и заполнение ими пор, каверн и трещин. Кремнистость характеризуется присутствием кремне-зема, который может иметь биогенное и абиогенное происхождение. При воздействии на кремнистые и окремненные породы щелочных вод (рН 8) происходит частичное растворение кремнезема с образованием вторичных пор выщелачивания.
Кремнезем придает породам хрупкость и способствует их растрескиванию. Трещины обеспечивают сообщаемость первичных и вторичных пор.

Показатели диагенетической и эпигенетической преобразованности осадков разработаны пока недостаточно. С определенной долей условности ими могут быть размер зерен и степень их прозрачности. Принято считать, что тонкозернистый кальцит и доломит с размером зерен менее 0,01 мм являются первичными, седиментационными. В стадию диагенеза и эпигенеза происходит их перектисталлизация. Перекристаллизованные зерна имеют размер более 0,01 мм.
Зерна карбонатных минералов, перекристаллизованные в стадию диагенеза, обычно непрозрачные, что объясняется примесью в них тонкозернистого, не до конца ассимилированного карбоната и глинистых частиц. Зерна карбонатных минералов, перекристаллизованные в стадию эпигенеза, характеризуются более крупным размером и прозрачностью.
К эпигенетическим относятся процессы кальцитизации, доломитизации, сульфатизации, окремнения, засолонения, проявляющиеся в заполнении пор, каверн и трещин вышеотмеченными вторичными минералами или (и) окисленным битумом и нефтью. Парагенез аутигенных минералов с твердым битумом и пиритом относится к заведомо эпигенетическому процессу.
Из перечисленных процессов наиболее существенную роль в формировании полезной емкости пород играет выщелачивание. Влияние процессов перекристаллизации, доломитизации нужно рассматривать в конкретных геологических условиях, ибо их роль не всегда однозначна. Неблагоприятно влияют на формирование коллекторских свойств пород уплотнение, кальцитизация, сульфатизация, засолонение и в ряде случаев окремнение.

 
 
Лекция 4. Тектонические факторы

Тектонические факторы. Роль первичной пористости в формировании емкостного потенциала коллекторов очень существенна, ее величина определяется условиями осадконакопления. Последние теснейшим образом связаны с тектоническим развитием бассейна осадконакопления. Особенно отчетливо это выражено в карбонатных породах. В отложениях, накапливающихся на мелководье или на повышенных участках морского дна пористость обычно значительно выше, чем в карбонатных осадках, отлагавшихся в более глубоководных условиях. Кроме того, с повышением рельефа морского дна часто связаны биогермные постройки (биогерма - известковый нарост на дне водоема, образованный прикрепленными организмами), обладающие высокой изначальной пористостью. Нередко формирование и простирание рифов контролируется разломами.
В дальнейшем при погружении пород происходит уменьшение первичной пористости в основном за счет уплотнения и цементации пород. При медленном погружении уплотнение происходит равномерно, и уже на глубинах 2,5-3 км первичная пористость достигает своей минимальной величины. Если же погружение пород происходит быстро (некомпенсированное прогибание), то последние остаются недоуплотненными, и при прочих благоприятных условиях в них на больших глубинах может сохраниться достаточно высокая первичная пористость.
Таким образом, одним из основных тектонических факторов, влияющих на формирование и сохранность первичной пористости, является направленность и интенсивность колебательных движений.

На первичную пористость часто накладывается вторичная, которая может играть, особенно в карбонатных породах определяющую роль. На интенсивность проявления различных вторичных процессов влияние тектоники трудно переоценить. На первое место выступает направленность колебательных движений. Так, для регрессивных циклов характерно развитие выщелачивания и доломитизации, способствующих увеличению первичной пористости. Выщелачивание в сводовых частях структур проявляется интенсивнее, затухая к крыльям. Общепризнанной является положительная роль перерывов в осадконакоплении, способствующих формированию в условиях гипергенеза вторичных коллекторов.
Тектоническая напряженность в породах, как известно, может приводить к образованию пустот, появляющихся вследствие возникновения тектонической трещиноватости. Как показали многочисленные исследования, даже максимальная плотность тектонических трещин не создает сколько-нибудь значимой для резервуара, содержащего УВ емкости: величина трещинной пористости обычно оценивается в десятые, сотые доли процента, редко достигает 2%.
Опосредованно тектоническая трещиноватость может существенно влиять на увеличение емкости породы-коллектора в зонах интенсивной циркуляции растворов (обычно зоны долгоживущих или дизъюнктивных нарушений - разрывы, сопровождающиеся перемещением разорванных частей геологических тел друг относительно друга), где вдоль трещин образуются пустоты выщелачивания, каверны. В этих случаях можно говорить о том, что плотность трещин увеличивает емкость коллектора (до 10% и редко до 30% от общей емкости коллектора).
Не менее велико, хотя и локально, влияние на эпигенетические преобразования пород дизьюнктивной тектоники. Образующиеся в результате разномасштабных разрывов повышенно проницаемые приразрывные зоны служат путями фильтрации агрессивных флюидов, способствующих интенсивному протеканию процессов гидрохимического эпигенеза. В случае выноса растворимых минералов за пределы пласта-коллектора, эти процессы могут способствовать формированию вдоль зоны дизьюнктивов участков с повышенными коллекторскими свойствами. В обратном случае, интенсивный гидрохимический эпигенез приводит к залечиванию имеющихся пустот и трещин и формированию экранов. Разломы могут явиться путями фильтрации глубинного углекислого газа, который в соединении с водой образует углекислоту, являющуюся весьма активным растворителем.

При изучении влияния дизьюнктивов на коллекторские свойства пород (как на пористость, так и в особенности на проницаемость) определен (Влияние вторичных изменений пород осадочных комплексов на их нефтегазоносность. Сб.н.тр. Л., ВНИГРИ, 1982, 144 с.) ряд тектонических показателей, характеризующих направленность этого влияния.
К положительным характеристикам зон дизьюнктивных нарушений, способствующих улучшению коллекторских свойств пород, особенно карбонатных, относятся:
- развитие дизьюнктива в слабо дислоцированном регионе;
- небольшая глубина проникновения дизьюнктива;
- пологий угол наклона сместителя;
- наличие по разрыву неоднократных тектонических подвижек с небольшой величиной вертикальной амплитуды;
? наличие в приразрывной зоне хрупких в механическом отношении пород, способствующих формированию достаточно широких зон повышенной трещиноватости.
В зонах дизьюнктивов маловероятно ожидать наличия коллектора, а следовательно и залежей УВ, если они обладают следующими характеристиками:
- разрывы в сильно дислоцированном регионе;
- разрывы сквозные;
- разрывы имеют значительную протяженность по вертикали (глубина проникновения);
- по разрывам отсутствуют неотектонические подвижки.
Влияние тектоники на емкостные свойства пород сказывается и через температуру. Ряд исследователей считаем, что с увеличением глубины залегания пород влияние температуры на величину пористости возрастает и даже становится определяющим, ибо с повышением температуры возрастаем интенсивность гидрохимических процессов, приводящих в конечном итоге, к залечиванию пустотного пространства. Поэтому для сохранения пористости на значительных глубинах более благоприятны территории с низким геотермическим градиентом.
Влияние тектонических факторов на проницаемость сложных коллекторов является еще более наглядным. Несмотря на то, что между пористостью и проницаемостью не существует прямой зависимости (главным образом за счет того, что в породе не все поря являются сообщающимися), тем не менее достаточно уверенной является тенденция увеличения проницаемости с ростом пористости породы. Поэтому те тектонические факторы, которые способствуют увеличению пористости, благоприятно влияют и на увеличение проницаемости.
В сложном коллекторе, помимо межзерновой проницаемости, весьма велика, а иногда и определяющая роль трещинной проницаемости. Влияние тектоники на формирование трещиноватости является общепризнанным.
Несомненно определяющее влияние ориентировки тектонических трещин на характеристику фильтрационных свойств сложных коллекторов. На локальных структурах обычно закономерным является следующее распределение тектонической трещиноватости. В центральной части локальной структуры развивается преимущественно одна система трещин растяжения, ориентированных вдоль оси складки. На крыльях складки среди систем трещин преобладают две системы, имеющие простирание также вдоль оси складки, но падающие в разные стороны. На периклиналях (периклиналь - часть антиклинали, где слои складки замыкаются, а шарнир погружается) преобладающими являются также две системы, но с взаимно перпендикулярными простираниями. В общем случае по площади структуры вдоль оси должна наблюдаться анизотропия фильтрационных свойств коллектора, на периклинали эти свойства близки к изотропным.
Тектонические процессы оказывают решающее влияние и на раскрытие трещин: для зон сжатия характерны минимальные раскрытия трещин; для зон растяжения - максимальные. Так как тектонические трещины как преимущественные пути фильтрации флюидов в результате гидрохимического эпигенеза становятся залеченными, то эффективными являются лишь те тектонические трещины, формирование которых обусловлено новейшими тектоническими движениями. Именно к районам с активной неотектоникой приурочено большинство месторождений в сложных коллекторах.
Однако активная тектоника может оказывать и отрицательное влияние на формирование коллекторов, а следовательно и залежей УВ в том случае, если тектоническая трещиноватость захватывает не только коллектор.
Гидрогеохимические факторы. Пористость и проницаемость коллекторов может изменяться под воздействием химически активных подземных вод. Наибольшее значение имеют процессы доломитизации, сульфатизации, кальцитизации, окремнения, а также обратные перечисленным явления преобразования или ликвидации соответствующий минеральных компонентов породы.
Указанные процессы с позиций гидрохимии сводятся к реакциям осаждения из растворов твердой фазы или ее растворения (в том числе инконгруэнтного, при котором одни минералы замещаются другими). Эти реакции влияют на вещественный состав пород, меняют объем их скелета и пустотного пространства и приводят к изменению объема и химического состава подземных вод.
Причиной подобных процессов является отклонение системы «вода - порода» от состояния физико-химического равновесия, когда пропитывающий породу водный раствор оказывается пересыщен каким-либо компонентом или наоборот, способным растворить некоторые из присутствующих в породе минералов. Нарушение же равновесия, в свою очередь, является следствием гидрогеологических процессов - перемещений вод из одного литологического объекта в другой, смешений вод разного состава, изменение температуры растворов, их дегазация при понижении давления и т.д.
В рассматриваемом аспекте наиболее существенными являются два фактора: состав вод, и кинетика поступления в реакционную зону или отвода из нее растворимых химических компонентов. Первый определяет характер и направленность изменения породы, второй - масштабы и скорость изменения породы.
Ввиду значительной сложности состава подземных вод и большого разнообразия условий их местонахождения, какие-либо обобщенные оценки первого фактора в настоящее время вряд ли осуществимы.
При оценке второго (кинетического) фактора важно различать два возможных механизма транспортировки растворенных компонентов в зону или из зоны преобразования породы - диффузионный и конвективный.
Диффузионный механизм эффективен в условиях застойной гидрогеологической обстановки при наличии больших градиентов химических потенциалов, т.е. на участках относительно резкого изменения химического состава вод. Действие этого механизма может приводить к очень сильному и четко локализованному преобразованию коллекторских свойств пород.
Конвективный перенос химических компонентов осуществляется движущимся раствором. Масштабы преобразования породы по пути движения вод зависят, при прочих равных условиях, от их расхода, определяющего интенсивность подачи реагентов в зону реакции. Поскольку удельный расход потока связан с проницаемостью, скорость залечивания или коррозии стенок отдельной трещины пропорциональна кубу величины ее раскрытости. Поэтому при конвективном способе переноса широкие трещины преобразуются водами быстрее, процессы растворения протекают многократно активнее и в изначально наиболее проницаемых зонах, представляющих собой пути миграции максимальных количеств воды. В этих условиях процессы залечивания трещин быстро уменьшают фильтрационную неоднородность трещинной среды, процессы же растворения увеличивают ее, гипертрофируя первоначальные различия.
Изменения коллекторов подземными водами протекают в конкретных палеогидрогеологических условиях, определяющих направленность и силу действия охарактеризованных выше факторов - химического и кинетического.
 
Лекция 5. Формирование коллекторских свойств в ходе литогенеза.
Седиментогенез.

Литогенез - вся совокупность процессов образования и эволюции осадочных горных пород (Haug, 1907). В настоящее время под литогенезом понимаются все процессы, непосредственно связанные с образованием (стадия седиментогенеза), последующими превращениями осадка в породу (стадия диагенеза), ее изменениями до превращения в метаморфическую породу (стадия катагенеза) (Геологический словарь, 1978).
Формирование коллекторских свойств осадочных пород представляет собой сложный процесс, протекающий на всех стадиях литогенеза.
Стадия седиментогенеза.
Седиментогенез - стадия образование осадка. Н.Б.Вассоевич (1957, 1962) под седиментогенезом понимал именно выпадение осадка от первого момента его пребывания на дне водоема до наступления стадии диагенеза, т.е. до наступления такого момента, когда между средой в осадке и водой в бассейне седиментации не наступит геохимическое противоречие. Н.М.Страхов (1953, 1960) в понятие седиментогенеза включает и предысторию осадка: мобилизация веществ в коре выветривания, перенос веществ и осадконакопление на водосборных площадях, осадконакопление в конечных водоемах стока.
Коллекторские свойства на первых стадиях литогенеза определяются составом исходного материала и условиями формирования отложений. К последним относятся :
- способ, длительность и протяженность переноса обломочного материала;
- тип водоема осаждения и его гидродинамика;
- его тектоническое положение и климат;
- физико-химическая характеристика среды отложения.
Состав исходного материала определяется характером выветривающихся материнских пород и длительностью процессов выветривания. Дальнейшее преобразование гипергенного материала осуществляется в процессе переноса и осадконакопления, предопределяя степень минеральной зрелости (мономинеральности) осадочного материала.
Способ, длительность, протяженность переноса осадочного вещества, а также гидродинамика бассейна седиментации являются основными факторами, формирующими структурно-текстурные признаки осадка (размер зерен, степень окатанности, сортированности, ориентированность зерен в осадке).
Тектоника, как было показано ранее, во многом предопределяет условия формирования осадка, а следовательно и его минеральный состав, и структуру.
Климат, во-первых, определяет интенсивность процессов гипергенеза, во-вторых, минеральные и отчасти структурные преобразования осадочного вещества на путях переноса и осадконакопления.
Сочетание климатических, гидродинамических, гидрогеохимических факторов создает определенную физико-химическую обстановку седиментации.

Для терригенных коллекторов основным показателем их класса является гранулометрический состав, форма и характер поверхности слагающих породу зерен. Минеральный состав и структурно-текстурные особенности является результатом определенной динамики и физико-географической обстановки их накопления. Одновременно с заложением седиментационных структур и текстур терригенных пород происходит и формирование первичной (седиментационной) пористости. Структура - строение породы, обусловленное величиной, формой зерен, степенью цементации. Текстура - характер взаимного расположения компонентов породы и их пространственная ориентация. Поровое пространство является компонентом структурно-текстурного облика породы. Поры, сформированные на этапе седиментогенеза - седиментационные.
Факторы, контролирующие первичную пористость:
- размер зерен;
- сортированность;
- форма зерен (степень изометричности);
- округленность зерен;
- характер упаковки.
Все эти структурно-текстурные признаки тесно взаимосвязаны.
Размер зерен. Теоретически пористость не зависит от размера (Селли, 19 ). Так, например, К.Слихтер (1899) указывал, что значения теоретической пористости не зависят от величины зерен, а изменяются только в зависимости от плотности их укладки. «Идеальная ситуация» - в хорошосортированных песках пористость не зависит от размера зерен. Однако это не всегда так. По экспериментальным данным даже в хорошо отсортированных песках пористость уменьшается с увеличением размера зерен. Однако, речные пески показали обратную зависимость. По-видимому, в этом случае сказывается характер упаковки зерен (текстурные признаки).
В.Энгельгардт (1964) приводит примеры значений пористости современных осадков Северного моря и Калифорнийского берега в зависимости от медианного размера зерен. Пробы взяты на глубинах моря от 3 до 30 м. Осадки Северного моря с медианным размером 120 и 240 мкм имеют пористость, равную 0,40 и 0,44. Для калифорнийских песков при медианном диаметре зерен 200-700 мкм пористость равна 0,38 и 0,45. При меньшем медианном диаметре зерен пористость осадков значительно возрастает.
Пористость песчаников, алевролитов и глин может быть одинакова, но неравноценна с точки зрения коллекторских свойств. Песчано-алевритовые породы при благоприятной пористости являются коллекторами нефти и газа, тогда как глины при той же пористости практически непроницаемы.
Проницаемость увеличивается с увеличением размера зерен. В более тонкозернистых осадках каналы между порами тоньше, а следовательно и более высокое капиллярное воздействие.
Сортированность. Пористость увеличивается с увеличением степени отсортированности зернистого материала (рис. 1, с.38, Бурлин). И проницаемость коллектора также увеличивается с увеличением степени отсортированности породы. Объяснением этому, по-видимому, служит то, что более мелкие частицы (матрикс) закупоривают поровое пространство породы, в то время как песчаный материал, складываясь в определенные упаковки, оставляет свободное емкостное пространство.
Упаковка зерен. Теоретическая пористость агрегатов, составленных из сфер одинакового диаметра в зависимости от укладки (ромбоэдрической или кубической) может колебаться от 26 до 48%. Эти пределы хорошо согласуются с пределами пористости песков, большинство которых при естественном залегании имеет пористость от 30 до 50%. Гретон и Фрезер выделили 6 типов упаковок от наиболее рыхлой - кубической до наиболее плотной - ромбоэдрической (гексагональной).
При кубической укладке сферических зерен пористость можно подсчитать следующим образом. Элемент пористой системы представляет собой куб с размером ребер 2r, где r - радиус зерна. Следовательно полный объем пористого элемента (элементарной ячейки):
V1 = (2r)3 = 8r3
Так как элемент пористой среды состоит из восьми частиц, каждая из которых составляет 1/8 сферы, то объем зерен в элементе равен:
V2 = 4?r3 / 3
Таким образом, пористость рассматриваемого элемента:
V3 100% = V1-V2 = 8r3 - 4/3?r3 100 = (1- ?) 100 = 47,6%
V1
Минеральный состав. На фильтрационные параметры коллекторов существенное влияние оказывает помимо структурно-текстурных признаков минеральный состав, в т.ч. и зерновой части породы, аллотигенная часть которого закладывается в стадию седиментогенеза. Экспериментальные работы по изучению влияния минерального состава на проницаемость терригенных коллекторов впервые были осуществлены П.П.Авдусиным, В.П.Батуриным, З.В.Варовой в 1937 г. Было установлено, что лучшими фильтрационными свойствами обладают кварцевые пески вследствие низкой сорбционной способности кварца. Наличие трещин спайности и таблитчатый габитус большинства минералов, слагающих полимиктовые песчаники, а также более высокая их сорбционная емкость значительно снижают коэффициент фильтрации флюидов.
Среди факторов, влияющих на формирование порового пространства коллекторов, т.е. их коллекторского потенциала, существенная роль принадлежит глинистым минералам, присутствующих в виде примеси.
Первичная пористость глинистых осадков значительно выше пористости песчаных. Пористость свежеотложенных тонких глинистых осадков превышает 0,8 (Ханин, 1969). Наибольшую пористость имеет осадок, образующийся в воде, свободной от электролитов. Но высокая пористость глинистых осадков на стадии седиментогенеза не означает заложения хороших коллекторских свойств породы. Во-первых, в глинах преобладает закрытая или частично открытая пористость, во-вторых, большая часть пор заполнена водой, а следовательно эффективная пористость пород мала.
Пористость глин и глинистых пород находится во многих случаях в простой зависимости от глубины залегания (Вассоевич, 1960; Энгельгардт, 1964).
Степень влияния минерального состава глинистых примесей на коллекторские свойства пород тесно связана со строением их кристаллической решетки. Установлено, что максимально снижают проницаемость пород минералы монтмориллонитовой группы. Добавление 2% монтмориллонита к крупнозернистому кварцевому песчанику снижает его проницаемость в 10 раз, а 5% монтмориллонита - в 30 раз (рис. 2, с.151, Справочник). Этот же кварцевый песчаник с примесью каолинита 15% все еще сохраняет хорошую проницаемость.
На фильтрацию флюидов через коллектор влияет также форма выделения глинистого вещества в поровом пространстве коллектора. Если глинистый матрикс распределен равномерно, то влияние глинистого вещества тем сильнее, чем мельче зерна породы и хуже сортированность обломочного материала, т.е. сложнее структура порового пространства. При равномерном распределении глинистое вещество превращает первоначально крупные поры в мелкие, тупиковые, а сообщающиеся поры приобретают сложные очертания, что препятствует движению нефти по пласту. И чем больше глинистого вещества, тем больше усложняется конфигурация пор и затрудняется движение флюида по пласту.
Существенно влияет на уменьшение размера пор способность глинистых минералов к пластическим деформациям. При увеличении статистической нагрузки на коллектор в равномерно распределенным глинистым цементом глинистое вещество вследствие своей пластичности способно заполнить эффективные каналы, что в крайнем случае может привести к полной потере породой емкостных и фильтрационных свойств. В этом случае коллектор становиться покрышкой и может экранировать залежи нефти в нижележащих коллекторах.
Карбонатные коллектора отличаются большим разнообразием по пористости. Чистые карбонатные породы образуются из неуплотненного карбонатного ила, состоящего из метастабильного арагонита. Пористость известковых илов на поверхности дна у берегов Флориды составляет 0,87, на глубине 120 см - 0,78, на глубине 280 см - 0,75 (Энгельгардт, 1964). Структура порового пространства чистых карбонатов в значительной мере зависит от процессов растворения и осаждения.
Пористость карбонатных пород, сложенных раковинным детритом или оолитами в той или иной степени напоминает пористость обломочных осадков. Особенностью карбонатных осадков, сложенных органическими остатками является наличие кроме межзерновой внутриформационной пористости (пустоты в скелетных остатках).

Тектонические факторы. Условия седиментации теснейшим образом связаны с тектоническим развитием бассейна седиментации. Для терригенных пород глубоководность бассейна, определяемая эпейрогеническими колебаниями, определяет размерность, окатанность, степень сортированности, т.е. те факторы, о которых говорилось выше.

Гидрогеохимические факторы являются в основном эпигенетическими, но и на стадии седиментогенеза могут иметь место. Например, в солеродных бассейнах, где уже на стадии седиментации может происходить закупорка пор первичными минералами солей.

Основа текстурно-структурных признаков породы закладывается в седиментогенезе и может сохраняться в диагенезе и катагенезе. Степень сохранности признаков, унаследованных от седиментогенеза, зависит от физико-химических и термобарических условий недр. Сохранение седиментационных признаков породами-коллекторами есть выражение закона о физико-химической наследственности осадочных пород, сформулированного Л.В.Пустоваловым (1933) и развитого А.Н.Дмитриевским (1980), который назвал свойство осадочных пород сохранять седиментационные признаки на глубине седиментационной трансляцией и сформулировал ее основные положения. Степень сохранности седиментационных признаков породой-коллектором зависит, прежде всего, от минерального состава породообразующей части коллектора, минерального состава, формы распределения в поровом пространстве цемента и от мощности коллекторских горизонтов.
Постседиментационная история существования коллекторов определяется суммой седиментационных признаков, наследованных породой, и новыми признаками, формирующимися под влиянием увеличивающихся давления и температуры, а также повышения концентрации компонентов в поровых растворах, перераспределения цементирующего материала, изменения положения породообразующих компонентов, растворения неустойчивых и образования стабильных минералов в данных условиях. Все эти изменения протекают с разной интенсивностью, определяемой в первую очередь типом коллектора.

Лекция 6. Формирование коллекторских свойств в диагенезе

Диагенез - ранняя стадия преобразования осадка, а именно превращение его в осадочную породу. Это этап физико-химического уравновешивания осадка, представляющего собой первоначально неравновесную физико-химическую систему, сильно обводненную и богатую ОВ, как живым (бактерии), так и мертвым. Н.М.Страхов выделяет два этапа минералообразования :
1. окислительный, когда возникает глауконит, фосфаты, цеолиты, иногда глобулярный опал, оолиты;
2. восстановительный, когда генерируются карбонаты, фосфаты, силикаты и сульфиды Fe, Pb, Zn, Cu и др. тяжелых металлов, карбонаты и фосфаты Mn.
Вместе взятые эти процессы представляют собой ранний диагенез.
Однако генерацией диагенетических минералов процесс уравновешивания в осадках не заканчивается. Пестрота физико-химической обстановки в разных частях осадка приводит к тому, что диагенетические минералы, вначале распределенные в осадке более или менее равномерно, начинают уходить из одних мест и создавать сгущения в других (линзы, конкреции, пластообразные сгущения и т.д.). Возникают кальциевые, доломитовые, сидеритовые, кремневые, пиритные и др. стяжения. Время их генерации является этапом позднего диагенеза. И в раннем и в позднем диагенезе уменьшается количество иловой воды путем отжимания ее вверх и в сторону более проницаемых горных пород. Осадок в некоторой степени литифицируется, но слабо и лишь локально, пятнами. Сплошная литификация достигается на более поздних стадиях.
Влияние диагенетических процессов на формирование полезной емкости не является однозначным.
Основные процессы стадии диагенеза, приводящие к уменьшению пустотного пространства породы:
- дегидратация осадка; уплотнение;
- перекристаллизация;
- аутигенное минералообразование в результате взаимодействия составных компонентов осадка с иловыми (поровыми) водами и ОВ. Проявляются в кальцитизации, сульфатизации, окремнении, засолонении и др.
Основные процессы стадии диагенеза, приводящие к увеличению порового пространства породы:
- образование трещин диагенетического происхождения;
- частичное растворение компонентов осадка при воздействии СО2, образующегося в результате разложения ОВ.
- отдельные процессы аутигенного минералообразования.

Уплотнение осадков. Диагенез - это прежде всего уплотнение и обезвоживание осадков под возрастающей нагрузкой отложений более молодого возраста. В зависимости от структуры и состава осадков уплотнение имеет свои особенности (рис.с 20 Бурлин, Конюхов). Быстрее всего уплотнение достигается в вулканогенных и карбонатных кластических осадках, продолжительнее этот процесс в песках и алевритах терригенного состава и кремнистых осадках биогенного происхождения и наиболее продолжителен в глинистых осадках. Только что накопившийся осадок имеет невысокую плотность. У глинистых илов она может составлять 1,2-1,3 г/см3, плотность песчаных и алевритовых осадков, накопившихся в водной среде - 1,5-1,7 г/см3, а образовавшихся на суше - 1,3-1,4 г/см3. К концу стадии диагенеза вследствие перегруппировки частиц, отжатия воды и других процессов плотность глинистых осадков возрастает до 1,6-1,8 г/см3, песчаников - до 1,7-1,9 г/см3. Подобное явление происходит и с другими осадками.
Кластические осадки обычно уплотняются быстрее других. Слагающие их зерна соприкасаются друг с другом, создавая основу породы с компактной упаковкой зерен. Более тонких материал заполняет поры или образует базальный цемент. Как только создается каркас будущей породы, он начинает воспринимать не только геостатическую нагрузку, но и давление вышележащей среды. Поэтому дальнейшее уплотнение происходит еще быстрее.
Дегидратация и гидратация осадков. Осадки, возникшие в водной среде, содержат большое количество воды (до 75-85%). В процессе их уплотнения вода отжимается и обычно перемещается в вышележащие слои. К концу стадии диагенеза из осадка удаляется до 50% исходного количества воды. Осадки, образовавшиеся в воздушной среде, получают влагу из подстилающих отложений за счет диффузии или же из окружающей среды в виде атмосферных осадков.
Кристаллизация и перекристаллизация. Кристаллизация исходного материала осадков, представленного первоначально в большей частью коллоидами, сопровождается уменьшением его удельной поверхности, адсорбционной способности, что в конечном итоге придает системе большую устойчивость.
Кристаллические образования (кальцит, доломит, сульфаты, галоиды и др.) в стадию диагенеза могут перекристаллизовываться. Этому способствует беспорядочное расположение отдельных кристаллических индивидуумов, наличие дефектов в кристаллических решетках и высокая поверхностная активность соединений (за счет большей дисперсности). Наиболее интенсивно должны перекристаллизовываться тонкозернистые, однородные (лишенные примесей) осадки.
Минеральное новообразование. Процесс широко развитый в осадках. Новые минералы могут возникать в результате реакций между неустойчивыми (в конкретной физико-химической обстановке) минеральными и органическими частями осадка, а также с находящимися в нем жидкой и газообразной фазами, или же при взаимодействии между последними
Стадия диагенеза завершается превращением осадка в осадочную породу. Следует заметить, что не всегда по внешним признакам можно отличить породу от осадка. Например, современный песок-осадок и ископаемый песок-порода по внешним признакам могут быть одинаковыми. В связи с этим принято считать, что стадия диагенеза заканчивается с прекращением жизнедеятельности организмов и достижением физико-химического равновесия в осадке. Продолжительность стадии диагенеза колеблется в широких пределах, в зависимости от скорости достижения равновесия в осадке и может составлять десятки и даже сотни лет. Мощность зоны диагенеза осадка также зависит от скорости наступления равновесия между осадочными компонентами. В изначально равновесных системах (например, чистые кварцевые пески) она может составлять единицы метров. Напротив, в многокомпонентных осадках мощность зоны диагенеза может достигать 100 м и более.
Лекция 7. Формирование коллекторских свойств в катагенезе

Катагенез - стадия изменения осадочных пород, следующая за диагенезом и предшествующая метаморфизм, которая характеризуется интенсивным их уплотнением под влиянием усиливающегося давления и частичным преобразованием устойчивых, главным образом терригенных и частично аутигенных компонентов пород (Страхов, 1960). В стадии катагенеза выделяются два этапа: ранний (начальный) и поздний (глубинный). Граница между подстадиями проводится в диапазоне температур 90-120оС, при горном давлении около 100 МПа и понижении полной пористости до 15%. Такие условия в большинстве случаев наблюдаются на глубине 2,5-5 км. Подстадия начального катагенеза характеризуется относительно слабой уплотненностью пород (К??0,85). Глинистые породы характеризуются пластичностью, размокают в воде, полиминеральны, в них возможно присутствие монтмориллонита. Песчаные и алевритовые породы слабо сцементированы, высокопористы (общая пористость - 15-40%). В цементе могут присутствовать глинистые минералы всех групп. Известняки отличаюися от других пород более высокой степенью уплотнения и вообще границы между подстадиями литологически у известняков выражены неотчетливо. На этой подстадии органогенно-детритовые известняки отличаются повышенной пористостью. Хемогенные известняки имеют микрозернистую или тонкозернистую структуру, но достаточно сильно уплотнены (К? до 0,93-0,95). Мел характерен именно для этой подстадии. Среди каустобиолитов распространены бурые угли, каменные угли низкой степени метаморфизации.
Породы поздней стадии катагенеза характеризуются сильным уплотнением (К=0,85), физические признаки различных литологических типов пород отличаются меньше, чем при начальном катагенезе. Глинистые породы представлены аргиллитами, хрупкими, не размокающими в воде образованиями. Роль монтмориллонита в смешанослойных образованиях уменьшается, появляются новообразования гидрослюды и хлорита. Пески, слабоуплотненные песчаники, алевролиты приобретают высокую прочность. Мел в подстадию глубинного катагенеза замещается известняками, структура известняков изменяется в направлении укрупнения зернистости, степень уплотнения различных разностей известняков сближается.
Положение верхней и нижней границ зоны катагенеза и ее мощность непостоянны. Верхняя граница катагенеза совпадает с нижней границей диагенеза. Нижняя граница условно ограничивается положением изотермы 200оС. Положение нижней границы зоны катагенеза варьирует в широких пределах, так как величина геотермического градиента в каждом регионе своя. При геотермическом градиенте 1оС/100 м нижняя граница находится на 20 км от земной поверхности. В таких условиях горное давление достигает 500 МПа, а пористость всех пород сближается и понижается до 1-2%.
Интенсивность и последствия катагенеза определяются, во-первых, признаками и свойствами самих пород, во-вторых, внешними факторами. Характеристики пород, отражающиеся на катагенетических преобразованиях: минеральный состав, структура и физико-химические свойства (химическая устойчивость, твердость, пластичность, пористость, проницаемость). К числу внешних факторов относятся температура, давление (литостатическое, стресс, гидростатическое), растворенные в воде минеральные и газообразные вещества, щелочно-кислотные свойства подземных вод, окислительно-восстановительная обстановка, естественная радиоактивность, а также продолжительность воздействия перечисленных факторов.
Вообще в стадию катагенеза имеют место те же процессы, что и в диагенеза, но происходят они уже в литифицированной породе:
- уплотнение,
- дегидратация,
- растворение неустойчивых соединений,
- минеральное новообразование,
- перекристаллизация.

Уплотнение заключается в увеличении плотности горных пород за счет уменьшения объема порового пространства и увеличения роли твердой фазы. Уплотнение сначала достигается за счет более тесной экономной упаковки. После перегруппировки частиц дальнейшее уплотнение может происходить в результате частичного дробления зерен и заполнение порового пространства продуктами дробления. При дальнейшем росте нагрузки жесткий скелет испытывает лишь упругие силы сжатия до определенного предела, после которого скелет начинает разрушаться. В контактных точках, где давление особенно велико, происходит частичное растворение минерального вещества.
Для оценки степени уплотнения используется коэффициент уплотнения, представляющий собой отношение плотности породы к плотности твердой фазы или минералогической плотности (см. гл.1). По степени уплотнения породы разделяются на пять групп (табл. 1).

Таблица 1.
Классификация пород по степени уплотнения (В.К.Прошляков,1991).
Степень уплотнения Коэффициент уплотнения, К? Коэффициент полной пористости, kп, %
Неуплотненные - К уплотнения 0,6; полная пористость 40%
Слабо уплотненные - К уплотнения 0,6-0,75; полная пористость 25-40%
Уплотненные - 0,75-0,85; 15-25
Сильно уплотненные - 0,85-0,95; 5-15
Очень сильно уплотненные - 0,95; 5.

Наиболее информативным показателем уплотнения песчаников и алевролитов является величина открытой пористости. Для характеристики изменения этого параметра в зоне катагенеза обычно используются результаты анализов однотипных обломочных пород. Чтобы избежать влияние литологических факторов, при этом следует учитывать не только структуру, но и состав. Чистые мономинеральные кварцевые песчаники быстро приобретают рациональную упаковку, образуют жесткий скелет, который может выдержать большие давления (до достижения предела прочности, после которого происходит катаклазирование). Полимиктовые песчаники, вследвтвие разной прочности материала, обладают повышенной пластичностью, более прочные кварцевые зерна вминаются, внедряются в более податливые обломки пород. Уплотнение носит более постепенный характер.

Дегидратация осадочных пород происходит практически в течение всей стадии катагенеза. Кроме отжима оставшейся свободной воды в катагенезе происходит отделение от породы физически и химически связанных вод. В лабораторных условиях повышение давления до 300 МПа и более вызывало отделение физически связанной воды. Количество воды, способное выделиться на стадии катагенеза весьма значительно. Например, при снижении пористости водоносного песчаника от 35 до 5% из каждого км3 породы отжимается до 300 млн.т воды. Постепенно освобождающаяся вода в условиях высоких температур и давлений играет важную роль в перераспределении вещества осадочных пород.
Растворение составных частей породы. Составные части пород обладают устойчивостью в определенных термобарических и геохимических условиях. Изменение последних сопровождается нарушением равновесия между твердой (минеральной, органической), жидкой и газообразной фазами. Это приводит к тому, что некоторые минералы и органические соединения растворяются в подземных водах, нефтях, конденсате. Следствия этих процессов - образование в породах каверн, расширение трещин, повышение минерализации подземных вод до 25-30 г/100г раствора, а также присутствие в нефтях и конденсате широкого спектра химических элементов и металлоорганических соединений.
Растворимость минералов определяется целым рядом факторов: температурой, давлением, фильтрационными способностями пород, а также свойствами самих растворителей (минерализация, солевой состав, количество растворенных газов и т.д.). Галоиды, сульфаты, карбонаты наиболее легко растворимы в природных условиях и составляют основу солевой части подземных вод, а также присутствуют в жидких УВ. Кроме того во флюидах присутствуют кремний, стронций, алюминий, железо, марганец, микроэлементы (V, Ni, Co, Mo, Cu и др.). Породообразующие минералы на стадии катагенеза могут подвергаться коррозии и растворению (кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы). Структуры растворения под давлением - конформные, инкорпорационные, микростилолитовые.
В катагенезе значительна роль органических соединений - битумоидов, карбоновых и гуминовых кислот, присутствующих в подземных водах и способствующих растворение ряда минеральных образований. Роль нефти бывает различной. На контакте с водой нефть может окислиться и частично разложиться с образованием углекислоты, вследствие этого вода становится более агрессивной по отношению к карбонатам, кварцу и другим минералам. УВ могут вызвать восстановление сульфатных ионов, благодаря чему пластовые воды оказываются недосыщенными сульфатами. Это может вызвать растворение новых порций гипса или ангидрита. Такие процессы характерны для стадий миграции и формирования залежей углеводородов, когда флюиды представляют собой смесь воды, нефти и газа. После разделения флюидов нефть выступает уже в качестве консерванта. Насыщая породы, она изолирует их от воды, тем самым препятствуя растворению минералов. Следует иметь в виду, что при разработке нефтяных месторождений происходит замещение нефти водой - пластовой или пресной, закачиваемой в пласт в целью поддержания пластового давления. Вследствие этого нарушается физико-химическое равновесие, что влечет за собой растворение минералов, их новообразование или преобразование.
Минеральные новообразования формируются за счет веществ, растворенных в подземных водах, и газообразных соединений, содержащихся в пустотном пространстве пород. Причина образования новых минералов - нарушение физико-химического равновесия в системе из-за поступления мигрирующих флюидов в иные термобарические и геохимические обстановки. Кроме того, новые соединения возникают при взаимодействии минеральных и органических соединений с подземными водами.
С увеличением глубины растет концентрация солей, так как в растворы поступают все новые и новые соединения. Вначале это несколько граммов на 1 л, а на глубинах несколько километров могут образовываться настоящие рассолы с концентрацией 250-300 г/л. В общих чертах намечается следующая вертикальная зональность вод по степени минерализации и составу:
? верхние 300-700 м - зона интенсивной циркуляции и водообмена с поверхностными водами.
В верхней зоне свободного водообмена воды гидрокарбонатные пресные или слабоминерализованные (за исключением аридных областей). Реакция воды щелочная, среда окислительная. Исключение составляют воды, богатые ОВ, и участки выходов минеральных источников.
? ниже, до глубин 1,5-2,5 км - зона затрудненной циркуляции и обмена.
В зоне затрудненной циркуляции воды более высокоминерализованные гидрокарбонатно-сульфатные, а ниже, после выпадения карбонатов, и сульфатные воды.
? глубже, где обмен с поверхностью затруднен, может существовать зона застойных вод. В зоне застойных условий воды имеют сульфатный, сульфатно-хлоридный и, наконец, хлоридный характер.
В ряде случаев в определенном интервале глубин может возникнуть инверсия в ходе преобразования вод и произойти их распреснение. Кроме пластовых вод существуют воды замкнутых пор (интерстиционные), которые по составу отличаются от пластовых.
Количество новообразований во многом определяется первичным минеральным составом пород. Например, кварцевые песчаники бедны аутигенными компонентами, набор которых ограничивается минералами группы кремнезема. В полевошпат-кварцевых песчаниках помимо кремнезема наблюдаются аутигенные полевые шпаты, гидрослюды, хлорит. В полимиктовых породах, содержащих примесь вулканогенного материала, кроме вышеперечисленных, появляются карбонаты, цеолиты, эпидот.
Интенсивность вторичных изменений зависит от длительности процесса воздействия таких факторов, как температура и давление. Аутигенный кальцит кристаллизуется из пластовых вод при повышенных температурах (выше 60-70оС), заполняя при этом зияющие трещины пород, поры и каверны. Взаимодействие кальцита с водами, несущими магний, может вызвать образование доломита. Кремнезем образуется в зонах повышенных температур и давлений в нейтральной или слабо кислой среде. В песчаных и алевритовых породах он обычно выделяется в виде каемок регенерации, в доломитах - в виде более или менее идиоморфных кристаллов кварца или неправильных выделений халцедона. Для стадии катагенеза характерны вторичные образования удлиненно-пластинчатых гидрослюд, каолинита, табличек хлорита. Их возникновение связано с зонами повышенных температур. Взаимодействие обугленных органических остатков, битумов с пластовыми водами приводит к образованию сульфидов железа. Воздействие богатых кислородом вод на сульфиды железа приводит к образованию гидроокислов железа.
Перекристаллизация вещества заключается в преобразовании кристаллических зерен без изменения их состава и структуры кристаллической решетки, в укрупнении кристаллов, приспособлении их к поверхностям соседних минералов, освобождении от примесей.
Перекристаллизация минералов сопровождается уменьшением объема породы, ее уплотнением, увеличением устойчивости данной системы в новых термобарических условиях. Наиболее характерна перекритсаллизация для хемогенных и органогенных образований - кальцита, доломита, гипса и др. Аморфные вещества могут подвергнуться раскристаллизации, эти процессы характерны для опала, фосфатных минералов, обломков эффузивных пород.
Процессы перекристаллизации особенно четко можно проследить на изменеии структуры карбонатов. Седиментогенные и диагенетические карбонаты, как правило, пелитоморфные, либо микрозернистые, оолитовые, сгустковые. В катагенезе размеры кристаллов средние и крупные, сгустки и оолиты замещаются агрегатами таких кристаллов.
Преобразование ОВ. Геологи-угольщики широко используют шкалу катагенеза, основанную на степени углефикации гумусового ОВ (табл. 3). ОВ, содержащееся в породах, испытывает значительные изменения. Концентрированные формы ОВ- угли и углистые включения - изменяются от бурых до антрацитов. По мере изменения углистого вещества в катагенезе выделяются огромные массы воды и газов, основную часть которых составляют метан и углекислый газ.
Рассеянное ОВ также изменяется. Происходит декарбоксилирование (отщепление карбоксильной группы СООН с образованием СО2) органических кислот, в результате чего еще начиная со стадии диагенеза, уменьшается содержание органических кислот. Происходит диспропорционирование (внутреннее перераспределение в молекулах веществ) водорода, полимеризация кислых компонентов. Все это приводит к тому, что ОВ обогащается высокомолекулярными соединениями и в то же время в нем возрастает содержание масляной фракции, в состав которой входят УВ, отвечающие микронефти. В наиболее ярко выраженной форме все эти процессы происходят в богатых органикой глинистых породах, но могут проявляться и в других литологических типах пород (карбонатных, кремнистых). Максимальное возрастание содержания хлороформенных битумоидов в породах, а в его составе УВ микронефти свидетельствует о наличии в разрезе главной зоны нефтеобразования (по Н.Б.Вассоевичу).
Стадия метагенеза.
Согласно определению Н.В.Логвиненко, метагенез - это стадия глубокого минералогического и структурного преобразования осадочных пород в нижней части стратисферы, происходящего, главным образом, под влиянием повышенной температуры в условиях повышенного давления и присутствии минерализованных растворов. На общий ход процессов метагенеза накладывают свой отпечаток газы, окислительно-восстановительные и щелочно-кислотные свойства флюидов. Таким образом, основные факторы метагенеза те же, что и при катагенезе.
Метагенез осуществляется в диапазоне температур 200-300оС. Имея в виду, что геотермический градиент варьирует в широких пределах, глубина залегания пород и давления, которые испытывают породы также различны. При геотермическом градиенте 3оС/100 м глубина залегания осадочных толщ должна составлять 7-10 км, а давление 180-270 МПа. При меньшем геотермическом градиенте эти цифры существенно возрастают, что, по данным геофизических, исследований имеет место в Прикаспийской, Южно-Каспийской впадинах (Азербайджан) и других регионах.
Исходя из теоретических предпосылок и экспериментальных данных, свободная вода в зоне метакатагенеза должна иметь кислую реакцию, содержать много растворенных газов и солей. Общая характерная особенность пород - высокая степень уплотнения (К? = 0,98 - 1,0), минимальная пористость, преобразование ОВ до состояния графита. Перемещение флюидов становится возможным только по трещинам или путем диффузии.
Метагенез осадочных пород заключается в изменении структуры пород и ассоциации минералов. В стадию метагенеза в глинистых породах исчезают минералы группы монтмориллонита, смешанослойные образования. Преобладающее развитие приобретают гидрослюды высокой степени преобразованности и хлорит. За счет глинистых минералов возможно образование серицита. В песчаных и алевритовых породах продолжается деформация зерен кварца. За счет растворения под давлением и одновременной регенерации зерна кварца приобретают призматическую, линзовидную или таблитчатую формы с ориентировкой больших граней перпендикулярно к направлению давления. В карбонатных породах продолжаются перекристаллизация и укрупнение зерен, а от фаунистических остатков сохраняются неопределимые реликты. Для стадии метагенеза характерны глинистые сланцы, кварцитовидные песчаники, мраморизованные известняки и доломиты, антрациты и другие сильно измененные осадочные породы.
Лекция 8. Принципы классификации коллекторов. Понятие простых и сложных коллекторов.

В зависимости от поставленных целей при изучении пород-коллекторов их классифицирование может проводиться по генетическим, литологическим, физическим и другим признакам. Классификации коллекторов отражают главные черты коллектора как общего характера, так и оценочного. Региональные схемы позволяют правильно ориентироваться в процессе изучения коллекторов при поисковых ра-ботах, оценочные - при разведочных. Наряду с региональными схемами, немаловажное значение имеют и общие, принципиальные схемы классификации коллекторов.
Общие классификации базируются на генезисе, составе и строении пород, структуре, морфологии и времени формирования порового пространства, однако в них могут и отсутствовать некоторые из перечисленных признаков. Общие классификации, как правило, включают все петрографические типы пород-коллекторов (магматические, осадочные, метаморфические). К этой группе относятся классификации М.К.Калинко (1958), А.А.Ханина (1969) и др.
Оценочные классификации дают представление о качестве пород-коллекторов по основным параметрам (пористость, проницаемость), показывают в определенных диапазонах численные значения этих параметров для каждого из выделенных классов. Такие классификации обычно составля-ются для какой-либо конкретной группы пород (обломочных, карбо-натных). Эта особенность схем классификации определяется тем, что породы различного литологического состава обладают специфически-ми количественными взаимосвязями между основными коллекторски-ми параметрами. Подобные классификации были созданы Ф.А.Требиным (1945), Г.И.Теодоровичем (1958), И.А.Конюховым (1961), А.А.Ханиным (1969) и др.
Схема общей классификации коллекторов, принятая на кафедре литологии и системных исследований литосферы МИНГ им. И.М.Губкина приведена в таблице 4 (ТАБЛИЦА У ВАС ЕСТЬ).

К поровому типу коллекторов отнесены породы-коллекторы, в которых мелкие поры (1 мм и мельче) более или менее изометричной формы соединены между собой проводящими (поровыми) каналами. Диапазон изменения объема порового пространства очень большой - от единиц до нескольких десятков процентов (40-50%), сильно варьирует проницаемость - от n 10-16 до n 10-12 м2. Общая особенность коллекторов порового типа (в случае если их поровое пространство не заполнено УВ) - постепенное понижение коллекторских свойств с глубиной за счет уплотнения породы, минерального новообразования и других процессов. Для обломочных пород - наиболее ярких представите-лей коллекторов порового типа, существует немало оценочных классификаций, среди которых наибольшим признанием пользуется схема А.А.Ханина.
Трещинный тип породы-коллектора характеризуется тем, что фильтрующее поровое пространство в нем представлено открытыми (зияющими) трещинами. Трещинный коллектор обладает низкой трещинной пористостью, обычно не более 2,5-3%. Вместе с трещинными порами в породе могут быть и межзерновые (межгранулярные), однако их суммарный объем обычно также невелик (до 5-7%) к тому же часть таких пор оказывается изолированной. В большинстве случаев тре-щинный коллектор вторичный, постдиагенетический.
К смешанному (сложному) типу коллектора относится такой, в котором сочетаются различные виды порового пространства (два или более), в т.ч. межзерновой, трещинный, каверновый, межформенный, внутриформенный и другие. В различных группах коллекторов эти сочетания могут быть разными. В этой связи при характеристике коллекторов сложного типа требуется уточнение по виду порового пространства, при этом ведущий тип пор помещается в конце определения.
Р.С.Безбородов и Ю.К.Бурлин (1976) предложили принципиальную общую схему коллекторов в различных типах пород (табл.5). В схеме сделана попытка отразить тип коллектора, литологическую разность пород, характер пустотного пространства и некоторые основные факторы, которые приводят к образованию емкости в породах на раз-ных стадиях литогенеза. Наряду с гранулярными, трещинными и кавернозными в схеме выделены карстовые коллекторы в силу своеобразия условий карстообразования. Кроме того выделяются еще биопустотные коллекторы. Эти коллекторы в рифовых массивах, биоморфных известняках представляют собой особую разновидность. В нижней части схемы приведены процессы, приводящие к образованию пустот в различных породах.
Е.М.Смехов (1974), приняв основным параметром коллекторского потенциала пород их емкость, с учетом их литологии, условий аккумуляции и фильтрации составил классификацию коллекторов нефти и газа с выделением как порового и трещинного, так и переходных между ними коллекторов сложного типа (табл. 6).
Классификация Е.М.Смехова представляет интерес, особенно в применении к вопросам разработки залежей нефти и газа. В таблице 7 приводится уточненная схема Е.М.Смехова и коллектива авторов ВНИГРИ (Методические рекомендации..., 1989). Эта схема отражает возросший в последние годы интерес к коллекторам сложного типа. В природных условиях эти коллектора являются наиболее распростра-ненными. На средних и малых глубинах они чаще всего связаны с карбонатными породами, как наиболее изменчивыми по своим фильтра-ционно-емкостным параметрам. На больших глубинах их роль возрастает настолько, что в этих условиях сложный коллектор будет доминировать независимо от вещественного состава пород.

Широкое распространение сложных коллекторов и трудности, связанные с их выявлением на практике, предопределили дальнейшее направление исследований по разработке их классификационых критериев.
Принципиальная схема классификации коллекторов нефти и газа (табл. 7).

Введены градации: тип, класс коллектора. Расположение классов коллекторов соответствует свойственным им фильтрационным особенностям. Крайними в ряду являются простые по фильтрационным свойствам породы-коллекторы: поровые и трещинные. Простые коллекторы характеризуются единой непрерывной системой фильтрационных каналов (поровой или трещинной).
Центральное место в классификации занимают классы сложных коллекторов: трещинно-поровые, порово-трещинные, макронеодно-родные. Эти коллекторы в отличие от поровых, характеризуются двумя фильтрационными средами: блоковой (пористая матрица) и межблоковой (фильтрующие трещины) одновременно существующими и гидро-динамически между собой связанными.
Введено новое понятие макронеоднородного коллектора, под которым понимается совокупность пластов с резко различающимися коллекторскими свойствами. Примером макронеоднородного пласта могут служить низкопористые и слабопроницаемые нефтенасыщенные пласты довольно большой мощности (десятки метров) с пропластками проницаемых пород. В гидродинамическом плане коллектор схематизируется в виде двухслойного пласта, один слой которого является проводящим, другой аккумулирующим. Такие коллекторы характеризуются низкими дебитами м длительным сроком разработки. Несмотря на указанные неблагоприятные факторы, в них могут содержаться значительные запасы, которыми нельзя пренебрегать.
В предлагаемой классификации более широко используются результаты гидродинамических исследований в качестве поисковых при-знаков различного класса коллекторов. В теоретическом и практиче-ском отношении перспективно типизацию коллекторов производить на гидродинамической основе. При этом даже качественный вид промысловых кривых исследования скважин может служить достаточно надежным критерием при выделении различного типа и класса коллекторов: искривление кривых продуктивности (КП) под влиянием повышенной сжимаемости трещин, возможность выделения начальных участков на кривых восстановления давления (КВД), связанных с проявлением переходных процессов и др.

Поскольку емкость также является важнейшим критерием породы-коллектора, были продолжены исследования по совершенствованию оценочно-генетической классификации пустотного пространства с учетом новых фактических данных. И, наконец, для выявления зон трещиноватости, что имеет немаловажное значение при характеристике коллекторского потенциала разреза, была предложена схема классификации трещин с учетом их значимости в формировании сложных коллекторов нефти и газа.

Литолого-петрографические ме-тоды изучения коллекторов.

Петрографический метод изучения коллекторов является наиболее доступным, а следовательно и массовым при изучении литологических, в том числе и коллекторских свойств пород. Метод позволяет оценивать структуру и генезис порового пространства, а также трещиноватость пород.
Схема оценки коллекторских свойств пород приводится в соответствии с методикой, разработанной во ВНИГРИ – «метод больших шлифов» (Методические рекомендации…., 1989).
Исследования проводятся на поляризационных микроскопах в шлифах нестандартных размеров (площадью в 1000 мм2 и более). При изучении шлифов определяются:
- литологический состав и структура породы;
- характеристика трещин и их параметры;
- особенности порового пространства, его генезис, производится дифференцированный и суммарный количественный подсчет пористости;
- совокупность вторичных процессов и их очередность;
- осуществляется количественная оценка степени преобразованности породы вторичными процессами, каждым в отдельности и в совокупности;
- определяется мера влияния вторичных процессов на коллекторские свойства породы.
Схема исследований приводится на рис.1 (ОНА У ВАС ЕСТЬ!).
В соответствии со схемой исследования проводится описание шлифа породы.
Литологический состав и структура породы.

Для терригенных коллекторов:
1. Текстура (степень слоистости: четкая, неясная, отсутствует);
2. Содержание породообразующих компонентов
3. Размер, форма и характеристика участков, отличающихся по плотности расположения зерен, составу, количеству, форме зерен, типу их сочленения (касательные, конформные, инкорпорационные), регенерации и растворения зерен и т.д.;
4. Характеристика обломочных зерен: размер, форма, число контактов с соседними зернами;
5. Цемент: тип цементации (базальный, поровый и т.д.), Струк-тура цемента (тонкозернистый, пойкилитовый, рустифика-ционный и т.д.);

Для карбонатных коллекторов:
1. По данным окрашивания ализароном красным с соляной ки-слотой диагностируются кальцит и доломит. Оценивается их процентное соотношение;
2. Текстура;
3. Форма, размер зерен или форменных образований;
4. Цемент.

И для терригенных, и для карбонатных пород оцениваются вто-ричные преобразования. Это, прежде всего, аутигенные компоненты (минералы). Признаки аутигенности.

Вторичные процессы оказывают существенное влияние на формирование фильтрационно-емкостных свойств пород. К процессам, способствующим образованию вторичной пористости относятся: доломитизация, доломитизация-перекристаллизация, выщелачивание, трещиноватость.

Итак, формирование пустотного пространства в карбонатных и других осадочных породах происходит на различных этапах литогенеза - в седиментогенезе, диагенезе и на стадии катагенеза.

 
Пористость коллекторов.
В зависимости от стадий литогенеза выделяются поры седиментационного происхождения, обязанные процессам осадконакопления и постседиментационные поры, обусловленные диагенетическими и эпигенетическими преобразованиями осадка и породы.
Ниже приводятся морфологические особенности генетических типов пор, присущих породам-коллекторам сложного типа.
1. Седиментационные поры. Представляют промежутки между тонкими (меньше 0,01 мм зернами кальцита, доломита в тонкозернистых карбонатных породах хемогенного происхождения или тонкозернистом цементе карбонатных пород с преобладанием форменных эле-ментов. Размер седиментационных пор меньше 0,01 мм, форма пор изометричная, связь между порами осуществляется с помощью межзерновых каналов, длина которых равна размеру пор или меньше их.
В карбонатных и кремнистых породах с преобладанием формен-ных элементов, первичными седиментационными порами являются промежутки между органическими остатками, их обломками, комками, сгустками, оолитами, обломками пород, не затронутых растворением (межформенные поры). Это мелкие поры: капиллярные (размер 1-2 мкм) и субкапиллярные (размер меньше 1 мкм). Сообщаются поры по-средством межформенных каналов, длина которых не превышает раз-мера пор или микротрещин. Распределяются в породе межформенные седиментационные поры равномерно или неравномерно.
2. Поры диагенетической перекристаллизации, доломитизации-перекристаллизации. Представляют промежутки угловатой формы ме-жду мелкими (0,01-0,05 мм) и средними (0,05-0,25 мм) зернами кальци-та или доломита, образующими основную массу породы или цемент карбонатных пород с преобладанием форменных элементов. Стенками пор являются грани кристаллов карбонатных зерен. Размер пор равен или меньше размера породообразующих зерен. Располагаются поры диагенетической перекристаллизации в породе равномерно или неравномерно.
3. Поры эпигенетической перекристаллизации, эпигенетической доломитизации-перекристаллизации. Представляют промежутки угловатой формы между зернами кальцита или доломита, размером 0,25 мм, составляющими основную массу породы или цементирующее вещество в известняках с преобладанием форменных элементов.
Размер пор равен или меньше размера зерен вмещающего карбоната, колеблется от 0,1 до 0,25 мм. Стенками пор являются достаточно ровные грани кристаллов кальцита или доломита, не подвергшихся растворению. Связь между порами осуществляется межзерновыми каналами, длина которых меньше или равна размеру пор. Распределяются поры в породы достаточно равномерно.
4. Поры выщелачивания. Эти поры ввязаны с растворением и выносом карбонатного вещества из осадков и пород. Образуются в стадию позднего диагенеза и в эпигенезе. Форма пор выщелачивания са-мая разнообразная. Размер пор выщелачивания обычно больше или равен размеру форменных элементов (0,05-1 мм); пустоты более 1 мм от-носятся к кавернам.

Таким образом, в шлифах можно установить роль вторичных процессов в формировании порового пространства. Это достигается путем количественных замеров интенсивности проявления процессов и связанной с ними пористости (открытой и «залеченной») в разных литологических разностях по разрезу и площади распространения исследуемых отложений.
Количественный подсчет вторичных процессов и связанной с ними пористости производится с применением окуляр-микрометра. Интенсивность проявления процесса оценивается площадью шлифа, захваченной этим процессом и выражается в процентах от общей площади шлифа. Трещины разгрузки – образуются в результате изменения геостатического давления, вызванного воздыманием пород. К этой ка-тегории трещин относятся трещины, параллельные слоистости (в случае ориентированной текстуры), а также хаотические прерывистые короткие трещины, преимущественно открыт
При подсчете пористости, связанной с определенным процессом, в числителе указывается суммарная площадь пор данного генезиса, в знаменателе – суммарная площадь шлифа, захваченного этим процессом.
Для получения параметров пористости замеряется количественное соотношение зерен.

 
Трещиноватость коллекторов.

Повышенная трещиноватость является одним из факторов, способствующих не только фильтрации УВ, но и образованию вторичной емкости. Для правильного осуществления прогноза коллекторов сложного типа необходим учет основных закономерностей распределения в них трещин. Для этого важно иметь представление об их генезисе.
1. Нетектонические диагенетические. Образуются за счет уплотнения, дегидратации и различных постседиментационных преобразований (перекристаллизация, доломитизация и т.д.). Чаще всего они заполнены органическим или минеральным веществом, близким по составу вмещающему. Практического интереса не представляют в силе своей “залеченности”.
2. Общие (фоновые) катагенетическо-тектонические. Образуются в литифицированной породе под влиянием нагрузки вышележащих пород. Это наиболее многочисленная категория трещин, пользующаяся повсеместным развитием – фон, на который накладываются трещины более поздних генераций. Обычно эти трещины перпендикуолярны, в пластичных породах – наклонны к слоистости и группируются в системы, на ориетировку которых определяющее влияние оказывают тектонические и общепланетарные процессы. Протяженность их ограничена пределами слоя, плотность – функция мощности слоя и его литологии.
3. Тектонические трещины разгрузки – образуются в результате изменения геостатического давления, вызванного воздыманием пород. К этой категории относятся трещины, па-раллельные слоистости (в случае ориентированной тексту-ры породы), а также хаотические короткие трещины, пре-имущественно открытые, за исключением районов с актив-ной неотектоникой, где они могут быть и залеченными в результате интенсивных гидрохимических процессов.
4. Тектонические соскладчатые трещины – сопровождают пликативные деформации (изгибы разного масштаба). Они пользуются преимущественным развитием на участках перегиба слоев.
5. Тектонические оперяющие или опережающие дизъюнтивы трещины. Имеют локальное развитие и линейно-вытянутый ареал распространения. Их ориентировка жестко связана с направлением тектонических напряжений, а интенсивность обусловлена механизмом формирования разрыва, физическими свойствами вмещающих пород, а также морфологией самого смещения.

Микротрещины по своему происхождению разделяются на:
- литогенетические;
- катагенетическо-тектонические;
- трещины разгрузки;
- собственно тектонические (табл. ).

Для получения параметров трещиноватости замеряются:
- площадь шлифа;
- длина следов трещин;
- раскрытие трещин (ширина).
Площадь шлифа (S) определяется измерительной линейкой или палеткой , ширина трещин (b) с помощью линейного окуляр-микрометра при любом объективе несколькими измерениями в различ-ных ее частях. За расчетную величину расстояния между стенками тре-щин принимается наиболее часто встречаемое значение.
По данным замеров в шлифах ширины трещин и микронах, их суммарной длины в мм и площади шлифа в мм2 производится подсчет параметров трещиноватости:
- трещинной проницаемости (Кт), 1.10-3 мкм2
Кт = А b3 l / S
В зависимости от геометрии систем трещин в формулу проницаемости вводятся соответствующие коэффициенты (А).
1) при одной системе горизонтальных (по отношению к слоистости) трещин 3,42 . 10 6(степень)
2) при двух взаимно перпендикулярных системах вертикальных трещин 1,71 . 10 6(степень)
3) для трех взаимно перпендикулярных систем трещин 2,28 . 10 6;
4) в случае хаотического расположения трещин 1,71 . 10 6.

- трещинной пористости (mт), %
mт = b l / S
- объемной плотности трещин (Т), 1/м
Т = 1,57 l / S
Рассчитанные величины трещинной пористости, трещинной проницаемости и объемной плотности трещин характеризуют трещиноватость пород данного разреза, участка разреза или определенной литологической разности пород.
- объемной плотности трещин (Т), 1/м
Т = 1,57 l / S
Рассчитанные величины трещинной пористости, трещинной проницаемости и объемной плотности трещин характеризуют трещиноватость пород данного разреза или участка разреза.

Количественная оценка параметров трещиноватости, порис-тости и вторичных изменений в сложных коллекторах нефти и газа (по методу больших шлифов ВНИГРИ) проводится с указанием и описанием следующих параметров:
1. Площадь, месторождение
2. Номер скважины
3. Номер образца
4. Глубина залегания, м
5. Возраст
6. Структурно-генетический тип породы (породообразующие компоненты, %; цемент, %; состав; тип)
7. Площадь шлифа, S мм2
Стилолиты
8. Раскрытие, b, мкм
9. Длина, l, мм
10. Ориентация, заполнение
11. Плотность, Тст, 1/м
Минеральные трещины
12. Раскрытие, b, мкм
13. Длина, l, мм
14. Ориентировка заполнения
15. Плотность, Тм, 1/м
Трещины, заполненные твердым битумом (черным или корич-невым)
16. Раскрытие, b, мкм
17. Длина, l, мм
18. Характер битума (коричневый или черный)
19. Плотность, Тб
Трещины открытые и с примазками желтого битума
20. Раскрытие, b, мкм
21. Длина, l, мм
22. Ориентировка
23. Плотность, То, 1/м
24. Трещинная проницаемость, Кт, 10-3 мкм2
25. Трещинная пористость, mт, %
Пористость по шлифу, mш, %
26. Открытая и с примазками желтого битума
27. Поры, заполненные коричневым битумом
28. Заполненые черным битумом
Степень преобразованности пород вторичными процессами, %
Диагенетическими
29. Перекристаллизация
30. Доломитизация
31. Сульфатизация
32. Окремнение
33. Засолонение
34. Кальцитизация
Эпигенетическими
35. Перекристаллизация
36. Доломитизация
37. Сульфатизация
38. Окремнение
39. Кальцитизация
40. Засолонение
Петрофизические параметры
41. Открытая пористость, m, %
42. Газопроницаемость, К, 10-3 мкм2
43. Плотность, Р, 103 кг/м3
44. Тип коллектора
Оценка первичной и вторичной пористости с учетом генезиса пус-тотного пространства и параметров трещиноватости способствует всестороннему изучению сложных коллекторов, позволяя:
- выявлять корреляционные связи между параметрами коллекторских свойств пород и вторичными процессами;
- прогнозировать оптимальные зоны развития вторичной пористости на территории региона, либо в пределах локальных структур;
- выявлять региональные и локальные зоны повышенной трещинова-тости в разрезе и на площади;
- осуществлять дифференцированный подсчет запасов в трещинах и порах;
- выбирать объект для интенсификации добычи.
Оценочные классификации.
По величине коэффициента (мкм2) проницаемости Г.И.Теодоровичем все коллекторы делятся на пять классов:
I – очень хорошо проницаемые – более 1;
II – хорошо проницаемые – 0,1-1;
III – среднепроницаемые – 0,01-0,1;
IY – слабопроницаемые – 0,001-0,01;
Y – непроницаемые – менее 0,001.
Практическое значение с точки зрения нефтенакопления имеют коллекторы первых трех классов, а для газов также и IY класса.
Исследования П.П.Авдусина и М.А.Цветковой показали, что проницаемость зависит прежде всего от структуры порового пространства. Ими впервые была предложена классификационная схема коллекторов по величине открытой пористости (%) и выделено пять классов: А – более 20; В – 15-20; С – 10-15; D – 5-10; Е – менее 5.
Практическое значение имеют коллекторы первых четырех классов.
 
 
Лекция 9.
Обломочные породы как коллекторы нефти и газа.

Обломочные породы относятся к одной из самых распространенных групп пород-коллекторов. В группе обломочных пород не все типы могут быть коллекторами промышленного качества. Не являются коллекторами практически все грубообломочные породы, редко встречаются как коллекторы крупнозернистые пески и песчаники, мелкозернистые алевролиты и пелиты. Типичны в качестве коллекторов – мелкозернистые пески и песчаники, крупнозернистые алевриты и алевролиты, песчано-алевритовые породы, реже среднезернистые песчаники.
Геологические тела обломочных пород-коллекторов имеют форму пластов, линз, пачек тонкого переслаивания песчаных и глинистых слойков. Они могут формироваться в различных тектонических и климатических обстановках. Наиболее распространенные генетические типы обломочных пород-коллекторов – морские песчаные и алевритовые отложения шельфа, эпиконтинентальных морей, дельтовые, речные, эоловые.
Из обломочных пород-коллекторов добывается более половины УВ, однако, выявляется тенденция к снижению их роли с глубиной (свыше 4,0-4,5 км).
Обломочные породы встречаются практически повсеместно. При оценке их качества широко используется классификация А.А.Ханина, в основу которой положены полезная емкость, абсолютная проницаемость и гранулометрический состав породы.
Породы с различными гранулометрическими характеристиками изменяются в разной степени. Хорошосортированные песчаники изме-няются меньше, чем плохосортированные. Мономинеральные меньше, чем граувакковые….

Наблюдение над изменением структур порового пространства терригенных пород позволили выделить в разных зонах катагенеза три основные группы коллекторов:
1. Коллекторы свободнопоровые.
- большей частью на малых глубинах;
- переуплотниться не успели;
- вода из соседних глин отжата мало;
- количество цемента – незначительно – преобладает контак-товый и пленочный;
- характерны высокие значения общей пористости, эффектив-ной пористости и проницаемости.
2. Коллекторы цементнопоровые.
- базальный тип цемента (такой тип цемента часто развивается в условиях фациальных переходов от обломочных к глини-стым или карбонатным породам). Он может встречаться и в молодых, и в древних породах. Только в более древних по-родах цемент является более раскристаллизованным, а ино-гда частично замещен другим.
- пор мало, они мелкие;
- иногда могут наблюдаться мелкие пустоты между цементом и обломочными зернами.
3. Коллекторы реликтово-поровые.
- свойственны нижней зоне катагенеза, где под большим дав-лением начинается перестройка минерального скелета;
- типичный цемент – регенерационный и коррозионный;
- поры, если есть, то небольшие, часто щелевидной формы;
- в жестком монолитном скелете нередко развиваются мелкие трещины. Таким образом, с уничтожением межзерновой пористости возникает и развивается трещиноватость.

 
Количество и тип цемента сильно влияют на вместимость терригенных коллекторов. Цемент может быть синхроничен обломочным зернам породы - сингенетический цемент. Цемент может образоваться и на более поздний стадиях литогенеза. Цемент в обломочных породах может быть представлен различными минеральными фазами.
1. Глинистые минералы. Преимущественно сингенетический, сильно изменяющийся в процессе литогенеза в зависимости от физико-химических условий среды.
2. Железистые минералы. Гидрогетит, лимонит - в основном сингенетические. Глауконит, шамозит, пирит, гематит имеют диагенетическое происхождение.
3. Карбонаты - кальцит и доломит - сингенетические и диагенетические, а также катагенетические, сидерит и анкерит - диагенетические и катагенетические.
4. Кремнистые вещества - опал - сингенетический (кремнистые организмы), халцедон и кварц - диагенетические и катагене-тические.
5. Сульфаты - гипс, ангидрит, барит, целестин - сингенетические, диагенетические и катагенетические.
6. Фосфаты - в основном син- и диагенетические.

Развитие процессов цементации при диагенезе и катагенезе прежде всего связано с поступлением в пористые породы все новых порций погребенных вод из глин по мере их уплотнения. Первоначальное количество воды в глине может составлять до 80% объема. А в су-хих сланцеватых аргиллитах остается 4-5%. Отжатая вода из глин со всеми разнообразными растворенными солями почти полностью перейдет в выше и ниже расположенные пористые породы. Здесь надо учитывать два фактора:
1. Минеральный состав глин, который влияет на отдачу воды, при прочих равных условиях каолинитовые и гидрослюдистые глины отдают воду легче, чем монтмориллонитовые;
2. Соотношение глин и песков в разрезе. Маломощные песчаные пласты в глинистых толщах полностью зацементированы до степени сливных песчаников, а в мощных песчаных пачках при малом количестве глин в разрезе остаются свободные поровые пространства.
Характер осаждающихся из растворов минералов будет целиком и полностью определяться химическим составом и концентраией солей в иловых водах, а затем в пластовых водах.
Общая минерализация увеличивается с глубиной, у поверхности составляя 0,0n мг/л – n г/л, а на глубине 2 км и более – до 150-200 г/л.
В результате повышения концентрации (или снижения ТоС и Р) в осадок начинают выпадать труднорастворимые соединения. Из наиболее массовых процессов – выпадение карбонатов (подзона карбона-тизации). В связи с уходом иона СО32- в пластовых водах начинает преобладать SO42-. Далее осаждаются сульфаты. Далее подзона окварцевания (кремнезем) и далее – хлоридизации.

Определенная зональность наблюдается в поведении растворимой части терригенных пород при погружении их на глубину. Для Прикаспийской впадины Б.К.Прошляков установил, что наблюдается постепенное снижение количества растворимой части от зоны поверхностных температур до 55-60о. В температурном интервале 60-80о количество растворимой части стабилизируется, а затем до 145о вновь возрастает. Основная роль в составе р.ч. принадлежит кальциту. Установлено, что до глубины 2,3 км (до 55о) карбонаты растворяются в это регулируется содержанием углекислоты и хлористого натрия. Развитию процесса способствует повышающееся с глубиной давление и постепенное понижение рН. Противодействует этим факторам рост температуры, снижающий растворимость углекислоты. Глубже 2,3 км при температуре выше 60о количество растворенной углекислоты постепенно уменьшается, и карбонаты выделяются в твердую фазу. При температу-ре более 140-150о растворимость их вновь возрастает.
По характеру распределения карбонатов в разрезе выделены три зоны:
1. Зона декарбонатизации до 2,0 км, температура 15-60о.
2. Зона остаточных карбонатов в интервале 2,0-2,5 км, 50-70о.
3. Зона карбонатизации прослежена на глубинах от 2,3-2,5 км до 4,4 км (ниже образцы отсутствуют). Выделение вторичных карбонатов наблюдается в порах, а с глубины 3,8-4,0 км наблюдается также метасоматическое замещение карбонатами кварца а полевых шпатов.

Основные выводы:
1. Для сохранения первичных терригенных коллекторов наиболее бла-гоприятны платформы с нижкими геотермическими градиентами, а при равных геотермических градиентах – районы с относительно молодыми отложениями. Наименее благоприятны для сохранения емкостных свойств пород складчатые области.
2. На платформах первичные коллекторы промышленного значения распространены в подзонах прото- и мезокатагенеза вплоть до градации МК4.
3. Вторичные поровые и трещинные коллекторы связаны с градация-ми МК5 – АК3.

Уровень возникновения катагенетической трещиноватости можно устанавливать по коэффициенту уплотнения. По данным Б.К.Прошлякова, трещины гидроразрыва в породах появляются при значении коэффициента более - 0,9. Так в терригенных мезозойских породах Прикаспийской впадины соответствующее уплотнение и трещинообразование происходит на глубине 3,5-4,0 км.

Глубина положения границ между различными типами коллекторов в значительной степени определяется температурой недр и длительностью ее воздействия. Например, по данным П.А.Карпова и др., на одних и тех же глубинах (около 4,8 км) в кварцевых песчаниках верхнего мела на Апшеронском полуострове развиты поровые коллекторы (градация МК1, 100о ), а в аналогичных по составу среднедевонских песчаниках Воронежского массива распространены порово-трещинные коллекторы (градация МК 3-4, 120о).
Таким образом, глубина распространения первично-поровых коллекторов в терригенных породах может быть достаточно большой (более 4,5 км), прослеживаясь в диапазоне градаций ПК1-МК4 платформенных областей. В осадочных бассейнах складчатых областей диапазон распространения первично-поровых коллекторов ограничивается снизу уровнем градации МК2, глубже прослеживаются коллекторы порово-трещинного и трещинного типов.

Лекция 10.
Карбонатные породы как коллекторы нефти и газа.

Карбонатные породы – осадочные образования, которые более, чем на половину сложены карбонатными минералами. По минеральному составу все карбонатные породы довольно однообразны, но в структурном отношении имеют гораздо больше разновидностей, чем породы терригенные.
Классификация карбонатных пород по минеральному составу: известняки, доломиты, магнезиты, сидериты и т.д.
Любая карбонатная породы состоит из следующих элементов: зерна (форменные элементы), цемент, поры.
Структуры карбонатных пород определяются основными компонентами (видами зерен) и их соотношением.
Зерна: обломочные, биоморфные, сфероагрегатные, комки.
Цемент: карбонатный (микрит, спарит) и некарбонатный.
Структурная классификация карбонатных пород по В.Т.Фролову.

Пустотное пространство карбонатных пород. В карбонатных породах могут быть все виды пустот по стадиям формирования. В биоморфных карбонатных породах к первичным относятся внутриформенный и межраковинные пустоты. В обломочных и оолитовых известняках пористость вначале первичная. Так же как и в терригенных породах на создание первичных пор влияет форма, размер минеральных зерен или агрегатов, характер упаковки, количество и тип цемента. Однако первичные пустоты в карбонатных породах играют меньшую роль, чем вторичные. Даже в рифовых известняках, где роль первичной пористо-сти высока, свои наилучшие коллекторские свойства известняки при-обретают вледствие вторичных процессов.
Пустоты, формирующиеся в карбонатных породах при постседиментационных процессах, являются преобладающими.
Практически все карбонатные коллекторы относятся к коллекторам сложного типа.

Заложение седиментационной пористости связано со структурным типом карбонатной породы (структура – опосредована определенными условиями образования).

Наиболее распространенными карбонатными породами – коллекторами являются известняки.
В пределах основных генетических (или структурных) групп известняков можно выделить определенные структурные разности пустот.
1. Биоморфные известняки.
В рифах выделяются: так называемые «ситчатые» известняки с пористостью до 60%, сложенные кораллами, мшанками, брахиоподами; «губчатые» крупно-детритовые известняки (с пористостью 40-45%) часто кавернозные; малопористые известняки с отдельными порами и кавернами, чаще всего выщелачивания. Ситчатые и губчатые группируются в зоны повышенной пористости (рис. рифа). Образование ее в этих зонах часто связано с выведением пород на поверхность и выветриванием. Дебиты скважин в разных частях рифа различны.
Фитогенные известняки – строматолиты – имеют широкое развитие в породах кембрия, венда и рифея. Скелетные остатки этих организмов имеют пустоты и могут быть коллекторами.
2. Биоморфно – обломочные известняки.
Эти породы, как правило, всегда сцементированы и обладают меньшим емкостным пространством по сравнению с биоморфными. Пустоты этих пород называют межагрегатными, так как внутренняя структура составных частей этих пород различна.
3. Сферолитовые и кристаллитовые известняки.
В оолитовых породах различается поровое пространство межоолитовое, трещины сокращения между и внутри концентров оолита и отрицательно-оолитовые пустоты, образующиеся при выщелачивании оолитов. Оолитовые известняки довольно хорошие коллекторы. При отсутствии цемента могут существовать оолитовые пески.
Кристаллитовые известняки. Структура порового пространства кавернозная, в кристаллитово-зернистых – может быть межзерновая.
4. Пелитоморфные известняки.
Эти породы обычно обладают повышенной трещиноватостью по сравнению с другими типами карбонатных пород. Многочисленные трещины сокращения могут образовываться в пелито-выом крбонатном осадке при его обезвоживании. В этих же из-вестняках развито наибольшее количество стилолитовых швов.
5. Обломочные известняки.
По структурам эти породы сходны с обломочными, но по склонности к вторичным процессам тяготеют к известнякам.
Доломиты – следующие по распространенности карбонатные породы.

 
Лекция 11.
Нетрадиционные коллекторы.

К нетрадиционным коллекторам относятся толщи пород, обладающие низкой пористостью, представленные глинистыми, кремни-стыми, вулканогенными, интрузивными и метаморфическими порода-ми. Их нефтегазоносность мала по сравнению с карбонатными и обломочными коллекторами.
Их можно разделить на две группы. Первая – глинистые и биогенные кремнистые толщи («баженовиты» – глинисто-кремнистые; «доманикиты» – глинисто- и кремнисто-карбонатные). Их нефтегазоносность обычно сингенетична. Природные резервуары возникают в них в процессе катагенеза и само возникновение или увеличение пустот связано с генерацией углеводородов и перестройкой минерального ске-лета пород.
Глинистые породы. В глинистых породах вследствие трансформации глинистых минералов, выделения связанной воды, генерации из ОВ жидких продуктов и газов возникают зоны разуплотнетия. Какой-то участок породы вследствие роста внутреннего давления пронизывается системой трещин и возникает природный резервуар, ограничен-ный со всех сторон менее измененными породами. Зачастую эти участки никак не связаны со структурно-тектоническими особенностями региона. Считается, что подобным образом образовались резервуары в баженовской карбонатно-кремнисто-глинистой толще верхней юры За-падной Сибири (Салымской месторождение и др.)
Породы баженовской свиты Западной Сибири получили наибольшую известность. Масштабы ее развития огромны. Она прослежи-вается с ЮВ на СЗ на 1200 км, полосой шириной 600 км. Кровля свиты вскрыта сквадинами на глубине 2100 – 3400 м, мощность ее составляет в среднем 15-30 м, увеличение мощности до 50-95 м отмечено на севе-ре плиты, а убывание до 5 м – на локальных поднятия в пределах сво-дов (Сургутского и др.). Максимальный дебит из этих коллекторов на Салымском месторождении достигал нескольких сотен тонн в сутки. Породы имеют пелитовую структуру, микрослоистость подчеркивается распределением ОВ, содержание которого достигает 25%, содержание свободного кремнезема повышенное (10-30%), общая пористость 5-8%, плотность 2,23-2,4 г/см3 (по Н.Б.Вассоевичу, такая плотность характер-на для пород начального катагенеза – буроугольной стадии), что заметно ниже по сравнению с выше- и нижележащими породами. Основной причиной возникновения пустот в глинистых породах баженовской свиты является преобразование органического вещества, в результате которого возрастает объем флюидов. Возросшее давление способствует образованию сети трещин в основном по наслоению вдоль ослабленных уровней.
Об уменьшении плотности пород баженовской свиты свидетельствует эксперимент, проведенный М.К.Калинко. Образец породы подвергался нагреванию до 180о С при давлении 25 Мпа в течение 20 суток. До нагревания пористость породы составляла 1,88%, после нагревания увеличивась до 2,71%, доля крупных пор размером более 10 мкм возросла с 6 до 11%.
По времени формирование коллекторских свойст и генерация УВ в баженитах, по-видимому, совпадает. Эти породы являются коллекторами одноразового использования. При отборе нефти трещины смыкаются. В них нельзя закачать нефть или газ как это делают при строительстве подземных хранилищ в других типах пород.

Кремнистые породы биогенного происхождения. На первых этапах «ажурная» структура створок диатомовых водорослей и других организмов, сложенных опалом, создает биопустотный коллектор. В последующем при повышенном содержании сапропелевого ОВ процессы генерации сходны с процессами в глинистых толщах. При трансформации опала в кристобалит-тридимит на месте биогенной возникает глобулярная структура. При дальнейшем увеличении катагенеза и транс-формации кремнезема в халцедон и кварц возникают породы уже другого типа (порцелланиты и др.), происходит их растрескивание, систе-ма трещин способствует образованию резервуара (миоценовые породы формации Монтерей в Калифорнии). Сходным образом возникают ре-зервуары в глинисто-карбонатных богатых ОВ породах, называемых доманикиты.

Вулканогенные породы.
Нефть и газ в туфах, лавах и др. разно-стях вулканогенных пород связана с пустотами, которые образовались при выходе газа из лавового материала или со вторичным выщелачиванием. Нефтегазоносность этих пород всегда вторична. Регионально нефтеностной является, например, осадочно-туфогенный вулканогенный комплекс эоценового возраста Восточной Грузии и Западного Азербайджана.

В составе фундамента нефтегазоносность бывает связана с метаморфическими и интрузивными породами. Большей частью природ-ные резервуары в низ возникают за счет выветривания, проработки гидротермальными растворами и других вторичных изменений. Притоки нефти получены из коры выветривания гранитно-метаморфических пород, залегающих в ядрах мезозойских поднятий в Шаимском районе Западной Сибири.

Лекция 12
Породы-покрышки (флюидоупоры)

Флюидоупор – один из двух главных составляющих природного резервуара. Наличие в разрезе пород флюидоупора является обязательным условиям формирования и сохранения промышленных скоплений нефти и газа. В определении термина порода-покрышка (флюидоупор) среди исследователей нет единства. Большинство авторов в качестве основного показателя породы-флюидоупора называют низкую проницаемость и способность ее таким препятствовать миграции УВ из перекрываемого ею коллектора. Часть авторов при выделении пород-покрышек учитывает роль составляющих породу компонентов, а также энергетику процессов. Ниже приводятся определения разных авторов понятия порода-покрышка (Словарь…, 199….).
- Т.Т.Клубова (1968) – сложные природные системы, основными компонентами которых являются составляющие их минералы, ОВ и насыщающие породу воды; свойства пород как покрышек определяются характером процессов, протекающих в этих системах.
- Г.Э.Прозорович (1970) – пачки или толщи преимущественно глини-стых пород, диффузионная, фильтрационная и трещинная проницаемость которых настолько низка в определенные отрезки геологического времени, что, частично пропуская через себя УВ, они задерживают значительную часть их в перекрываемом коллекторе.
- В.Д.Наливкин (1971) – литологическое пластовое тело, сложенное преимущественно изолирующими породами; проницаемые тела включаются в состав покрышки в том случае, если занимают в ней подчиненное положение и не имеют постоянной незатрудненной связи с проницаемыми телами, раздяляемыми этой покрышкой.
- Н.А.Еременко, И.М.Михайлов (1972) – порода, которая для данного флюида при определенном перепаде давления и температуре препятствует началу фильтрации.
Флюидоупоры различаются по:
- характеру распространения (протяженности),
- по мощности,
- литологическому составу,
- минеральному составу,
- степени нарушенности сплошности и т.д.
Э.А.Бакировым (1969) предложена классификация флюидоупоров с учетом масштаба их распространения и положения в разрезе. Классификация выполнена на основе анализа строения и распростра-ненности слаюопроницаемых пород эпипалеозойских платформ бывшего СССР и сопредельных регионов.

Лекция 12 (продолжение).

По выдержанности флюидоупоров в пределах нефтегазоносных провинций и областей, зон нефтегазонакопления и месторождений нефти и газа Э.А.Бакиров выделил региональные, субрегиональные, зональные и локальные флюидоупоры.
Региональные флюидоупоры – толщи пород, практически лишенные проницаемости и распространенные на всей территории провинции или большей ее части. Примеры таких флюидоупоров – майкопские отложения (олигоцен – нижний миоцен), которые развиты на всей территории Предкавказья и альпийских передовых прогибов, а также глинистые отложения альба, распространенные в пределах Скифской и Туранской плит, За-падно-Сибирской нефтегазоносной провинции.
Субрегиональные флюидоупоры – толщи практически непроницаемых пород, распространенных в пределах крупных тектонических элементов I по-рядка, к которым приурочены нефтегазоносные области. Например, соленосные отложения верхней юры Восточно-Кубанской впадины (Скифская плита) или туронские глины в Западно-Сибирской провинции.
Зональные флюидоупоры – непроницаемые толщи пород значительной мощности, распространение которых ограничивается зоной нефтегазонакопления или частью нефтегазоносной области, приуроченными к структурным элементам II порядка (валообразным поднятиям или к тектоническим блокам, объединяющим несколько локальных структур). Примером зонального флюидоупора являются альбские глинистые отложения вос-тока Туранской плиты.
Локальные флюидоупоры – толщи пород, распространенные в пределах одного или нескольких близко расположенных месторождений. Площадь их распространения, как правило, контролируется локальной структурой.
Мощность пласта – важный признак, определяющий надежность Флюидоупора. Через тонкий пласт возможен прорыв УВ и уход их из залежи. Возможен уход УВ и за счет диффузии, поскольку величина некоторых моле-кул значительно мельче размера пор в породах-экранах, например, размер молекулы метана – 0,0002 мкм. К.Ф.Родионова и В.А.Ильин установили почти постоянное присутствие УВ в глинистых экранирующих толщах. Собственно на явлении диффузии УВ основаны геохимические поиски УВ.
Необходимая мощность экранирующей толщи определяется литологическим составом пород и связанными с ними размером пор, а также перепадом давлений флюидов в покрышке и коллекторе, которое может достигать десятки мегапаскалей. В большинстве случаев мощность флюидоупоров составляет 10-70 м, однако при больших ее зна-чениях запасы УВ в залежах, по данным И.В.Высоцкого и В.И.Высоцкого (1986), заметно возрастают. Этот факт свидетельствует о возможности рассеивания УВ через тонкую покрышку.
По соотношению флюидоупоров с этажами нефтегазоносности Э.А.Бакиров выделил:
- межэтажные толщи-покрышки, перекрывающие этаж нефте-газоносности в моноэтажных месторождениях или разделяющие их в полиэтажных месторождениях;
- внутриэтажные, раздяляющие продуктивные горизонты внутри этажа нефтегазоносности;

По литологическому составу выделяются покрышки глинистые, карбонатные, глинисто-карбонатные, галогенные, сульфатные, сульфатно-галогенные, галогенно-карбонатные и другие смешанные типы. Наиболее надежные флюидоупоры – глинистые толщи и эвапориты.

Глинистые породы-покрышки. Экранирующие свойства гли-нистых пород, помимо выдержанности и мощности, рассмотренных выше, зависят от:
- их состава;
- наличия примесей (песчанистости, алевритистости, ОВ);
- текстурных особенностей;
- вторичных изменений;
- трещиноватости;
- мощности и выдержанности.

Минеральный состав породы-покрышки является важнейшим показателем, определяющим ее качество. Более всего способствуют надежности экранирующих свойств минералы группы монтмориллонита, слабее – гидрослюды и каолинит. Эта особенность предопределяется тем, что глинистые минералы обладают различной способностью к набуханию. В полном соответствии с минеральным составом глин находится вели-чина их емкости поглощения (обменной емкости), которая, как показа-ли исследования Т.Т.Клубовой, служит косвенным показателем способности глинистых минералов оказывать влияние на процессы, протекающие в породах, в том числе и на формирование экранирующих свойств пород. Экспериментальные исследования показали, что при добавлении в чистый, среднезернистый кварцевый песок 20% каолиниты проницаемость смеси понижается в 500 раз, а при добавлении тако-го же количества монтмориллонита – более чем в 3 000 раз. С величиной обменной емкости связаны пластичность, набухаемость, пористость, проницаемость, деформационно-прочностные и другие свойства глин.

Терригенные примеси ухудшают изолирующие свойства пород благодаря возникающим вокруг них зонам повышенной проницаемости. Ухудшение показателей экранирующей способности глинистых покрышек связано с количеством, минеральным составом и структурой терригенных минералов-примесей, причем степень зависимости определяется взаимоотношением основных компонентов породы друг с другом, т.е. текстурами.
Органическое вещество участвует в формировании текстурного облика породы и структуры порового пространства, т.е. в формировании экранирующих свойств. По классификации Т.Т.Клубовой (1968-1970 гг.) рассеянное ОВ делится на три типа:
1) Углефицированные органические остатки, лишенные подвижных компонентов – не участвуют в формировании флюидоупорных свойств, служат матрицей, по которой образуются такие аутигенные минералы как пирит, сидерит, анатаз, графит.
2) Растительные остатки со значительным количеством гидролизуемых компонентов – способствуют образованию характерных для пород-покрышек слоистых и петельчатых мезотекстур. Покрышки с такими мезотектстурами обладают повышенной прочностью и пониженной проницаемостью в направлении, перпендикулярном к напластованию.
3) Сорбированное глинистыми минералами ОВ, которое снижает проницаемость и повышает прочность пород-покрышек, не влияя на пластичность пород. Сорбированное ОВ служит как бы цементом, сокращающим размер пор, в первую очередь мелких.
Итак, уменьшение размера пор особенно значительно, когда ОВ относится к третьему типу (олеиновая кислота, сине-зеленые водоросли), и меньше, когда ОВ содержит значительное количество компонентов, не способных сорбироваться глинистыми минералами.
Текстуры пород-покрышек. Различие в фильтрационных характеристиках пород с разными текстурами обусловлено тем, что зоны текстурного сочлене-ния микроблоков глинистых минералов, действующих как один моно-кристалл, микролинз и слойков алевритового материала, стяжений карбонатных минералов и ОВ образуют уже не поры, а полосы повышенной проницаемости. Здесь необходимо отметить одну особенность. У пород с беспорядочными (массивными) мезоструктурами фильтрационные свойства во всех направлениях одинаковы, тогда как при слои-стых мезоструктурах и аксиальных микротекстурах в породах фиксируется анизотропия фильтрационных свойств.

Уплотнение пород-флюидоупоров. Характер изменения структуры порового пространства и проницаемости, а следовательно, экранирующая способность флюидоупоров в значительной степени обусловлены изменением плотности пород, которая прежде всего зависит от литологического состава и глубины залегания.

Наиболее надежными экранирующими свойствами по параметру уплотнения глинистые породы обладают при коэффициенте уплотнения k?= 0,8-0,9. В платформенных условиях это соответствует глубинам 1,5-3,5 км. При больших значениях k? глины переходят в аргиллиты, экранирующие свойства пород повышаются, на одновременно они становятся малопластичными, способными к образованию трещиноватости, что снижает их потенциальные возможности как флюидоупоров.
По экранирующей способности, в зависимости от проницаемости и давления прорыва газа А.А.Ханин (1969) разделил глинистые по-крышки на пять групп (ЭТА ТАБЛИЦА У ВАС ЕСТЬ!).
Суммируя все сказанное о глинистых породах-флюидоупорах нефтяных и газовых залежей, отметим, что для надежного прогнозирования качества пород как покрышек необходимо иметь следующие сведения:
- их минеральный состав;
- структурно-текстурные особенности;
- количество и тип ОВ;
- выдержанность по простиранию;
- мощность;
- деформационно-прочностные свойства.

Соляные покрышки. Соли являются, по-видимому, наилучшими покрышками, хотя и сквозь их толщу может проходить медленный, но постоянный поток УВ. С этими покрышками связано существование гигантских по запасам скоплений газа (например, Вуктыльское и Оренбургское в Предуралье под пермской соленосной толщей). Более пластичные покрышки каменной соли являются лучшими по качеству, чем ангидриты и гипсы. По мере увеличения глубины возрастает пластич-ность солей, в связи с чем улучшаются и их экранирующие свойства.
Плотностные покрышки образуются обычно толщами однородных, монолитных, лишенных трещин тонкокристаллических извесняков, реже доломитов, мергелей, аргиллитов. Карбонатные покрышки характерны для нефтяных залежей платформенных областей, для условий пологого залегания пород. Карбонатные покрышки часто ассоциируются с карбонатными коллекторами, границы между ними могут иметь весьма сложную поверхность. Для карбонатных покрышек характерно быстрое приобретение ими изолирующей способности в связи с быстрой литификацией и кристаллизацией карбонатного осадка. Для плотностных покрышек большое значение имеет мощность, увеличивающая в целом крепость пород.
Плотностные покрышки теряют свою герметичность на больших глубинах за счет появления трещин механического образования.

Криогенные покрышки – обычно песчано-алевритовые породы с льдистым цементом. Формируются в зонах развития многолетнемерзлых пород. Мощность вечной мерзлоты может достигать 600 м.Под этими практически непроницаемыми экранами известны скоп-ления газа (Западная Сибирь, Лено-Вилюйский бассейн, Аляска).

Лекция 13
Литологические и палеогеографические предпосылки формирования в осадочном чехле пород-коллекторов и пород-флюидоупоров.

Фация. Понятие фация появилось около 300 лет назад в работах датского ученого Н.Стено. А.Гресли в 1839 году впервые применил термин фация для обозначения изменений одновозрастных отложений в горизонтальном направлении и вертикальной последовательности. Впоследствии именно эта трактовка была развита в работах Н.А.Головинского, Л.Б.Рухина, Г.Ф.Крашенинникова и др.
По мнению этих авторов, под фацией понимается комплекс отложений, отличающихся составом и физико-географическими условиями образования от соседних отложений того же стратиграфического интервала. Как отмечает Г.Ф.Крашенинников, здесь подчеркнуты следующие моменты:
1. Фация – реально существующий в природе объект, комплекс отложений, характеризующийся определенным вещественным составом, формой тела, стратиграфическим возрастом;
2. Комплекс отложений, относимых к одной фации, характеризуется общностью физико-географических условий образования; следовательно отложения объединяются в фации на основании генетических признаков;
3. Физико-географическая обстановка, в которой образовались отложения каждой конкретной фации, отличается от соседних обстановок; следовательно, фации выделяются и рассматриваются обязательно в сравнении с другими фациями, что позволяет восстанавливать условия образования отложе-ний определенного стратиграфического интервала разреза.
По другим представлениям (Ю.Жемчужников, Н.М.Страхов и др.) под фацией понимают те физико-географические условия, в которых образовались породы.
Сближает два основных направления в трактовке понятия фация определение, предложенное Н.В.Логвиненко в 1973 г., согласно кото-рому фация – это обстановка осадконакопления, современная или древняя, овеществленная в осадке или породе.
В отдельных случаях термин фация употребляется для обозначения некоторых частных особенностей строения горных пород или среды осадкообразования. Например, геохимические фации Л.В.Пустовалова.
Важен вопрос об объеме понятия фация. Наиболее конкретно на него ответил географ и зоолог Л.С.Берг в 1945 г., считавший фацию ?наименьшей? неделимой единицей ландшафта, в пределах которой происходило осадконакопление.
Основные задачи фациального анализа:
1. Выделение в разрезе фаций, благоприятных для образования нефтематеринской и газоматеринскох отложений.
2. Изучение литологических и палеогеографических факторов, предопределяющих распространение в разрезе осадочного чехла пород-коллекторв и покрышек.
3. Изучение фациальных условий образования ловушек не-структурного типа.
Емкостно-фильтрационные свойства горных пород в значительной мере определяются литолого-фациальными условиями осадконакопления. Так, среди получивших наибольшее распространение в осадочном чехле как в прошлом, так и в современную эпоху отложений морского генезиса породы-коллекторы имеют максимальное развитие в прибрежных и мелководно-шельфовых образованиях.
В прибрежных зонах, на глубинах моря до 30 м, охватывающих при пологом рельефе обширные площади, вследствие перемещения береговой линии во времени в результате развития трансгрессий и регрессий терригенные породы-коллекторы образуют выклинивающиеся вверх по восстанию пласты, слагают расположенные параллельно бере-гу валы и гряды высотой до нескольких метров, баровые тела, берего-вые дюны, пляжевые образования. Здесь также бывают хорошо выражены базальные горизонты, залегающие в основании трансгрессивных серий. Прибрежная зона шельфа максимально подвержена действию приливов и отливов и, располагаясь между уровнями наиболее высоко-го прилива и самого низкого отлива, имеет большую гидродинамическую активность вод. В результате происходит постоянное взмучивание осадков, сортировка их по размеру, шлифовка поверхностей обломочных зерен. Среди прибрежных отложений наиболее широко распространены песчаники с незначительной примесью глинистых частиц, окатанными зернами и характерной разнонаправленной косой слоистостью. Полимиктовые песчаники образуются вблизи разрушающихся кристаллических пород. В результате их неоднократного переотложе-ния возникают кварцевые пески. Карбонатные отложения в этой зоне широко представлены оолитовыми, органогенными, органогенно-обломочными и обломочными разностями.
В связи с этим именно прибрежные фации чрезвычайно благоприятны для обнаружения мощных относительно выдержанных терригенных, терригенно-карбонатных и карбонатных коллекторов с высокими емкостно-фильтрационными свойствами.
Характерная особенность прибрежных фаций – развитие разнообразных аккумулятивных форм рельефа, служащих при ограничении их непроницаемыми породами литологическими резервуарами для нефти и газа. Наибольший интерес среди аккумулятивных тел прибрежных фаций представляют бары.
Как показывают материалы по изучению коллекторов на больших глубинах, терригенные коллекторы высокого класса сохраняются на глубинах более 4 км лишь в областях развития прибрежно-морских отложений, образовавшихся при большой гидродинамической актив-ности среды осадконакопления – отложения баров, отмелей, потоков и т.д.
Исследования К.И.Багринцевой показали, что органогенные, органогенно-обломочные и обломочные карбонатные породы прибреж-ной и мелководной зон характеризуются высокой седиментационной пористостью. Это, в частности, объясняется тем, что в осадках с повышенным содержанием ОВ выделяется большое количество углекислого газа, способствующего развитию процессов растворения известняков. Развивающаяся впоследствии на стадии диагенеза и эпигенеза вторич-ная пористость, в первую очередь связанная с выщелачиванием карбо-натных пород, наиболее интенсивно проявляется в породах с высокой первичной пористостью; “залечивания” седиментационных и диагенетических пор полностью не происходит.
Именно в этой зоне формируются каверново-поровые типы коллекторов с высокими емкостно-фильтрационными свойствами. Для слабосцементированных биоморфных, органогенно-детритовых и обломочных типов карбонатных пород значения проницаемости превышают 0,1 мкм2, открытая пористость составляет 20-30%, а эффективная пористость близка к ней, что связано с низким содержанием в коллекторах остаточной воды (10-15%).
Прибрежные отложения, как правило, не содержат непроницаемых пород регионального и зонального распространения. Подчиненное развитие глинистых пород в этой зоне, высокое содержание в них песчаной и алевритовой примеси, сильная расслоенность приводят к формированию в последующем лишь локальных покрышек, способных контролировать небольшие по запасам залежи. Породы-флюидоупоры более высокого качества следует искать в перекрывающих отложениях, представленных трансгрессивными сериями более глубоководных частей морских бассейнов.
Фации мелководных частей шельфа образуются на глубинах мо-ря от 30 до 100 м. Здесь еще продолжает сохраняться значительная гидродинамическая активность вод. Эта зона густо заселена разнообраз-ным бентосом, высшими и одноклеточными водорослями, рифообра-зующими кораллами, губками. Здесь формируются различные типы терригенных, терригенно-карбонатных и хемогенных осадков.
Образованиями мелководных фаций, представляющими боль-шой интерес для нефтяников, являются различные органогенные постройки, в первую очередь береговые и краевые рифы.
Ширина шельфовой зоны при неоднократных перемещениях береговой линии может достигать на платформах нескольких сот километров.
Мелководные морские отложения служат местом накопления мощных, выдержанных по простиранию терригенных и карбонатных пород с большой долей коллекторов высокого класса. Примером выдержанных терригенных коллекторских толщ мелководного генезиса служат сеноманские песчаники севера Западно-Сибирской привинции.
Среди карбонатных пород наибольшее промышленное значение имеют собственно рифы и рифогенные фации, образовавшиеся в условиях высокой гидродинамической активности среды осадконакопления. Формирующиеся здесь коллекторы каверно-порового и порового типов, по данным К.И.Багринцевой, имеют проницаемость более 1 мкм2, пористость 25-35%, коэффициент нефтегазонасыщенностьи более 0,9. В мелководном море со средней гидродинамической активно-стью среды осадколнакопления в органогенных, органогенно-обломочных и обломочных карбонатных породах формируются поровые коллекторы проницаемостью до 0,5 мкм2, пористостью 17-25%, коэффициентом нефтегазонасыщенности 0,7-0,9.
Из глинистых отложений мелководно-морских фаций впоследствии формируются, как правило, покрышки невысокого качества, зонального и локального площадного распространения, что объясняется значительной примесью в глинах песчано-алевритового материала, как рассеянного, так и в виде прослоев.
Для шельфовых отложений, образовавшихся на глубинах 100-200 м, характерно накопление осадков при слабой гидродинамической активности вод, без существенной смены обстановки на больших пло-щадях. Среди органогенных пород развиты фораминиферовые извест-няко, диатомиты, опоки. Широко распространены хемогенные – кар-бонатные, кремнистые, фосфорит и глауконитсодержащие.
Среди умеренно-глубоководных отложений породы-коллекторы встречаются значительно реже. Участки их развития бывают приурочены к районам донных течений, мутьевых потоков и подводных оползней. Аналогичные условия накопления коллекторских толщ характерны и для глубоководных батиальныхобластей.
Умеренно-глубоководные и глубоководные фации служат областями развития региональных глинистых покрышек высокого каче-ства. В этих частях морских бассейнов формируются мощные глинистые толщи гидрослюдистого и монтмориллонитового состава, содержащие незначительную примесь песчаного материала и выдержанные на больших территориях.
Отложения переходного типа (от морских к континентальным) в осадочном чехле пользуются ограниченным распространением. К переходным фациям относятся отложения лагун, лиманов, дельт. Общие особенности строения отложений этого типа – пестрота состава, невыдержанность его по площади и разрезу, присутствие органических остатков как животного, так и растительного происхождения.
Резкая фациальная изменчивость отложений способствует образованию в дельтах многочисленных литологических ловушек. Литологическими экранами, в основном локального распространения, служат глинистые отложения дельт.
В континентальных отложениях породы-коллекторы чаще всего приурочены к корам выветривания и руслам древних рек.
Таким образом, прогнозирование фильтрационно-емкостных свойств коллекторов, экранирующих свойств покрышек и их измене-ний по площади базируется на результатах фациального анализа с учетом последующих катагенетических изменений. При таком подходе становится возможным выявление закономерностей изменения свойств пород в пространстве в условиях большего или меньшего дефицита фактических данных.
Фациальный анализ а последующий прогноз коллекторских и экранирующих свойств пород рационально проводить для генетически единых толщ, характеризующихся закономерным изменением всех параметров по площади и разрезу, т.е. для формаций.

Комментарии

интересная лекция

интересная лекция. спасибо