ПРИРОДНЫЕ РЕЗЕРВУАРЫ, ИХ ТИПИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРИСТИКА

1. Основные понятия и термины, принципы типизации

Природные резервуары (ПР) - понятийная категория, которая определяет естественные природные системы и позволяет разрабатывать геологические модели для изучения влияния строения осадочных толщ на распределение в них залежей нефти и газа в ловушках различных генетических и морфологических типов. Анализ условий формирования ПР, их классификация и типизация с учетом генетических и морфологических признаков представляет не только теоретический, но и, прежде всего, практический интерес.

Природные резервуары являются сложными иерархическими системами, в которых происходят физические и химические взаимодействия между породами и флюидами, а также между разными флюидами. ПР состоит из элементов с разными литолого-физическими свойствами и содержат флюиды разного фазового состояния. Соотношения этих элементов во времени меняются. В результате изменения свойств флюидоупоров, разделяющих пласты-коллекторы, за счет нескольких элементарных резервуаров могут возникать более сложные резервуары. Все это требует соответствующей методики при изучении ПР и практическом использовании его результатов.

Природный резервуар - это природная емкость для нефти, газа и воды. Он характеризуется следующими показателями:

- типом коллектора

- соотношением коллектора с непроницаемыми (флюидоупорными) породами

- емкостью

- формой и условиями залегания

- гидродинамическими условиями и пластовой энергией.

Частью природного резервуара, в которой может образоваться и сохраниться залежь нефти и газа, является ловушка. В частном случае, когда ПР ограничен литологически со всех сторон, его параметры могут совпадать с параметрами ловушки, т.е. весь резервуар может быть представлен одной ловушкой.

Закономерности размещения ловушек и особенности их строения в значительной мере определяются строением природного резервуара.

Особенности же строения и свойства ПР определяются составом и строением слагающих его пород и их соотношениями. Эти свойства и соотношения обусловлены генезисом ПР - происхождением отдельных типов осадков, периодичностью осадконакопления, характером вторичных преобразований.

Только на генетической основе возможно прогнозирование резервуаров в целом и отдельных его элементов.

В классификации ПР, предложенной Н.А.Еременко (1988), использованы следующие понятия:

- класс

- генетический тип

- порядок

- распространенность

- морфологический тип.

Класс природного резервуара устанавливается по литологическому составу слагающих его коллекторов и перекрывающего флюидоупора:

терригенный

терригенно-карбонатный

карбонатно-терригенный

карбонатно-эвапоритовый

пелитоидный

вулканогенный

вулканогенно-осадочный

осадочно-вулканогенный

При определении класса в первой части указывается литологический состав пласта-коллектора, во второй - покрышки. Так название "терригенно-карбонатный" означает, что ПР сложен теригенными коллекторами и карбонатной покрышкой; "терригенный" - что и пласт-коллектор и покрышка представлены терригенными породами.

Основные характеристики ПР - емкостные и фильтрационные свойства и их изменчивость по разрезу и по площади определяются генезисом пород, образующих природный резервуар, то есть генетическим типом ПР. На основе изучения генезиса отложений осуществляется прогнозирование и поиски ловушек.

Природные резервуары могут быть моно- и полифациальными. Во втором случае, например, шельфовые пески могут сменяться баровыми или дельтовыми, а последние - аллювиальными образованиями, которые в совокупности формируют единую гидродинамическую систему.

Фациальная изменчивость отражается на физических свойствах различных частей единого резервуара, на процессах миграции и аккумуляции УВ; они обуславливают многообразие генетических и морфологических типов ловушек в пределах резервуара.

В этой связи иногда выделяются субрезервуары. Они характеризуются определенными физическими свойствами, а также их распределением по разрезу, отличающимся от других частей того же резервуара при генетическом единстве с резервуаром, которому принадлежат эти субрезервуары.

Монофациальные ПР в большинстве случаев имеют локальное распространение; региональные же резервуары почти всегда полифациальны, что и дает основание выделять в их пределах субрезервуары.

По характеру взаимоотношения между элементами, образующими резервуар, определяют порядок ПР - простой (совершенный и несовершенный) и сложный. Использование этих понятий вызвано тем, что между пластами-коллекторами нередко залегают пачки-проводники, т.е. между коллекторами отсутствуют флюидоупоры. В этих случаях пласты могут иметь единый водонефтяной или газоводяной контакты и между ними имеется гидродинамическая связь.

Простой совершенный ПР - это пласт-коллектор с перекрывающими и подстилающими флюидоупорами (покрышка + коллектор + покрышка) или пласт-коллектор при различных сочетаниях флюидоупоров и промежуточных пачек (покрышка + промежуточная пачка + коллектор + покрышка или покрышка + коллектор + промежуточная пачка + покрышка).

Простой несовершенный ПР - часть простого совершенного и представляет собой пласт-коллектор с перекрывающей и/или подстилающей промежуточными пачками либо сочетание пласта-коллектора с нижним или верхним флюидоупорами: промежуточная пачка + коллектор; коллектор + промежуточная пачка; промежуточная пачка + коллектор + промежуточная толща; покрышка + коллектор либо коллектор + покрышка.

Сложный ПР - совокупность нескольких пластов-коллекторов при различных сочетаниях флюидоупоров и промежуточных пачек. При этом флюидоупоры и сверху и снизу должны быть едиными для всех пластов-коллекторов

Очень важная характеристика ПР - площадь его распространения. От нее в значительной мере зависят объем УВ и концентрация их в ловушках разных генетических и морфологических типов. В зависимости от распространенности природные резервуары могут быть локальными, зональными или региональными.

Локальные и зональные совершенные ПР пространственно могут переходить в несовершенные в зависимости от фациальной изменчивости покрышки.

Локально развитые ПР не могут образовывать крупные месторождения. Все гигантские месторождения связаны со сложными резервуарами, имеющими широкое распространение по площади.

Выявление морфологического типа ПР позволяет установить границы распространения резервуара, определить и спрогнозировать участки, наиболее благоприятные для формирования ловушек.

Выделяются три морфологических типа:

- линзовидный

- рукавообразный

- плащевидный.

Линзовидный тип обычен при локальном развитии резервуара; плащевидный характерен для регионального или зонального распространения, а рукавообразный наиболее част при зональном развитии ПР. Последний тип связан с зонами распространения аллювиальных отложений или отложений течений либо с локальным развитием отложений мелких русел, рек, баров и т.д.

По соотношению коллектора с ограничивающими его плохо проницаемыми породами выделяются три основных типа ПР: пластовые массивные и литологические ограниченные со всех сторон (Еременко Н.А.,1988).

Пластовый природный резервуар - это коллектор, ограниченный на значительной площади в кровле и подошве плохо проницаемыми породами.

В таком ПР мощность коллектора более или менее выдерживается на большой территории. При общем сохранении пластового характера на тех или иных локальных участках или на границе распространения коллектора может наблюдаться существенное изменение мощностей и даже полное выклинивание коллектора .

Коллектор в пластовых ПР обычно литологически выдержан, но может иметь и более сложное строение. В пластовом ПР существует единая гидродинамическая система. Наиболее характерным видом движения жидкостей и газов является боковое движение по пласту.

Массивный природный резервуар представляет собой мощную толщу проницаемых пород, перекрытую сверху и ограниченную с боков плохо проницаемыми породами.

Коллекторы, слагающие массивные резервуары, бывают литологически однородными или неоднородными. Однородные массивные резервуары могут быть представлены карбонатными, метаморфическими или изверженными породами. Пористость и проницаемость таких коллекторов обусловлена наличием в них каверн и трещин. Зоны пористости и проницаемости в массивных ПР не имеют строгой стратиграфической приуроченности. Часто в теле массива наблюдаются зоны с хорошими емкостными показателями, пересекающие стратиграфические поверхности. Известны случаи связи массивных резервуаров с пластовыми.

В массивных ПР боковое перемещение жидкости и газа ограничено проницаемыми зонами и не может происходить на большие расстояния. Протяженность пути перемещения жидкостей и газов по вертикали соизмерима или даже больше расстояния перемещения флюидов по напластованию.

Резервуары, литологически ограниченные со всех сторон - это резервуары всех видов, в которых насыщающие их газообразные и жидкие УВ окружены со всех сторон практически непроницаемыми породами. Движение жидкостей и газов в них ограничено размерами самого резервуара.

Выделение указанных типов ПР в значительной мере условно. Одна и та же порода в процессе литогенеза может менять свои свойства, превращаясь из коллектора в покрышку и наоборот. В зависимости от физико-химических свойств флюида и термобарической обстановки одна и та же прода может быть флюидоупорной для одного и коллектором - для другого флюида. Кроме того, возможны постепенные переходы резервуара одного типа в другой, что особенно характерно для карбонатных толщ.

С пространственным соотношением пластов и изолирующих толщ связаны представления о трехслойном природном резервуаре. Его модель была предложена еще в 1968 г. Б.Ф. Филипповым, позднее развита В.Д.Ильиным. В Тимано-Печорской повинции трехслойные ПР и связанные с ними проблемы при оценке перспектив нефтегазоносности впервые рассмотрены Б.Я.Вассерманом, В.И.Богацким (Вассерман и др., 1977), позднее В.Вл.Меннером (1989), З.В.Ларионовой (1990), В.И.Еременко (1996), А.В.Мартыновым (1998).

Трехслойный ПР состоит из пласта коллектора, флюидоупора и разделяющей их промежуточной (рассеивающей) толщи (полупокрышки, "ложной "покрышки). В тех случаях, когда промежуточная толща имеет значительную мощность, превышающую амплитуду локальной структуры, условия формирования залежей неблагоприятны: когда кровля пласта коллектора на своде антиклинального поднятия залегает ниже кровли промежуточной толщи в седловине, структура не будет заполнена УВ.

Очень современная схема типизации ПР предложена В.И.Еременко (1996). Она базируется на положениях системного анализа и понятиях "осадочно-породный циклит" и "нефтегазоносный комплекс" - как крупное геологическое тело, сформировавшееся в течение одного тектонического цикла развития бассейна седиментации, характеризующиеся трансгрессивно-регрессивным типом осадконакопления, обеспечивающим промышленные масштабы реализации процесса генерации, первичной миграции и аккумуляции углеводородов.

Эти понятия используются в событийном, историко-геологическом смысле и с этой точки зрения близки принятым нами понятиям "осадочных ритмов" и "секвенций" разного порядка.

Типизация ПР основана на анализе строения, архитектуры" резервуаров, характера напластования и соотношения их элементов. Эти свойства ПР определяются его генезисом, условиями формирования в разных палеогеоморфологических и фациальных областях бассейна.

Предложены три крупных фациально геоморфологических типа ПР

- мелководношельфовые крупнопластовые: терригенно-карбонатные, сульфатно-карбонатные, карбонатные

- склоновые наклоннопластовые: терригенные, карбонатно-терригенные, рифогенные, терригенно-карбонатные

- депрессионные тонкопластовые: глинисто-карбонатные, кремнисто-битуминозно-карбонатные.

Как ясно из названий, первый тип ПР связан с областями, где на протяжении всего этапа формирования осадочно-породного циклита существовали мелководношельфовые условия с практически горизонтальной первичной поверхностью осадконакопления; третий - с относительно глубоководными - депрессионными - областями также с условно горизонтальной поверхностью аккумуляции. В отличие от этих типов, второй характеризуется наклонным профилем осадконакопления и формированием осадочных клиньев, террас, т.е. клиноформ, как терригенных (например, дельты, толщи заполнения), так и карбонатных (рифы). Этими условиями и определяется характер строения ПР: крупнопластовый, тонкопластовый или наклоннопластовый (клиноформный).

Но поскольку на протяжении этапа формирования того или иного осадочно-породного циклита (ритма или секвенции) происходило перемещение фациально-геоморфологических областей в пространстве, то внутри циклитов (ритмов, секвенций) сформировались зоны, где ПР имеют более сложное строение и для которых характерно пространственное сочетание охарактеризованных типов резервуаров. Это вызвало необходимость использования понятия одно-двух- и трехслойности резервуаров.

В.И.Еременко охватывает пять типов резервуаров:

-однослойные крупнопластовые

-двухслойные наклоннопластовые + крупнопластовые

-трехслойные тонкопластовые + наклоннопластовые + крупнопластовые

-двуслойные тонкопластовые + наклоннопластовые

-однослойные тонкопластовые

Лекция №2

Характеристика осадочных пород. Их классификации. Источники материала для осадочных пород

Классификационные признаки. К осадочным породам, по определению Л.Б.Рухина, относятся «…геологические тела, образовавшиеся на поверхности Земли и несколько глубже ее при свойственных для этих горизонтов небольших температурах и давлении, путем преобразования отложении, возникших за счет продуктов выветривания, жизнедеятельности организмов и иногда за счет материала вулканического происхождения».

Различные классификации осадочных пород основываются преимущественно на четырех признаках первичного осадочного вещества: его происхождении, способе осаждения, минеральном составе и структурный признаках. По происхождению (способу образования) первичное осадочное вещество может быть продуктом механического либо химического разрушения материнских горных пород. Другой способ его образования - извлечение вещества из воды растительными и животными организмами. Определенный вклад в осадочное породообразованне вносит также плутоническая деятельность, особенно связанная с эксплозивным вулканизмом.

Перечисленные способы образования вещества реализуются в морских и континентальных условиях, где осаждение происходит механическим и (или) химическим путем. Осадочное вещество на континенте может оставаться также на месте его образования в коре выветривания.

По минеральному составу основные группы осадочных пород представлены алюмосиликатными, карбонатными, кремнистыми и сульфатными образованиями. Подчиненную роль играют фосфатные, железистые, алюминиевые, марганцевые накопления и сильнорастворимые соли. В качестве особой группы осадочных образований рассматриваются горючие ископаемые - угли, битумы, нафтиды.

Минеральные компоненты осадочных образований имеют различные формы и размеры, характеризующие структуру пород. Одновременно структура указывает н на генезис отложений, будучи, например, обломочной или биогенной. В качестве классификационного признака для отдельных групп осадочных поред принято использовать такие признаки структуры как форма и размер компонентов, а иногда и форму геологических тел (пластовую или конкреционную).

Различные варианты классификации осаленных пород, предложенные еще в 30-е годы и не потерявшие своего значения по сей день, основаны именно на учете взаимосвязанных генетических признаков образования, осаждения, структуры и минерального состава отложений. Наиболее часто в практической работе геологов употребляется классификация, основанная на признаках, предложенных М.С.Швецовым, выделившим три основные генетические группы:

1. Породы обломочные - продукты механического разрушения (грубообломочные, песчаные, алевритовые образования).

2. Глинистые породы - продукты химического разрушения материнских минералов. Породы этой группы содержат обычно примесь обломочных частиц, что свидетельствует о промежуточном положении этой группы среди образований обломочного и химического происхождения.

3. Химические и биохимические породы возникают за счет наиболее растворимых продуктов химического разрушения материнских минералов. Из возникших за счет этого коллоидальных и (или) истинных растворов осадки выпадают либо чисто химически, либо при участии организмов. Так. образуются карбонатные, кремнистые, фосфатные, сульфатные, алюминистые, железистые, марганцевые породы и каустобиолиты (торф, уголь, нефть).

Неоднозначность признаков осадочных образований не позволяет создать их строго формализованную классификации на едином основании. Возможность такой логической формализации возрастает по мере перехода ко все более узкому классу отложений.

Справедливо утверждение Н.В.Логвиненко, что «…классифицируя различные группы осадочных пород, не следует какому-либо признаку отдавать предпочтение перед другими в угоду однообразию или ложной стройности». Так как осадочные породы чаще всего является полигенетическими образованиями, целесообразно выделять среди них основные типы по вещественному составу с учетом способа образования исходных минеральных компонентов.

Обломочные породы состоят из продуктов механического разрушения источников сноса осадочного материала. Их главные породообразующие компоненты представлены обломками основной массы и зернами минералов, разрушенных выветриванием изверженных, метаморфических и осадочных пород. Диаметр компонентов колеблется в широком диапазоне - от 1000 мм и более (глыбы) до 0,01 мм (алеврит).

Терригенные породы группируются (классифицируются) по двум основным критериям: размерности зерен (обломков) и менеральному составу. В нефтяной геологии классификация обломочных пород по гранулометрическому составу, основана на десятичной метрической системе:

Псаммитовая (песчаная) 1-0,1 мм

Алевритовая – 0,1-0,01 мм

Пелитовая – 0,01-0,001 мм

По мин. составу обломочные породы разделяются на:

Мономиктовые

Олигомиктовые

Полимиктовые

Существует понятие зрелости материала обломочных псаммитовых пород. Различают химическую, физическую и структурную зрелость. При содержании п.ш.<25% породы считаются химически зрелыми. Физическая зрелость выражается в основном степенью отсортированности, однородности кластического материала по размеру. Степень структурной зрелости определяется соотношением обломочной части и массы цемента, скрепляющего эту обломочную часть (если более 15% - незрелые).

Глинистые породы являются продуктами механического и (или) химического разрушения источников сноса материнских пород различного генезиса. Главные породообразующие компоненты представлены водными алюмосиликатами, выделяемыми в группу глинистых минералов, размер чешуек которых не превышает 0,01 мм.

Карбонатные породы возникают либо за счет скопления отмерших организмов с карбонатной функцией скелета, либо за счет химического синтеза вещества из пересыщенного карбонатами раствора. Другим путем образования этих пород может быть отложение обломков карбонатов за счет механическою разрушения ранее возникших карбонатных образований. Преобладавшим породообразующим минералом карбонатных пород является кальцит, слагающий различные фаунистическне остатки, зерна, оолиты, кристаллы и другие формы. Другой основной минерал карбонатов - доломит. Размеры биогенных по происхождении компонентов колеблются в значительных пределах и зависят от их исходных объемов и степени обработки в процессе переноса. Первичные хемогенные образования обычно имеют размеры в пределах 0,005-0,5 мм.

Кремнистые породы являются образованиями, сформированными минералами кремнезема, которые могут входить в состав организмов с кремневой функцией скелета, либо иметь хемогенный генезис. Размеры био- и хемогенных компонентов обычно не превышают 0,1 мм.

Сульфаты и другие соли образуются путей выпадения из растворов. Минералы групп сульфатов, хлоридов, боратов, нитратов и фторидов выделяются в разнообразных морфологических формах, размеры которых достигают 10 мм в диаметре.

Фосфатные породы образованы скоплениями скелетных остатков фосфорсодержащих организмов, продуктов их жизнедеятельности и (или) хемогенными выделениями различной формы - зернами, кристаллами, оолитами, конкрециями и др.

Алюминиевые породы (аллиты) содержат определенное количество минералов, глинозема и возникают в результате химического выветривания пород источников сноса и либо остаются на месте своего образовання, либо переотлагаются под влиянием гравитационных факторов.

Железистые породы (ферриты) в качестве породообразующих компонентов содержат оксиды, силикаты, карбонаты и сульфиды железа. Накапливаются ферриты в элювии, либо могут быть смещены из зоны выветривания и переотложены в путях переноса и в конечных водоемах стока. Характерна также аутигенная железистая минерализация.

Марганцевые породы (манганиты) сложены марганецсодержащими минералами оксидов, гидроксидов и карбонатов, которые образуются в результате химических процессов при выветривании. Марганцевые накопления могут залегать в виде руд в элювии, либо быть переотложенными химическим и биохимическим путем.

Вулканогенно-осадочные породы состоят на продуктов синхронного (в геологическом смысле) вулканизма, смешанных в различных количествах с вышеописанными компонентами обломочных, карбонатных, кремнистых и других отложений.

Среди перечисленных групп осадочных накоплений основная роль принадлежит глинистым, обломочным и карбонатным породам.

Гипергенез – совокупность процессов разрушения пород на поверхности Земли и на дне водоемов.

Диагенез – превращение осадка в породу.

ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ИЗМЕНЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

СЕДИМЕНТОГЕНЕЗ

Карбонатными породами, как известно, нередко сложены значительные по мощности толщи. Принято считать, что исходным материалом для образования карбонатных пород служили растворенные в водах соли кальция и магния. При избыточном количестве последних в водной среде они начинают выделяться в осадок чисто химическим путем, либо при поглощении из водной среды живыми организмами эти соли попадают в осадок в виде карбонатных скелетных остатков. Вопросы генезиса известняков и, особенно доломитов и известково-доломитовых пород, до настоящего времени во многом остаются дискуссионными.

Несомненным является наличие в этих породах трех генетических карбонатных составляющих: 1) биогенного, точнее органогенного, карбоната, преимущественно СаСО₃, в виде скелетных остатков различных организмов и водорослей; 2) хемогенного карбоната, осажденного непосредственно из водных растворов, и 3) обломочного карбоната, представленного различными по размерам (и форме) обломками карбонатных пород (или уплотненных карбонатных осадков). Количественные содержания этих карбонатных составляющих в породах (осадках) могут варьировать в очень широких пределах.

Соответственно процессы карбонатообразования могут быть органогенными, хемогенными и чисто механическими. Казалось бы, что расшифровка генезиса конкретных карбонатных пород или их отдельных типов не должна вызывать больших затруднений. Однако в действительности дело обстоит иначе. При обсуждении вопросов об условиях их образования и выделения их генетических типов высказываются самые различные, иногда диаметрально противоположные мнения.

Главными факторами физико-химических (и гидродинамических) условий, контролирующими осаждение карбонатов, являются:

1) состав вод седиментационного бассейна - общая их минерализация и солевой состав, поскольку растворимость карбонатов в разных растворах солей (соответственно в водах разных водоемов) будет различной;

2) газовый фактор - практически количество растворенной в водах свободной углекислоты (СО₂), поскольку повышение или снижение его сдвигает карбонатное равновесие в ту или иную сторону, в частности, для СаСО₃: СаСО₃+Н₂0 +С0₂ = Са(НСО₃)₂;

3) температура и давление, изменение которых вызывает изменение содержания в водах свободной С0₂. Повышение температуры (снижение давления) способствует удалению С0₂ из водной среды и, следовательно, выделению карбонатов в осадок. Наоборот, при понижении температуры вод (повышении давления) растворимость С0₂ в них возрастает, соответственно повышается растворимость СаСО₃, что препятствует его осаждению;

4) щелочной резерв (рН) водной среды — для возможностей садки карбонатов она должна быть щелочной, со значениями рН>=8, при этом не только в поверхностных, но и в придонных слоях бассейна, так как иначе отложения карбонатов вновь будут переходить из осадка в раствор;

5) гидродинамический режим водных бассейнов, который создается различными движениями вод - волновыми, течениями (со всегда присущей им турбулентностью) и в подчиненной степени приливо-отливными движениями и конвекционными потоками. Все эти перемещения, перемешивая водные массы, меняют физико-химические условия в различных участках седиментационного бассейна. Кроме того, они вызывают горизонтальные переносы осевшего на дно карбонатного материала, пока он еще не зафиксирован в осадок.

Весьма по-разному оценивается в процессах карбонатообразования роль биогенного фактора. Его прямое участие в формировании осадков путем захоронения карбонатных органогенных скелетных остатков не вызывает сомнений и может быть учтено количественно.

Теодорович Г.И. и др. доминирующей считают хемогенную садку СаСО₃, происходящую непосредственно из водной среды седиментационных бассейнов.

Согласно другой точке зрения (Швецов М.Г. и др.), ведущая роль в образовании СаСО₃ принадлежит биогенным процессам.

Третью точку зрения о существенной роли механического осаждения СаСО₃ в известной мере отражают представления Н.М.Страхова и усиленно развивают геологи американской школы.

Американские геологи также признают возможности образования СаСО₃ в осадках за счет накопления органогенных остатков (как целых, так и их обломков), хемогенного или биогенного выделения его из водных растворов и за счет известняковых обломков - продуктов размыва уплотненных илов (интракласты) – либо плотных известняков на суше (экстракласты). Таким образом, почти весь карбонатный материал известкового осадка рассматривается ими как механически перемещенный. Исключение делается лишь для органогенных известняков, образованных скелетными остатками организмов при их жизни, на месте их обитания (рифы, биогермы и т. п.).

Таким образом, согласно представлениям геологов США, известняки в целом являются в основном механически отложенными осадочными образованиями, формирование которых в значительной мере контролируется гидродинамическим режимом водной среды бассейнов. Отсюда и возникает «гидродинамическое», или «энергетическое», направление разрабатываемых классификационных схем известняков.

Для суждения об условиях образования доломитов некоторые данные дают наблюдения над современным доломитообразованисм, однако оно имеет весьма ограниченные масштабы. Образование доломитовых осадков происходит во многих современных соленых лагунах и озерах мира (оз. Балхаш, лагуны Персидского залива, озера и лагуна Курон в Южной Австралии и многие другие). Доломит здесь обычно ассоциирует с эвапоритами. В этих обстановках доломит образуется в условиях высокой солености вод (до 4-5% и выше), высоких значений рН и часто обильной растительности.

Вместе с тем в современных типично морских карбонатных осадках доломит отсутствует.

Первичные как седиментационные, так и седиментационно-диагенетические доломиты образуют более или менее мощные пласты, выдержанные по простиранию. Эти доломиты обычно пелитоморфные или мелкозернистые, иногда сгустковые (если они не перекристаллизованы), отличаются устойчивым содержанием доломита (более 80-90%). Органогенные остатки в них крайне редки и однообразны (главным образом остракоды).

Вторичные доломиты, часто именуемые ”доломиты замещения” либо “метасоматические доломиты”, могут быть как диагенетическими (позднедиагенетическими), так и эпигенетическими. Их отличительными признаками служат весьма неправильные формы залегания – гнезда, линзы, линзовидные пласты (протяженностью иногда до нескольких сотен метров) - и большей частью массивное, однородное сложение (иногда с реликтовой слоистостью), с характерным сильно изменчивым содержанием доломита в разных участках (от 2-5 до 90%). Вторичные доломиты всегда отчетливо кристаллически-зернистые, часто неравномерно или неоднороднозернистые. Вторичные доломиты нередко кавернозно-пористые. В разрезах они, как правило, ассоциируют с известняками.

ДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ И ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ

КАРБОНАТНЫХ ОСАДКОВ-ПОРОД

Диагенетические изменения карбонатных осадков, так же как дальнейшие эпигенетические преобразования уже литифицированных карбонатных пород, во многом предопределяется условиями образования осадков — их вещественным составом и структурными особенностями.

В ходе диагенетических и эпигенетических преобразований оформляются коллекторские свойства карбонатных пород, поэтому изучение этих процессов при исследованиях карбонатных коллекторов, приобретает чрезвычайно важное значение.

В соответствии с представлениями Н.М.Страхова диагенезом мы будем называть все процессы, происходящие в осадке сразу же после его образования (седиментации) до момента полной его литификации и превращения в породу. Глубины от поверхности осадка, на которых заканчиваются процессы его диагенеза, не установлены и определяются различно, от десятков до первых сотен метров. По-видимому, в различных конкретных геологических условиях эта глубина будет варьировать.

Различают стадии раннего и позднего диагенеза, хотя строгого критерия этого разграничения не существует. В раннем диагенезе осадок представляет собой высокопористую, сильно обводненную, резко неуравновешенную, неустойчивую многокомпонентную физико-химическую систему легкоподвижных и реакционноспособных веществ. Специфический облик захороненных иловых вод, возникающий в основном за счет разложения органического вещества, деятельности организмов и растворения твердых фаз осадка, создает в последнем “геохимический мир, резко отличный от мира соседствующей с ним наддонной воды“. Кроме того, он все время как бы обновляется за счет диффузионных токов иловых вод в наддонные и обратных подтоков последних в иловые воды. В результате в осадке начинаются процессы различных минеральных новообразований. Таким путем может идти образование в известковых илах доломита (рассмотренная выше раннеднагенетическая доломитизация их), происходить выделение карбонатного (кальцитового или доломитового) цемента в межформенных пустотах-порах и образование ряда таких аутигенных минералов, как сульфаты, пирит, лептохлориты и др.

На стадии позднего диагенеза процессы изменения осадков значительно замедляются и в конце ее осадок достигает состояния внутренне уравновешенной системы, т.е. превращается в породу.

Процессы, которые могут происходить в карбонатных осадках в диагенезе и в карбонатных породах в эпигенезе, весьма сходны. К ним относятся уплотнение, цементация, доломитизация, перекристаллизация, сульфатизация, окремнение, кальцитизация, выщелачивание и др.

Уплотнение и цементация

Общеизвестно, что уплотнение осадков в диагенезе связано с отжиманием из них захороненных вод. Естественно, уплотнение осадков приводит к уменьшению их влажности, возрастанию их плотности и, главное, к сокращению их пористости. Для осадков в целом характерны значения плотностей менее 2 г/см³ и пористости более 30%. Значения, соответственно равные 2-2,2 г/см³ и не менее 30%, отвечают уже состоянию породы, а не осадка.

Однородные пелитоморфные хемогенные и биохемогенные карбонатные илы, как правило, сильно обводненные, по физико-механическим свойствам действительно должны быть близки к глинистым осадкам. Быстрое сокращение их первоначальной высокой обводненности (и пористости) с глубиной вполне закономерно.

Быстрая литификация таких карбонатных илов косвенно подтверждается наличием среди карбонатных пород их тонкозернистых пелитоморфных разностей. О быстрой литификации химически осажденного пелитоморфного карбоната свидетельствуют также отсутствие следов сжатия оолитов, комков и других форменных образований, наблюдаемых в тонкозернистых известняках, и т. п.

Иначе обстоит дело с карбонатными осадками, значительную часть которых (40-50% и более) составляют форменные карбонатные образования, независимо от того, будут то скелетные органогенные остатки, либо обломки карбонатных пород, либо комки, оолиты, пизолиты и т.п. Все эти форменные образования попадают в осадок в виде твердых или заметно уплотненных частиц. Соприкасаясь друг с другом, последние формируют сравнительно устойчивый скелет осадка, который уже в значительной степени способен противостоять воздействию нагрузок.

В этой связи интересны данные относительно изменения известняков с увеличением глубины их залегания. Среди этих известняков установлено два типа: «скелетные» и «бесскелетные». Первые отличаются преобладанием форменных элементов над цементирующим материалом и первичной цементацией порового и контактового типа. Во-вторых преобладает базальная перекристаллизованная карбонатная масса, содержащая скелетные органогенные остатки. В “скелетных“ известняках первичная пористость (внутри- и межформенная) высокая (5-10%). С глубиной (до 4,5 км) изменения пористости, так же как и структуры порового пространства, не происходит. В «бесскелетных» известняках первичная пористость (внутриформенная и межзерновая) невелика (1-5%) и с глубиной снижается. На глубине 4,5 км в этих известняках отмечаются лишь единичные внутриформенные поры. Приводятся доказательства тому, что их первичная пористость была почти уничтожена уже в раннем диагенезе за счет механического уплотнения осадков при малых давлениях нагрузки вышележащих слоев.

При микроскопическом изучении карбонатных пород в шлифах признаками, по которым можно судить о первичном седиментационном характере открытых межформенных пор, служат:

1)      размеры пустот, которые не должны превышать размеров форменных образований. Л.П.Гмид и С.Ш.Леви указывают, что размеры таких пустот обычно колеблются от 0,02 до 0,35 мм;

2)      конфигурация межформенных пустот, обусловленная формой и характером упаковки форменных образований и четко ограниченная контурами последних;

3)      более или менее равномерное распределение таких пустот (открытых и заполненных) в породе.

Таким образом, в разных типах карбонатных пород уплотнение будет проявляться по-разному, соответственно по-разному отражаясь в изменении (снижении) первоначально высокой пористости осадков. Наиболее резко сказывается уплотнение на пелитоморфных карбонатных илах, значительно меньше - на карбонатных осадках, состоящих в основном (40-50 % и более) из форменных карбонатных образований; слабо подвергаются уплотнению карбонатные ”осадки” - продукты различных прижизненных органогенных построек.

Перекристаллизация

Перекристаллизация – процесс роста кристаллических зерен, т.е. увеличение их размеров, которое согласно общепринятым определениям происходит без изменения их минерального состава.

В диагенезе перекристаллизация происходит за счет частичного растворения и переотложения растворенного карбоната. В эпигенезе она обусловлена в большей степени растворяющим влиянием давления (при катагенезе). Общим правилом растворения является лучшая растворимость более мелких зерен, за счет которой и растут зерна, относительно более крупные.

Результатом диагенетической перекристаллизации служит частичное или полное преобразование пелитоморфной (коллоидной, тонкозернистой) карбонатной массы в мелкозернистую. Условно размер возникающих зерен ограничивается пределом 0,05 мм. Как правило, диагенетическая, особенно раннедиагенетическая, носит более или менее равномерный характер.

При эпигенетической перекристаллизации укрупнение карбонатных зерен происходит уже в плотной породе. Образованные зерна имеют размеры (условно) более 0,05 мм, а часто более 0,1 мм. При этом они могут колебаться в широких пределах, обусловливая развитие неоднородных и неравномернозернистых структур.

Оценки роли перекристаллизации в изменении пористости пород противоречивы. Как считают Г.А.Каледа и Е.А.Калистова, в большинстве случаев перекристаллизация снижает пористость, но иногда приводит к ее возрастанию. По мнению же К.Б.Прошлякова и др., она увеличивает емкость известняков и доломитов.

Очевидно, влияние перекристаллизации на пористость в общем случае может выражаться по-разному:

Пористость как диагенетической, так и эпигенетической перекристаллизации для различных известняков и доломитов обычно невелика: до 2-4, но иногда возрастает до 6-10%.

Доломитизация

Доломитизация, которой подвергались известняки, может быть диагенетической и эпигенетической.

Распространено довольно тривиальное мнение, что доломитизация повышает пористость известняков, со ссылкой на то, что образование доломита за счет кальцита должно сопровождаться уменьшением объема на 12,3%. Однако уже давно исследователи обращали внимание на тот факт, что геологических доказательств этому теоретическому расчету нет, что практически пористость известняков и доломитов одинакова.

Детальные микроскопические наблюдения последних лет позволили Л.П.Гмид и другим исследователям выявить, что влияние доломитизации на пористость известняков сложное и обусловлено сочетанием ряда причин: количественным содержанием доломита; характером распределения доломитовых зерен в известковой массе; размерами, формой и, главное, характером упаковки доломитовых зерен. Так, рассеянные, «плавающие» зерна доломита и их сравнительно небольшие количества на пористость известняков никакого влияния не оказывают. Мало меняет их пористость и диагенетическая доломитизация, при которой размеры зерен доломита не превышают 0,05 мм. Заметно может отражаться на пористости известняков эпигенетическая доломитизация в тех случаях, когда она сравнительно интенсивная, а хорошо ограненные ромбоэдры доломита соприкасаются либо ребрами, либо вершинами с гранями. При такой упаковке между ними остаются свободными значительные, соизмеримые с зернами, межзерновые пространства; в результате пористость известняков заметно возрастает.

Выщелачивание

Выщелачивание - это процессы растворения веществ, сопровождаемое выносом растворенных компонентов. В породах оно находит отражение в образовании различных по форме и размерам пустот выщелачивания. Выщелачиванию могут подвергаться как карбонатные осадки (диагенетическое), так и карбонатные породы (эпигенетическое).

Диагенетическое выщелачивание карбонатного осадков в целом является довольно ограниченным. Условия их заметной обводненности, малой подвижности иловых вод и замедленности диффузионных перемещений веществ создают обстановку для преобладания в осадках процессов растворения, сопровождаемого местным, локальным переотложением растворенных компонентов.

Эпигенетическое выщелачивание в противоположность диагенетическому может приводить к весьма существенным изменениям пористости карбонатных пород и практически оказывает весьма сильное влияние на формирование их коллекторских свойств. Эпигенетическое выщелачивание обусловлено циркуляцией по карбонатным породам относительно быстро движущихся, агрессивных по отношению к ним вод, будь то воды ювенильные или наиболее распространенные вадозные. Естественно, что циркуляция последних возможна лишь при нахождении карбонатной породы в поверхностной или приповерхностной зоне, независимо от того, оказались ли породы здесь уже пройдя стадию катагенеза, либо сразу же после диагенеза.

При эпигенетическом выщелачивании растворению могут подвергаться и зернистая карбонатная масса, и различные форменные образования. Последние могут быть выщелочены как частично, так и полностью. Селективный характер выщелачивания контролируется особенностями строения породы. Конкретных сравнительных данных в этом отношении нет. Можно полагать, что весьма большую роль в этом играет характер пористости (размеры и форма пор и поровых каналов) и трещиноватости карбонатных пород, которые контролируют пути движения вод. В породах смешанного известково-доломитового состава различное сопротивление растворению могут оказывать кальцит и доломит, поскольку растворимость последнего (при равных прочих условиях) значительно (в 24 раза) меньше. По всей вероятности, по-разному будут реагировать на воздействие вод также и форменные образования различной степени плотности и т. д. И наконец, селективное растворение карбонатных пород, очевидно, будет зависеть и от характера (состава) циркулирующих вод и его изменений.

Распределение вторичных пустот выщелачивания в карбонатных породах, как правило, весьма неравномерное, рассеянное, пятнистое, полосчатое, линейное и т.д. Иногда они различаются внутри минеральных трещин и стилолитов, часто развиваются по ходу открытых микротрещин.

Суммарный объем пор и каверн выщелачивания, если они не подверглись позднейшему «запечатыванию» минеральными новообразованиями, может быть значительным. Обусловленная им вторичная пористость карбонатных пород нередко превышает межзерновую пористость и служит основным видом емкости карбонатного коллектора.

Сульфатизация

Сульфаты (гипс, ангидрит) часто ассоциируют с карбонатными породами, в которых они могут быть генетически как первичными, так и вторичными.

Первичные седиментационно-диагенетические сульфаты (ангидрит) наблюдаются в доломитах эвапоритовых толщ, в разрезе которых наряду с солями образуют отдельные, иногда мощные пласты. В самих доломитах седиментационно-диагенетические выделения ангидрита наблюдаются в виде рассеянных мелких зерен и их агрегатных скоплений, образующих различные по размерам линзы, линзовидные пропластки и прослои.

Как известно, осаждение сульфатов из водной среды бассейнов возможно только химическим путем при высокой концентрации солей (минимум в 5 раз превышающую нормально морскую) в обстановках жаркого, засушливого климата. Оно зависит от многих причин: как от концентрации, так и от состава растворенных солей, от изменений температуры и др. В целом эти условия благоприятны и для химической садки доломита, которая предшествует сульфатной. В раннем диагенезе в обводненных осадках начинается активное перераспределение веществ, при котором значительно более неустойчивые, растворимые и подвижные сульфаты проникают в доломитовые илы, выделяясь в них там, где это возможно. Нередко это приводит к образованию пород смешанного ангидрит-доломитового состава.

Окремнение

Окремнение - образование в карбонатных породах кремнезема (халцедона или кварца) - возможно в диагенезе либо в эпигенезе. Одновременное с карбонатом химическое осаждение SiO₂ из водной среды маловероятно вследствие резко отличного отношения их к рН и температурным условиям. Как известно, при повышении температуры и рН растворимость SiO₂ растет, а СаСО₃ падает. Соответственно количество SiO₂ в водах все более удаляется от точки насыщения, а количество углекислой соли, наоборот, приближается к насыщению и даже пересыщению, обусловливая выпадение ее в осадок.

В раннем диагенезе локальные концентрации SiO₂ могут возникать в обводненных карбонатных илах, в их отдельных участках, точках, с относительно низким рН (около 7) за счет перемещения его из участков с повышенными значениями рН (больше или равно 8), благоприятными для растворения здесь кремнезема. Локализация кремнезема в отдельных участках осадка образует различные мелкие стяжения, конкреции, линзы, линзовидные пропластки.

В эпигенезе окремнение карбонатных пород происходит за счет выделения SiO₂ из кислых подземных вод, которые, циркулируя по карбонатным породам, одновременно осуществляют их частичное растворение. В этих случаях кремнезем метасоматически замещает отдельные участки карбонатной массы; нередко в пределах таких окремненных участков различаются реликтовые включения зернистого карбонатного материала либо карбонатных форменных образований. Кремнезем также может избирательно заполнять отдельные межзерновые и межформенные поры, выделяться в пустотах выщелачивания и в открытых микротрещинах.

Во всех случаях окремнение карбонатных пород ухудшает их коллекторские свойства.

Кальцитизация

Термин кальцитизация в отношении карбонатных пород используется для обозначения процессов вторичного эпигенетического кальцитообразования.

Выделения такого кальцита из различных подземных вод, циркулирующих по карбонатным породам, заполняют как пустоты выщелачивания, так и открытые микротрещины. Этот вторичный кальцит, резко отличаясь от карбоната вмещающей массы своей чистотой, может иметь самую различную зернистость - от мелко- до крупнозернистой.

Нередко, особенно в доломитах, отмечается метасоматическое замещение доломитовой массы зернами кальцита. Последние, всегда более крупные (чем доломитовые), при этом нередко пойкилитово прорастают доломитовую массу, замещая как зернистый карбонатный материал, так и форменные образования. Замещение доломита кальцитом (процесс раздоломичивания или дедоломитизации доломитов) в конечном итоге может привести к образованию вторичных известняков (дедоломитов). Их отличают, как правило, крупно-среднезернистое строение, а иногда и реликты первоначально доломитовой породы.

На формирование коллекторских свойств карбонатных пород кальцитизация оказывает отрицательное влияние.

Лекция №3

Обстановки осадконакопления

Нефть и газ генерируются и аккумулируются в основном в морских и дельтовых отложениях, именно поэтому в дальнейшем речь пойдет главным образом о них. Все они являются флювиальными, т.е. были отложены ламинарными или турбулентными водными потоками. Режим переноса или седиментации определяется гидродинамической активностью среды. Полученные в последнее время свидетельствуют о том, что основной формой переноса является взвешенное состояние. Опускание частиц на дно происходит по закону Стокса. Закон применим только к частицам алевритовой и мелкопесчаной размерности.

Седиментация имеет прерывистый характер, она часто растянута во времени. Перемыв и переотложение осадка продолжается и в океане: мутьевыми и др. гравитационными потоками, зарождающимися на подводных склонах, а также придонными глубоководными течениями.

Таким образом в разных структурных, геоморфологических и подводно-ландшафтных обстановках формируются различные осадки. Для изучения палеообстановок седиментации используют метод актуализма, который заключается в изучении современных седиментационных процессов и обстановок и переносе этих результатов на отложения древних эпох.

Осадконакопление в пределах активных и пассивных окраин

Во время высокого стояния уровня Мирового океана происходило затопление прибрежных равнин континента. Ширина континентальной отмели, в том числе и шельфа, а также тип побережья определяются тектоническим состоянием всей континентальной окраины.

Активные окраины, расположенные на границе двух литосферных плит, отличаются узким шельфом и гористым побережьем.

Напротив, пассивные окраины, не испытывали заметной тектонической активности, их шельфы очень широки. Они имеют значительное распространение и в зависимости от профиля края континента могут иметь различные обстановки седиментации. На широких шельфах особое значение приобретают приливно-отливные явления. Береговая линия имеет сложное строение: цепочки островов-баров, отгораживают от лагуноподобные заливы, где в аридных условиях накапливались эвапориты, в гумидных – глинисто-алевритовые.

Осадконакопление на островных и континентальных шельфах

Шельф – до глубин 200 м, далее глубоководный склон и абиссаль.

Осадконакопление на континентальных, островных склонах, на континентальных подножьях и в глубоководных желобах

Континентальный склон – глобальная флексура, обозначающая край материка, к ней приурочена граница между океанической и континентальной корой. Ширина – около 70 км, перепад глубин – от 200 до 2000-3500 м, реже до 5000 м. Уклон дна – 1-4, до 40⁰ и более. Более крутая, верхняя половина склона изрезана каньонами и ложбинами, по которым стекают массы неуплотненных осадков (под действием сил гравитации).

На континентальных подножиях формируются фаны (поисковый объект УВ в Северном море).

Региональные нефтегазоносные комплексы

Нефтегазоносные формации

В понимании большинства отечественных и зарубежных ученых понятие «формация» является стадийным, историческим, т.е. характеризующим определенный этап развития, и в этом отношении хорошо соответствуют стадийности развития осадочно-породных бассейнов. Наиболее совершенную схему рядов формаций разработал В.Е. Хаин. (Формационные ряды передовых прогибов от ранней до заключительной стадий тектонического цикла: аспидная - известняковая геосинклинальная - нижняя моласса - верхняя моласса; платформ: морская трансгрессивная терригенная - карбонатная платформенная - эвапоритово-красноцветная или угленосная - красноцветная континентальная. Формации и субформации участвуют в строении нефтегазоносных комплексов – самых крупных единиц нефтегазоносных бассейнов.

Наибольшее количество запасов и ресурсов УВ сосредоточено в известняковой геосинклинальной и карбонатной платформенной (в рифогенных субформациях), а также в предгорных прогибах (формации нижней и верхней молассы) и в морской трансгрессивной терригенной формации (средний девон-нижний фран ТПНГБ).

Используемые в практике геологоразведочных работ принципы выделения нефтегазоносных комплексов довольно разнообразны.

С позиции выявления региональных закономерностей размещения залежей нефти и газа наиболее удачным представляется определение сформулированное Б.А.Лебедевым (1987 г.) «… нефтегазоносный комплекс (НГК) - это относительно гидродинамически изолированный комплекс осадочных пород, состоящий из проницаемой части и экранирующей ее региональной (зональной) покрышки».

В основу выделения НГК в ТПСБ положены особенности состава геологических формаций и субформаций с учетом латеральной и вертикальной зональности и тех геологических критериев, которые определяют границы структурных этажей и подэтажей (Шатский, 1957; Методические указания…, 1983).

Вся последовательность полеозойских и нижнемезозойских формаций ТПСБ представляют собой три региональных структурно-формационных комплекса (СФК) или нефтегазоносных комплекса: первый охватывает стратиграфический интервал от верхнего кембрия(?)-нижнего ордовика до низов франского яруса верхнего девона, включая нижне-среднефранскую региональную покрышку; второй - от подошвы доманикового горизонта до кровли нижней перми, завершаясь зональными покрышками в разрезе артинского и кунгурского ярусов; третий включает верхнепермские, триасовые, юрско-меловые отложения с зональными триасовыми, верхнеюрскими и нижнемеловыми покрышками. Очевидно, что каждый выделенный региональный СФК (НГК) и по стратиграфическому объему, толщинам, и формационному разнообразию резко отличаются друг от друга. Поэтому в практике нефтегазопоисковых работ их нередко делят на самостоятельные комплексы и подкомплексы по формационным признакам: нижнеордовикский терригенный, среднеордовикско-нижнедевонский карбонатный, среднедевонско-франский терригенный НГК. Последний подразделяется на среднедевонско-яранский и нижне-среднефранский нефтегазоносные подкомплексы. В среднем комплексе выделяют доманиково-турнейский преимущественно карбонатный, нижне-верхневизейский терригенный, верхневизейско-нижнепермский карбонатный, который с долей условности можно подразделить на верхневизейско–верхнекаменноугольный и нижнепермский карбонатный НГПК. Верхний региональный комплекс подразделяется на нижнепермский преимущественно терригенный, верхнепермский и триасовый НГК.

Состав геологических формаций, условия их образования и взаимоотношения в разрезе и по площади, прежде всего, определяют палеогеографические, палеотектонические и литолого-фациальные предпосылки, которые во многом и контролируют распределение нефтегазоносности в разрезе осадочного чехла. Так как для накопления определенной формации или парагенеза субформаций требуется индивидуальный тектонический режим, то формация и их сообщества отчетливо фиксируют развитие во времени отдельных палеотектонических структур I и II порядка и отражают все значительные рубежи геологической истории региона, отвечающие стадиям тектогенеза, которые группируются в циклы геотектонического развития, в течение которых формировались структурные этажи и подэтажи.

Соподчиненность циклов и этапов тектогенеза, структурных этажей и подэтажей, формаций, субформаций и нефтегазоносных комплексов приведено в таблице 3.

Отложения каледонского цикла тектогенеза слагают только один структурный этаж-позднекембрийско(?)–нижнеордовикско-нижнедевонский, в котором можно выделить два структурных подэтажа: верхнекембрийско(?)-нижнеордовикский и среднеордовикско-нижнедевонский. Это полностью согласуется с проявлением в ТПСБ двух этапов каледонского цикла: раннекаледонского и позднекаледонского.

Раннекаледонскому этапу тектогенеза соответствует нижний структурный подэтаж, который по времени своего формирования отвечает позднему кембрию(?) и раннему ордовику с базальной (толщиной до 1500 м) лагунно-континентальной, преимущественно кварцевой формацией седъельской и нибельской свит. Этой формации соответствует нижнеордовикский терригенный, возможно, нефтегазоносный комплекс.

Позднекаледонскому этапу тектогенеза по времени формирования отвечает верхний структурный подэтаж с мощной (до 3500 м) разнообразных, преимущественно морских, каронатных формаций среднеордовикско-раннедевонского возраста, которым отвечает одноименный НГК. В основании, но особенно в верхней завершающей части этого интервала разреза, представляющего крупный седиментационный циклит, существенную роль играют терригенно-карбонатные, пестроцветные терригенные и иногда сульфатно-карбонатные формации. Терригенно-сульфатно-галогенно-карбонатная формация внутри верхнего ордовика разграничивает циклиты более мелкого порядка. У внутреннего края шельфа в уральских разрезах выделяется рифовая формация. В западной части ТПСБ, вдоль восточного склона современного Тиманского поднятия, прослеживается мергельно-доломитовая формация, с толщинами от 20 до 120 метров. С горизонтами наиболее чистых известняково-доломитовых пород верхнего ордовика, нижнего и верхнего силура, нижнего девона связаны промышленные скопления углеводородов.

Отложения герцинского цикла тектогенеза слагают также один структурный этаж-среднедевонско-триасовый. Среднедевонско-триасовый структурный этаж подразделяется на четыре структурных подэтажа, представляющих собой единый ряд геологических формаций, сформировавшихся в более узкие промежутки времени и в отдельных друг от друга поверхностями несогласий: среднедевонско-яранский, франско-турнейский, визейско-нижнеартинский и верхнеартинско-триасовый.

Раннегерцинскому этапу тектогенеза отвечают отложения среднедевонско-яранского и франско-турнейского структурных подэтажей.

Среднедевонско-яранский структурный подэтаж включает эйфельско-яранскую глинисто-песчаную (кварцевую) аллохтонную формацию, латерально замещающуюся в восточном направлении карбонатно-терригеной автохтонной формацией толщинами от первых сотен метров до 1800 и более метров в пределах Печоро-Колвинского авлакогена. Образование этих формаций происходило в различных условиях: от континентальных до прибрежно-морских мелководных.

Франско-турнейский структурный подэтаж включает нижне-среднефранскую (джъерско-саргаевского возраста) эффузивно-терригенную формацию, замещающуюся на северо-востоке и востоке на карбонатно-терригенную, и доманиково-турнейскую преимущественно карбонатную формацию, которой отвечает латеральный ряд субформаций: рифогенная, мелководно-морская шельфовая, глубоководная (депрессионная) и карбонатно-глинистая (толща заполнения).

Эйфельско-яранским и нижне-среднефранским поддоманиковым отложениям соответствует среднедевонско-франский терригенный НГК, который в силу палеотектонических и литолого-фациальных условий осадконакопления, а также наличием или отсутствием (полные разрезы) регионального перерыва между отложениями среднего и верхнего девона с долей условности разделен на два самостоятельных НГК: среднедевонско-нижнефранский и нижне-среднефранский (поддоманиковый) с различными природными резервуарами, сложными взаимоотношениями пластов коллекторов и покрышек и распределением нефтегазоносности по разрезу (Гобанов и др., 1986). Условность выделения двух самостоятельных НГК прежде всего вытекает из определения характеристики нефтегазоносных комплексов, в данном случае из-за отсутствия для среднедевонско-яранских песчаных пластов-коллекторов региональной или зональной покрышки. Роль такой покрышки выполняют глинистые породы верхнетиманско-саргаевского возраста, которые также являются экраном для залежей УВ в джъерских и нижнетиманских отложениях и в целом представляют собой самостоятельный природный резервуар в разрезе терригенных нижне-среднефранских отложений.

К основанию среднего девона приурочена поверхность крупнейшего размыва, в связи с чем средне- и позднедевонские толщи в отдельных структурно-формационных зонах залегают на разных горизонтах нижнего девона, нижнего и верхнего силура. Этот размыв оказал большое влияние на формирование коллекторов и на нефтегазоносность досреднедевонских отложений. Другой крупный региональный размыв разделяет средне- и верхнедевонские отложения, на ряде участков он определяет важнейшие для формирования залежей соотношения коллекторов и покрышек в ловушках.

Интервал среднего девона образует полный циклит, а франские терригенные толщи образуют базальную часть крупного франского циклита.

Верхней терригенно-карбонатной формации соответствует доманиково-турнейский карбонатный НГК. Для комплекса характерно сложное сочетание (благодаря неоднократным смещениям фациальных зон) карбонатных и глинистых мелководно-шельфовых отложений, относительно глубоководных глинисто-кремнисто-битуминозных образований доманиковых и доманикоидных фаций, карбонатно-глинистых толщ заполнения некомпенсированных впадин и рифогенных образований, формировавшихся вдоль края мелководного шельфа и на поднятиях внутри зоны некомпенсированной впадины с толщинами до 2500 м. К северо-западу шельфовые отложения замещаются пестроцветной терригенно-карбонатной формацией эпиконтинентального бассейна. Природные резервуары с залежами УВ связаны с разнофациальными отложениями шельфа.

Среднегерцинскому этапу тектогенеза соответствует визейско-нижнеартинский структурный подэтаж, который по времени своего формирования отвечает визейскому ярусу нижнего карбона, среднему и верхнему карбону, ассельскому и сакмарскому ярусам и нижнеартинскому подъярусу нижней перми.

В основании визейско-нижнеартинского структурного подэтажа залегает маломощная (до 300 м) терригенно-угленосная формация нижневизейского подъяруса и нижней части тульского горизонта верхнего визе, которая на северо-востоке и востоке замещается диахронными глинисто-карбонатными образованиями. Терригенно-угленосная формация завершает крупный циклит, охватывающий верхний девон и нижне-визейский подъярус нижнего карбона. Пласты кварцевых песчаников и выше залегающие пачки аргиллитов являются природными резервуарами для залежей нефти и газа. Распространение формации ограничено преимущественно северо-восточными и восточными районами провинции, где меньше всего проявился крупный региональный предпоздневизейский перерыв в осадконакоплении. С этим перерывом, в основном в западных районах ТПСБ, связано отсутствие не только нижневизейских, но также турнейских, а иногда верхне-среднефаменских и частично нижнефаменских отложений.

Преимущественно карбонатной мелководно-морской формации (толщинами до 1000 и более метров) верхневизейско-нижнепермского возраста соответствует верхневизейско-нижнепермский НГК. В разрезе формации можно выделить две субформации: сульфатно-доломитовую верхневизейско-верхнекаменноугольного возраста и органогенных построек (биогермы, биостромы, рифы) нижнепермского (ассельско-нижнеартинского) возраста, которым соответствуют одноименные нефтегазоносные подкомплексы. Для нижнего и среднего карбона характерны мелководно-морские толщи, разделенные поверхностями перерывов (локальные и зональные) на рубеже башкирского и серпуховского подъярусов, башкирского и московского ярусов, и обладающие неплохими коллекторскими свойствами. Лишь в серпуховском ярусе развита сульфатно-доломитовая формация. В верхнем карбоне участками начинают появлятся органогенные постройки, типа биостромов толщинами не более 5-10 метров. Фациальная дифференциация осадков усиливается в ассельском и сакмарском веках с развитием органогенных построек склоновых и глубоководных недокомпенсированных отложений нижнепермской карбонатной (органогенных построек) субформации, латерально замещающейся на северо-востоке и востоке ТПСБ относительно глубоководными образованиями сезымской свиты и ее аналогами, заканчивается формационный ряд визейско-нижнеартинского подэтажа.

Верхнеартинско-кунгурский комплекс лагунно-морских отложений (до 2500 м) сформировался в течение позднегерцинского этапа тектогенеза на орогенной стадии развития Уральской геосинклинали. Терригенная формация артинского яруса образует переход к завершающим циклит субформациям кунгурского яруса: морской глинистой на севере и угленосной молассе на северо-востоке и эвапоритовой на юге. В целом, формации соответствует преимущественно нижнепермский терригенный НГК. Из этих двух зональных покрышек в разрезе НГК с долей условности образуется второй региональный экранирующий горизонт.

Верхнепермская сероцветно-пестроцветная прибрежно-дельтовая и континентальная (терригенная) и латерально замещающая ее на востоке угленосная субформация, а также континентальная красноцветная субформация триаса толщиной до 4000 и более метров завершает формационный ряд орогенного структурного подэтажа. Как верхнепермским формациям, так и триасовой соответствуют одноименные нефтегазоносные комплексы. Переслаивание песчаников, алевролитов и глин с переходами по разрезу в сложное чередование терригенных пород образуют значительное колличество локальных верхнепермских природных резервуаров. Более выдержаны песчаниковые и глинистые толщи в нижнем и среднем триасе, где установлены зональные покрышки, экранирующие залежи УВ в подстилающих отложениях.

Отложения альпийского цикла тектогенеза слагают мезокайнозойский структурный этаж, который подразделяется на два структурных подэтажа: юрско-меловой и неоген-четвертичный.

В число нефтегазоносных комплексов данные отложения пока не включены вследствие неглубокого их залегания, незначительных толщин, гидрогеологической раскрытости и отсутствием выдержанных экранирующих толщ.

Лекция №4

пористость и проницаемость.

методы их определения.

Общая пористость определяется по методу Мельчера на ненарушенном образце породы по формуле:

Кп. общ. = d-q/d*100%, где

d – минералогическая плотность зерен породы,

q – объемная плотность породы.

Точность определений зависит от степени минералогической однородности породы, количества и состава цемента.

Определение открытой пористости производится по методу Преображенского, путем сравнения массы сухого m_обр и насыщенного керосином m_{обр. кер} образцов. Разница в массах дает представление о количестве керосина, поглощенного образцом, а с учетом плотности керосина – представление о его объеме, т.е. объеме заполненных пор.

Для ТПП:

Р-Т терр. А->25%, B-20-25%, C-15-20%, D-<15%

>100 мД 10-100 0,1-10 <0,1 мД

Р₁ карб. А->25%, B-20-25%, C-15-20%, D-<15%

D_2-3, C₁ терр. А->15%, B-10-15%, C-7-10%, D-<7%

O₂-D₁, D₃ карб. А->15%, B-10-15%, C-7-10%, D-<7%

Проницаемость – способность породы-коллектора пропускать через себя жидкости и газы при перепаде давления.

Все породы – проницаемы.

Понятие анизотропии.

Проницаемость отражена в уравнении Дарси:

Q = kS(dp/dl), где

Q – расход флюида;

k – коэффициент проницаемости;

S – площадь сечения;

dp/dl – перепад давлений или высот на на определенном расстоянии.

Измеряется в м² (система СИ).

Различают проницаемость:

абсолютная – измеренная в сухой породе при пропускании через нее сухого инертного газа (азот, гелий),

фазовая (эффективная) – способность породы пропускать через себя один флюид в присутствии других,

относительная – отношение величины эффективной проницаемости для данного флюида к величине проницаемости при 100%-м насыщении породы данным флюидом.

Структура пустотного пространства

Характер взаимного расположения пустот, размеры, особенности их внутреннего строения.

Изучают заполняя полимерами, в шлифах (по фотографиям шлифов), используя статистические методы.

Прямые методы – рентгеновское просвечивание (выпиливают пластинку толщиной 1 см и пропитывают солями бария), метод изучения полированных поверхностей (образец проваривается в канадском бальзаме с нигрозином, после чего шлифуется и полируется – затем изучают с помощью электронного микроскопа) и др.

Прямые методы имеют очень ограниченные возможности.

Косвенные методы изучают в основном внутреннюю удельную поверхность, распределение поровых каналов разных диаметров.

Внутренняя удельная поверхность определяется отношением суммарной поверхности всех пор и каналов (см², м²) к единице общего объема (см³, м³) или массы (г, кг) породы). Песчано-алевритовые породы – 0,04-10 м²/г. Большая свойственна тонкозернистым породам (большая величина активной поверхности уменьшает способность коллектора отдавать флюиды), малая – конгломератам, гравелитам, к/з песчаникам.

Ее определяют методом адсорбции, который основан на изменениии величины низкотемпературной адсорбции инетного газа.

Распределение поровых каналов изучают методами капилляриметрии (либо ртутной порометрии) и центрифугирования.

Остаточная вода в коллекторах

Вода, содержащаяся вместе с нефтью или газом в коллекторе в пределах залежи, называется остаточной. Коэф. водонасыщенности – отношение объема воды к объему порового пространства.

Определяется прямым способом, для чего бурение проводят на известково-битумных растворах (ИБР). Такие скважины бурят редко и на хорошо изученном месторождении. Образцы парафинируют и экстрагируют в приборе Закса или другом, который дает возможность определить раздельное содержание нефти и воды в породе. Если бурят на обычном растворе, применяют косвенные методы: по содержанию хлор-иона в образце, капиллярной вытяжки, испарения (метод Мессера), ЯМР, центрифугирования, капиллярного давления.

Гранулярные коллекторы в терригенных породах.

Первичная пористость терригенных коллекторов

Коллекторские свойства терригенных обломочных пород зависят от вещественного состава минеральных зерен, степени их отсортрованности, окатанности, количества глинисто-алевритовой примеси, состава и типа цемента и т.д.

Например, такой показатель, как коэф. отсортированности помогает при решении вопросов гидродинамики. Существует тектоническая приуроченность накопления хорошо отсортированных песчаников к склонам и вершинам палеоподнятий.

Первичная пористость – гипергенно-седиментационная, или пористость образовавшегося песчано-алевритового осадка. В дальнейшем в диагенезе и катагенезе протекают процессы, способствующие преимущественно ее уменьшению, сокращению свободного порового пространства.

Процессы уплотнения, аутигенное минералообразование, изменения в составе глинистой примеси (разбухающие от воды минералы), цементация.

Количество и тип цемента сильно влияют на емкость терригенных коллекторов. Цемент м.б. синхроничен обломочным зернам. Он представлен:

- глинистыми минералами;

- железистыми веществами;

- карбонатами;

- кремнистыми веществами;

- сульфатами;

- фосфатами и др.

Цементация связана с поступлением в пористые породы порций погребенных вод из глин по мере уплотнения последних (в начале в глинистом осадке – 80% воды, в глинистых сланцах – 4-5%, в кембрийских глинах – 8%).

При больших давлениях (на больших глубинах) обломочные зерна начинают растворяться в точках соприкосновения (принцип Рикке), происходит перераспределение, микромиграция вещества.

Существенное влияние на процессы цементации оказывает ОВ, которое оказывает консервирующее воздействие на породы. Присутствие нефти в пласте замедляет процессы цементации, они продолжают развиваться на контакте нефть-вода и ниже. Замедляет процессы цементации также скорость осадконакопления, чем она выше, тем быстрее происходит погружение осадка, его литификация, заполнение УВ.

Таким образом, объем порового пространства уменьшается с увеличением возраста пород и глубины погружения.

Изменение первичной пористости протекает неодинаково в породах с различным грансоставом и чистотой обломков. Наименьшие изменения касаются чистых, хорошо отсортированных песчаников, наибольшие – в плохо отсортированных породах, например в глинистых алевролитах.

Терригенные коллекторы. Вторичная пористость

Предел коллекторов – 3-4 км, в ТПП ниже 4 км коллектора с пористостью ниже граничных.

В мире втречаются коллектора и на глубинах 6-8 км.

Это связано с вторичной пористостью, т.е. с разуплотнением пород на глубине:

-         под соленосными толщами (низкий температурный градиент);

-         в результате выщелачивания легко растворимого цемента (карбонатного, сульфатного и т.д.);

-         зоны трещиноватости (надвиговые зоны в складчатых областях предгорных прогибов);

-         при генерации УВ в зонах АВПД (сильные внутренние напряжения в породе и нарушение ее структуры).

Лекция №6

Коллекторы в Карбонатныхпородах

При поисках, разведке и оценке запасов залежей нефти и газа крайне важно иметь достоверное представление о пространственном размещении в природном резервуаре отложений, различающихся по количеству пород-коллекторов. Особенно большое значение эти сведения имеют при изучении нефтегазоносности карбонатных отложений, характеризующихся весьма значительной литолого-фациальной неоднородностью.

Исследования емкостных свойств карбонатных пород различных генетических типов показали, что из обычно определяемых трех параметров (открытая пористость, проницаемость и эффективная толщина) наиболее отчетливую связь с фациальными особенностями имеет эффективная толщина.

Емкостные свойства карбонатных резервуаров нефти и газа тесно связаны с генетическим типом пород-коллекторов и обусловлены, главным образом, долей эффективной толщины в интервале продуктивной части разреза.

Этим обстоятельством объясняются различия в концентрации запасов УВ, приуроченных к карбонатным отложениям различных генетических групп.

Однозначно установлено, что плотности запасов в породах рифового генезиса на порядок превышают плотности запасов в коллекторах нерифового типа. Связано это с резко увеличенной долей эффективной толщины по отношению к толщине всего продуктивного интервала карбонатных отложений.

Следовательно, располагая данными о доли эффективной толщины в разрезе отложений, можно судить о емкостных свойствах карбонатного резервуара и возможной плотности содержащихся в них запасов углеводородов.

По Фортунатовой Н.К. сравнение емкостных свойств разнофациальных карбонатных отложений наиболее удобно производить сопоставляя суммарную эффективную толщину (Hэф) с общей толщиной отложений (Нр) изучаемого генетического типа, выражая ее через отношение Hэф/Нр, которое названо «коэффициентом эффективной толщины» (Кэф).

Ниже (табл. 1) показаны значения «коэффициента эффективной толщины» для карбонатных отложений различных генетических типов.

Таблица 1

Распространена классификационная схема, объединяющая известняки, известково-доломитовые породы и доломиты. Для всех них одинаково справедливо подразделение на три основные генетические группы: хемогенные (или биохемогенные), органогенные и обломочные, с выделением четвертой генетически сложной группы переходных или смешанных карбонатных пород.

1. Группа хемогенных (или биохемогенных) карбонатных пород включает породы, карбонатная часть которых в основном (50% и более) представлена химически или биохимически осажденным карбонатным материалом.

В эту группу пород включены карбонатные образования типа оолитов, пизолитов, сгустков и комков.

2. Обширную группу органогенных карбонатных пород составляют породы, в которых 50% и более карбонатной части принадлежит карбонатным органогенным остаткам. В зависимости от того, представлены последние остатками животных организмов (фауны) или флоры (водоросли), органогенные карбонатные породы могут быть зоогенными, фитогенными или смешанными, фито-зоогенными.

В подгруппе зоогенных карбонатных пород различаются известняки, сложенные целыми скелетными фрагментами - биоморфные (цельнораковинные) либо их обломками - детритовые (при размерах обломков более 0,1 мм) и шламовые (с обломками менее 0,1 мм), а также смешанные биоморфно-детритовые, биоморфно-шламовые.

Дальнейшее подразделение зоогенных, фитогенных и фито-зоогенных карбонатных пород осуществляется в соответствии с групповой принадлежностью органогенных остатков. Так, биоморфные (биоморфно-детритовые, детритовые и пр.) известняки могут быть фораминиферовыми, брахиоподо-мшанковыми, остракодовыми, полидетритовыми и т. д. С известной долей условности к зоогенным причислены копрогенные известняки, которые состоят не из скелетных остатков самих организмов, а из продуктов их жизнедеятельности.

Среди фитогенных (и фито-зоогенных) карбонатных пород различаются собственно водорослевые (литотамниевые, кодиевые и прочие известняки) и их специфические разности - строматолитовые, онколитовые, микрофитолитовые известняки, известково-доломитовые породы и доломиты.

Следует подчеркнуть, что во всех этих случаях учитываются только первичные (седиментационные, седиментационно-диагенетические) разности карбонатных пород. Породы, классифицируемые Г.И.Теодоровичем (1958 г.) как «доломиты с реликтовой органогенной структурой», а И.В.Хворовой как «доломиты известковые с обильными органогенными остатками», в действительности будут принадлежать к сильно, почти нацело эпигенетически (или позднедиагенетически) доломитизированным известнякам.

Подавляющее большинство органогенных карбонатных пород формировалось за счет накопления на дне седиментационных бассейнов скелетных остатков фауны и флоры (планктона и бентоса) после гибели организмов, попадавших в осадок и в нем захоронявшихся.

Особое место среди органогенных карбонатных пород занимают породы различных прижизненно сформированных организмами построек, часто именуемых «рифогенными». К ним относятся собственно рифовые тела (волнорезы) и различные биогермные (куполообразные) и биостромные (пластообразные) органогенные постройки. Все они представляют собой довольно крупные сооружения, измеряемые метрами, десятками и сотнями метров. Протяженность рифов может исчисляться километрами. Такие органогенные постройки формировались различными прикрепленными колониальными организмами (главным образом водорослями, археоцеатами, мшанками и кораллами), прижизненно нараставшими друг на друга. В результате смены ряда поколений этих организмов на месте их обитания возникал жесткий, устойчивый органогенный массив – ядро, остов органогенной постройки. В его создании участвуют и скелетные остатки многих других организмов (фораминиферы, криноидеи, брахиоподы, моллюски и т.п.), охотно селившихся рядом с “рифостроителями”. В.Г.Кузнецовым они определяются как «активные цементаторы» и «пассивные рифостроители».

3. Группа обломочных карбонатных пород включает в себя известняки, доломиты и известково-доломитовые породы, которые на 50% и более состоят из обломков карбонатных пород (но не фауны!). Цементом их служит зернистый карбонатный материал.

Среди обломочных карбонатных пород можно различать первичные и вторично обломочные. К последним относятся различные псевдоконгломераты и брекчии, возникшие за счет разрушения-раздробления уже сформированных карбонатных пород при тектонических деформациях либо в результате процессов выщелачивания. Среди первичных обломочных карбонатных пород следует различать собственно терригенные (аллахтонные, экстракласты), образованные карбонатными обломками - продуктами разрушения прилегающей суши, и внутриформационные (автохтонные, интракласты). Последние возникают непосредственно на месте своего образования за счет подводного размыва уже уплотненных карбонатных осадков.

4. В группу карбонатных пород переходного или смешанного типа включены породы, в которых зернистый карбонатный материал имеет подчиненное значение, выступая в роли цемента, а преобладающий (>50%) «цементируемый» материал генетически различен. Он может принадлежать хемогенным (биохемогенным) форменным карбонатным образованиям, органогенным остаткам иобломкам карбонатных пород. Обязательным при этом является присутствие их в значительных, примерно равных, количествах. Соответственно такие породы будут характеризоваться как органогенно-обломочные, комковато-органогенные и т.д.

Первичная и вторичная пористость

Свойства пород определяются не только их первичным составом и структурно-текстурными особенностями, но также и вторичными преобразованиями, происходившими в процессе погружения отложений и в ходе последующих восходящих движений, пликативных и разрывных тектонических деформаций, в том числе возникновения трещиноватости, а также взаимодействия пород с пластовыми флюидами. При этом реакция пород на все катагенетические и эпигенетические процессы предопреде­ляется их первичным составом.

Постседиментационные процессы могут как улучшать, так и ухудшать фильтрационно-емкостные свойства (ФЕС) отложений. Например, выщелачивание увеличивает емкость пород; кальцитизация уменьшает размеры перового пространства, залечивает трещины; доломитизация в зависимости от своего типа может как повышать емкость пород, так и снижать ее; процессы гипсотизации в ангидрите улучшают экранирующие свойства и обуславливают переход ангидритовой покрышки из ложной в истинную. Неоднозначны изменения свойств раз­ных пород с погружением. Соли и сульфаты улучшают свои свойства с глубиной, т.к. под влиянием вышележащих толщ становятся более пластичными, менее трещиноватыми. Глины же, наоборот, их ухудшают, т.к. переходят в непластичные, неразмокающие, иногда трещиноватые аргиллиты. Их свойства меняются также из-за преобразования на глубине минерально­го состава: монтмориллонитовые глины превращаются в хлоритовые и т.д. Эти особенности вторичных изменений пород должны быть учтены при выявлении и прогнозировании ПР.

Изучение и картирование ПР базируются на массовых литологических исследованиях, проводимых в комплексе с петрофизическими к промыслово-геофизическими, а также на данных полевой геофизики, главным образом сейсмических материалов .

Основными видами литологических исследований, используемых при изучении ПР, являются:

1. Макроскопическое описание керна и увязка его с данными ГИС. Особое внимание следует обращать на текстурные особенности пород и выделяемых в разрезе пачек (макро- и мезотекстурный анализ), поскольку они важны для установления генезиса отложений и во многом предопределяют их фильтрационные свойства. Необходимо отметить наличие каверн, их размеры, ориентировку и другие признаки.

2. Детальное петрографо-минералогическое изучение состава, структур и текстур пород, морфологии порового пространства, а также включений в них ОВ и битумов по каждому элементу ПР.

3. Выявление геологических тел, их морфологии, толщин, характера их контактов с подстилающими и перекрывающими породами (постепенные, резкие, с перерывом и т.д.).

4. Выделение литогенетических типов пород и реконструкция условий образования осадков и палеогеографической обста­новки (микрофации, фации, фациальные комплексы).

5. Выявление характера и масштаба постседиментационных преобразований пород на основе уже имеющихся по изучаемому комплексу и региону данных, а также личных исследований.

6. Установление конседиментационных структур разного порядка на основании авторских работ или анализа литературных данных.

При картировании и прогнозировании карбонатных толщ, залегающих под перерывами, необходимым является установление зон выщелачивания, проявлений карста (микрокарста) и сопутствующих явлений. Для терригенных толщ, находящихся на больших глубинах, необходимо установление закономерности размещения и причин возникновения участков повышенной пористости и проницаемости в пластах и толщах регионально развитых низкопоровых пород.

В отдельных случаях могут составляться карты вторичных преобразований отложений, на которых особое внимание должно быть уделено изменениям, определяющим улучшение или ухудшение ФВС - выщелачиванию, кальцитизации, доломитизации, ок-варцеванию и др.

Лекция №7

Глинистые Коллекторы.

Кремнистые Коллекторы

Н.Б. Вассоевич разделил все высокоуглеродистые породы (за исключением угля) на горючие и углистые сланцы с содержанием Сорг. От 10 до40% и доманикиты, или баженовиты с содержанием Сорг. 4-10%. Количество ОВ колеблется и по разрезу, и по площади, и в пределах отдельных пластов. Автор относит к доманикитам битуминозные карбонатно-глинистые породы с содержанием 5-15% сапропелевого вещества (но оно может быть и выше и ниже). В типичных доманикитах присутствуют прослои горючих сланцев.

Доманикиты состоят из глинистого вещества, аутигенного, в основном, биогенного кремнезема, карбонатов (также преимущественно органогенных) и сапропелевого планктогенного ОВ. В качестве примеси присутствуют пирит и песчано-алевритовая фракция. Характерна тонкая микрослоистость. ОВ не только равномерно пропитывает породу, но и образует линзы и самостоятельные прослои, мощность которых по данным И.И.Нестерова в отдельных случаях достигает в баженовской свите до 1 м.

Баженовская свита верхней юры является одним из продуктивных горизонтов (Ю₀) Западно-Сибирской провинции. Литолого-петрографическое изучение этих пород, проведенное во ВНИГРИ Б.А.Лебедевым, показало, что они представляют собой чередование сложных осадочных образований, в которых основными компонентами являются глинистые минералы различной модификации, кремнезем, тонко-мелкозернистый карбонат, органические остатки и битумоид. Количественное сочетание этих компонентов в разрезе сильно варьирует, что определяет выделение в составе баженовской свиты групп различных типов пород, вещественный состав которых редко соответствует термину "аргиллит".

По данным определений лаборатории физики пласта ВНИГРИ, открытая пористость пород баженовской свиты достигает 8% для неэкстрагированных образцов и 16% и более - для образцов, экстрагированных органическими растворителями.

Полученные данные также показывают, что трещинная пористость является весьма малой величиной и не может объяснить высоких притоков нефти, стабильно получаемых из рассматриваемых пород на Салымском месторождении.

Результаты исследований, базировавшихся на изучении различными способами 750 образцов из 30 скважин Салымского месторождения. показали, что емкость коллектора пород баженовской свиты условливается развитием в этих породах вторичной пористости, образовавшейся на различных стадиях постседиментационного преобразования осадка-породы.

Вторичная пористость пород-коллекторов баженовской свиты представлена

1) пустотами выщелачивания скелетов радиолярий и метасоматические замещения скелетного остатка;

2) пустотами выщелачивания макрофауны;

3) пустотами, образовавшиеся на стадии диагенеза за счет перераспределения минеральных компонентов породы;

4) пустотами выщелачивания карбонатного материала из стенок трещин (порообразное расширение трещин, обусловленное перемещением флюидов по ним).

Названные типы емкости в породах баженовской свиты распределены неравномерно, и доля их в эффективной пористости коллектора баженовской свиты определяется вещественным составом слагающих эту свиту пород и микрозональностью условий их осадконакопления.

В общем случае в породах-коллекторах баженовской свиты наибольшие размеры имеют поры выщелачивания по органическим остаткам, наилучшую сообщаемость имеют поры, расположенные по трещинам, более равномерное распределение - повсеместно развитые пустоты, возникшие на ранней стадии диагенеза. Исследования микроструктуры пород позволили установить, что критический радиус фильтрующих пор терригенных и карбонатных пород определяется весьма малыми размерами, что подтверждается также извлечением нефти из пористых блоков при проницаемости матрицы 0,0001 мД.

Залежи нефти в глубоководных доманиковых и доманикоидных карбонатах семилукско-позднефранского возраста выявлены уже на обширной территории провинции: на Печоро-Кожвинском мегавале (Западно-Соплесское месторождение), в Денисовской впадине (Верхнегрубешорское месторождение), на Колвинском мегавале (Возейское месторождение), в Хорейверской впадине (Верхневозейское и Баганское месторождения, Хатаяхская площадь), в Варандей-Адзьвинокой структурной зоне (Черпаюское, Хасырейское и Нядейюское месторождения), в Косью-Роговской впадине (Поварницкая площадь). Сильные нефтепроявления были отмечены в Большесынинской впадине на Суборском месторождении.

Коллекторы в вулканогенных и магматических породах

В вулканогенных и глубинных магматических породах коллекторские свойства возникают в результате вторичных преобразований в основном в образованиях кислого и среднего состава. Коллекторы трещинно-кавернового и порового типов. Выщелачивание кислыми гидротермами. Трещиноватость в тектонически активных зонах.

Трещинные коллекторы

Под трещиноватостью горных пород понимается совокупность макро- и микротрещин, нарушающих целостность отдельных прослоев или плaстoв.

Параметрами трещиноватости, позволяющими оценить ее эффективность, являются плотность трещин (Т), трещинная пористость и проницаемость (m_т и К_т соответственно). Подсчет их проводится в больших шлифах, предварительно насыщенных синтетическими смолами по методике, предложенной специалистами ВНИГРИ (Методика..., 1969). Для определения характера распределения трещин и выяснения их морфологии анализировались также образцы кубической формы (50х50х50 мм), насыщенные люминофорами (Багринцева, 1982).

Одним из основных типов пород, по которому наиболее интенсивно формируются микротрещины, являются тонкослоистые водорослевые ламиниты (рис.19), содержащие в том или ином количестве глинистый или органический материал. Текстурные особенности этих разностей - линзовидная полосчатость, волнистая слойчатость - определяют преимущественно параллельное и субпараллельное слоистости направления в развитии трещин. Последние обычно пологоволнистые, обладают наибольшей протяженностью. Плотность трещин варьирует в широких пределах, достигая максимума в 350 1/м. Средняя их раскрытость составляет 25-30 мкм, в отдельных расширениях - до 150 мкм. Трещинная пористость, как правило, не превышает 1%. Преобладающая ориентация трещин находит свое отражение в анизотропии проницаемости. В направлении, параллельном напластованию, она достигает 100 мД, в перпендикулярном - падает до 1-5 мД.

Другая группа пород, обладающая близкими параметрами трещиноватости, охватывает литифицированные осадки глубокой и мелкой сублиторали и нижней литорали. В них развита система хаотичных извилистых трещин, плотность которых наиболее часто не превышает 100 1/м. Средняя раскрытость трещин - 12-25 мкм, трещинная пористость - до 1%, проницаемость - до 10 мД.

Несмотря на довольно значительные величины проницаемости, роль микротрещин в создании емкости для углеводородных флюидов невелика, они обеспечивают в основном процессы фильтрации, связывая между собой пористые участки породы.

Наличие многочисленных разновозрастных разрывных нарушений не может не оказать влияния на повышение интенсивности трещинообразования и на закономерности распределения коллекторов в толщах.

Всестороннее изучение трещиноватых пластов (Stearns and Friedman, 1972) показало, что трещинные коллекторы наиболее вероятны в хрупких породах с низкой пористостью, залегающих в областях, где проявлялись благоприятные с точки зрения растрескивания тектонические подвижки. Макро- и микротрещины, образовавшиеся в породе могут быть связаны при этом с деформацией пород при дизъюнктивных нарушениях, а также с глубокой эрозией перекрывающих пород, которая вызывает неодинаковые напряжения по ослабленным плоскостям.

На Верхнем Возее в отложениях нижнего силура в приразрывных зонах плотность открытых микротрещин при приближении к линии разрывного нарушения на расстоянии до 50 м визуально не увеличивается. В скважинах, непосредственно вскрывших разлом, отмечается некоторое увеличение плотности трещин (примерно в 2 раза по сравнению с удаленными от разлома подобными фациальными разностями).

В целом, следует, по-видимому, признать, что основные особенности распределения трещиноватости в карбонатных породах связаны не столько с влиянием разломной тектоники, сколько с их различным первичным составом и текстурно-структурными особенностями. Влияние же разломов фиксируется лишь в увеличении вторичной пористости в первично слабо проницаемых отложениях за счет растворения и выноса карбонатного материала по трещинам и соответственно в формировании пористости выщелачивания.

Методы исследования трещиноватости

Для изучения трещиноватости используют следующие методы:

- морфометрический (мегатрещиноватость, карты, радиальные розы-диаграммы);

- макроскопический полевой (в керне и обнажениях);

- лабораторный (в шлифах, кубах и т.д., метод ВНИГРИ, люминесцентный метод Багринцевой).

Кроме того, используют геофизические и гидрогеологические методы.

Признаки трещинных и трещинно-кавернозных коллекторов:

- катастрофические поглощения бурового раствора, иногда с потерей циркуляции, провалы бурового инструмента;

- превышение Кп^НГК над Кп по керну;

- низкий вынос керна.

Характеристика нефтегазоматеринских толщ ТПП.

Шкала катагенеза

Материнские толщи среднеордовикско-нижнедевонского НГК обладают специфичным типом РОВ, генерационный потенциал которого весьма значителен. Активная его реализация начинается на стадии МК₂ при глубине 2,2 км и продолжается до МК₅ на глубине 5 км. На заключительном этапе преобразования ОВ интенсивность процессов генерации резко падает, происходит коренная перестройка состава битумоидов, что соответствует заключительному этапу главной зоны нефтеобразования, на котором генерируются легкие нефти и конденсаты. Начало главной зоны газообразования регистрируется на глубине более 5 км при интенсивности катагенной преобразованности АК₁.

Нефтегазоматеринские толщи среднедевонско-франского НГК связаны с терригенным осадконакоплением в прибрежно-морских условиях, что обусловило широкое развитие в отложениях РОВ переходного гумусово-сапропелевого типа. В то же время, НГМП обладают значительным генерационным потенциалом, реализация которого начинается на стадии МК₂ при глубине 2,5 км и заканчивается на стадии МК₄ при глубине 4,5 км. Таким образом, генерационный потенциал в отношении жидких УВ исчерпывается на меньших стадиях катагенеза, по сравнению с подстилающим НГК.

Характер генерации РОВ, накопившегося в морских условиях в доманиково-турнейском НГК, в процессе катагенеза весьма сходен с таковым для среднеордовикско-нижнедевонского НГК и отличен от среднедевонско-франского. Вступление в ГЗН отмечается уже при незначительной степени преобразованности РОВ - МК₁ на глубине 1,9 км, выход же регистрируется при стадии МК₄ на глубине 4,2 км. Темп реализации генерационного потенциала значительно ниже, чем в обоих нижележащих НГК, но ему свойственны большая стабильность и продолжительность во времени. Наиболее активное проявление ГФН отмечается в интервале МК₂ (2,5 км) - МК₃ (3,9 км).

Нижнепермский НГК характеризуется накоплением РОВ в прибрежно-морских условиях, доля гумусовой составляющей в нем весьма велика. Вступление в ГЗН отмечается на стадии МК₁ (2,1 км), а выход из нее - на стадии МК₃ (3 км). Специфика генерационных процессов заключается в их крайней вялости и непродолжительности. В то же время, особенность темпа генерации выражается в раннем входе в ГЗГ, что позволяет предполагать значительную роль органического вещества рассматриваемого возраста в процессах газообразования.

Верхнепермский НГК отличается преобладанием гумусовой составляющей, характеризуется очень ранним вступлением в ГФН на стадии катагенеза ПК₃ (1,6 км) и выходом из нее на стадии МК₂ (3,0 км). Темп генерации весьма слабый и не позволяет выделить наиболее активный этап в ходе ГФН. Следовательно, масштабная генерация жидких УВ за счет РОВ данного возраста маловероятна.

Таким образом, анализ темпа генерационных процессов на основе динамики преобразования РОВ разновозрастных материнских толщ, позволил определить глубины начала, активного проявления и окончания главной фазы нефтеобразования в каждом НГК.

Глубины проявления ГФН И ГФГ в Тимано-Печорском бассейне

Выявленные закономерности дают возможность определить районы и площади, охваченные процессами генерации различной интенсивности и с помощью палеоструктурных построений определить геологическое время протекания этих процессов.

Схема соподчиненности циклов тектогенеза, структурных этажей,

формаций и нефтегазоносных комплексов Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции